Морфоскульптурный рельеф суши (СЛАЙД 30) Склоновые процессы и формы рельефа Земная поверхность состоит из субгоризонтальных поверхностей и склонов. Склоны – это поверхности, на которых определяющую роль в перемещении вещества играет составляющая ускорения силы тяжести, ориентированная вниз по склону. На долю склонов (с углом наклона более 2°) приходится более 80% поверхности суши. Почти все разрушение поверхности суши протекает в результате склоновых процессов. Они развиты на дне морей и океанов. Сущность склоновых процессов состоит в разрушении и перемещении и при благоприятных условиях – накоплении продуктов выветривания, чаще всего в пределах верхней и нижней частей одного и того же склона. В результате этого на склонах образуются денудационные (выработанные) и аккумулятивные формы рельефа. Кроме того, склоновая денудация поставляет материал для других процессов, совершающихся одновременно или позднее с участием поверхностной текучей воды, льда, ветра и т. д. и для новых типов отложений и форм рельефа. Склоны классифицируют: а) по крутизне, б) длине, в) форме профиля, г) происхождению. По крутизне: очень пологие (2–4°), пологие (4–8°), средней крутизны (8–15°), крутые (15–35°), очень крутые (более 35°). По длине: длинные – более 500 м, средние – от 50 до 500 м, короткие – менее 50 м. По форме профиля: прямые, выпуклые, вогнутые, ступенчатые, со сложным рельефом (в том числе выпукло-вогнутым). По происхождению склоны делятся на: эндогенные и экзогенные. Склоны тектонического генезиса могут быть обусловлены складчатыми и разрывными дислокациями, проявлением интрузивного и эффузивного магматизма и землетрясений. Склоны экзогенного происхождения образуются в результате работы рек, морей, ледников, ветра и т. д. Причем в образовании экзогенных склонов нередко совместно участвуют разные силы. Возникающие разными способами, эти первичные склоны подвергаются в дальнейшем различным склоновым процессам. По особенностям процессов, протекающих на склонах, выделяет следующие типы склонов: 1. Склоны собственно гравитационные. 2. Склоны блоковых движений. 3. Склоны массового смещения чехла рыхлого материала. 4. Склоны делювиальные (плоскостного смыва). Склоны собственно гравитационные. Это склоны крутизной более 35°, на которых обломки, образующиеся в результате выветривания, перемещаются лишь под воздействием силы тяжести, а импульсом к этому бывают землетрясения, сильные ливни, удары молний и др. К таким склонам относятся обвальные, осыпные и лавинные склоны. Обвальные склоны. На склонах, сложенных скальными и трещиноватыми породами, происходят обвалы крупных глыб. Им обычно предшествует отседание склонов с образованием рвов выше бровки склона. На таких склонах в верхней денудационной части образуются стенки срыва обвалов и ниши, иногда с нависающими карнизами, а в нижней аккумулятивной части – хаос обломков размером до десятков метров, образующий беспорядочный холмистый рельеф. Обвалы характерны для глубоких узких горных долин, где обрушившийся материал по инерции движется по дну долины в виде каменных потоков длиной в несколько километров. Обвалы в горах перегораживают речные долины и приводят к образованию озер. Например, Сарезское землетрясение на Памире в 1911 г. породило обвал объемом 2,2 км3, который перегородил реку Мургаб. На месте кишлака Сарез возникло одноименное озеро, площадь которого в настоящее время составляет около 80 км , а глубина до 500 м. Такого же происхождения озеро Рица на Кавказе. Обвалы небольших масс породы называют камнепадами. Осыпи связаны с физическим выветриванием мергелей, глинистых сланцев и других пород, которые образуют сыпучий щебнистый материал. На осыпных склонах в верхней части образуются стенки срыва осыпей из обнаженной коренной породы, ниже – осыпные лотки в виде желобов глубиной до 2 м и шириной несколько метров, а у основания склона – конусы осыпи и шлейфы из обломков, называемых коллювием. Лавинные склоны образуются в горах с постоянным снежным покровом. Лавины – это скользящие вниз снежные массы. Многие из них движутся по строго фиксированным руслам временных водотоков. У них морфологически хорошо выражены лавиносборные понижения, стенки срыва лавин, лавинные борозды и лотки корытообразной формы, по которым движется снежная масса. У основания склонов образуются конусы выноса в виде бугров и валов, сложенные так называемым лавинным «мусором» из обломочного материала с древесными и другими растительными остатками. Лавины образуются при нарушении устойчивости снега на склонах под влиянием мощных снегопадов, интенсивного снеготаяния и т. д. и обладают колоссальной разрушительной силой. В лавиноопасных горах создаются системы защиты, производится обстрел опасных склонов из артиллерийских орудий для предотвращения больших скоплений снега, запрещается рубка лесов и т. д. Склоны блоковых движений образуются при перемещении монолитных блоков породы. В их образовании участвуют водно-гравитационные процессы. К ним относятся прежде всего оползневые склоны. Оползни – комплекс форм рельефа, возникающих при смещении (оползании) блоков горных пород по склону. Они образуются по берегам морей, рек, озер и на склонах гор, сложенных рыхлыми осадочными породами, крутизной более 15°. Оползни возникают при чередовании водоносных и водоупорных пород, так как именно кровля последних служит поверхностью скольжения. Оползанию грунта по склону способствует моноклинальное залегание пластов, совпадающее с уклоном поверхности. Для образования оползней необходимо большое количество воды в грунтах, из-за чего они становятся тяжелыми и пластичными. Благоприятствуют оползням подмыв нижней части склона рекой или морем, землетрясения, а также увеличение нагрузки на склон (строительство на нем) и орошаемое земледелие на присклоновых частях междуречий. При оползании образуется комплекс форм рельефа, в который входят оползневой цирк в виде амфитеатра, ограниченный стенкой срыва оползня, и оползневой блок (тело оползня) с запрокинутой верхней площадкой в сторону склона и крутым уступом, обращенным в направлении движения оползня. Нижняя, наиболее нарушенная часть оползневого блока («язык оползня») иногда имеет вид напорного оползневого вала. Поверхность, по которой сползает тело оползня, называют поверхностью скольжения (СЛАЙД 31). Площади оползней составляют от нескольких гектаров до десятков квадратных километров, диаметр цирков – от десятков – сотен метров до 5 км. Характерным признаком оползания грунта является так называемый «пьяный лес», когда деревья, растущие на оползневом блоке, из-за неоднородного смещения последнего наклоняются в разные стороны. Оползни широко распространены на склонах речных долин и морских побережий. Наиболее известны они на побережьях Азовского и Черного морей (севернее Сочи), в районе Одессы, по правому берегу Волги от Нижнего Новгорода до Волгограда, в Молдавии; в Москве оползни развиты на крутых правых берегах реки Москвы в районе Филевского парка и Воробьевых гор. Если в строении склона скальные породы залегают на глинистых водоупорах, образуются оползни с отседанием от водораздела блоков прочных скальных пород и скольжением их по глинам или другим пластичным породам. Такие склоны отседания характерны для речных долин Среднесибирского плоскогорья, прорезающих траппы. Оползни причиняют большой вред: разрушают здания и инженерные сооружения по берегам морей и рек, железные и шоссейные дороги вдоль побережий морей, у подножий горных склонов и др. Для предотвращения оползней применяют профилактические и закрепительные меры. Мелкие оползни, захватывающие почвен-но-растительный слой, называются оплывинами. Они образуют бугристый микрорельеф у подножия склонов. Склоны массового смещения чехла рыхлого материала созданы водногравитационными процессами: солифлюкцией и дефлюкцией. (СЛАЙД 32) Солифлюкция – процесс медленного сползания по склону поверхностного слоя пород, обладающих вязко-текучим состоянием. Крутизна склонов может не превышать 3-4°. Этот процесс характерен для зоны многолетней мерзлоты, где мелкоземистый грунт сползает по мерзлой породе на пологих склонах со скоростью нескольких сантиметров в год, образуя солифлюкционный рельеф. Так как крутизна склонов всегда изменчива, то на пологих склонах образуются ложбины и борозды, а на относительно выровненных участках сползание грунта замедляется и приостанавливается, вследствие чего образуются небольшие солифлюкционные натечные валики, гряды, терраски, имеющие в плане языкообразную форму. Солифлюкция также может проявляться и в умеренном гумидном климате; смещение материала происходит здесь весной, когда деятельный слой оттаивает, перенасыщается влагой и приобретает текучесть. Аналогичным образом происходит процесс тропической солифлюкции в экваториальных широтах после многодневных и обильных ливней. На распаханных склонах возможна полосная солифлюкция, которая проявляется в виде неглубоких прямолинейных безрусельных ложбин глубиной 20–30 см, шириной 20– 50 м, которые называются делли. В нижних частях склонов при этом образуется микрорельеф в виде бугров. С медленным смещением каменного материала на пологих склонах по водоупорной поверхности скольжения связаны курумы – каменные россыпи. Они распространены в средне- и низкогорьях субарктического и умеренного поясов на склонах вершинных гольцовых поверхностей, сложенных скальными породами. Интенсивное морозное выветривание последних поставляет на склоны глыбы пород, достигающие метра. Курумы представляют собой скопления этих глыб (каменные поля) с хаотично расположенными обломками, скользящими по водоупору вниз по склону со скоростью 1 –2 м/год под действием мерзлотного крипа. В распадках (пологих днищах долин) они превращаются в «каменные реки», в которых смещение глыб может протекать быстрее (до 3–5 м/год). При увеличении крутизны склонов образуются курумы-осыпи. Движущиеся курумы уничтожают на своем пути всякую растительность, а достигнувподножия склонов, служат поставщиками галечновалунного аллювия для горных рек. (СЛАЙД 33) Дефлюкция (крип) – пластичное движение в виде медленного выдавливания слабо увлажненного грунта под почвенно-растительным покровом на склонах крутизной 8 – 35° со скоростью менее 0,5 см/год. Этому способствует периодическое изменение объема грунта, вызванное колебанием температур (температурный крип), попеременным промерзанием и оттаиванием (мерзлотный крип), набуханием и усадкой глинистых частиц при увлажнении и высыхании (гигрогенный крип). Дефлюкция не образует самостоятельных форм рельефа, но приводит к выполаживанию склонов. В случае разрыва дернового слоя она вызывает микроступенчатость на склонах, которая усиливается при выпасе скота. Делювиальные склоны – это склоны, на которых осуществляется плоскостная водная эрозия. Она проявляется временно после интенсивных дождей и таяния снега в результате склонового стока, покрывающего большие площади склонов почти сплошным водным слоем. По существу же плоскостной смыв – это мелкоструйчатый размыв, так как земная поверхность всегда неровная. Нерусловые потоки обладают значительной мутностью, хотя скорость их мала. Этому способствуют удары дождевых капель о землю, сообщающие потоку турбулентность. Среди переносимых водой наносов преобладают мелкие пылеватые несвязные частицы. Несортированные скопления их у подножия склонов называются делювием (лат. dеluo – смываю). Склоновый сток не создает особых форм рельефа, кроме микроформ – потяжин, но он выравнивает поверхность, смывая грунт в верхней части склона и откладывая его в нижней части в виде делювиального шлейфа. Особую интенсивность приобретают делювиальные процессы на распаханных склонах, смывая гумусовый горизонт почв. Эрозия почв (так называется этот процесс на распаханных землях) наносит большой вред природе и земледелию. Склоновые процессы в периоды длительной стабилизации базиса денудации и ослабления тектонической активности приводят в конечном счете к выполаживанию рельефа. Разработаны две классические схемы выравнивания: пенепленизация и педипленизация. (СЛАЙД 34) Пенепленизация – выравнивание территории «сверху» (схема В. Дэйвиса). Она типична для гумидных территорий. Водоразделы выравниваются за счет делювиального смыва и других склоновых процессов, долины заполняются, материал из них выносится реками. В результате на месте горных глубокорасчлененных участков земной поверхности возникает невысокая волнистая денудационная равнина, которую В. Дэйвис назвал пенепленом (англ. репер1ат, от лат. раепе – почти и англ. р1а'т – равнина). (СЛАЙД 35) Педипленизация – выравнивание территории «сбоку» (схема В. Пенка). Она свойственна территориям с резко континентальным климатом и особенно интенсивна в аридных и полуаридных климатах, где мало воды и велики контрасты температуры. В таких условиях выравнивание гор начинается снизу и происходит путем отступания боковых уступов (склонов возвышенностей). В результате попятного параллельного отступания склонов у их подножия формируются выровненные каменистые поверхности – педименты, шлейф наносов с которых удаляется, и они оказываются сложенными коренными породами. При сближении противоположных уступов между ними сохраняются останцы первоначального возвышенного рельефа – островные горы с уплощенными вершинами или в виде сопок с резко очерченными вершинами и вогнутыми склонами, которые со временем тоже снижаются. Выровненные поверхности названы В. Пенком педипленом (англ. реdiplain, от лат. реdis – нога, подножие и англ. р1аin – равнина). Эти типы денудационного выравнивания земной поверхности не следует противопоставлять. Они протекают одновременно, а их преобладание в тех или иных районах зависит от конкретных физико-географических условий. Наряду с денудационными поверхностями выравнивания типа пенеплена и педиплена, Ю. А. Мещеряковым было предложено широкое толкование термина поверхности выравнивания как морфологически единой поверхности, состоящей из парагенетических денудационных и аккумулятивных частей, причем последние сложены рыхлыми коррелятными (снесенными с повышений) осадочными породами. Их формирование приурочено к эпохам равновесия эндогенных и экзогенных сил в периоды общего опускания территории. После выравнивания поверхности она может вновь деформироваться эндогенными блоковыми движениями. Тогда фрагменты одной и той же выровненной поверхности могут быть подняты этими движениями на разную высоту. Будучи ровными и приподнятыми, они называются в горах поверхностями выравнивания. Флювиальные формы рельефа Поверхностные текучие воды – самый распространенный экзогенный рельефообразующий агент на суше. Если деятельность остальных экзогенных процессов локальна, то деятельность текучих вод проявляется практически повсеместно. Она отсутствует лишь на территориях, покрытых ледниками, и ограничена в пустынях. (СЛАЙД 36) Геоморфологические процессы, осуществляемые поверхностными текучими водами, и создаваемые ими формы рельефа называются флювиальными (лат. f1иvius – поток, река). Всякий водоток производит денудационную работу – эрозию (лат. еrоdеrе – разъедать), транспортировку материала и аккумуляцию, создавая как эрозионные (выработанные), так и аккумулятивные флювиальные формы рельефа. Однако эрозионные и аккумулятивные флювиальные процессы тесно переплетаются во времени и в пространстве. Поэтому лишь условно можно выделять в чистом виде эрозионные (овраги, балки, речные долины в горах) и аккумулятивные формы рельефа (конусы выноса оврагов и балок, поймы и дельты рек). Речные долины на равнинах фактически являются эрозионно-аккумулятивными формами. Эрозионные и эрозионно-аккумулятивные формы распространены шире, чем аккумулятивные, поскольку значительная часть наносов выносится реками в моря и океаны. По интенсивности проявления эрозионных процессов различают две модели эрозии: нор- мальную (природную, естественную) и ускоренную (природно-антропогенную). Нормальная эрозия – размыв поверхности текучими водами под влиянием комплекса естественных факторов в длительные геологические сроки. Среди природных факторов важны как зональные, так и незональные. Среди зональных факторов главный – климатические условия. Эрозии способствуют значительное количество осадков, ливневый характер дождей, значительная мощность снега и большие запасы воды в снежной толще, температурный режим в период снеготаяния, от которого зависит его интенсивность и продолжительность. Растительность – и лесная, и луговая – предохраняет грунты от смыва и размыва. При этом надо учитывать степень проективного покрытия поверхности травостоем. Из свойств почвы наиболее важны водопроницаемость и структура. К незональным факторам относятся: 1) Вещественный состав пород определяет их устойчивость к размыву (особенно легко размывается и смывается лёсс). 2) Неотектонические, в том числе современные, движения влияют на особенности русловых и склоновых процессов. Поднятия ведут к увеличению уклонов потока и крутизны склонов и в конечном итоге быстрейшему выходу на поверхность трудноразмываемых пород, формированию врезанных долин – глубоких ущелий, теснин, каньонов. Погружения приводят к обратным эффектам, в том числе и к накоплению мощных рыхлых толщ. Неотектонические движения определяют крутизну и длину склонов, площадь и характер водосбора (при собирающем типе водосбора эрозия интенсивнее). Среди особенностей склонов на эрозию влияют экспозиция, форма, микрорельеф. От экспозиции склонов зависит скорость склоновых процессов, в том числе и эрозии почв (на склонах солнечной экспозиции снеготаяние протекает активнее). Форма и микрорельеф склонов также влияют на смыв (на выпуклых и ровных склонах он интенсивнее, чем на вогнутых и бугристых). Ускоренная эрозия (иногда ее называют антропогенной, что не совсем точно) – это природное явление, спровоцированное неосмотрительной хозяйственной деятельностью человека на протяжении исторического периода. Она проявляется в виде эрозии почв – поверхностного смыва гумусового горизонта почв и активного оврагообразования. Ей способствует сведение лесов, распашка и продольная пахота на склонах, особенно крутых, неумеренный выпас скота на склонах, строительство дорог, при котором не укрепляются откосы и не бетонируются кюветы, и т. д. Сброс вод с орошаемых полей часто вызывает ирригационную эрозию; она распространена на юге России, в странах Центральной и Средней Азии. Эрозия проявляется в двух основных формах: а) плоскостная (склоновая) ) эрозия – о которой говорили ранее (когда рассматривали делювиальные склоны); б) линейная (русловая) эрозия совершается временными водотоками, возникающими при снеготаянии и после ливней, и постоянными – реками. Эрозионно-аккумулятив-ная деятельность при этом протекает неодинаково, из-за чего создается разная флювиальная морфоскульптура. Формы рельефа временных водотоков. Начальной формой денудационного рельефа на склонах является эрозионная борозда (водороина). Глубина и ширина борозд не превышает 30 см. После прекращения стока глубина их уменьшается, ширина увеличивается и склоны выполаживаются (СЛАЙД 37). На распаханных склонах эрозионные борозды обычно превращаются в промоины (рытвины), глубина и ширина которых может достигать 2 м. Поперечный профиль их чаще всего У-образный. Продольный профиль промоин в сглаженном виде повторяет профиль склона, а вершины их не выходят за пределы бровки склонов. В промоинах концентрируются дождевые и талые снеговые воды, поэтому при достаточном водосборе, углубляясь и расширяясь, они превращаются в овраги – линейно вытянутые, отрицательные, растущие формы рельефа. Глубина их достигает в среднем 20– 25 м, ширина между бровками – до 50 м, длина – сотни метров и даже километры. Склоны оврагов крутые, обычно незадернованиые. Поперечный профиль чаще У-образный, иногда бывает неширокое плоское дно. В вершинах глубиной в первые метры хорошо выражен водобойный котел, над которым нависает и обрушивается грунт. Овраги быстро растут в результате регрессивной (пятящейся) эрозии. В отличие от промоин они, как правило, выходят за пределы склонов речных долин на междуречья и вырабатывают свой собственный продольный профиль, отличающийся от профиля склона. Скорость роста оврагов – несколько метров в год, случается и до нескольких десятков метров в год (СЛАЙД 38). По местоположению выделяют овраги береговые, не выходящие за пределы бортов долины, склоновые – самые распространенные, выходящие за пределы долин и «разъедающие» водораздельные поверхности, и донные – на днищах балок; последние возникли при изменении внешних факторов оврагообразования – нормы стока, его внутригодовой неравномерности и др. Овраги широко распространены в земледельческих районах умеренных широт, особенно в лесостепях и степях и даже в полупустынях. В первых двух случаях овраги возникли после начала распашки склонов, что сопровождалось уничтожением естественной растительности, обладавшей плотной дерниной. В сухих степях и полупустынях с их скудной естественной растительностью овраги могут образовываться при минимальном вмешательстве человека или без него. Причем в областях, сложенных лёссами, густота овражной сети достигает 5 – 6 км/км2, глубина их вреза – 100–150 м. Водоразделы между часто расположенными оврагами приобретают вид острых гребней. Территории с овражным расчленением таких масштабов называются «бэдленд» (от англ. Ваd 1апа – дурная земля). Они широко развиты на Лёссовом плато в Китае, где природное оврагообразование усилено уничтожением степной растительности в течение длительного хозяйственного использования. По мере роста оврагов в длину их водосборная площадь уменьшается, вырабатывается относительно плавный вогнутый продольный профиль, дно расширяется, склоны выполаживаются, на них появляется закрепляющая их растительность, и овраг может превратиться в балку, а при вскрытии водоносных горизонтов – в долину ручья. Балки достигают больших размеров – до 20 – 30 км в длину. Они обычно ветвятся, образуя сложные системы с отвершками – боковыми балками первого, второго и третьего порядков. На дне балок обычны ступени – террасы, сложенные балочным аллювием. Это следы неоднократного углубления балок в виде донных оврагов при понижении базиса эрозии – того уровня, к которому привязана балка. Чаще всего балки и овраги ограничены уровнем пойм рек. На поймы балки и овраги выносят плохо сортированный песчаносуглинистый материал со щебнем. Большая его часть уносится рекой во время половодья, но часть наносов сохраняется в устьях оврагов и балок в виде конусов выноса. В устьях оврагов этот материал называется пролювием, в балках – балочным аллювием. Морфологический облик оврагов и балок весьма различный и определяется прежде всего характером пород, в которые они врезаны. В горах временные водотоки образуют специфичные эрозионные формы: в верховьях это водосборные воронки в виде амфитеатров, в средней части – глубокий, узкий канал стока У-образного поперечного сечения с крутым ступенчатым продольным профилем, в низовье – мощный конус выноса. У подножий гор эти конусы сливаются и образуют обширные пролювиальные равнины (Предкавказье, предгорья Средней Азии, Восточного Саяна и др.). Временные водотоки в горах часто представляют собою грязекаменные потоки, называемые селями. Содержание твердого материала в них колеблется от 10 до 75%. Селям способствуют большая крутизна склонов и дна долин и огромная масса продуктов выветривания. Непосредственная причина селей – интенсивное таяние снегов и льдов в горах, часто вследствие фенов, обильные дожди, прорывы «плотин» приледниковых озер. Сели производят грандиозную разрушительную работу. Денудационные формы, созданные селями, – ниши, ложбины, рвы. К подножию гор они выносят миллионы тонн продуктов выветривания, накопившихся в межгорных долинах за счет различных склоновых процессов и ледников, образуя глыбово-бугристые конусы и покровы. Сели – грозное явление природы, случающееся обычно внезапно и носящее катастрофический характер. Они наносят колоссальный ущерб жителям межгорных долин и предгорий. Например, печальной известностью пользуется сель, который случился 8 июня 1921 г. в Алма-Ате. Сель ворвался в город, превратив улицы в бушующие реки с берегами из домов. Масса принесенного каменного материала составила около 1,5 млн т. Погибло более 400 человек. Летом 2000 г. сели обрушились на г. Тырныауз, стоящий в долине реки Баксан. Для борьбы с селями в ущельях возводят каскады бетонных плотин, строят водоотводные каналы и дамбы. Формы рельефа постоянных водотоков – речные долины – линейно вытянутые отрицательные (полые) формы рельефа, созданные постоянными водотоками – реками. Основными элементами речных долин являются русло, пойма, надпойменные террасы и склоны (борта); в устьях рек формируются дельты. Основными флювиальными процессами, создающими речные долины, являются русловые, которые заключаются в горизонтальных и вертикальных русловых деформациях. Под горизонтальными деформациями понимают смещения речных русел по дну долины, под вертикальными – врезание реки или аккумуляцию наносов на ее дне. Морфологический облик речных долин определяется геологическими и физико-географическими условиями, историей и стадией их развития. Речные долины на равнинах и в горах, заложенные в легко- или трудноразмываемых породах, существенно различаются по своему морфологическому облику. На равнинах долины чаще всего развиваются в рыхлых, легкоразмываемых породах, поэтому ничто не сдерживает деятельность речного потока: оба вида деформаций протекают только под влиянием водного потока почти без литологических или иных ограничений, т. е. создаются условия свободного развития русловых деформаций. При этом в природе скорость горизонтальных русловых деформаций (1 –10 м/год) в тысячи раз превышает темпы врезания или аккумуляции наносов (мм или см в год). Долины в таких условиях имеют широкое днище, занятое поймой, пологие склоны и называются широкопойменными. Именно в них в наиболее полной мере проявляются флювиальные рельефообразующие процессы и выражены флювильные формы рельефа. Русло – наиболее пониженная часть речной долины, по которой течет река в межень. Основная работа реки – перемещение воды и наносов с возвышенных участков суши в водоемы – океаны, моря, озера и формирование поймы. Крупные наносы перемещаются вниз по течению рек во влекомом состоянии в виде гряд, у которых верхний откос (обращенный вверх по течению) пологий, а низовой – крутой. Поэтому рельеф речного русла представлен чередующимися перекатами – крупными грядами наносов, к которым приурочены самые мелкие участки русла, и расположенными между ними глубокими участками –плесами. Речные русла по своей конфигурации бывают извилистыми, разветвленными и относительно прямолинейными, а также промежуточными, с элементами разных типов. Форма русел определяется характером русловых деформаций и сама задает их. На равнинах в условиях свободного развития русловых деформаций наиболее распространены извилистые, или меандрирующие. Они представлены следующими друг за другом излучинами. Термин «меандр» – излучина произошел от древнегреческого названия реки Бол. Мендерес на юго-западе Турции, отличающейся очень крутыми и причудливыми излучинами. щийся внутри ее, называется шпорой излучины, а самое узкое место шпоры – шейкой излучины. Речные излучины формируются в результате работы самой реки. Излучины в рыхлых, легкоразмываемых породах называются свободными. Их форма, размеры и динамика определяются водоносностью и режимом реки. Существует несколько точек зрения о причинах меандрирования рек: это и отклонение потока от прямой линии посторонними факторами, и выравнивание продольного профиля за счет снижения уклонов потоков. Согласно Н. И. Маккавееву, причины меандрирования кроются в гидравлических особенностях движения водного потока: средняя скорость его на изгибе русла значительно больше, чем на прямом участке, и соответственно выше его транспортирующая способность. Чтобы легче справиться с переносимым материалом, река начинает искривляться и приобретает извилистую форму. Искривление излучин начинается еще на стадии развития побочней в прямолинейном русле и осуществляется за счет размыва их вогнутых берегов, скорость которого на средних и крупных реках может достигать 10 м/год и более. Причем на ранних стадиях искривления излучины смещаются преимущественно вниз по течению, но затем начинает преобладать их поперечное перемещение, т. е. искривление. Одновременно с искривлением русла уменьшаются его уклоны, растут потери энергии потока по длине. На определенной стадии излучина достигает критической кривизны, после чего может спрямиться путем прорыва потока через шейку излучины . Старое русло отделяется косами от действующего и постепенно превращается в старичное озеро, или в старицу. Новое русло сначала имеет относительно прямую форму, но потом вновь начинает искривляться. За время жизни реки процессы искривления и спрямления излучин происходят сотни раз, поэтому наличие стариц в долине – явление типичное. Пойма – приподнятое над меженным уровнем и покрытое растительностью дно речной долины, созданное в процессе блуждания реки по дну долины и затопляемое во время половодья. В общих чертах можно сказать, что пойма формируется при зарастании в маловодные годы, самых высоких участков их побочней или осередков. В умеренных широтах пионерным растением, растущим прямо на песке, является ива. В других широтах эту функцию выполняют иные растения. Как только ива укоренится на побочнях, они начинают превращаться в пойму. Незаросшие участки побочнейвместе с подводной частью гряды продолжают смещаться вниз по течению, а заросшие остаются у берегов. Во время их затопления растения замедляют скорость течения потока и из воды начинают осаждаться мелкие взвешенные частицы, которые плащеобразно перекрывают песчаную или галечную поверхность бывших побочней или осередков и образуют слой пойменного наилка. На нем поселяются травянистые растения и начинают развиваться пойменные почвы. бразуется параллельно-гривистая пойма, чаще всего односторонняя (см. рис. 119, г). Поиному происходит образование поймы на малых реках, несмотря на то что они в своем большинстве меандрируют. Побочни, расположенные у выпуклых берегов излучин, не движутся и расширяются по мере размыва противоположных вогнутых берегов, а их удаленные от реки части постепенно зарастают. Рельеф пойм малых рек ровный или волнистый. Поймы обычно сложены на всю высоту обрыва (уступа) над рекой речным аллювием. Вертикальный разрез состоит из двух слоев: нижняя толща представлена русловым аллювием – песком или же галькой, залегающим с характерной для всех грядовых образований косой слоистостью, повторяющей рельеф гряд. Верхний слой – более тонкий, преимущественно суглинистый пойменный аллювий, отлагающийся на пойме во время половодья и отличающийся поэтому горизонтальной слоистостью (СЛАЙД 39). При частом отложении наилка поверхность поймы растет в высоту. Но этот рост не может продолжаться бесконечно – он прекращается тогда, когда пойма достигает высоты, приблизительно равной среднемаксимальному подъему уровней воды во время половодий. В процессе накопления наилка первичный (гривистый или грядовый) пойменный рельеф не погребается окончательно, так как наилок плащеобразно облекает первичные формы рельефа. Таким образом, в процессе образования поймы выделяется зрелая (высокая) пойма, имеющая предельную высоту, и участки, которые находятся на той или иной стадии развития, – молодая (низкая) пойма. Как правило, они резко различаются по растительности – молодые поймы покрыты ивняком, тогда как зрелые могут быть луговыми или залесенными. На зрелых поймах по влиянию на их поверхность полых вод выделяются три основные части. Максимальное по крупности и количеству накопление наносов происходит вблизи русла, где происходит наибольший перепад скоростей воды во время половодья. Поэтому поверхность поймы там самая высокая, а непосредственно вдоль русла возникают песчаные наложенные прирусловые валы высотой до двух метров. Здесь грунтовые воды залегают относительно глубоко, длительность затопления сравнительно небольшая, произрастают мелкозлаковые луга на песчаных и супесчаных почвах. По мере удаления от русла крупность и количество наносов уменьшается, поверхность поймы ниже, длительность затопления возрастает, влияние скоростного напора ослабевает, произрастают богатые разнотравно-злаковые луга на суглинистых почвах. В тыловой части поймы, где она граничит с террасой или бортом долины, откладывается самый мелкий материал, поэтому поверхность поймы там самая низкая, подвержена наиболее длительному затоплению, заболочена. Здесь преобладают малоценные осоково-хвощево-влажнотравные луга. Таким образом, в целом поверхность поймы наклонена от реки, а в ее пределах по высоте над рекой, составу наносов и почвеннорастительному покрову выделяются три зоны – прирусловая, центральная (она самая широкая) и притеррасная. Надпойменные террасы – полого наклоненные к реке площадки, ограниченные уступами, на склонах речных долин, протягивающиеся вдоль реки. В их строении принимают участие аллювиальные отложения. Это бывшие поймы, вышедшие из-под влияния реки во время половодья в результате усиления глубинной эрозии. Протяженные террасы образуются при относительно резких и прерывистых изменениях условий протекания реки: при понижении базиса эрозии реки, увеличении ее водности, тектоническом воздымании бассейна. Надпойменных террас в речной долине может быть несколько. Счет террас ведется снизу, от более молодых к более древним. Над поймой возвышается первая надпойменная терраса, выше – вторая и т. д. Относительная высота террас отсчитывается от меженного уровня реки. У каждой террасы различают площадку, уступ (склон), бровку и тыловой шов. Площадки обычно наклонены к реке за счет размыва прибровочной части и намыва наносов с вышележащих склонов и междуречий в тыловой части. По строению надпойменные террасы бывают аккумулятивные, цокольные (эрозионноаккумулятивные) и эрозионные (СЛАЙД 40). Аккумулятивные террасы сложены мощным пойменным, старичным и русловым аллювием, подошва которого лежит ниже уреза реки или площадки нижележащей террасы. Цокольные террасы сверху сложены аллювием (пойменной и русловой фацией), но подошва аллювия лежит выше поверхности нижележащей террасы. Залегающий под аллювием цоколь из разных пород может выходить на дневную поверхность в основании уступа террасы, а может быть прикрыт делювием. На эрозионных террасах аллювий на площадке террасы почти не сохранился, а если и встречается, то представлен только русловой фацией крупнозернистого состава; уступ сложен коренными породами. При наличии в долине нескольких террас устанавливают их соотношение между собой в поперечном профиле. По этому признаку различают террасы наложенные, вложенные, прислоненные и врезанные (СЛАЙД 41). Наложенные террасы состоят из залегающего друг на друге аллювия, но только самая верхняя терраса находится на поверхности (дневная), а все остальные погребены под ней (слайд 41,а). Вложенные террасы все дневные, состоят из аллювия, залегающего друг на друге, но ложе высокой террасы расположено глубже ложа более низкой молодой террасы (слайд 41,6). Прислоненные террасы дневные, состоят из прислоненного друг к другу аллювия при единой поверхности ложа (слайд 41,в). Врезанные террасы дневные, состоят из аллювия, полностью или частично прислоненного к породам ложа (цоколя) более высоких древних террас (слайд 41,г). Различные соотношения между террасами характеризуют развитие эрозионно-аккумулятивной деятельности водных потоков при формировании долин. В ряду перечисленных типов долин наблюдается ослабление аккумулятивной деятельности русловых потоков и нарастание их эрозионной деятельности. Надпойменные террасы хорошо выражены в шпорах врезанных излучин речных долин, где они встречаются то по левому, то по правому берегу. Из-за этого долины в поперечном разрезе бывают попеременно асимметричными. Многие крупные речные долины почти на всем протяжении или на значительных отрезках имеют постоянную асимметрию – один борт у них крутой, другой – пологий, террасированный. У долин крупных рек это чаще всего происходит по закону Бэра из-за влия- ния силы Кориолиса, которая в северном полушарии отклоняет реки вправо, а в южном – влево. Благодаря ей у многих крупных рек северного полушария подмываются правые высокие берега, тогда как левые остаются отлогими, намывными, на них образуется пойма. Таковы Волга, Днепр в своем среднем и нижнем течении, многие другие реки. Вместе с тем неотектонические движения могут либо усилить эту тенденцию (например, средний и нижний Енисей), либо изменить ее на противоположную, если левый борт долины образован воздымающимся блоком земной коры. Высокими левыми берегами отличается Ока ниже устья реки Мокши, верхняя Обь и некоторые другие реки. Обычным для врезанных извилистых рек является переменная асимметрия, когда вогнутый берег излучин крутой, а выпуклый – пологий и террасированный. Тогда и те и другие берега будут попеременно чередоваться на реке то слева, то справа. Коренные склоны (борта) речных долин – это уступы, прилегающие к реке, пойме или надпойменным террасам и отделяющие их от междуречий. На равнинах они образуются в результате бокового подмыва рекой более древних, в том числе дочетвертичных пород. Аллювиальные породы в их строении не участвуют. Местами коренные склоны образуют обрывы и утесы. В горах, нагорьях и плоскогорьях речные долины формируются в основном в условиях ограниченного развития русловых деформаций в скальных, трудно размываемых породах. Боковая эрозия здесь протекает очень медленно – в геологическом масштабе времени. Поэтому там вырабатываются врезанные глубокие узкие речные долины типа теснин, ущелий и каньонов. Есть также троговые долины корытообразной формы, ранее обработанные ледником. Исключение составляют речные долины в межгорных котловинах. Теснина – узкая, глубокая щель с почти отвесными склонами. Ущелье обычно имеет Уобразную поперечную форму и большую глубину. Каньон характеризуется крутыми ступенчатыми склонами, сложенными породами разного состава и различной стойкости к денудации. Наиболее известен Большой Каньон реки Колорадо в США длиной свыше 320 км, глубиной 1800 м. Большинство речных долин в горах имеет тектоническое заложение, и реки лишь разрабатывают ту первичную тектоническую форму рельефа, которую они используют. Общей особенностью рельефа речных долин в горах, помимо большой глубины и незначительной ширины, является узкое дно, почти полностью занятое порожистым руслом с большими уклонами и соответственно большими скоростями течения рек. Из-за этого реки переносят крупные наносы – от крупной гальки (до 10 см в диаметре) до валунов. Горные реки характеризуются бурным течением со стоячими волнами, бурунами, завихрениями и т. п., в отличие от равнинных рек со спокойным течением. Пойм, т. е. заросших растительностью аллювиальных участков, практически нет. Фрагментарно встречаются площадки, сложенные грубым речным гравийно-галечным аллювием и покрытые редкой растительностью. На склонах долин насчитывается до десятка эрозионных надпойменных террас в виде узких прерывистых полос со следами грубого аллювия. Большое количество надпойменных террас – результат прежде всего прерывистого тектонического подъема горных территорий. Плохая сохранность террас обусловлена размывом их самой рекой и притоками, а также разрушением обвально-осыпными и другими склоновыми процессами. На морфологию речных долин вообще, а в горах особенно большое влияние оказывает характер залегания пород и их состав. На равнинах долины крупных и средних рек могут закладываться по планетарным разломам, разграничивающим морфоструктуры. Таково, например, положение долины Енисея на разломе между Западно-Сибирской плитой и Сибирской платформой, Лены между этой платформой и областью мезозойской складчатости и др. К. И. Геренчук, Г. В. Обедиентова и другие геоморфологи придавали большое значение тектонической обусловленности речной сети равнин. Долины и русла рек, протекающих в горах, значительно более чутко реагируют на современные тектонические движения, залегание пластов горных пород и активные разрывные нарушения, чем равнинные реки. В горах по отношению к простиранию структур и горных хребтов выделяют продольные, поперечные и диагональные речные долины. Продольные долины согласуются с тектоническим планом территорий, облик их на всем протяжении весьма однотипный (СЛАЙД 42). Синклинальные долины заложены по оси синклинальной складки. Реки многоводны, по склонам многочисленны выходы подземных вод, оползни. Антиклинальные долины, заложены в замке (вершине) антиклинальной складки, где часты трещины и обнажаются более податливые к разрушению породы. Реки маловодны. Моноклинальные долины – это асимметричные долины, разделяющие куэстовые гряды и хребты. У них один склон согласуется с наклоном бронирующих пластов, другой – эрозионного происхождения, созданный врезающейся рекой. Сбросовые долины совпадают с линиями продольных разломов. Вдоль них нередко наблюдается вертикальное смещение блоков. В долинах-грабенах дно соответствует срединному опущенному блоку, склоны обычно ступенчатые. Поперечные долины характерны в горах, но встречаются и на равнинах. Это долины,не согласованные с геологической структурой и секущие ее. Выделяют два типа поперечных долин. Антецедентные долины (лат. апtectdens – предшествующий) – глубокие узкие сквозные долины, прорезающие поднимающиеся горы или возвышенности вкрест их простирания. Они образуются вследствие интенсивной эрозии реки, когда она успевает «пропилить» поднимающийся хребет (например, реки Инд, Брахмапутра, пересекающие Гималаи). Эпигенетические долины – это долины, как бы наложенные сверху на современную земную поверхность вне связи с геологической структурой или древним рельефом. Они часто образуются на участках, сложенных сверху маломощными рыхлыми осадочными породами, под которыми залегают твердые породы различного сложения. Прорезая чехол, река сохраняет свой плановый рисунок, не считаясь с геологической структурой или ранее существующим рельефом, пересекая прежние водоразделы. Таковы многие реки в области оледенения (например, река Москва в верхнем течении). Диагональные долины по морфологическому облику весьма изменчивы. В плане они имеют вид коленчатой ломаной кривой, распадаясь на участки продольного и поперечного течения рек. В устьях рек, впадающих в водоемы – океаны, моря и озера, формируются специфические формы рельефа – речные дельты. Термин «дельта» впервые применен к устьям рек еще Геродотом при взгляде на устьевую область Нила, форма которой в плане напоминает греческую треугольную букву Д («дельта»). Как правило, они состоят из скопления низких островов, разделенных протоками, и подводных аккумулятивных образований. По сути, дельты являются речными конусами выноса, однако их образование и развитие происходит на фоне взаимодействия рек с процессами, протекающими в море или озере, и поэтому отличается большой сложностью. Основные факторы, влияющие на образование дельт, можно разделить на две группы: речные и морские. К речным относятся сток и уровни воды в реке и их внутригодовое распределение, физические и химические свойства речной воды, тепловой сток, ледовый режим, крупность речных наносов, сток взвешенных и влекомых наносов, русловые процессы в реке, речная биота. Океан (море, озеро) влияет на формирование дельты через ветровое волнение, при- ливноотливные и сгонно-нагонные движения воды, морские течения, физические и химиче- ские свойства морской воды, ледовый режим, крупность морских отложений, вдольбереговой поток наносов, морскую биоту. На формирование дельт, как и всех других форм рельефа, влияют также физико-географические условия: климат, литологическое строение, неотектонические движения, наличие многолетней мерзлоты и т. п., а также история развития реки и побережья. Дельты возникают при аккумуляции влекомых и взвешенных речных наносов из-за резкого снижения скорости течения при впадении рек в другие водоемы. Формирование дельт происходит при постоянном противодействии речных и морских факторов. Первые способствуют выдвижению дельты как можно дальше в море (озеро) благодаря постоянному поступлению из реки все новых и новых порций наносов. Вторые, наоборот, препятствуют этому: наносы с внешнего (морского) края дельты уносятся морскими вдольбереговыми течениями, приливно-отливными и сгонно-нагонными движениями воды, ветровым волнением. Достигнув морского края дельты, речные наносы скатываются по ее крутому подводному склону вниз, на глубокую часть шельфа или даже глубже – на материковый склон. В зависимости от конфигурации берега, соотношения речных и морских факторов и прочих физико-географических условий формируются разные типы речных устьев (СЛАЙД 43). Самым крайним случаем является отсутствие дельты. Это происходит при очень малом стоке наносов в реке, тектоническом погружении приморской части бассейна, сильных колебательных движениях воды в море (озере), препятствующих накоплению наносов. В таких случаях реки впадают в эстуарии – воронкообразные морские заливы, лишенные аккумулятивных форм рельефа и наполненные слабосоленой или совсем пресной водой. Примером могут служить залив Ла-Плата – эстуарий рек Парана и Уругвай, устье реки Тежу, устья рек северной части Кольского полуострова. Дельты крупных рек имеют очень большую площадь: дельта Лены – 32 000 км2, Волги – 11 000 км2, Терека – 8900 км2, Дуная – 5640 км2. Дельты нельзя распахивать; они являются замечательными природными заповедниками: в уникальных субаквальных ландшафтах гнездится большое число редких видов птиц и водных млекопитающих, в протоках (гирлах, ериках) водятся разнообразные рыбы. При соответствующем климате дельты могут использоваться для выращивания влаголюбивых культур, например риса (дельта реки Кубани). В семиаридном и аридном климате многие реки не доносят своих вод до приемных бассейнов (или других рек) – вода испаряется или разбирается на орошение раньше. В этих случаях формируются сухие дельты – настоящие речные конусы выноса. Чаще всего сухие дельты встречаются в предгорьях, где реки аккумулируют очень много принесенных с гор наносов; здесь реки разветвляются на множество рукавов, постепенно теряющих воду и исчезающих. К таким рекам относятся реки Центральной Азии – Теджен, Мургаб, Зеравшан, Чу, Тарим. Относительно недавно (во второй половине XX в.) стали почти сухими дельты двух рек, впадающих в Аральское море, – Амударьи и Сырдарьи: сток этих рек разбирается на орошение выше по течению. Именно это и привело к усыханию Аральского моря. Различные формы флювиального рельефа чаще всего встречаются в определенных сочетаниях, которые называют комплексами или типами флювиального рельефа. На равнинах характерны долинно-балочный и овражно-балочный типы рельефа. Первый распространен на возвышенностях Приволжской, Общий Сырт, второй – на Среднерусской, Приволжской, Подольской возвышенностях, на Великих равнинах Северной Америки, на Лёссовом плато и плато Ордос в Китае и т. д. В предгорьях и низкогорьях при моноклинальном залегании пластов разной стойкости формируется куэстовый тип рельефа. При этом наклонные плато или низкогорья глубоко расчленены эрозионной сетью, а речные долины имеют резко асимметричную форму: крутые их борта обращены против простирания пластов, пологие – по простиранию. В качестве примера можно привести три ку-эсты Северного Кавказа: Лесистый хребет (высотой менее 1 км), Пастбищный (1,5 км) и Скалистый (более 3 км) – или две куэсты Крыма: Внешняя гряда (до 300 м) и Внутренняя гряда (до 700 м) с разделяющими их асимметричными речными долинами. Куэсты могут быть и на равнинах с наклонным залеганием пород осадочного чехла (Лондонский и Парижский бассейны). Немаловажную роль при образовании куэстовых гряд и хребтов, помимо моноклинального залегания пластов, играет разный состав, плотность и трещиноватость пород и соответственно избирательная денудация. Плотные породы (известняки и др.) являются бронирующими пластами, а глины, пески – менее стойкими и больше подверженными эрозионной работе рек. На плато, сложенных чередующимися твердыми и менее стойкими породами и расчлененных в краевых частях реками, возникает пластово-ступенчатый тип рельефа (например, рельеф Ставропольского плато). НА плоскогорьях холмисто-останцовые или плоские междуречья чередуются с узкими глубокими речными долинами – это плоскогорный тип рельефа (он распространен на Среднесибирском плоскогорье, плоскогорье Месета и др.). В горах речные долины участвуют в создании сложного эрозионно- денудационногсгорного рельефа. Ледниковые и водно-ледниковые формы рельефа Ледниковая и водно-ледниковая морфоскульптура, как современная, так и реликтовая, возникшая во время плейстоценовых оледенений, распространена в горах, а также на севере равнин Евразии и Северной Америки. Ледники способны производить денудационную и аккумулятивную работу. Соответственно выделяют экзарационную и ледниковую аккумулятивную морфоскульптуру. С талыми ледниковыми водами связано образование водно-ледниковых, преимущественно аккумулятивных форм рельефа. Формы современного и плейстоценового горно-ледникового рельефа. В горах преобладают экзарационные и нивально-экзарационные формы рельефа: кары, скалистые гребни с пиками-карлингами, троговые долины. Кары – вогнутые формы рельефа на склонах гор в виде амфитеатра с почти отвесной задней стенкой, более или менее крутыми боковыми склонами, полувогнутым днищем и скалистым порогом-ригелем в устьевой части. Высота задней стенки 200–300 м, ширина – 1–2 км. У деятельных каров, которые располагаются чуть выше снеговой линии, дно заполнено фирном и снегом. Образование кара начинается со стадии снежника в небольшом углублении на склоне горы, который не успел растаять за лето. В следующие годы идет накопление снега, его фирнизация и превращение в лед. Одновременно происходит морозное выветривание на границе льда со стенками и на днище. Летом в дневные часы снег и фирн подтаивают, вода проникает в трещины пород днища, ночью замерзает и разрушает их. Днем продукты выветривания выносятся ручейками талой воды из-под снега и перемещаются вместе со льдом, сползающим из кара. В результате кар углубляется, вгрызаясь в склон, и расширяется. Крупные кары называются цирками. Кары и цирки – нивально-гляциальные формы рельефа. Они чаще образуются на теневых склонах гор, где дольше сохраняются снежники, на подветренных защищенных склонах, где снег аккумулируется, а не сдувается, и в трещиноватых породах. Недеятельные кары – цирки располагаются ниже современной снеговой границы. Морфологически они выражены хуже за счет последующей денудации и часто засыпаны обломочным материалом (на Кавказе их называют полянами) или заняты мелкими озерами. Кары могут иметь несколько ярусов на склонах гор, образуя так называемые каровые лестницы. Это доказательство множественности оледенений и разной высоты снеговой линии в горах. При расположении каров цирков на противоположных склонах хребтов, постепенном отступании вглубь и сближении их задних стенок между ними создаются зубчатые скалистые гребни, увенчанные остроконечными пирамидальными вершинами – карлингами (гора Маттерхорн в Альпах). Троги – эрозионно-ледниковые долины в горах, т. е. бывшие речные долины, обработанные ледником, – расширенные, спрямленные, со своеобразным поперечным и продольным профилем. Троги имеют корытообразный поперечный профиль с широким пологовогнутым дном и крутыми бортами, выше перегибов которых расположены площадки, слабо наклоненные в сторону долины, — плечи трога. Они являются остатками днищ старых трогов, сохранившихся от предшествующих стадий оледенения. В долинах может быть несколько пар плеч, причем самые верхние из них — наиболее древние. Плечи трога вверху ограничены бороздой сглаживания, которая фиксирует границу заполнения долины ледником. Выше ее склоны неровные, не обработанные ледником. Продольный профиль троговых долин имеет ступенчатый характер за счет чередования пологих и крутых участков, а иногда даже имеющих обратное падение. Кроме того, на днище наблюдаются поперечные асимметричные скалистые пороги — ригели, которые образуются или при переуглублении долины вследствие усиленной выпахивающей деятельности ледника перед препятствием, или на месте трещиноватых пород. Углубления — котловины создаются и в местах сужения долины из-за увеличения мощности ледника и его давления на ложе. В плане троговые долины имеют сравнительно спрямленные очертания. Боковые троговые долины, в отличие от речных, являются висячими по отношению к главной долине, образуя в ее борту крутой уступ высотой 300 — 500 м — устьевую ступень. Она возникает либо за счет меньшей мощности и экзарации боковых ледников, либо нижние части боковых трогов оказались срезанными мощным основным ледником. Современные реки, текущие по боковым троговым долинам, образуют в устьях водопады (например, Йосемитский водопад на реке ИосемитиКрик в Скалистых горах США). Кары-цирки, скалистые гребни и карлинги, а также троги типичны в горах, охваченных современным и плейстоценовыми оледенениями. Этот комплекс форм получил название альпийского рельефа. Он встречается в горах разной высоты, как в молодых, так и в возрожденных, если их вершины лежат выше снеговой границы. Но у возрожденных гор наряду с альпийским рельефом обычно сохраняются фрагменты поверхностей выравнивания. Аккумулятивные ледниковые формы рельефа в горах встречаются реже. К немногим из них относятся поперечные конечно-моренные валы, фиксирующие максимальное продвижение ледника и стадии его отступания. Они служат естественными плотинами подпрудных концевых моренных озер (Комо, Гарда в Альпах). Специфичными небольшими недолговечными формами рельефа являются земляные пирамиды высотой 8—10 м — конусы из моренного материала, увенчанные крупным валуном. В предгорьях, у краев бывших ледников, большие площади занимают зандровые равнины (исл. sand — песок), возникающие за счет отложения песков с галькой и гравием из потоков талых ледниковых вод. Вверх по троговым долинам они обычно переходят во флювиогляциальные террасы вдоль рек, которые привязаны к стадиальным конечноморенным валам. На территориях за их пределами, испытывавших более ранние оледенения, осталась морена, которая является свидетелем ледниковых покровов, но специфического ледникового рельефа там не сохранилось — он переработан последующими эрозионными и другими денудационными процессами. В области позднеплейстоценового оледенения (валдайского на Восточно-Европейской равнине, вюрмско-вислинского в Западной Европе, висконсинского в Северной Америке)наблюдается четкая зональность геоморфологических процессов и реликтовой ледниковой морфоскульптуры: в центрах оледенений, где ледник формировался и откуда он растекался, преобладала ледниковая денудация (экзарация), на периферии ледников происходила аккумуляция принесенного ледником материала, а вдоль края ледников возникли водно-ледниковые равнины. Зона преобладающей ледниковой экзарации на равнинах Европы совпадает с Балтийским щитом. В Северной Америке ледник формировался в основном в пределах Лаврентийского (Канадского) щита, где обнажаются кристаллические породы. Цокольным равнинам щитов древних платформ свойственно дробное расчленение поверхности, обусловленное разломной тектоникой. В целом здесь преобладает мозаичная сетчато-глыбовая структура: возвышенности соответствуют горстам, сводам, валам; низменности — зонам тектонических погружений. Структурные неровности поверхности повлияли на деятельность ледников: возвышенности подверглись интенсивной экзарации, а на низменностях сохранился аккумулятивный ледниковый и водно-ледниковый рельеф. Кроме того, ледник приспосабливался к простиранию структур, что нашло отражение в ориентировке созданных им экзарационных форм, таких, как котловины выпахивания. Они имеют форму желобов и возникают обычно на участках повышенной трещиноватости пород и в других ослабленных зонах. Многие котловины заняты озерами. Большинство сельг и озерных ванн в Фенноскандии имеют субмеридиональное простирание с северо-запада на юго-восток в соответствии с ориентировкой зон трещиноватости и направлением движения ледника. Широко распространены также бараньи лбы — овальные куполовидные холмы с узким отполированным проксимальным склоном со стороны движения ледника и более крутым, расширенным, неровным противоположным дистальным склоном, с которого ледник срывал и уносил крупные обломки пород. Они достигают высоты до 50 м, длины — нескольких сотен метров. Бараньи лбы образовались за счет обработки ледником выходов твердых пород. Скопления их образуют волнистую поверхность, получившую название курчавых скал. Залитые морем, они образуют многочисленные острова — шхеры. Иногда отмечаются гряды напора (например, краевой комплекс Салпаусселькя на юге Финляндии). В области экзарации своеобразна морфология речных долин: они узкие, продольный профиль их невыработанный, с быстринами, порогами, иногда с водопадами (Кивач в Карелии), рисунок в плане ломаный, коэффициент извилистости незначительный, на реки «нанизаны» озера. В целом в зоне экзарации ледник произвел лишь моделировку древнего денудационно-тектонического рельефа и не являлся решающим рельефообразующим фактором. Морфоскульптура зоны преобладающей ледниковой аккумуляции сложная, мелкоконтурная, разная по происхождению. Наиболее широко распространен холмистозападинный моренный рельеф. При пассивном таянии ледника морена неравномерным по мощности и разным по составу слоем проектировалась на подледное ложе, создавая холмы, между которыми образовались западины. Моренные холмы, бывают различной высоты (от 3 — 5 до 20 — 30 м) и разных размеров в поперечнике (от нескольких десятков до первых сотен метров), неправильных очертаний, с меняющейся крутизной склонов. Западины заняты заболоченными лугами, болотами и озерами с лопастной по форме береговой линией, неровным дном и обилием островов. Хорошо сохранились конечно-моренные гряды, состоящие нередко из нескольких параллельных дуг субширотного простирания, фиксирующих границу максимального продвижения и длительного стояния ледникового края, а также стадий его отступания. Высота гряд — десятки метров, длина — десятки— сотни километров. Гряды сложены опесчанен-ным суглинком, так как в краевой зоне ледник всегда сильнее обводнен и морена в той или иной степени перемыта. На расположение конечно-моренных гряд определенную роль оказал доледниковый рельеф: они часто приурочены к северным напорным склонам доледниковых возвышенностей (например, Валдайской, Клинско-Дмитровской гряд и др.). Специфическими аккумулятивными формами рельефа являются друмлины — овальные холмы, длинная ось и более крутые склоны которых совпадают с направлением движения ледника. Высота их достигает 40 м, длина — 3 км, ширина — 1 км. Расположены они обычно группами. Друмлины с поверхности сложены мореной, которая нередко облекает выступы коренных пород, а иногда и водно-ледниковую «начинку». Своеобразны моренные холмы с оттор-женцами — глыбами коренных, обычно твердых пород (известняков, песчаников, опок), перемещенных ледником на десятки — сотни километров от мест их первоначального залегания. На участках активного повторного продвижения ледников образовались гляциодислокации — гряды и валы напора. Они сложены смятыми в мелкие складки (как бы гофрированы) рыхлыми моренно-водно-ледниковыми отложениями или местными «мягкими» коренными породами (например, Сещинские гляциодислокации в Брянской области). В зоне ледниковой аккумуляции наряду с ледниковыми холмами и грядами широко пред-ставлены и водно-ледниковые формы рельефа: камы, озы, ложбины стока талых ледниковых вод, зандровые и озерно-ледниковые равнины. Камы — округлые или овальные холмы в виде усеченного конуса с пологовыпуклой вершиной и прямыми склонами крутизной 20—25°, высотой от 3 — 5 до 30—50 м, диаметром десятки метров. Они сложены обычно слоистыми песками с линзами и прослоями гравия, гальки и алевритов. Встречаются группами, характерны для бортов палеодолин. Камы образовались из надледниковых и вну-триледниковых озер при проектировании их отложений на подстилающие породы. Чередование отложений, разных по гранулометрическому составу, свидетельствует о сезонности и разной интенсивности таяния ледника. Камы легко опознаются на местности по внешнему облику и произрастающим на них сосновым лесам. Многие из них превращены в пе-счано-гравийные карьеры. Озы — гряды, напоминающие по форме железнодорожные насыпи, сложенные косослоистыми водно-ледниковыми песками с прослоями гальки и гравия. Длина их — десятки километров при ширине в десятки метров, высота обычно не более 40—50 м, склоны, как правило, симметричные, крутизной до 30—40°. Гряды могут быть в плане относительно прямолинейными, извилистыми, иногда разветвляющимися. Озы образовались при проектировании на подледниковую поверхность русел надледниковых, внутриледниковых и подледниковых потоков, протекающих в ледниковых трещинах-тоннелях. Озы служат естественными насыпями для прокладки дорог. Песчано-гравийный материал озов используется для строительства. В моренных ландшафтах многочисленны ложбины стока талых ледниковых вод — причудливо извивающиеся корытообразные понижения с плоскими днищами и невысокими (до 3 — 5 м) бортами. Днища их сложены водно-ледниковыми разнозернистыми песками, гравием и галькой. Крупные ложбины стока часто приурочены к погребенной доледниковой эрозионной сети. Днища их обычно заболочены, кое-где сохранились озера. В приречных частях в ложбинах стока заложились балки, которые их дренируют (например, вдоль рек Клязьмы, Истры и др.). Есть в моренных аккумулятивных ландшафтах и водно-ледниковые равнины — озерноледниковые и зандровые, но они не играют здесь большой роли. Озерно-ледниковые равнины, сложенные суглинками и алевритами, занимают различное гипсометрическое положение: они либо расположены на плоских центральных междуречьях с характерным центробежным рисунком современной эрозионной сети в виде логов, либо лежат на низком уровне вокруг современных остаточных (сохранившихся после стаивания ледника) озер. Для последних характерен центростремительный рисунок эрозионной сети, поскольку их поверхность понижается от периферии к центру. Зандровые равнины, сложенные песками, с прослоями гравия и алевритов, всегда занимают гипсометрически низкое положение. Они обычно плоские, местами бугристые за счет последующего перевеивания песков, часто переувлажнены. Озерно-ледниковые равнины возникли на месте бывших застойных приледниковых подпрудных озер, поэтому они сложены тяжелыми суглинками и ленточными глинами. Следы этих озер запечатлены в виде озерно-ледниковых террас, образовавшихся на месте их днищ, например вокруг озер Неро и Плещееве в Ярославской области . Эти равнины в настоящее время нередко заболочены, но при осушении становятся хорошими пахотными угодьями. Во время валдайского оледенения в условиях сурового сухого климата в перигляциальной зоне протекали процессы, свойственныеобластям вечной мерзлоты. Поэтому в поверхностных суглинистых грунтах запечатлены мо-розобойные трещины, криотурбации (изгибы слоев) вследствие процессов промерзания и оттаивания, а местами сохранился и реликтовый полигональный рельеф. Среди озерных котловин нередки термокарстовые, большинство прежних озер превратилось в низинные болота. С деятельностью ветров в пригляциальных зонах многие ученые связывают образование лёссов и лёссовидных суглинков на междуречьях и ныне заросших дюн на речных террасах. ТИПЫ МОРФОСКУЛЬПТУР ДЛЯ САМОСТОЯТЕЛЬНОГО ИЗУЧЕНИЯ: Карстовые формы рельефа Суффозионно-просадочные формы рельефа Мерзлотные формы рельефа Эоловые формы рельефа Береговые формы рельефа Биогенный рельеф Антропогенный рельеф
