Venemaa territoorium põhineb suurtel tektoonilistel struktuuridel (platvormid, kilbid, volditud vööd), mis väljenduvad kaasajal erineval kujul - mäed, madalikud, kõrgustikud jne.
Kolmveerand Venemaa territooriumist on hõivatud tasandikega. Seal on kolm suurt tasast ala: , ja tasandik (madal).
Selle põhjuseks on asjaolu, et Venemaal on mitu erineva vanusega suurt platvormi. Seal on kaks suurt iidset eelkambriumi platvormi (nende vundament moodustati peamiselt arheis ja proterosoikumis) - need on Vene ja Siberi. Tektoonilise struktuuri kohta saab ettekujutuse tektoonikast ja esinemistingimustest geoloogiliselt kaardilt.
Nimetatakse platvormi sektsioone, kus vundament on sügavale settekatte alla uputatud plaadid(Lääne-Siberi plaat). Nimetatakse kohti, kus kristalne kelder väljub platvormide pinnale kilbid(Siberi platvormi Venemaa või Ida-Euroopa, Anabari ja Aldani kilp).
Enamiku Venemaa tasandiku kõrgused jäävad alla 200 m, kuid selle sees leidub ka kõrgendusi (Kesk-Venemaa, Smolensk-Moskva, Volga, Põhja-Uvaly, Timan Ridge). Lõunas piirneb Venemaa tasandik mägedega, mis on tekkinud tänapäevases mäeehitustsüklis. Lääne-Siberi tasandiku valdava osa kõrgused ei ületa 200 m.Venelast eraldavad Lääne-Siberist muistsed, ulatudes põhjast lõunasse 2,5 tuhat km. Kagust piirneb Lääne-Siberi tasandik.
Selle kõrgus on 500–800 m üle merepinna, kõrgeim punkt (1701 m). Siberi platvormi raamivad lõunas iidse (Baikali) voltimise alad. Kaasaegses reljeefis on see Jenissei hari. ja asuvad Aldani kilbil - osa Siberi platvormist.
Nii ida pool, kuni ja ka sees asuvad mesosoikumi murdelised mäeahelikud (harjad: Tšerski, Verhojanski, Kolõma mägismaa).
Riigi äärmises kirde- ja idaosas on kokkuklapitavad käigud, sealhulgas ja hari. Edasi lõuna pool on see noorte mägede ala jätkuvalt . Kuriili saared on mere põhjast tõusvate kõrgeimate (umbes 7 tuhat m) mägede tipud. Enamik neist on vee all.
Võimsad mägede ehitamise protsessid ja nihked (Vaikse ookeani ja Euraasia) selles piirkonnas jätkuvad. Selle tõendid on intensiivsed ja merevärinad. Vulkaanilise tegevuse kohti iseloomustavad kuumaveeallikad, sealhulgas perioodiliselt purskuvad geisrid, samuti kraatrite ja pragude heitmed, mis viitavad aktiivsetele protsessidele soolestiku sügavuses. Aktiivsed ja geisrid on kõige laiemalt esindatud Kamtšatka poolsaarel.
Sellise reljeefivormide rohkuse ja mitmekesisuse, territooriumi avaruse, erinevuste ning looduslike ja kliimatingimuste juures tundub loomulik, et meie riigi sisikonnas on esindatud suur spekter.
Lõunamandreid nimetatakse tinglikult mitte ainult Austraaliaks ja Antarktikaks, mis asuvad täielikult lõunapoolkeral, vaid ka Aafrikat ja Lõuna-Ameerikat, mis asuvad osaliselt põhjapoolkeral. Kõigil neljal mandril on ühine looduslike tingimuste kujunemise ajalugu – need kõik kuulusid Gondwana ühtsesse kontinendisse.
Geograafiline asend. Selle uurimisele eelneb alati mandri geograafilise asukoha arvestamine. Mis on geograafiline asukoht? See on sisuliselt mandri aadress. Ja selle olemus sõltub sellest, millises maapinna osas mandri asub. Kui see asub pooluse lähedal, on seal loomulikult karmid looduslikud tingimused ja kui see asub ekvaatori lähedal, on seal kuum kliima. Saadud päikesesoojuse ja sademete hulk, nende jaotus aastaaegade lõikes sõltub geograafilisest asukohast.
Eelmisest geograafiakursusest tead, et mis tahes geograafilise objekti asukoha määramiseks Maa pinnal pead teadma selle geograafilisi koordinaate. Esiteks määravad nad kindlaks mandri äärmised põhja- ja lõunapunktid, st saavad teada, millistel laiuskraadidel see asub. Samuti on oluline mandri asend algmeridiaani, selle äärmiste lääne- ja idapunktide suhtes. Ookeani mõju ulatus, selle kliima kontinentaalsus ja looduslike tingimuste mitmekesisus sõltuvad mandri ulatusest läänest itta. Oluline on ka teiste mandrite ja ümbritsevate ookeanide lähedus. (Mandri geograafilise asendi iseloomustamise plaani vaata lisast.)
Lõunamandrite geograafilise asendi iseärasused seisnevad selles, et kolm kontinenti: Lõuna-Ameerika, Aafrika ja Austraalia asuvad ekvaatori lähedal, mistõttu valitseb seal aastaringselt enamikul territooriumist kõrge temperatuur. Parasvöötme laiuskraadidele jõuab ainult Lõuna-Ameerika kitsas lõunaosa. Enamik kontinente asub subekvatoriaal- ja troopilises vööndis. Antarktika on Maa ainus kontinent, mis asub ümber lõunapooluse, mis määrab selle looduse erakordse tõsiduse.
Seega oli geograafiline asend lõunamandrite looduses suurte kontrastide põhjuseks: igavesest suvest igavese talveni.
- Plaani abil määrake Madagaskari saare geograafiline asukoht.
- Maailma suurim kõrb asub Aafrika põhjaosas. Mida arvate, millist mõju avaldab selle kujunemisele mandri geograafiline asend?
Reljeefi üldised tunnused. Nagu te juba teate (vt teemat "Litosfäär ja Maa reljeef"), arenesid põhja- ja lõunamandrid erinevalt. Kuna lõunamandrid moodustasid kunagi ühtse mandri, on neil sarnased looduse tunnused.
Maailma ja üksikute mandrite füüsilise kaardi hoolikas uurimine võimaldab meil esile tõsta kõigi nelja kontinendi reljeefi mitmeid ühiseid jooni:
- Kõigi kontinentide reljeefist eristuvad kaks peamist osa - suured tasandikud ja mäed.
- Suurema osa mandreid hõivavad platvormidel asuvad tasandikud.
- Mandrite äärealadel asuvad mitmesugused mäestikusüsteemid: Andid Lõuna-Ameerikas - läänes, Atlas Aafrikas - loodes, Suur eraldusahelik Austraalias - idas. Need mäed ümbritsevad Gondwana tasandikke, mis olid minevikus ühendatud. Kaasaegsete mandrite tasandike struktuuris on palju ühist. Enamik neist tekkis iidsetel platvormidel, mille alusel moodustasid kristalsed ja moondekivimid.
Lisaks suhteliselt laugetele aladele on tasandikel alasid, kus platvormi aluse iidsed kristalsed kivimid ulatuvad pinnale. Nendele astangutele tekkisid kivised mäed ja kõrgendikud horsti tõusude kujul. Settekivimitega kaetud platvormkünasid esindavad reljeefil ulatuslikud lohud, millest osa on madalad tasandikud.
Mis on Gondwana lagunemise põhjused eraldi mandriteks? Teadlased usuvad, et umbes 200 miljonit aastat tagasi viisid Maa sisejõud (aine liikumine vahevöös) ühe kontinendi lõhenemiseni ja eraldumiseni.
Samuti on olemas hüpotees meie planeedi välisilme muutuste kosmiliste põhjuste kohta. Arvatakse, et maavälise keha kokkupõrge meie planeediga võib põhjustada hiiglasliku maa lõhenemist, litosfääri lõikude laienemist, üksikute lõikude tõusu ja langust, millega kaasnes basaltsete laavade väljavalamine. Gondwana eraldi osade vahelistesse ruumidesse moodustusid järk-järgult India ja Atlandi ookean ning litosfääriplaatide põrkumisel teiste plaatidega tekkisid volditud mägipiirkonnad.
Maavaramaardlad on tihedalt seotud geoloogilise ajaloo, kivimite koostise ja mandrite topograafiaga. Kõik lõunamandrid on nende poolest rikkad. Must- ja värviliste metallide maakide (vask, plii, tsink, nikkel jne), teemantide, vääris- ja haruldaste metallide maardlad on seotud platvormide kristalse aluspõhja ja selle paljandite tiheda esinemisega pinnale. Nende maardlad asuvad nii tasandikel kui ka mägedes.
Settekivimikihtidest koosnevad tasandikud on rikkad nafta, maagaasi, fosforiitide, kivisöe ja pruunsöe leiukohtade poolest. Maardlate uurimisega tegelevad geoloogid kasutavad andmeid mandrite reljeefi struktuuri ühtsuse kohta. Viimastel aastakümnetel on sarnastes geoloogilistes tingimustes leitud naftavälju näiteks Aafrika läänerannikult ja ligikaudu samadel laiuskraadidel Lõuna-Ameerika idarannikult.
- Kasutades mandri (ookeani) geograafilise asukoha iseloomustamise plaani, selgitage iga punkti olulisust plaanis.
- Millised on seaduspärasused mägede ja suurte tasandike paiknemisel Maa pinnal ning kuidas see lõunapoolkera mandritel avaldub?
Lõuna-Ameerikat eristab reljeefi kõrgeim kõrgus ja kontrastsus. Selle territooriumil asuvad Andide hiiglaslik kõrgmäestikusüsteem ja Amazonase laiaulatuslikud madalad tasandikud, Laplatskaja jt. Madalaim kontinent on Austraalia (keskmine kõrgus 210 meetrit). on jääkatte tõttu väga suure kõrgusega (üle 2000 meetri), jääalust pinda tõstab keskmiselt 410 meetrit. Aafrika tervikuna on üsna kõrge kontinent (keskmine kõrgus 650 meetrit), kuid selle pinna hüpsomeetriline tase ei erine kontrastselt: reljeefis domineerivad künkad, platood ja platood. Mandril puuduvad suured mäestikusüsteemid ja ulatuslikud madalikud.
Pinna struktuuris on sarnaseid jooni, mis on seotud ennekõike nende ühise geoloogilise ajaloo etappidega. Tasandikud, platood ja platood hõivavad kõigi lõunapoolsete mandrite territooriumi põhialad ning suured mägised riigid asuvad äärealadel - Lõuna-Ameerika ja Antarktika läänes, Austraalia idaosas, Aafrika põhja- ja lõunaosas. . Märkimisväärne osa kõigi nelja lõunamandri territooriumist on killuke iidsest Gondwanast. Pärast Gondwana lõhenemist ja mandrite eraldumist selgus, et varem superkontinendi keskpunkti hõivanud Aafrika on peaaegu täielikult platvormstruktuur, mida piiravad idast ja läänest murrangujooned. Ainult äärmises põhja- ja lõunaosas, kus maismaa kunagi ulatus Gondwana äärelinnani, on praegu Hertsüünia ja Alpide orogeenide volditud struktuurid. Voldivööd külgnevad läänest Lõuna-Ameerika ja Antarktika ning idast Austraalia Gondwanani platvormstruktuuridega.
Maakoore platvormplokkide reljeef tekkis epeiirogeense ja murrangulise iseloomuga neotektooniliste liikumistega. Nende mandrite osade orograafilise struktuuri määravad ette iidsed tektoonilised protsessid. Nendel valitseb otsereljeef: madalad tasandikud paiknevad suurtes sünekliisides: Amazonase, Orinokskaja, Laplatskaja madalik Lõuna-Ameerikas, Sahara kirdeosa Aafrikas, Suur Arteesia nõgu Austraalias, Bentley nõgu Antarktikas jm. kilbid, enamikul juhtudel moodustuvad kõrgendatud tasandikud, platood ja blokeeritud mäed.
Mõnikord on sünekliisides moodustunud basseinide põhjad üsna kõrgel hüpsomeetrilisel tasemel: Põhja-Aafrika vesikondade põhjade absoluutkõrgused on 250 meetrit 400 meetrini, Kongo basseinid - 350 meetrit 500 meetrini, Kalahari - 950 meetrit 1000 meetrini. meetrit. Kuid need on siiski madalamad kui ümbritsevad platood ja mäed. Pikka aega kogunesid basseinidesse neid ümbritsevate tõusude hävimisproduktid.
Lõunamandritel on ka ümberpööratud reljeefiga alasid: kõrged platood Parana, Karoo, Kimberley, Canningi sünekliisides. Kõrged tasandikud tekkisid ka Andide, Atlase, Neeme ja Ida-Austraalia mäestikusüsteemide jalamil ja äärealadel.
Endogeense reljeefi peamised tüübid (morfostruktuurid)
Iidsete platvormide morfostruktuurid
Lõunamandrite platvormstruktuuride reljeefi aluseks on eelkambriumi platvormide kilpide soklitasandikud ja platood ning erineva hüpsomeetrilise tasemega plaatide kihilised ja kuhjuvad tasandikud.
Sokli tasandikud ja platood, mis on tekkinud iidsete kilbivoldistruktuuride denudatsiooniprotsesside käigus, hõivavad tohutuid alasid kõigil neljal mandril. Neid leidub Guajaanas ja Brasiilia mägismaal, Lääne-Austraalias ja Ida-Antarktikas. Seda tüüpi reljeef on eriti iseloomulik Kõrg-Aafrikale ning Leono-Libeeria ja Regibati kilpide kristalsete kivimite paljandite aladele. Kuhjuvad tasandikud on piiratud levikuga, paiknedes peamiselt mandrite servadel või platvormisisese sünekliiside kesk- ja aksiaalsetes osades. Kihilised madalikud, kõrgendikud ja platood on platvormplaatidel palju laiemalt levinud.
Lõunamandritel laialt levinud plokkide taaselustatud epiplatformmägede reljeef tekkis diferentseeritud rikete liikumise tõttu platvormi kilpide ja kohati isegi plaatide sees. Sellised mäed on levinud Guajaanas, Brasiilias, Ida-Aafrika mägismaal, Lõuna-Aafrika äärealadel, Lääne-Austraalias ja Ida-Antarktikas.
Suured alad lõunamandritel on hõivatud laavaplatoode morfostruktuuridega effusiivsetel katetel, kuna Gondwana lagunemisega ja diferentseeritud liikumisega mööda murranguid kogu lõunamandrite pinna moodustumise ajaloo jooksul kaasnesid vulkaanilised protsessid. Need platood, millel on reeglina astmeline iseloom, hõivavad Etioopia mägismaal Parana süneklises tohutuid alasid ja nende väiksemaid lõike leidub peaaegu kõigil piirkondadel, mis on erinevatel ajastutel kogenud diferentseeritud liikumisi. Muistsetel Gondwanani platvormidel on ka vulkaanilised massiivid ja mäeahelikud. Aafrika ja Antarktika lõhede vööndites ei ole aktiivsed ja väljasurnud haruldased. Vulkanismiga seotud pinnavormid on tüüpilised Ahaggari ja Tibesti mägismaale, Punase mere piirialale, Ida-Aafrika mägismaale. Suured on teada: Nyira-Gonga, Meru ja Kilimanjaro massiivi üksikud kraatrid, Kamerun jne. Seal on veelgi rohkem kustunud vulkaane ja vulkaanilisi moodustisi: koonuseid, kilpe, kaldeerasid, mõnikord täidetud. Antarktikas on suured aktiivsed vulkaanid, näiteks Erebus. Austraalias puudub tänapäevane vulkanism, kuid mandri lääneosa platvormtasandikel, näiteks Kimberley platoo idaosas, on vulkaaniliste platoode lõike.
Liikuvate vööde morfostruktuur
Gondwana platvormidega külgnevate mobiilsete vööde reljeef on keeruline, kuid kogu selle mitmekesisuse juures on siin jälgitavad mõned ühised jooned ja seaduspärasused morfostruktuuride paigutuses. Kõigis lõunapoolsete mandrite volditud vööde mäesüsteemides piirnevad ookeanide küljelt mandrid Alpide ja Vaikse ookeani orogeneeside noored tektoonilised vööndid.
Isegi epipaleosoilisel Ida-Austraalia vööndil on nii "noor" piir saarte kaare kujul, mis saadab Austraalia Vaikse ookeani rannikut. Andides ulatub Vaiksest ookeanist ka Coastal Cordillera, kus ilmselt on veel käimas voltimisprotsessid - ookeaniplaatide mittetäieliku allutamise tagajärg. Lõuna-Ameerika lääneosa rannikuvööndit, nagu ka Ida-Austraalia saarte kaare, saadavad süvaveekraavid. Madalatel antikliinilistel või vulkaanilistel mägede ahelatel on väga suur ülejääk kaevikute põhja kohal. Mõnel pool, näiteks Kesk-Antide piirkonnas, on reljeefi kõrguste summaarne amplituud suurem kui Himaalaja kõrgus. Nendes mäeahelikes arenevad kaasaegse vulkanismi protsessid, esineb postvulkaanilisi nähtusi ja seismilisuse aste on kõrge.
Uus-Meremaa vulkaanid ja geisrid on hästi teada, sageli katastroofilised maavärinad Tšiili ja Peruu rannikuäärsetes kordiljerites, mis koosnevad kurdudeks või vulkaaniliseks materjaliks kortsunud tsenosoikumi kivimitest.
Andide järgmine orotektooniline tsoon Andide süsteemi liikudes on Lääne-Kordillera uuenenud ja taaselustatud ploki-volditud ja volditud-plokkidega kõrg- ja keskmise kõrgusega ahelikud.
Need ulatuvad pidevalt Andide süsteemi põhjaosast Darieni lahest lõunas Magellani väinani. Alates 28°S sh. seda harjade ahelat nimetatakse Mainiks ja alates 42 ° S. sh. - Patagoonia kordiljeerad. Voltimine toimus siin Alpide orogeneesi epohhi ajal. Alpi antiklinooria tõsteti neotektooniliste liikumistega mööda rikkeid suurele kõrgusele (4000–6000 meetrit). Main Cordillera asub Andide kõrgeim punkt - Aconcagua linn (6960 meetrit). Selles orotektoonilises tsoonis on meso-cenosoikumi vulkanismi ilmingud laialt levinud Kesk-Antide Lääne-Kordillera, Maini ja Patagoonia kordiljerite granitoidsete sissetungide, laavakatete, kustunud ja aktiivsete vulkaanidena. Mõnede vulkaanide kõrgus on üle 6000 meetri, paljud on endiselt aktiivsed.
Idas (Guajira poolsaarest põhjas kuni 38 ° S) ulatuvad Ida-Cordillera mäeharjad. Need on taastatud voldik- ja plokkmäed, peamiselt Hertsüünia baasil.
Seljad ulatuvad suurte kõrgusteni - 4000-5000 meetrini, mõned tipud üle 6000 meetri. Põhjas (umbes 3 ° N) hargnevad mäed, moodustades Colombia ja Venezuela Kesk- ja Ida-Kordillera. Isegi ida pool, kus liikuva vööndi ja iidsete platvormkonstruktsioonide ristumiskohas olid platvormi servad kohati, vahemikus 20° kuni 37° S, seotud aktiivsete tektooniliste liikumistega. sh. Eelkambriumi ja paleosoikumi volditud alusele kerkivad taaselustatud plokkmägede süsteemid. Need on Pampinian (Pampia) Sierras ja Precordillera. Suhteliselt kitsaid plokkseid seljakuid eraldavad orud.
Andide orotektoonilised vööd on eraldatud süvendite tsoonidega. Ranniku- ja Lääne-Cordillera vahel on vajumisriba.
Selle piirides asub näiteks Atacama jõgikond, lõunas - Tšiili pikisuunaline (keskne) org, mille külge on mööda rikkejooni piiratud terve ahel vulkaane.
Lääne- ja Ida-Cordillera vahel põhja pool 10° S. sh. laiuvad kitsad grabenitaolised pikisuunalised lohud, mille hõivavad jõeorud, mille põhjad asuvad märkimisväärsel kõrgusel.
Murdejoonte ääres on arvukalt vulkaane, sealhulgas aktiivseid - Cotopaxi, Sangai jne.
Kesk-Anides asuvad Lääne- ja Ida-Kordillerad raamivad kõrgmäestiku tasandikke - Puna, mis tekkis keskmise massiivi sees ja mida katavad osaliselt laavakatted.
Iidne plokk asub madalamal hüpsomeetrilisel tasemel kui ümbritsevad mäed (3000-4000 meetrit). Selles lohus eemaldatakse mägedest materjal ning siin tekivad nõrgalt lainelised kuhjuvad tasandikud ja laavaplatood, millel on eraldi jäänumassiivid ja vulkaanid. Nõgudes oli varem arvukalt järvi, mis nüüdseks on osaliselt kuivanud.
Põhja-Ande eraldab tektooniline rike nn Kariibi mere Andidest. Need on struktuurid, mis täiendavad lõunast Kariibi mere ja Antillide liikuvat tsooni, mis arvatakse olevat tekkinud Tethyse ookeani lääneosas. Tsoon on seismiline, kuid tänapäevast vulkanismi siin pole.
Äärmiselt lõunas asuvad Andid on Lõuna-Georgia, South Sandwichi ja Lõuna-Orkney saarte süsteemi kaudu ühendatud Lääne-Antarktika mäeahelikega. Antarktika poolsaare kurrulised mäed, mandri läänerannik ja nn Antarktika Andid (Antarcandy) jätkavad Andide liikuva vöö tektooniliste vööndite (kõrgus - 3000-4000 meetrit, kontinendi kõrgeim punkt on asub Ellsworthi maal - Vinsoni massiivis, 5140 meetrit). See volditud meso-tsenosoikumiline vöö on eraldatud Ida-Antarktika eelkambriumi ja paleosoikumi struktuuridest Weddelli merest Rossi mereni kulgeva rikete süsteemiga. Mööda neid kõrguvad Transantarktika plokkidega mägede ahelikud. Vead on seotud vulkanismi ilmingutega mandril ja saartel.
Ida-Austraalia mäestikusüsteem, mis piirneb idast Gondwana platvormidega, on orograafiliselt struktuurilt palju lihtsam ja absoluutkõrguselt madalam kui Andide oma. See ulatub 4000 km pikkuselt piki Austraalia idarannikut ja on saarekaaredest eraldatud marginaalsete meredega. Siin domineerivad volditud plokkmäed, madalad ja keskmise kõrgusega: nende kõrgus on reeglina 1000–1500 meetrit (Kosciuszko kõrgeim punkt on 2230 meetrit).
See mägine riik tekkis Hertsüünia järgse peneplandi kohas diferentseeritud neotektooniliste liikumiste tõttu. Liikumist saatis laavavalamine, kuid tänapäevast vulkanismi siin pole. Ida-Austraalia mägesid iseloomustab ka madal seismiline aktiivsus, mis näitab nende praegusel ajal suhtelist tektoonilist stabiilsust. Seljandikel on järsud idapoolsed nõlvad ja õrnalt lainelised jalamid laskuvad sisemaa tasandikele, mida Austraalias nimetatakse allapoole.
Aafrika platvormiga külgneb põhjast ka mobiilne vöö, mille sees moodustus Atlase mäesüsteem. Sama seaduspärasus avaldub ka siin: mandri välisküljel piki Vahemere rannikut on noorte kurdmägede - Er-Rif ja Tel-Atlas - seljandid. Suurem osa Atlase süsteemist on taaselustatud voldikmäed ja mägedevahelised platood Hertsüünia baasil. Põhjapiirkonnas püsib kõrge tektooniline aktiivsus ja sageli esineb maavärinaid.
Süsteemi mäed on madalad - keskmiselt 2000-2500 meetrit. Nad saavutavad Kõrge Atlase kõrgeima kõrguse (Tubkal, 4165 meetrit - süsteemi kõrgeim punkt). Rifi ja Tel Atlase noored Alpi seljad ulatuvad vaevalt 2500 meetrini.
Neeme mägisüsteem, mis asub Aafrika äärmises lõunaosas, on taaselustatud mägi, millel on päritud volditud struktuur.
Voltimisliigutused toimusid siin Hertsüünia orogeneesi ajastul, mil Gondwana oli üks kontinent ja Aafrika mandri lõunatipp kuulus selle serval liikuvasse vöösse. Voltimisprotsessid lõppesid siin triiase perioodil ja kohe pärast seda algas intensiivne territooriumi langetamine. Mäestruktuure, mida denudatsioon polnud veel silunud, kattis mesosoikumi meresetete kate. Paleogeeni-neogeeni ajal kogu Lõuna-Aafrikat katnud neotektoonilised tõusud viisid selleni, et pinnal asusid Hertsüünia antikliinsed seljandikud. Eemaldati lahtised settekivimid, mis katsid volditud struktuure. Tõusuga kaasnes suurenenud sügav erosioon. Selle tulemusena on Cape Mountains mitu paralleelset kuni 1500 meetri kõrgust antikliinset seljandikku, mida eraldavad pikisuunalised sünklinaalsed orud. Neid läbivad kitsad sügavad jõekanjonid, mida mõnikord seostatakse tektooniliste lõhedega.
Eksogeense reljeefi omadused (morfoskulptuur)
Lõunamandrite pinna moodustavatest eksogeensetest teguritest on juhtiv roll ilmastikuprotsessidel (hüpergenees), pinna- ja põhjavee tööl, Aafrikas ja Austraalias - tuule tööl, Antarktikas ja mõnes piirkonnas. Andidest - liustikud.
Ilmastikuprotsesside roll
Kõikide eksogeensete tegurite aktiivsus enamikus lõunapoolsetes troopilistes mandrites toimub kõrgel temperatuuril. Erineva päritolu ja koostisega kivimid läbivad hüpergeneesi: kristalsed, vulkanogeensed, settelised. Nende ülemine kiht suurtel aladel on ilmastikukoorikud, mis tekkisid pika aja jooksul (alates mesosoikumist) muutuvates tingimustes.
See on nii eelkambriumi aluspõhja iidsete kivimite kui ka proterosoikumide sünekliiside, aga ka nooremate sette- ja effusiivsete lademete hüpergeneesi tsoon. Paksud, tavaliselt lahtised murenemiskoored on erineva struktuuri ja koostisega sõltuvalt nende tekketingimustest ja algsete kivimite litoloogiast. Suurtel aladel tekkisid need suurenenud niiskuse tingimustes, kui mitte aastaringselt, siis hooajaliselt ja need on pinnakivimite biokeemilise töötlemise (peamiselt ferraliseerumise) produkt. Need koorikud koosnevad peentest savimineraalide osakestest ning raua-, alumiiniumi- ja mangaanihüdroksiididest. Olenevalt tekketingimustest tekivad erineval sügavusel tihedad raud- või raud-alumiinium-lateriidikihid. Selliste südamike paksus võib ulatuda mitmest kuni sadade meetriteni. See sõltub moodustumise kestusest ning algsete kivimite koostisest ja struktuurist ning nii nende moodustumise kui ka hävimise tänapäevastest protsessidest.
Lõunapoolsete troopiliste mandrite kuivades piirkondades on säilinud hüdromorfsete koorikute piirkondi, mis on pluviaalsete ajastute pärand. Eriti laialt on nad levinud Austraalia ja Põhja-Aafrika tasandikel ning plokkistel mägedel. Füüsilise ilmastiku mõjul hävivad raudsed lateriitsed koorikud muutuvad punase värvi killustiku, veerise ja liiva ladudeks.
Füüsikalised ilmastikuprotsessid, mis on suurte temperatuuride erinevuste tõttu kuiva kliimaga piirkondades laialdaselt arenenud, hävitavad kive. Tekivad teravad mäeharjad ja tipud, veidra kujuga kaljud niššidega, kaared, kaljud. Hävitustooted - suur klastmaterjal - täidavad nõlvade alumised osad ja ümbritsevad tasandikud. Need on kivised kõrbed – hamad (hamad). Need piirduvad enamasti tektooniliste tõusude, vulkaaniliste massiivide, pealetükkivate jäänustega jne ning on laialt levinud lõunapoolsete mandrite tasandike ja mägede kõikides kuivades piirkondades.
Kõvade kivimite pinnal arenevad koorumise (koorumise) protsessid ja moodustub nn "kõrbepruun" - kivide servad on kaetud tumedate kiledega. Need protsessid ei toimi mitte ainult lõunapoolsete troopiliste mandrite kuumades kuivades piirkondades, vaid ka Antarktikas, selle oaasides ja mägipiirkondades, tõustes kohati jääpinnast kõrgemale.
fluviaalne reljeef
Ekvatoriaalse, troopilise ja subtroopilise kliimaga pidevalt niiskete piirkondade jõgede võrku iseloomustab kanalite madal erosiooniline sisselõige. Tasastel kihistunud ja kuhjuvatel tasandikel erodeerib vesi ilmastikukoore, kannab endas peenmuldmassi ja ladestub peent aleuritut. Jõed ajavad pidevalt üle, vahetavad kanaleid, rändavad mööda orgude laiu põhjasid, hargnevad madalate saartega eraldatud oksteks ja moodustavad looklevaid.
Loopealsed - tavaliselt mitmetasandilised lammisüsteemid ja laiad lammiterrassid - peamine fluviaalse morfoskulptuuri tüüp tektoonilistes lohkudes: Amazonase, Orinox, Laplata, Pantanal - Lõuna-Ameerikas, Kongo, Okavango, Valge Niiluse vesikonnad , Nigeri keskosa – Aafrikas, Murray basseinis Austraalias. Pole asjata, et enamik neist tasandikest kannab neid äravooluvate jõgede nimesid.
Kõrgveeliste Aafrika jõgede kanalid, mis voolavad alla mägedest ja platoodelt ning ületavad mandri kõrgendatud servi, nagu näiteks jõe ülem- ja alamjooks, ei ole sügavalt sisse lõigatud. Kongo (Zaire) või Zambezi, Orange'i, Kunene jne alamjooksud.
Nendel on astmeline pikisuunaline langusprofiil koos kärestike ja koskedega, mis aeglaselt ülesvoolu taanduvad. Seda ei saa seletada ainult orgude noorusega, sest mõned neist, näiteks jõe ülemjooksud. Kongo, arenenud enam-vähem stabiilsetes tektoonilistes tingimustes vähemalt alates mesosoikumist. Prantsuse geograafi Biro kujundliku väljendi kohaselt "hüppavad" jõed reljeefi ebatasasusest üle, mitte ei lõika neist läbi. Ilmselt on see tingitud sellest, et jõgede veed kannavad peamiselt peenmulda. Suured killustikumaterjalid lagunevad biokeemiliste protsesside käigus kõrgete temperatuuride ja kõrge õhuniiskuse tingimustes kiiresti, mistõttu tõmbesetetel puudub tugev erodeerimisvõime, seda enam, et orgude põhjad koosnevad sageli tahketest kristallilistest kivimitest. Kanalid on sageli kaetud raudkoore ja kiledega. Ekvatoriaal-troopiliste laiuskraadide vahelduva niiske kliimaga piirkondades asuvad lateriitsed kestad madalal sügavusel või isegi otse pinnal. Hävitamisel muutuvad need kõvadeks veeristeks, millel on märkimisväärne erodeerimisvõime. Kuid samal ajal kaitseb lateriitne koorik kanalite põhja, muutes selle lõikamise keeruliseks. Seetõttu on nii püsivalt kui ka muutliku niiskusega troopikas, enam-vähem stabiilsetes tektoonilistes tingimustes erosioonilõige madal ja reljeef pehmete piirjoontega.
Põhja- ja Lõuna-Aafrika ning Austraalia kõrbetes on säilinud reliktsed erosioonilised pinnavormid - endiste jõgede ja ojade kanalid (Araabia omadega sarnased Aafrika wadis ehk oueddad ja Austraalia karjed).
Need tavaliselt madalad ja lauge kaldega lohud ulatuvad kümnete ja sadade kilomeetrite pikkuseks ning lõpevad reeglina kuivade järvede lohkudega. Haruldaste tugevate vihmasadude perioodidel voolavad neist läbi veejoad. See hoiab ära kanalite täieliku kadumise, mis pärast iga sellist perioodi uuesti süvenevad. Vihmade ajal täituvad lühiajaliselt ka endised järvebasseinid, muutudes tagasi järvedeks, enamasti soolasteks. Selliseid süvendeid Sahara kirdeosas ja Atlase sees nimetatakse shottideks või sebkhadeks.
Solifluktsioon ja maalihke reljeef
Pideva või hooajalise vettimise korral areneb nõlvade äravool. Leotav lahtine pinnas voolab sõna otseses mõttes taimede juurte ja varte vahele, nihkub nõlvadel alla, isegi õrnadel. Ilmuvad solifluktsioonivormid. Maalihke teke on laialt levinud. Kallakuprotsesside areng suureneb järsult taimkatte kadumisel, mis toimub enamasti inimmajandusliku tegevuse tulemusena. Metsade ja võsa raadamine ja põletamine, liigne karjatamine ja muud pinnast siduvale taimkattele avaldatavad mõjud, mis takistavad materjali voolamist ja eemaldamist nõlvadest alla, toovad kaasa solifluktsiooni- ja maalihkeprotsesside kiire arengu. Neid protsesse soodustavad tihedate veekindlate kihtide olemasolu - lateriitsed kestad ja mõnel pool pinna lähedal asuvad monoliitsed kristalsed kivimid.
Pinnapinna enam-vähem tasastel ja õrnalt kaldega aladel tekib sufosioon ka lahtistes ilmastikukoorikutes, moodustades lohke.
Pinna- ja maa-aluste veekogude tegevus põhjustab üldiselt kergelt lainelise õrna kaldega reljeefi moodustumist jäänukmägede, mäeahelike ja laudaplatoode aladega. Sellised tasanduspinnad töötati välja stabiilse tektoonilise režiimi perioodidel läbi geoloogilise ajaloo.
Tõusvad neotektoonilised liikumised tõstsid need erinevatele kõrgustele, kerkimise käigus läbisid nad intensiivse lahkamise, kuid sellegipoolest mängivad lõunamandrite reljeefis üsna suurt rolli erineva geoloogilise vanusega tasandike ja tasandike fragmendid. Kõigil mandritel on jälgitavad mitmete joonduspindade jäänused.
Järelejäänud 1000-1500 meetri kõrgused ja kohati isegi 2000-3000 meetri kõrgused laudaplatood on killud lahtilõigatud "Gondwanani" pinnast, mis tekkis juura perioodi denudatsiooni teel. Neid leidub Aafrika ja Lõuna-Ameerika mägismaal. Hilisemad pinnad on laialt levinud, mis on loodud hilise kriidiajastu denudatsioonitsüklite - oligotseeni, neogeeni ja lõpuks pleistotseeni tsükli tõttu, mis kestab tänapäevani. Seetõttu leidub lõunamandritel sageli laudakõrgusi ja platood, lamedaid mägesid ja kergelt lainelisi tasandikke, mida komplitseerivad jäänukimassiivid või madalad seljandikud tihedamate aluspõhjakivimite paljanditel, tungivatel massiividel. Lääne- ja Kesk-Austraaliale on väga iseloomulikud jäänustega peneplaneeritud tasandikud. Tabelivorme seostatakse sageli soomuskihtide, näiteks kõvade liivakivide ja kvartsiitide olemasoluga: Brasiilia tšappadad, Guajaana mägismaa tepuud ja Lõuna-Aafrika mesad.
Lipari pinnavorm
Eoolide kuhjumise vormid: erinevat tüüpi luited, liivased seljandikud on levinud kuivade piirkondade nendel aladel, mis koosnevad pinnapealsest liivast (tavaliselt iidsest jõe- või merelootusest). Luitereljeef on tüüpiline Lõuna-Ameerika lääneosa ja Lõuna-Aafrika rannikukõrbetele. Austraalia kõrbete tohutud liivaalad on valdavalt valitsevate tuulte suunas piklikud seljandikud. Aafrika liivakõrbetes (Sahara ergstes, Namibes) võib leida peaaegu igat tüüpi eolilist akumulatiivset reljeefi. Saharas on eraldi düünid, mis ulatuvad sadade meetriteni.
Lõunamandrite kuivades piirkondades on laialt levinud ka deflatsiooni (puhumise) ja korrosiooniga seotud vormid. Kivised servad muutuvad kiviseenteks, mida leidub sageli Brasiilia mägismaal, kõigi lõunapoolsete mandrite kuivades mägipiirkondades. Lõuna-Aafrika kuivadel platoodel on piirkondi, kus ilmastiku ja tuule koosmõjul on graniitkivimid muutunud peaaegu geomeetriliselt korrapärase kujuga hiiglaslikeks pallideks ja püramiidideks.
Karstireljeef
Erinevalt põhjamandritest on selle levik lõunapoolsetel mandritel piiratud. Selle moodustamiseks on vaja karstikivimite paljandite kombinatsiooni piisava hulga sademetega. Selliseid piirkondi on lõunapoolsetel mandritel vähe.
Karst on kõige laiemalt levinud Austraalias, kus lubjakivikihid tulevad pinnale Barkley platool subekvatoriaalses kliimavööndis suvise sademetega, Ida-Austraalia mägedes, kus sademeid langeb aastaringselt, Nullarbori tasandikul, subtroopilises kliimas. talvised sademed. Darlingi ja Murray jõgede nõos tekivad lubjakivid alluviaalsete setete kihi all ja tekib kaetud karst.
Erinevate piirkondade karstivormid erinevad olenevalt kohalikest tingimustest. Austraalia põhja- ja kirdeosas moodustub peamiselt troopiline tornikarst koos kooniliste lubjakivipaljanditega. Subtroopilise vööndi tasandikel ja platoodel on levinud palja ja kaetud karsti kõige mitmekesisemad vormid. Mägedes ja abrasiooniribadel on arvukalt koopaid, grotte ja nišše. Lubjakivist astangu jalamil, millest Nullarbori tasandik eraldub Suurele Austraalia lahele, näib meri keevat veealuste karstiallikate väljavooludest. Rannikujärsak on kaljukujuline, kuna merevesi lahustab kivimit intensiivselt mööda rannajoonega risti olevaid pragusid. Moodustuvad sügavalt maa sisse ulatuvad kitsad lahesopid, mida eraldavad rannikuääre ümarad servad.
Aafrikas ja Lõuna-Ameerikas leidub karstivorme väikestel aladel Andides, Brasiilia mägismaal (seal on ka koopaid), Ida- ja Lõuna-Aafrikas. Märkimisväärsed alad on karstipinnavormidega hõivatud Atlase mäestikusüsteemis, Somaalia poolsaarel ja Põhja-Saharas (näiteks Akhagarri mägismaaga piirnevatel Tasilli seljandikel). Nendes kuivades piirkondades seostatakse karsti teket pleistotseeni pluviaalsete epohhidega (selline reljeef on reliktse iseloomuga). Tasilli ja teiste mäeharjade karstikoobastest leiti seinamaalinguid ürginimestest, kes asustasid Saharat, kui see ei olnud veel veevaba kõrb.
Ranniku reljeef
Lõunamandrite rannikutüübid on väga mitmekesised. Nende hulgas on nii primaarseid-ühtlasi kui ka tükeldatud ning mere hõõrdumise ja akumulatiivse aktiivsuse, mittelainete ja laineliste protsesside tekitatud. Rikete liikumistest moodustunud rannikud on väga laialt levinud, kuna suurem osa äärealadest on mandrite passiivsed äärealad. Reeglina ääristavad neid kõrgete järskude kaljude jalamil kuhjuvate madalsoode kitsad ribad, mida tavaliselt töödeldakse hõõrdumise teel. Laialdaselt arenenud laguuni kaldad, sageli saadavad mangroovid. Mangroovi tüüpi rannikud on tüüpilised lõunapoolsete mandrite ekvatoriaal-troopiliste piirkondade madalatele rannikualadele.
Huvitavad on Austraalia idapoolsed äärealad, kus rannajoont saadavad arvukad koralliehitised.
Siin on ainulaadne moodustis – Suur Vallrahu.
See on katkendlik korallriffidest ja saartest koosnev seljandik, mis ulatub piki mandri kirderannikut 2300 km ulatuses ja mida eraldab rannikust lai laguun. Vaatamata kohati üsna suurele kaugusele mandri rannikust, mõjutab riff oluliselt ranniku loodust ja majandust. Suurel Vallrahul purunevad ookeanid, see ehitab uuesti üles mandrile lähenevad hoovused, loob erilised tingimused organismide eluks laguuni rahulikes ja soojades vetes. Rifistruktuuride hävitamine, mis toimub nii looduslike kui ka inimtekkeliste protsesside mõjul, võib avaldada märkimisväärseid tagajärgi looduslikele kompleksidele ja Austraalia ranniku elanikkonnale. Korallrifid saadavad Austraalia ja Lõuna-Ameerika põhjarannikut ning Aafrika mandri passiivsete servade järsul rannikul neid praktiliselt ei esine.
liustiku reljeef
Liustikud, sealhulgas Euraasiale ja Põhja-Ameerikale nii iseloomulikud reliktsed pinnavormid, on lõunapoolsetel troopilistel mandritel väga piiratud. Liustiku reljeef, nii eksaratiivne kui ka akumulatiivne, eksisteerib Patagoonia platoo tasandikel, Ida-Austraalia mägedes (mägede säilmed) ja Andides. Andide mägismaa ja peaaegu kogu Lõuna-Andide piirkond, kus on terve hulk mägede jäätumisega seotud vorme, sealhulgas lohud, jääjärvede basseinid ja fjordide rannikud, on minevikus allutatud liustiku töötlemisele ja on nüüd allutatud .
Jäätumine on Antarktika reljeefi kujunemisel juhtiv eksogeenne tegur. Peaaegu kogu mandri territooriumi kohta tuleb rääkida hiiglasliku jääkihi kivisängi subglatsiaalsest reljeefist. Ainult 0,2-0,3% mandri pindalast on jäävaba. Muude väliste reljeefi kujunemise protsesside mõju kogevad jääpinnast kõrgemale ulatuvad mäed, nn Antarktika oaaside väikesed alad, mis ei ole jääga kaetud, ja kivised kaljud, mis hõivavad 8% mereranniku pikkusest. Kuid ka siin domineerivad mägi-liustikulised pinnavormid ja kuhjuvad pinnavormid ning oaasides ka vesi-liustiku pinnavormid.
Mandri mägede liustikulised pinnavormid on ilmselt iidse vanusega ja säilinud juba soojema kliima ajast, kuna Antarktikas valitsevate väga madalate temperatuuride korral kaotavad tsirk- ja oru liustikud oma liikuvuse. Füüsilise murenemise protsessid on oma olemuselt kivimite deskvamatsiooniks, andes nende pinnale rakulise struktuuri. Toimuvad ka mõned keemilised reaktsioonid, mille tulemusena moodustuvad punakaspruunid koorikud - “kõrbepruun” ehk valged kipsi ja kaltsiidi õisikud. Märkimisväärne roll pinna skulptuurilises töötlemises on tuulel. Füüsilise murenemise saadusi kannab tuul. Tuulevoolu suure jõu tõttu võivad üle pinna rulluvad killud olla kuni 10-20 cm läbimõõduga. Neil on märkimisväärne korrodeerimisvõime: kõva materjal lihvib ja lihvib kiviseid pindu. Oaasides toimuvad ka eoolide akumulatsiooniprotsessid: sealt on leitud liivaluiteid ja seljakuid koos fluvioglatsiaalse reljeefiga - peamiselt liustike sulamisvee äravooluavadega.
Huvipakkuv on jääkilbi lume-jääpinna reljeef, millel on palju ja erinevaid ebatasasusi: lumemäed, sastrugid, liustikulõhed, sulamisperioodidel piki jäätasandikku voolavate ojade looklevad "orud" jne. See on väga liikuv. , moodustub kiiresti muutuv reljeef suure hulga vastastikku mõjutavate tegurite mõjul: jää liikumine ebatasasel kivisängil, sulamis- ja külmumisprotsessid, tuule, sulavee töö ja paljud teised.
Antarktika tuhandete kilomeetrite pikkune rannik on kõrge jäätõke, millel pole analooge kusagil Maal. Jäämäed murduvad sellest pidevalt lahti. Kivised kaldad (umbes 8% rannajoonest) on tavaliselt kõrged järsud kaljud, mille niššides asuvad liustikud ja lumeväljad.
Seega on fluviaalne reljeef kõige iseloomulikum Lõuna-Ameerikale, Aafrikas arendatakse peamiselt fluviaalset ja eoolilist morfoskulptuuri, Austraalias on eoliprotsessidel juhtiv roll suuremal osal territooriumist, Antarktikas tekivad peamised pinnavormid liustikud ja tuul. Samas on lõunapoolsete troopiliste mandrite fluviaalsel ja eolial reljeefil palju ühiseid jooni. Selle põhjuseks on asjaolu, et nende piirides on sarnased kliimatingimused: valitsevad ekvatoriaal-troopiliste laiuskraadide kliima.
Venemaa hüpsomeetrilisel kaardil ja kosmosest tehtud fotodel on kogu meie riigi territooriumi orograafiline muster selgelt nähtav. Seda iseloomustab madal ja kõrgendatud tasandike, platoode, mägismaa ja mägede kompleksne kombinatsioon.
Avaratel tasandikel hõivavad tohutud alad alla 200 m kõrgused madalikud, mille hulgas on kohati laiali laiali kõrgendused ja üksikud saareharjad. SS-i tasandikud on kõrgemale tõstetud, need on pigem orgudest tugevasti süvendatud platood, eriti äärtes. Need moodustavad justkui sammu üleminekul riigi lääneosa madalikult selle idaosa mägismaale. Enamikul tasandikel on pikka aega stabiilne vundament, rahulik geoloogiline režiim. Kuid kauges minevikus tasandikud kas vajusid või kerkisid ning olid rohkem kui üks kord merepõhjaks ning nende lamedus on sageli tingitud iidsetesse meredesse ladestunud kihtidest.
Riigi mägised piirkonnad, erinevalt tasandikest, ei ole nii rahulikud: maakoor siin ja praegu on liikuv, allub kokkusurumisele, moonutustele, muljumisele, eriti intensiivsele tõusule ja vajumisele; see on käimasoleva kaasaegse mägiehituse sündmuspaik.
Kaart näitab, et meie riigi mägised äärealad on jagatud kolmeks heterogeenseks triibuks - lõuna-, ida- ja diagonaaliks. Lõuna - geoloogiliselt noorte mägistruktuuride (Kaukaasia) Alpi-Himaalaja vöö lüli. Idariba on lüli veelgi nooremasse Ida-Aasia mäestike vööndisse ja on koos sellega osa suurejoonelisest mäesüsteemide ringist, mis ümbritseb Vaikse ookeani peaaegu igast küljest (Sikhote-Alin, Kuriili-Kamtšatka seljandik, Sahhalin). Kolmas mäestike riba läbib viltu riigi idapoolt Tšukotka ja Kolõma kõrgustikest Siberi lõunaossa.
Lõuna- ja idaribad ei ole mitte ainult viimaste vertikaalsete tõusute, vaid ka kõige hiljutisema voltimise tsoonid. Vastupidiselt neile on kolmanda riba konstruktsioonid ehitatud erineva, sealhulgas kõige iidsema vanuse voltidega. Viimane ülestõus toimus aga ka siin ammu, samuti noorte voltimise tsoonides.
Kuid mitte kõik volditud servade lülid ei olnud geoloogilise ajaloo viimasel etapil üles tõstetud. Mõned, vastupidi, uppusid ja mõnes kohas osutusid Vaikse ookeani, Kaspia ja Musta mere poolt üleujutatuks. Seetõttu ei moodusta kõrgendatud kurdide vöödid pidevaid tõkkeid, vaid vahelduvad lohkude, lohkude ja kohati, rannikualadel, saarekesed.
Riigi põhjaosas võis eksisteerida mägipiirkond, kuid siinne maa vajus pikaks ajaks Arktika mere vete alla ja mäestikusüsteemid muutusid isoleeritud saarestikuks. Nii tekkisid Franz Josef Land ja Severnaja Zemlja. Eraldatud kahe Novaja Zemlja saare ja Uurali mäešahti põhjapoolse jätkuna.
Selline on kõige üldisemalt öeldes pilt meie riigi maapinna horisontaalsest jagunemisest. Kuid plaaniline tükeldamine on iseloomulik ka rannikutele, kus eristuvad poolsaared ja saared, lahed ja väinad.
Suurimad lahed on terved mered: Läänemere, Valge, Must koos Aasoviga, Okhotsk, igaühel neist on oma tupikõhk.
Kaug-Ida mered - Beringi meri ja Jaapani meri - on vastupidiselt "lahtedele" "mereväinad". Iga Põhja-Jäämere ääremeri on ka omamoodi lahe väin: neid piiravad väinadega katkestatud saarestikud.
Merepõhjal on oma reljeef, milles saab eristada tasandikke ja mäestikusüsteeme (näiteks mäeriba koos Mendelejevi, Lomonossovi ja Otto Schmidti mäeahelikega Kesk-Arktikas) ning sügavamaid nõgusid, sh. Kuriili-Kamtšatka, sügavuselt kolmas, ulatub 10 540 m alla merepinna. Arktika merede lähedal asuv suhteliselt madal põhi tõuseb rõduna Põhja-Jäämere keskosade sügavuste kohale, moodustades mandrilava ehk šelfi.
Tasandikud on koondunud peamiselt Venemaa lääneossa, idaosas aga - Jenissei orust kuni Vaikse ookeani kallasteni - valitsevad platood, mägismaa ja mäed. Tasandikud moodustavad umbes 60% territooriumist. Neist kaks suurimat – BE ja WS – kuuluvad maailma suurimatele tasandikele. Keskmise kõrgusega mägisüsteemid ulatuvad pideva barjäärina paralleelselt Vaikse ookeani merede rannikuga. Lõunas piki piiri kulgeb kõrgete mägede vöö, millest kogu territoorium laskub Põhja-Jäämerre. Mööda seda nõlva voolavad põhja poole Siberi suurimad jõed - Ob, Jenissei, Lena. Ja Arktikast lõuna pool läbivad tasandikke võimsad külma õhuvoolud.
Lõunapoolne mägede vöö kuulub Euraasia kõrgete tõusude vööndisse ja koosneb erinevas vanuses eraldiseisvatest mäestikusüsteemidest: Kaukaasia, Altai, Sajaan, Baikal ja Transbaikalia. Kaukaasia ja Altai kuuluvad Euraasia kõrgete mägede hulka.
Kliima on pikaajaline ilmastikurežiim, mis on kujunenud atmosfääri koosmõjul kõigi looduslike ja geograafiliste teguritega ning on mõjutatud kosmosest ja inimese majandustegevusest.
Venemaa kliima kujuneb mitmete kliimat kujundavate tegurite ja protsesside mõjul. Peamised kliimat kujundavad protsessid on kiirgus ja vereringe, mis on määratud territooriumi tingimustega.
Kiirgus- sissetulev päikesekiirgus - energiabaas, see määrab peamise soojuse sissevoolu pinnale. Mida kaugemal ekvaatorist – mida väiksem on päikesekiirte langemisnurk, seda väiksem kogus tuleb. Kuluosa koosneb peegeldunud kiirgusest (albeedost) ja efektiivsest kiirgusest (suureneb pilvisuse vähenedes, summaarne - põhjast lõunasse).
Üldiselt on kiirgusbilanss riigis positiivne. Ainsad erandid on mõned Arktika saared. Talvel on see igal pool negatiivne, suvel positiivne.
Ringlus. Maa ja ookeani erinevate füüsikaliste omaduste tõttu tekib nendega kokkupuutuva õhu ebavõrdne kuumenemine ja jahtumine. Selle tulemusena toimuvad erineva päritoluga õhumasside liikumised - atmosfääri tsirkulatsioon. See kulgeb madala ja kõrge rõhu keskuste mõjul, nende asukoht ja raskusaste on hooajaliselt erinev. Suuremas osas meie riigist valitsevad aga läänetuuled, mis toovad kaasa atlandi õhumassi, millega on seotud põhilised sademed.
Mõju on eriti suur talvel, mis on tingitud Atlandi ookeanilt sooja ja niiske õhumassi läände kandumisest.
Meie riigi territooriumi suur suurus, tohutud orud ja suured mäestikusüsteemid tõid kaasa muldade, taimestiku ja loomade selge tsoonilise jaotuse. Biokomponentide moodustumise peamised tingimused on temperatuuri ja niiskuse suhe. territooriumi reljeef ja kliima kontinentaalsuse aste mõjutavad oluliselt nende levikut.
Biokompleksi ühtsus on tingitud atmosfääriprotsesside tsoonilisest struktuurist, looduse kõigi komponentide koosmõjust ja territooriumi pikast arenguloost fanerosoikumis.
Muldade, taimestiku ja loomade jaotus Venemaa territooriumil määrab tasandikel tsoneerimise ja mägedes kõrgustsoneerimise seaduse. Seetõttu toimub mööda meridiaane või mägede nõlvad liikudes hüdrokliima tingimuste muutumise tõttu teatud tüüpi pinnase ja taimestiku, aga ka loomakomplekside järkjärguline muutumine teistele.
Kuid samal ajal tõi idasuunalise kliima suurenev kontinentaalsus (teatud piirideni) ja suurte geostruktuuride (platvormide ja volditud vööde) erinev geoloogiline ajalugu kaasa muldade, taimestiku ja loomastiku diferentseerumise, s.t. provintslikkuse (sektorismi) ilmingule.
Territooriumi orograafia eripärad määravad ette keeruline geoloogiline ajalugu ja mitmekesine geoloogiline struktuur. Suured madalikud, tasandikud ja platood vastavad platvormidele ning mägistruktuurid kokkuvolditud vöödele.
Venemaa territoorium asub mitmel litosfääri plaadil: Euraasia põhjaosa, Põhja-Ameerika lääneosa, Amuuri põhjaosa. Ja riigi territooriumil asub peaaegu täielikult ainult Okhotski meri.
Maakoor Venemaal, nagu ka mujal Maal, on heterogeenne ja vanuselt ebaühtlane. See on heterogeenne nii plaanilt kui ka vertikaalselt.
Maapõue jäigad, stabiilsed osad – platvormid – erinevad liikuvamatest – volditud rihmadest, mis on rohkem allutatud nii survele kui ka vertikaalsetele kõikumistele. Platvorme iseloomustab reeglina kahetasandiline struktuur, kus eristatakse kortsutatud purustatud alust ja seda katvat horisontaalsete kihtide katet.
Vanimaid platvorme peetakse eelkambriumiks. Nende vundament ei koosne mitte ainult vanimatest kivimitest, mis on rohkem kui 570–600 miljonit aastat vanad, vaid oli ka enne järgnevate ajastute kihtide tekkimist voltideks kortsutatud. Selline on meie kahe tohutu platvormi struktuur, mis on ühed suurimad maailmas.
Nendes osades, kus mered ei ujutanud üle Maa kõige iidseimad ehitised või kus meremaardlad olid järgnevatel ajajärkudel erodeeritud, kerkib pinnale iidne vundament – nn kilbid. Samuti on maa-alused vundamendi paljandid, mis tulevad maapinna lähedale (Voroneži kristalne massiiv). Enne võlvi "kaevas" Don seda ainult ühes kohas.
Stabiilsete platvormide suurus suurenes aja jooksul - nende külge joodeti naabruses asuvate volditud tsoonide osad, mis omandasid purustamise käigus jäikuse. Eelkambriumi ajastu lõpul, s.o. 500–600 miljonit aastat tagasi suurendas Baikali voltimine järsult tulevase Siberi platvormi eelkambriumi tuuma: Aldani kilbile kinnitati Baikali piirkonna tohutud volditud massiivid ja osa Transbaikaliast.
Paleosoikumi ajastul raputas võimas voltimine maakoort kaks korda. Esimene, mida nimetatakse Kaledoonia voltimiseks, toimus mitmes etapis varapaleosoikumis, 300–400 miljonit aastat enne meie päevi. Sajaanide keskel olevad voldid jäid tema monumentideks. Teine, nimega Hertsüünia voltimine, kulges hilispaleosoikumis (200–250 miljonit aastat tagasi) ja muutis Venemaa ja Siberi platvormide vahelise tohutu maapõue süvend Uurali-Tienshani murdealaks. Selle voltimise tulemusena ühinesid Venemaa ja Siberi platvormid terviklikuks mandriks - tulevase Euraasia aluseks.
Vaikse ookeaniga külgnevas laias vööndis oli maakoore kokkuvarisemise peamiseks etapiks mesosoikum – 60.–190. selle rajatised, mida nimetatakse Vaikseks ookeaniks, ehitasid üles Siberi platvormi idast, moodustades võimsad volditud alad Primorye's, Amuuri piirkonnas, Transbaikalias ja Siberi kirdeosas.
Pärast mesosoikumilisi liikumisi pole oma vastuvõtlikkust kokkuvarisemisele kaotanud vaid kaks tohutut riba, kus on säilinud rahutu režiim. Üks ulatus üle Alpide ja Kaukaasia Himaalajani. Teine riba, mis piirneb Aasia idaosaga ja hõlmab Vaikse ookeani lääneservi, on Ida-Aasia volditud piirkond. Mõlemad alad eksisteerisid edasi mitte ainult mesosoikumis, vaid ka hiljem. See oli kainosoikumis, s.o. viimase 60 miljoni aasta jooksul on nad olnud võimsate murrangute sündmuspaigaks. Siin avanes viimane volti - Alpi, mille käigus purustati Kaukaasia, Sahhalini, Kamtšatka ja Korjatski mägismaa sooled. Need aktiivsed piirkonnad eksisteerivad tänapäevalgi, näidates nende aktiivsust arvukate maavärinate ja Ida-Aasia mägisaarte kaare vulkanismi tõttu.
Alpi voltimise ajastu teisel poolel - neogeenis 10-20 ml. aastat tagasi algas maapõue ajaloos täiesti uus etapp, mis oli tänapäevase reljeefi jaoks eriti oluline. Seda seostatakse viimaste ehk neotektooniliste liikumistega, valdavalt vertikaalsete tõusude ja vajumistega, mis haarasid enda alla mitte ainult Alpide liikuvad tsoonid, vaid ka väga erineva vanusega ehitised, mis jäid neist oluliselt eemale.
Noorimad volditud tsoonid said väga tugeva löögi: Kaukaasia, Sahhalin ja Kuriili-Kamtšatka kaar. Kõik need mägised riigid eksisteerivad nüüd mitte niivõrd hiljutise voltimise, vaid nende uusimate vertikaalsete tõusude hiljutise ja intensiivsuse tõttu. Mägede üldises diagonaalvööndis osalesid kerkimisel erinevas vanuses ehitised, nagu eelkambrium (Aldani kilbist lõuna pool, Stanovoi aheliku ja mägismaa Baikaliidid), paleosoikum (Altai Hertüniidid, Uural), mesosoikum (Kirde-Aasia). Viimased liikumised ei väljendunud mitte ainult tõusudes, vaid ka langustes. Maakoore alanemised on loonud merede ja suurte järvede nõgude, paljude madalikute ja nõgude (Baikal) tänapäevase ilme. Eriti tugevalt vajusid läbi noorte mägedega külgnevad säälamõhikud.
Platvormide stabiilsus muljumise suhtes ei tähenda üldiselt liikumatust. Nii platvormidel kui ka volditud aladel toimub erinev liikumine – vahelduvad vertikaalvõnked (mõisted ja langemised).
Seos reljeefi ja maakoore struktuuri vahel on ligikaudu järgmine: mida kõrgem on laenatud pind, seda suurem on maakoore paksus. Suurim - kus asuvad mäemoodustised (40-45 km), väikseim - Okhotski mere vesikond. isostaatiline tasakaal. Euraasia ja Põhja-Ameerika plaatide kokkupuutel plaadid eemalduvad (Moma rift) ja tekib hajusa seismilisuse tsoon. Viimane on iseloomulik ka Okhotski mere plaadi servale. Euraasia ja Amuuri kokkupuutel on ka eraldus - Baikali lõhe. Okhotski meri kokkupuutel Amuuriga (Sahhalin ja Jaapani meri) plaatide lähenemine - 0,3–0,8 cm aastas. Euraasia piirneb Vaikse ookeani, Põhja-Ameerika, Aafrika (Araabia) ja Indiaga (Indostan-Pamiir). Nendevahelised litosfääri kokkusurumisvöödid on lõunas Alpi-Aasia ja idas Circum-Vaikse ookeani piirkond. Euraasia laama servad on aktiivsed idas ja lõunas ning passiivsed põhjas. Idas vajub ookean mandri all: liitumisvöönd koosneb äärepoolsetest meredest, saarekaaredest ja süvaveekraavist. Lõuna pool on mäeahelikud. Põhjapoolsed passiivsed servad on tohutu riiul ja selge mandri kalle.
Euraasiat iseloomustavad lineaarsed ja rõngasstruktuurid, mis on kindlaks tehtud satelliidipiltide, geoloogiliste, geofüüsikaliste ja geoloogiliste uuringute põhjal. mandri maakoore seismilised tuumad. Tuuma, 14.
Maa soojusvoolul Venemaa territooriumil on erinev tähendus: väikseimad väärtused iidsetel platvormidel ja Uuralitel. Kõrgendatud - kõigil noortel platvormidel (plaatidel). Maksimaalsed väärtused on volditud vööd, Baikali lõhe, TO marginaalsed mered.
Sügavuse tõttu tõuseb temperatuur Maal järk-järgult. Ookeaniliste plaatide all ulatub vahevöö temperatuur vahevöö kivimite sulamistemperatuurini. Seetõttu võetakse ookeanide all oleva litosfääri tallana vahevöö aine sulamise alguse pind. Ookeani litosfääri all on vahevöö aine osaliselt sulanud ja plastiline, vähendatud viskoossusega. Mantli plastikkiht paistab silma iseseisva kestana – astenosfäärina. Viimane väljendub selgelt ainult ookeaniliste plaatide all, paksude mandrilaamade all see praktiliselt puudub (basaltmagmatism). Mandrilaamade läheduses võib see avalduda alles siis, kui kuum mantelaine võib plaadi lõhenemise tõttu tõusta selle aine sulamise alguse tasemele (80-100 km).
Astenosfääril puudub tõmbetugevus ja selle aine võib deformeeruda (voolamine) isegi väga väikeste liigrõhkude mõjul, kuigi väga aeglaselt astenosfääri aine kõrge viskoossuse tõttu (suurusjärgus 10 18 - 10 20). Võrdluseks: vee viskoossus on 10–2, vedela basaltlaava viskoossus 10 4–10 6, jää - umbes 10 13 ja kivisoola - umbes 10 18.
Litosfääri plaatide liikumised astenosfääri pinnal toimuvad vahevöö konvektiivvoolude mõjul. Eraldi litosfääriplaadid võivad üksteise suhtes lahkneda, läheneda või libiseda. Esimesel juhul tekivad plaatide vahele pingetsoonid, millel on piki plaadi piire mõranenud pragusid, teisel juhul survetsoonid, millega kaasneb ühe plaadi surumine teisele, kolmandal juhul nihketsoonid, teisendusvead, mööda mille naaberplaadid on nihkunud.
Peamiste tektooniliste alade kategooriatena toome välja: 1. suhteliselt stabiilsed alad - iidsed platvormid, peamiselt ülemise proterosoikumi eelse moondealusega, 2. Neogae mobiilsed liikuvad vööd, mis koosnevad erinevas vanuses volditud aladest (kohal surnud geosünklinaalsed alad) ja kaasaegsed geosünklinaalsed alad, 3. alad, ülemineku- metaplatvormid.
iidsed platvormid, ehk kraatonid, esindavad tohutuid alasid iidsest mandrikoorest, mõõdetuna miljonites ruutkilomeetrites, suures osas moodustus Arheaanis ja peaaegu täielikult varajase proterosoikumi lõpuks. Neogay on suhteliselt rahulik tektooniline režiim: vertikaalsete liikumiste "loidus", nende nõrk eristumine piirkonnas, suhteliselt madal tõus ja vajumine (alla 1 cm / tuhat aastat). Varajases mega-arengufaasis koges suurem osa nende pindalast tõusu ja vajumine hõlmas peamiselt kitsaid lineaarselt piklikke grabenitaolisi lohke – aulakogeene. Hilisemas, plaadimegajärgus (fanerosoikum) tõmmati vajumisse märkimisväärne ala platvorme, millele moodustus peaaegu dislokeerimata ladestustest kate, plaat. Samaaegselt keldri vajumisega eraldusid plaatide sees platvormide alad, mis suurema osa oma ajaloost kaldusid tõusma ja kujutasid endast iidse keldri tohutuid eendeid – kilpe.
Muistsete platvormide kate ei kanna tavaliselt moondemuutuste jälgi, mis, nagu ka magmatismi ilmingute puudumine või piiratud areng, on seletatav termilise režiimi olulise langusega iidsete platvormide moodustumise ajal ja reeglina väike soojusvoog suuremal osal nende territooriumist (välja arvatud aulakogeenid). Kuid magmatismi ilmingud leidsid aset mõnes iidsete platvormide tsoonides ja mõnes haruldases faasis võisid iidsed platvormid nende all oleva ülemise vahevöö anomaalse kuumenemise tõttu muutuda võimsa lõksu magmatismi sündmuspaigaks efusioonilistes ja pealetükkivates vormides.
Liigutatavad rihmad. Need pandi maha peamiselt iidses proterosoikumis. Nende arengus on 2 megafaasi: geosünklinaalne (suurim tektooniline liikuvus, mis väljendub diferentseeritud horisontaalsetes ja vertikaalsetes liikumistes ning kõrge, ehkki ebastabiilse termilise režiimiga maakoores ja ülemises vahevöös) ja postgeosünklinaalne (surnud kohas). geosünklinaalsed vööd, aktiivsus väheneb, kuid palju rohkem kui iidsetel platvormidel).
Goinklinaalse protsessi kogukestus on 1-1,5 miljardit aastat, kuid mõnes piirkonnas lõpeb see varem. Eristatakse "tsüklid", tegelik geosünklinaalne staadium ja lühem - orogeenne (orogeenne).
Tegelikult geosünklinaalne: maakoore venitamine, piklike grabenitaoliste lohkude ilmumine. Laiad läbipainded lagunevad kitsasteks. Tegeliku gesinkle lõpus. etapid lõpetavad laskumise. Orogeense staadiumi alguses läbivad nad tugevaid survedeformatsioone (sisemistest tsoonidest perifeeriasse). Need muutuvad volditud struktuurideks. Orogeensuse staadiumis kogevad nad järk-järgult kasvavat tõusu, mida denudatsioon ei kompenseeri täielikult, ja hilises orogeenses staadiumis muutuvad nad mägistruktuurideks. Seega toimub tektoonilise plaani täielik ümberpööramine (geosünklinaalsed lohud mäetõusudeks). Samal ajal ilmnevad kasvavate volditud konstruktsioonide tsoonides servade läbipainded, mis justkui kompenseerivad nende tõusu, tagaosas - sisemised läbipainded või klastilise materjaliga täidetud lohud.
"Tsüklid", millesse geosünklinaalsete vööde arenemisprotsess katkeb, lõpevad maakoore suhtelise kõvenemisega, mis omandab olulisel (või tervel) alal mandri tüüpi tüüpilise (küpse) maakoore tunnused. Järgmise "tsükli" alguses toimub selle maakoore osaline hävimine ja geosünklinaalse režiimi taastumine, samas kui teised alad jäävad edasisest geosünklinaalsest protsessist välja.
Suuremas osas Põhja-Atlandi liikuvusvööst lõppes geosünklinaalne protsess paleosoikumi keskpaigas, Uurali-Mongoolias - paleosoikumi lõpus - mesosoikumi alguses, suuremas osas Vahemere vööst on lõpule jõudmas. , ja Vaikse ookeani vöö olulised osad on endiselt geosünklinaalse protsessi erinevates etappides.
Metaplatvormi alad. Midagi vahepealset tektooniliste struktuuride olemuse, maakoore liikuvusastme ja tektooniliste liikumiste iseärasuste poolest. Piiridel. Struktuuriliselt on see kombinatsioon kahest peamisest tektooniliste elementide tüübist – mobiilsetest aulakogeosünklinaalsetest tsoonidest ja suhteliselt "jäikadest" metaplatvormmassiividest, mida need tsoonid eraldavad iidsetest platvormidest. Aulakogeosünklinaalsed tsoonid on lineaarselt piklikud tsoonid, mis on vahepealsete platvormide aulakogeenide ja liikuvate vööde geosünklinaalsete lohkude vahel. Hilisproterosoikumis samaaegselt platvorme raamivate liikuvate rihmadega, mis hargnevad tavaliselt viimastest. Grabenitaolised lohud - kokkusurumine - metamorfism, pealetungivate kehade sissetung - volditud tsoonid (Donetsk, Timan).
Kliima rolli inimelus ei saa ülehinnata. See määrab soojuse ja niiskuse suhte ning sellest tulenevalt tänapäevaste reljeefi moodustumise protsesside kulgemise, siseveekogude tekke, taimestiku arengu ja taimede paigutuse tingimused. Inimese majanduselus tuleb arvestada kliima iseärasusi.
Geograafilise asukoha mõju.
| Laiuskraad | Määrab pinnale jõudva päikesekiirguse hulga, samuti selle aastasisese jaotuse. Venemaa asub vahemikus 77–41 °, samas kui selle põhipindala on vahemikus 50–70 °. See on tingitud Venemaa asukohast kõrgetel laiuskraadidel, parasvöötmes ja subarktilises vööndis, mis määrab sissetuleva päikesekiirguse hulga järsud kõikumised vastavalt aastaajale. Suur ulatus põhjast lõunasse määrab olulised erinevused territooriumi põhja ja lõuna vahel. Aastane kogu päikesekiirgus on 60 kcal/cm 2, kaugel lõunas - 120 kcal/cm 2 . |
| Riigi asend ookeanide suhtes | See mõjutab otseselt pilvisuse jaotumist ja sellest tulenevalt hajus- ja otsekiirguse suhet ning niiske õhu juurdevoolu. Venemaad uhuvad mered põhjast ja idast, mis valitseva läänetranspordi juures ei ole märkimisväärne, see mõjutab ainult rannikuala. Kaug-Idas vähendab pilvisuse järsk tõus otsese päikesekiirguse sissevoolu, mis on sama suur kui Koola poolsaare põhjaosas, Jamalis ja Taimõris. |
| Riigi positsioon barikakeskuste (CDA) suhtes | Assooride ja Arktika kõrgused, Aleuudi ja Islandi mõõnad. Määrake valitsev tuulte suund, ilmaliik, valitsevad õhumassid. |
| Leevendus | Mägede paiknemine lõunast ja idast, avatus Põhja-Jäämerele tagavad Atlandi ookeani põhjaosa ja Põhja-Jäämere mõju suuremal osal Venemaa territooriumist, piiravad To ja Kesk-Aasia mõju. - Mägede kõrgus ja paiknemine valitsevate õhuvoolude suhtes määravad erineva mõjuastme - Tsüklonite ägenemine - Kõrgusega muutuv mägede kliima - Tuulepoolsete ja tuulepealsete nõlvade, mäeahelike ja mägedevaheliste nõlvade kliima erinevused - Tasandikul on erinevused palju nõrgemad |
| Aluspinna omadused | Lumi suurendab pinna peegeldusvõimet, tšernozemid ja metsad vähendavad seda. Albedo erinevused on üks põhjusi, miks sama kogukiirgust saavate territooriumide kiirgusbilanss erineb. Niiskuse aurustumine, taimede transpiratsioon on samuti kohati erinev. |
Õhumassid ja nende sagedus. Venemaale on tüüpilised kolme tüüpi õhumassid: arktiline õhk, parasvöötme õhk ja troopiline õhk.
Suuremas osas riigist domineerib aastaringselt õhumass. mõõdukas laiuskraadid, mida esindavad kaks järsult erinevat alatüüpi: kontinentaalne ja mereline. Kontinentaalneõhk tekib otse mandri kohal, see on aastaringselt kuiv, talvel madal temperatuur ja suvel üsna kõrge. Merendusõhk tuleb Põhja-Atlandilt ja idapoolsetesse piirkondadesse To põhjaosast. Võrreldes mandri õhuga on see niiskem, suvel jahedam ja talvel soojem. Läbi Venemaa territooriumi liikudes muutub mereõhk üsna kiiresti, omandades mandri tunnused.
ArktikaÕhk moodustub Arktika jää kohal, seega on see külm, madala absoluutse niiskuse ja suure läbipaistvusega. Mõju riigi põhjaosale, eriti SS-ile ja NE-le. Üleminekuperioodidel põhjustab külma. Suvel, aina enam edenedes ja kuivades, toob see kaasa põua ja kuivad tuuled (EE ja WS lõuna pool). Arktika kohal tekkivat õhku võib nimetada mandriliseks. Ainult üle Barentsi mere moodustub mereline Arktika meri.
Troopilineõhk lõunaterritooriumide kohal moodustub Kesk-Aasia, Kasahstani, Kaspia madaliku, Ciscaucasia ja Taga-Kaukaasia idapiirkondade kohal õhu muutumise tulemusena parasvöötme laiuskraadidel. Erineb kõrgete temperatuuride, madala niiskuse ja vähese läbipaistvuse poolest. Troopiline mereõhk tungib mõnikord Kaug-Ida lõunasse To airi keskpiirkondadest, Kaukaasiasse Vahemerest. Erineb kõrge niiskuse ja kõrgete temperatuuride poolest.
atmosfääri frondid.
Territooriumi füüsilised ja geograafilised tingimused. Suur mõju on aluspinnal, mille peal need moodustuvad ja uusi omadusi omandavad. Nii toovad niisked õhumassid talvel varjatud aurustumissoojuse külmale pinnale ja toimub soojenemine. Ka suvel toob niiske õhumass sademeid, kuid soojal aluspinnal algab aurustumine ja kerge jahenemine.
Reljeefi mõju kliimale on suur: kõrgusega langeb temperatuur 0,6 ° C iga 100 meetri kohta (kiirgusbilansi vähenemise tõttu), atmosfäärirõhk väheneb. Kokkupuute mõju. Mäed mängivad olulist barjääri rolli.
Eriline roll - merehoovused. Soe Põhja-Atland, külm Kuriilide ümbruses, Kamtšatka, Okhotski meri.
Talveperioodi kliima iseärasused. Külma ilmaga kehtestatakse Venemaal oktoobrist aprillini kõrgrõhuala (Aasia maksimum), idaranniku lähedal tekib madalrõhkkond (Aleuudi miinimum) ja Islandi miinimum tugevneb, ulatudes Kara meri. Nende talveperioodi peamiste baarikeskuste vahel saavutavad rõhu erinevused suurimad väärtused ja see aitab kaasa tsirkulatsiooniprotsesside süvenemisele.
Seoses lääne transpordiga, tsüklonite ja antitsüklonite arenguga on tsirkulatsiooniprotsessid väga väljendunud ning need määravad suuresti soojuse ja niiskuse jaotumise. Selgelt on näha Atlandi ookeani, Aasia kõrgmäestiku, Aleuudi madaliku ja päikesekiirguse mõju.
Talvel Atlandi ookeanilt toovad õhumassid mandrile suure hulga soojust. Seetõttu ei lange EE-s ja WS põhjapooles temperatuur mitte niivõrd lõunast põhja, kuivõrd läänest itta ja kirdesse, mida kinnitab jaanuari isotermide kulg.
Aasia kõrgmäestiku mõju mõjutab Kesk-Siberi ülimadalat temperatuuri, kirdeosa ja isotermide asukohta. Vesikondades ulatub temperatuur -70 kraadini (põhjapoolkera külmapoolus - Oymyakon ja Verkhoyansk).
Kaug-Idas määravad Aleuudi madalik ja Arktika rinde Ohhotski haru tsüklonaalse aktiivsuse, mis peegeldub mandriga võrreldes soojemates ja lumisemates talvedes, mistõttu jaanuari isotermid kulgevad paralleelselt rannikuga.
Suurim talvine sademete hulk langeb läände, kuhu tsüklonitena siseneb õhk Atlandilt. Läänest itta ja kirdesse sajuhulk tasapisi väheneb.
Suveperioodi kliima iseärasused. Kiirguse ja vereringe tingimuste suhe muutub dramaatiliselt. Temperatuurirežiimi määravad kiirgustingimused – kogu maa soojeneb palju rohkem kui ümbritsevad veealad. Seetõttu ulatuvad isotermid juba aprillist oktoobrini peaaegu alamtasandiliselt. Juulis on kogu Venemaa kuu keskmised temperatuurid positiivsed.
Suvel liigub Assooride kõrgmägi põhja poole ja selle idapoolne haru tungib läbi EE tasandiku. Sellest alates langeb rõhk põhja, lõuna ja itta. Põhja-Jäämere kohal püsib Arktika maksimum. Seetõttu liigub külm õhk Venemaa sisemistele, soojematele aladele, kus see soojeneb ja eemaldub küllastuspunktist. See kuiv õhk soodustab põudade esinemist, mõnikord kuivade tuultega EE tasandiku kagus, WS tasandiku lõunaosas ja Kasahstani põhjaosas. Kuivade, selgete ja soojade ilmade kujunemist seostatakse ka Assooride kõrgmäestiku tõukejõuga. TO kohal liigub Vaikse ookeani põhjaosa kõrgpunkt põhja (Aleuudi madalik kaob) ja mereõhk tormab maale. Seal on suvine Kaug-Ida mussoon.
Suvel on läänepoolne ülekanne - Atlandilt - ka suurim sademete hulk.
Kõik suvel riiki sisenevad õhumassid muundatakse parasvöötme mandriõhuks. Atmosfäärifrontidel (arktiline ja polaarne) areneb tsüklonaalne aktiivsus. See on kõige enam väljendunud polaarfrondil BE tasandiku kohal (mandriline ja mereline parasvöötme).
Arktika rinne väljendub Barentsi ja Kara meres ning Põhja-Jäämere idapoolsete merede rannikul. Arktika frondi ääres intensiivistub tsüklonaalne aktiivsus ja põhjustab subarktilises ja arktilises tsoonis pikaajalisi tibutavaid vihmasid. Suvel sajab maksimaalselt sademeid, mis on seotud tsüklonaalse aktiivsuse, õhumasside niiskuse ja konvektsiooni suurenemisega.
Kevadel ja sügisel toimuvad muutused kiirgus- ja tsirkulatsioonitingimustes. Kevadel muutub negatiivne kiirgusbilanss positiivseks ja sügisel vastupidi. Lisaks muutuvad kõrg- ja madalrõhualade asend, õhumasside tüübid ja sellest tulenevalt ka atmosfäärifrontide asetus.
Ookeanide põhja topograafia üldised tunnused
Batügraafiline kõver annab kõige üldisema ettekujutuse maailma ookeani põhja topograafia olemusest. See näitab ookeanipõhja pindala jaotust erinevatel sügavustasanditel. Atlandi, Vaikse ookeani ja India ookeanide uuringud on näidanud, et 73,2–78,8% ookeani põhjapinnast asub 3–6 km sügavusel ja 14,5–17,2% ookeani põhjast 200–3 km sügavusel. ja ainult 4,8-8,8% ookeanidest on sügavusega alla 200 m.
Põhja-Jäämeri erineb batügraafilise kõvera struktuuri poolest järsult kõigist teistest ookeanidest. Siin on alla 200 m sügavusega põhjaruumi hõivatud 44,3%, sügavusega 3–6 km ainult 27,7%.
Sõltuvalt sügavusest jaguneb ookean tavaliselt järgmisteks batümeetrilisteks tsoonideks:
rannikul või rannikul, piirdub mitme meetri sügavusega;
neriitne - umbes 200 m sügavusele;
batyal - sügavusega kuni 3 km;
kuristik sügavusega 3–6 km;
üle 6 km sügavusega hüpabysall.
Nende tsoonide piirisügavused on pigem kokkuleppelised. Mõnel konkreetsel juhul võivad need tugevalt nihkuda. Näiteks Mustas meres algab kuristik 2 km sügavuselt
Tegelikult ei saa batügraafiline kõver olla allikaks maailma ookeani põhja reljeefi peamistest elementidest aimu saamiseks. Kuid G. Wagneri ajast (alates 19. sajandi lõpust) on välja kujunenud traditsioon identifitseerida selle kõveriku erinevaid lõike Maailma ookeani põhja reljeefi põhielementidega.
Maailma ookeani põhjas eristatakse suurimaid elemente, mis hõlmavad geotekstuure või planetaarseid morfostruktuure:
mandrite veealused piirid;
üleminekutsoonid;
ookeani säng;
ookeani keskahelikud.
Neid põhielemente eristatakse tahke maapinna reljeefi struktuuri ja maakoore eri tüüpide põhimõtteliste erinevuste alusel.
Maailma ookeani põhja planeetide morfostruktuurid jagunevad omakorda teise järgu morfostruktuurideks:
Mandrite veealused piirid koosnevad:
riiulilt;
mandri kalle;
mandri jalg.
Üleminekutsoonid on jagatud üleminekualadeks, millest igaüks on esindatud:
ääremere vesikond;
saare kaar;
süvamere kaevik.
Ookeani põhi koosneb:
erinevat tüüpi ookeanibasseinidest;
erinevat tüüpi ookeanitõusud.
Ookeani keskharjad jagunevad:
lõhede tsoonidel;
külgmised tsoonid.
Mandrite veealused ääred
Riiul – suhteliselt tasandatud madal osa ookeanipõhjast. See asub mere või ookeani kõrval. Mõnikord nimetatakse riiulit mandrilavaks. Seda lõikavad läbi arvukad üleujutatud jõeorud, mis on poolenisti mattunud hilisemate põhjasetetega. Kvaternaari jäätumise vööndis paiknevatel riiulitel leidub erinevaid jälgi liustike reljeefi kujundavast tegevusest: poleeritud kivimid, "oina otsmikud", marginaalsed moreenid.
Riiulitel on laialt levinud iidsed mandrimaardlad. Kõik see annab tunnistust hiljutisest maa olemasolust riiuli asemel.
Seega tekkis šelf endise rannikuala hiljutise ookeanivete üleujutuse tulemusena. Üleujutused tekkisid maailma ookeani taseme tõusu tõttu pärast viimase jääaja lõppu.
Riiulil toimub tänapäevaste reljeefi moodustavate ainete tegevus:
merelainete hõõrdumine ja akumuleeruv aktiivsus;
mere loodete aktiivsus;
troopiliste ja ekvatoriaalmere korallipolüüpide ja lubjavetikate aktiivsus.
Eriti huvitavad on laiad riiulid, mis külgnevad suurte rannikutasandikega. Tasandikel avastatakse ja arendatakse nafta- ja gaasimaardlaid. Üsna sageli jätkuvad need hoiused riiulile. Praegu on palju näiteid selliste maardlate intensiivsest arendamisest. Kõik see viitab riiuli ja sellega külgneva maa geoloogilise ehituse ühisusele.
Mitte vähem praktilist huvi pakuvad riiuli kalavarud. Riiuliressursid on ehitusmaterjalide varude osas suured.
Mandri kalle. Ookeanipoolset riiulit piiritleb morfoloogiliselt väljendunud piir - riiulihari (profiili terav kääne). Riiuli serva tagant algab kohe põhja järsk tõus - järskude nõlvadega põhjatsoon. Seda vööndit saab jälgida sügavusel 100–200 m kuni 3–3,5 km ja seda nimetatakse mandrinõlvaks.
Mandri nõlva iseloomulikud tunnused on:
sügav põiki, pikiprofiili suhtes, tükeldamine orulaadsete vormide – veealuste kanjonite kaupa. Eeldatakse, et allveelaevade kanjonitel on keeruline päritolu. Kanjonite põhivormid tekivad tektooniliste rikete mõjul. Sekundaarsed vormid tekivad hägususvoolude toimel algvormidele. Hägusvoolud arendavad varem eksisteerinud kanjoneid. Hägusvood on hõljuva settematerjali suspensiooni vood, mis liiguvad gravitatsiooni mõjul.
sageli esinev astmeline profiil. Mandreid tervikuna iseloomustavad maakoore tõusvad vertikaalsed liikumised, ookeanipõhja aga longus ja vajumine. Selle tulemusena moodustub mandri nõlva astmeline profiil. Mandri nõlval toimuvad sellised gravitatsioonilised protsessid nagu veealused maalihked ja roomamine. Mandri nõlval toimuvad gravitatsiooniprotsessid koos kujutavad endast kõige olulisemat mehhanismi settematerjali liikumiseks šelfilt ja mandri nõlva ülaosast suurde sügavusse. Settematerjali liikumine piki astmelist nõlva toimub järgmiselt: settematerjal jõuab astmeni, koguneb maksimaalselt ja seejärel visatakse astmele. Selline pilt on tüüpiline näiteks Patagoonia šelfile Atlandi ookeanis. Pealegi saab mandri nõlva üksikuid astmeid laiuselt tugevalt arendada. Neid nimetatakse marginaalseteks platoodeks.
sageli esinev mandri nõlva monokliinne struktuur. Sel juhul selgub, et mandri nõlv koosneb reast kaldus settekihtidest. Kihid ehitavad järjest üles nõlva ja põhjustavad seeläbi selle pikenemist ookeani suunas. Viimasel ajal on leitud, et mandrinõlval on rohkesti elavat populatsiooni. Paljud kaubanduslikud kalad püütakse just mandri nõlval.
Mandrijalam on ookeanipõhja suurim akumulatiivne pinnavorm.
Tavaliselt on see mandrinõlva alusega külgnev lainjas kaldtasandik. Selle tekkimist seostatakse tohutute settematerjali masside kogunemisega ja selle ladestumisega maakoore sügavasse lohku. Settematerjal liigub siin gravitatsiooniprotsesside ja hoovuste mõjul. Seega on küna nende setete alla mattunud. Seal, kus sademete hulk on eriti suur, ulatub sademete "läätse" välispiir ookeanipõhjani. Selle tulemusena on ookeaniline maakoor juba setete alla mattunud.
Põhja-sügisvoolude tegevus piirdub ka mandrijalamiga. Need hoovused moodustavad ookeani sügava põhja veemassid. Kuristikused hoovused liigutavad mandrijalami vööndis tohutuid masse poolhõljuvat settematerjali. Pealegi toimub see liikumine paralleelselt mandri nõlva alusega. Hoovuste teekonnal langeb veesambast välja suured sademete massid. Sellest materjalist rajatakse tohutud põhjakuhjuvad pinnavormid – setteseljad.
Muudel juhtudel on mandri nõlva aluse ja ookeanipõhja vahel mägise-künkliku reljeefi asemel kitsas sügav lohk, mille põhi on akumulatsiooni toimel tasandatud.
Kokkuvõttes võib mandrinõlva veealust piiri pidada "mandriterrassi" hiiglaslikuks massiiviks. See terrass on omakorda settematerjali kontsentratsioon ookeani põhjas. Setete kuhjumise tõttu kipub see terrass ookeani ulatuma ja "roomama" ookeanilise maakoore äärealadele.
Kuna mandrid on maapinna eendid, st mahukehad, võib mandrilava vaadelda osana ookeanivetega üleujutatud mandri pinnast. Mandrinõlv – nagu nõlv, mandriploki "ots". Veelgi enam, mandrikalle ja mandrilava esindavad morfoloogiliselt ühtset süsteemi. Sellesse süsteemi kaldub ka mandrijalg. Seega moodustavad nad koos esimest järku morfostruktuuri – mandrite veealuse piiri.
üleminekutsoonid
Suuremas osas Atlandi ookeani, India ja terve Põhja-Jäämere äärealadel on mandrite veealused ääred otseses kokkupuutes ookeani põhjaga.
Vaikse ookeani äärealadel Kariibi mere ja Šoti mere piirkonnas ning India ookeani kirdeserval on tuvastatud keerulisemad üleminekusüsteemid mandrilt ookeanile. Vaikse ookeani lääneserval Beringi merest Uus-Meremaani mandrite veealuste servade ja ookeanipõhja vahel paikneb ulatuslik üleminekuvöönd.
Kõige tüüpilisemal kujul on üleminekutsoonid esitatud kolme suure reljeefi elemendi kompleksina:
ääremere vesikonnad;
saarekaared - mägisüsteemid, mis piiravad ookeani äärealade basseine ja mida kroonivad saared;
süvamerekraavid - kitsad, väga sügavad lohud (depressioonid), tavaliselt saarekaarede välisküljel. Veelgi enam, lohkudes märgitakse ookeanide suurimaid sügavusi.
Ääremerede basseinid. Mered on tavaliselt sügavad. Sageli on meredes põhi ebatasane ja rohkelt mägesid, künkaid ja künkaid. Selliste merede sademete paksus on väike.
Teistes meredes on põhi ideaalselt tasandatud ja sademete paksus ületab 2-3 km. Veelgi enam, just sademed tasandavad reljeefi, mattes juure ebatasasused.
Marginaalsete merede basseinide all olev maakoor on ookeanialune.
Saarte kaare tipus on mõnel juhul vulkaanid. Paljud neist on aktiivsed. Rohkem kui 70% aktiivsetest vulkaanidest on piiratud saarekaaredega. Suurimad ahelikest ulatuvad üle merepinna ja moodustavad saari (näiteks Kuriili saared).
On üleminekupiirkondi, kus ei ole mitte üks, vaid mitu saarekaaret. Mõnikord sulanduvad ebaühtlase vanusega kaared üksteisega, moodustades suuri saaremaid. Selliseid massiive iseloomustavad näiteks Sulawesi ja Halmagera saared. Suurim saaremassiiv on Jaapani saarekaar. Selliste suurte saaremassiivide all leidub sageli mandritüüpi maakoort. Üleminekuvööndi kõige olulisem omadus on kõrge seismilisuse aste.
Määrake epitsentrid:
maavärinad (30-50 km). Need on koondunud peamiselt süvamere kaevikutesse ja saarekaarede välisservadesse;
keskmise fookusega maavärinad - 300-50 km;
süvafookusega maavärinad – sügavusel üle 300 km. Need epitsentrid asuvad peamiselt ääremere sügavates basseinides.
Kõik maavärina allikad on piiratud teatud tsoonidega, mis ulatuvad Maa pinnast selle sisemusse. Neid tsoone nimetatakse Benioff-Zavaritsky tsoonideks. Need ulatuvad ääremere või isegi mandri serva alla ja on 30–60º nurga all. Need on Maa moodustava aine suurenenud ebastabiilsuse tsoonid. Need tungivad läbi maakoore, vahevöö ülaosa ja lõpevad kuni 700 km sügavusel.
Seega eristuvad üleminekutsoonid sügavuse ja kõrguse teravate kontrastidega ning vulkaanide rohkusega.
Üleminekuvööndeid iseloomustab maakoore geosünklinaalne tüüp.
Ookeani voodi
Ookeanipõhja reljeefi iseloomustab kombinatsioon:
suured basseinid;
neid basseine eraldavad tõusud.
Ookeanipõhja kraanikausid. Peaaegu kõikjal basseinide põhja eristab künkliku reljeefi suurenenud levik - kuristikmägede reljeef. Kuristikmäed on veealused kõrgused, mille kõrgus ulatub mitmest meetrist kuni 500 m. Läbimõõduga künkad ulatuvad 1 kuni mitmekümne kilomeetrini. Kuristikumäed moodustavad basseinide põhjas kobaraid, mis hõivavad suuri alasid. Peaaegu kõikjal on kuristikumäed kaetud põhjasetetega kattetaoliselt.
Suure sademete paksuse korral asendub künklik reljeef laineliste kuristikutasandikutega.
Seal, kus setted mattavad täielikult aluspõhja ebatasasused, tekivad tasased kuristiktasandikud. Need ei hõlma rohkem kui 8% basseinide põhja pindalast.
Meremäed tõusevad basseinide põhjast kõrgemale. Need on isoleeritud mäed, mis on valdavalt vulkaanilise päritoluga. Mõned neist on nii kõrged, et nende tipud ulatuvad üle ookeani taseme ja moodustavad vulkaanilisi saari.
Sängi sees on kohati orud. Nende pikkus võib ulatuda mitme tuhande kilomeetrini. Nende teket seostatakse põhjalähedaste hoovuste ja hägususvoogude tegevusega.
Ookeanipõhja tõusud ei ole ühtlased. Enamik tõuse on lineaarselt orienteeritud ja neid nimetatakse tavaliselt ookeanilisteks (kuid mitte ookeani keskahelikeks). Morfoloogiliselt jagunevad ookeaniahelikud:
ookeanilistel šahtidel (kaarekujulised šahtid);
kaareplokkidest harjad;
klotsilised seljandid.
Lisaks ookeanipõhja tõusuharjadele eristatakse ookeanilisi mägismaid. Need erinevad:
ülemise pinna suur laius;
suhtelised isomeetrilised piirjooned.
Kui sellisel künkal on servades teravalt väljendunud rihvel, siis nimetatakse seda ookeaniplatooks (näiteks Atlandi ookeanis asuv Bermuda platoo).
Ookeani põhjas pole maavärinaid. Mõnel ahelikul ja isegi üksikutes mägedes avaldub aga kaasaegne vulkanism.
Ookeanipõhja reljeefi ja tektoonika iseloomulikuks tunnuseks on ookeanimurde tsoonid. Need sisaldavad:
plokilised (horst) seljandid, lineaarselt asetsevad pinnavormid;
sadu ja tuhandeid kilomeetreid ulatuvad lohud-grabeenid. Need moodustavad sügavaid ookeaniõõnesid, mis lõikavad läbi ookeani keskaheliku lõhede ja külgmiste tsoonide.
ookeani keskahelikud
Ookeani keskharjad tuvastati 1950. ja 1960. aastatel. Ookeani keskahelike süsteem ulatub üle kõigi ookeanide. See algab Põhja-Jäämerest, jätkub Atlandi ookeanis, läheb India ookeanini ja läheb Vaiksesse ookeani. Selle süsteemi reljeefi uurimine näitab, et sisuliselt on tegemist kõrgendike süsteemiga, mis koosneb mitmest seljandikust. Selliste mägismaa laius võib ulatuda 1000 km-ni. Kogu süsteemi kogupikkus ületab 60 000 km. Üldiselt on see Maa kõige grandioossem mägisüsteem, millele maismaal pole võrdset.
Ookeani keskharjades on: rifti- ja külgmised tsoonid.
Süsteemi aksiaalset osa iseloomustab lõheline struktuur. See on katkenud harjaga sama päritolu vigade tõttu. Õiges aksiaalses osas moodustavad need rikked lohud - lõhede orud. Lõhede orud ristuvad põikisuunaliste kaevikutega, mis piirduvad põikisuunaliste rikkepiirkondadega. Enamasti on kaevikud sügavamad kui lõheorgud. Vihmaveerennid iseloomustavad maksimaalsed sügavused.
Süsteemi külgmised tsoonid ulatuvad mõlemale poole riftivööndit. Neil on ka mägine reljeef, kuid vähem tükeldatud ja vähem järsud kui riftivööndis. Külvvööndite perifeerset osa iseloomustab madal mägireljeef, mis muutub järk-järgult ookeanipõhja künklikuks reljeefiks.
Ookeani keskahelikke iseloomustab ka vulkanism ja kõrge seismilisuse aste. Siin on laialt levinud vaid pinnapealsed maavärinad, mille fookussügavus ei ületa 30–50 km.
Ookeani keskharjadele on iseloomulikud maakoore ehituse eripärad. Ookeani keskharjade muutuva paksusega settekihi all asub basaldist tihedam maakoore kiht. Uuringud on näidanud Maa vahevööle iseloomulikku kivimite laia levikut. Sellega seoses tekkis hüpotees litosfääri plaatide tektoonika kohta, hüpotees ookeanilise maakoore paisumise ("levitamise") ja litosfääriplaatide tohutute nihkumiste kohta ookeani keskahelikega piiratud tsoonis. Seega nimetatakse ookeani keskaheliku vööndi maakoore tüüpi riftogeenseks.