Muntele Rusiei Centrale. Zona înaltă de eroziune a Rusiei Centrale cu păduri de foioase, silvostepă și stepă
ȘTIINȚELE PĂMÂNTULUI
REGULĂRI ALE FORMĂRII PEISAJULUI PĂDURI-STEPĂ ÎN TERITORIUL ÎNALTULUI CENTRAL RUS (pe baza rezultatelor studiilor de evoluție a solului)
SUD. chendev
Belgorod Universitate de stat, Belgorod, st. Victorie, 85
Chen [email protected]
Analiza comparativă a solurilor antice de diferite epoci și a solurilor moderne ale bazinelor hidrografice studiate pe teritoriul Ținutului Rusiei Centrale a arătat că silvostepa modernă a regiunii este o formațiune de diferite vârste. În jumătatea de nord a Muntelui Rusiei Centrale, vârsta silvostepei este estimată la 4500-5000 de ani, iar în jumătatea de sud - mai puțin de 4000 de ani. În timpul formării silvostepei, vitezele liniare de împingere a pădurilor în stepă au fost mai mici decât rata deplasării frontale a graniței climatice dintre silvostepă și stepă care a avut loc la sfârșitul Holocenului mijlociu. Pentru partea de sud a Muntelui Rusiei Centrale, existența stadiului inițial al unei acoperiri de sol omogene a silvostepei (acum 3900-1900 de ani) și a stadiului modern al unei acoperiri de sol eterogene cu participarea a două tipuri de sol zonal. - au fost găsite cernoziomuri și soluri cenușii de pădure (acum 1900 de ani - secolul XVI).
Cuvinte cheie: silvostepă, Upland Rusiei Centrale, Holocen, evoluția solului, rata de formare a solului.
În ciuda a mai bine de un secol de cercetări privind evoluția naturală a acoperirii vegetale și a solurilor din silvostepa din Câmpia Est-Europeană, discuțiile despre originea și evoluția solurilor cenușii de silvostepă, etapele evoluției holocenului cernoziomurile de stepă, iar durata existenței acoperirii moderne de vegetație a zonei silvostepei continuă până în prezent. Cercetătorii evoluţiei naturale a peisajelor de silvostepă folosesc o gamă largă de obiecte şi metode de cercetare. Cu toate acestea, de mai bine de 100 de ani, principalele obiecte de studiu ale originii și evoluției peisajelor din regiune au fost solurile - formațiuni unice în care sunt „înregistrate” informații nu numai despre prezent, ci și despre etapele trecute ale formarea mediului natural.
În centrul discuțiilor în curs despre originea peisajului de silvostepă se află dezvăluirea următoarelor întrebări: Ce este mai întâi - pădurea sau stepa, solurile cenușii de silvostepă sau cernoziomurile de luncă-stepă? Care este vârsta silvostepei est-europene ca formațiune zonală în limitele sale actuale? Datele și o serie de alte aspecte sunt acoperite în articolul propus, care rezumă rezultatele multor ani de cercetare de către autorii evoluției holocenului a solurilor de pe teritoriul silvostepei din Muntele Rusiei Centrale (Central forest- stepă).
Până în prezent, au fost determinate două puncte de vedere opuse asupra originii solurilor forestiere cenușii automorfe (zonale) din silvostepa centrală.
B.P. și A.B. Akhtyrtsevii susțin opinia despre epoca antică (Holocenul mijlociu) a pădurilor de stejar de bazin a unei silvostepe tipice și epoca antică aferentă solurilor cenușii de silvostepă, care provin din solurile de pădure-lunca din prima jumătate a Holocenului. Acești autori notează faptul avansării holocenului târziu a pădurilor pe stepe (datorită schimbărilor naturale ale climei), dar nu admit că cernoziomurile care s-au împădurit în perioada subatlantică a Holocenului ar putea fi transformate în tipul de soluri cenușii de pădure. Aleksandrovsky (1988; 2002), Klimanov, Serebryannaya (1986), Serebryannaya (1992), Sycheva et al. extinderea pădurilor pe stepă numai în perioada subboreală a Holocenului (mai târziu de 5000 de ani). În același timp, Aleksandrovsky (1983; 1988; 1994; 1998 etc.) demonstrează posibilitatea transformării Holocenului târziu a cernoziomurilor în soluri cenușii de pădure, dar mecanismul apariției pădurilor insulare cu soluri forestiere printre cernoziomurile de luncă-forb. stepele Holocenului târziu nu sunt discutate în detaliu.
Obiecte și metode de cercetare
Obiectele studiate sunt soluri străvechi conservate sub movile de pământ neuniforme de origine artificială (movile de așezări și movile) sau naturală (emisii din vizuinile animalelor forestiere), precum și soluri moderne ale Holocenului complet care se formează în condiții naturale în apropierea movilelor. Au fost studiate și solurile formate pe substratul terasamentelor de pământ, care au contribuit la rafinarea și detalierea reconstrucțiilor paleosolului și paleogeografice. Obiectele auxiliare ale studiului au fost hărți ale zonelor reconstruite ale pădurilor din perioada „precultivată” (XVI - prima jumătate a secolului XVII) și siturile arheologice (movile), a căror geografie de distribuție în ceea ce privește zonele de umidificare atmosferică. al perioadei moderne se consideră că identifică diferențierea teritoriului silvostepei în ceea ce privește viteza de împingere a pădurilor în stepă și vârsta formării solului forestier.
Pe parcursul lucrării s-a utilizat o gamă largă de metode de cercetare: analiza genetică a profilului solului, analiza geografică comparativă, serii temporale ale solurilor diurne și îngropate, cartografie istorică, diverse metode de analiză de laborator a solurilor, precum și metode. a statisticii matematice.
Analizele de laborator ale probelor de sol prelevate în locuri cheie au fost efectuate la Academia Agricolă Belgorod, Institutul de Cercetare Agricultură din Belgorod, la departamentele de chimie generală, managementul mediului și cadastru funciar ale Universității de Stat din Belgorod.
Rezultatele și discuția lor
Într-o serie de zone cheie studiate, paleosolurile din Epoca Târzie a Bronzului și Epoca timpurie a Fierului, situate în poziții de relief automorfe (bazine de apă plate, versanți de bazine hidrografice, zone de munte ale bazinelor hidrografice din apropierea văilor râurilor), au fost identificate de noi ca cernoziomuri de stepă fără semne de pădure. paeogeneză, sau ca cernoziomuri, care se aflau în stadiile inițiale de degradare sub păduri (deja cu semne de diferențiere texturală a profilelor și prezența unui înveliș cenușiu de boabe albite ale scheletului în jumătatea inferioară a profilurilor lor de humus). Învelișul modern de sol care înconjoară solurile studiate sub terasamente de pământ este reprezentat de soluri de pădure gri sau gri închis (Fig. 1). Într-o serie de alte zone cheie, analogii de fundal ale paleocernoziomurilor de stepă îngropate timp de 35.002.200 de ani sunt cernoziomuri podzolizate pe primele etape degradarea sub păduri. Diferențele relevate între solurile îngropate și cele de fond indică procesul de extindere a pădurilor din Holocenul târziu pe stepă și transformarea regulată.
în timp, cernoziomurile inițiale de stepă ale Holocenului mijlociu - târziu în cernoziomuri podzolizate (degradate) și apoi în soluri cenușii de pădure. Conform studiului evoluției solului pe roci de compoziție litologică diferită, perioada de transformare evolutivă a cernoziomurilor „de pădure” automorfe în soluri cenușii de pădure (în contextul fluctuațiilor climatice ale Holocenului târziu) a avut următoarea durată: pe nisipuri și nisipuri. lutoase - mai puțin de 1500 de ani, pe lutoase ușoare ~ 1500 de ani, pe lutoase medii și grele - 1500-2400 de ani, pe argile - mai mult de 2400 de ani. Transformarea prin degradare a cernoziomurilor în soluri cenușii de pădure a fost însoțită de scăderea conținutului și a rezervelor de humus, levigare, acidificare, redistribuire a nămolului, creșterea părții eluvio-iluviale a profilelor și creșterea grosimii totale a profilele solului. În Fig. 2.
Orez. Fig. 1. Localizarea unui număr de obiecte studiate și distribuția profilului caracteristicilor în solurile moderne de pădure cenușie (coloana de sol în dreapta) și paleoanalogii lor din perioada subboreală târziu - subatlantică timpurie a Holocenului (coloana de sol în stânga).
Orez. Fig. 2. Serii de diferențe de trăsături morfometrice ale solurilor moderne de pădure cenușie și paleoanalogii lor de cernoziom în stadiile incipiente ale degradării sub păduri. Rocile care formează solul sunt lut și argile. Diferența de grosimi și adâncimi (cm) în fiecare zonă este afișată prin coloane, numerele coloanelor corespund numerelor secțiunilor din diagramă, diferențele medii sigure sunt subliniate (datele autorului)
Rata de împingere a pădurii pe stepă, care a avut loc în ultimii 4000 de ani, nu a fost o valoare constantă în timp. În episoade de aridizare a climei (acum 3500-3400 de ani; 3000-2800 de ani; 2200-1900 de ani, 1000-700 de ani)
Ratele liniare de avans al pădurii pe stepe au scăzut și chiar și o reducere a suprafeței pădurii era probabilă. De exemplu, judecând după proprietățile paleosolurilor limitate la situri arheologice de diferite vârste din partea de sus a văii râului. Voronezh, în perioada sarmaților de aridizare a climei (acum 2200-1900 de ani), a avut loc o pauză în împădurirea versantului bazinului de apă și restabilirea condițiilor de stepă de formare a solului în zonele ocupate de păduri în perioade mai timpurii și ulterioare. În această zonă, paleosolurile îngropate sub movile de pământ din epoca scitică (mai devreme) au un aspect mai „pădure” decât solurile îngropate sub movile din epoca sarmatică (mai târziu), săpate de șobolani cârtiță și cu orizont de humus mai gros. După perioada sarmaților de aridizare, pădurea a ocupat din nou partea de sus a văii Voronezh. Solurile de fundal moderne studiate în apropierea siturilor arheologice sunt soluri de pădure gri complet dezvoltate, reflectând un stadiu lung de dezvoltare a pădurii de-a lungul multor secole.
Pentru a examina în detaliu tendințele și regularitățile evoluției naturale a mediului natural și a solurilor zonale ale silvostepei centrale în a doua jumătate a Holocenului au fost necesare o serie de calcule.
Trei metode independente au fost folosite pentru a estima poziția limitei climatice dintre silvostepă și stepă acum 4000 de ani. - în timpul ultimului avans semnificativ al stepelor spre nord, care a coincis cu un episod de aridizare bruscă a climei - cel mai semnificativ din întregul Holocen. Prima metodă (Fig. 3, schema A) a constat în calcularea timpului de apariție a pădurilor de tip montan în sud, în centrul și în nordul zonei silvostepei. Pentru aceasta s-au folosit rezultatele observațiilor personale ale autorului, precum și informații dintr-o serie de lucrări, care oferă caracteristicile solurilor forestiere îngropate sub meterezele defensive ale așezărilor scitice de pe părțile de înălțime ale văilor râurilor (contacte ale versanților văilor). și bazine hidrografice). Informații despre caracteristicile morfogenetice ale paleosolurilor așezării Belsk au fost furnizate autorului lucrării de către F.N. Lisetsky, care a efectuat cercetări pe acest site în 2003.
Toate paleosolurile studiate până în momentul înmormântării au fost într-o oarecare măsură modificate de formarea solului forestier și se aflau în diferite stadii de transformare a cernoziomurilor în soluri cenușii de pădure - din stadiul inițial de formare a cernoziomurilor levigate cu textură diferențiată (pe Belsk și Mokhnachan). așezări) până la stadiul final de formare a solurilor cenușii închise și a solurilor cenușii de pădure (pe așezările din Upper Kazachye, Ishutino, Perekhvalskoe-2, Pereverzevo-1). Cunoscând timpul de suprapunere a solului cu sedimentele artificiale (datele apariției monumentelor) și intervalele de timp necesare transformării cernoziomurilor automorfe de variată compoziție mecanică în soluri cenușii de pădure după așezarea pădurii în zonele de stepă, am calculat timpul aproximativ de aşezare forestieră la fiecare monument studiat. Întrucât pădurile de munte, după înțelesul nostru, servesc deja ca indicatori ai situației naturale și climatice silvostepei, timpul reconstituit caracterizează etapele inițiale ale formării peisajelor de silvostepă în diferite regiuni ale silvostepei centrale. Conform reconstrucției propuse, în nordul zonei de silvostepă (partea de sud a Tula, părțile de nord ale regiunilor Lipetsk și Kursk), condițiile de silvostepă ar putea exista deja la începutul perioadei subboreale a Holocen, iar în apropierea graniței de sud a zonei de silvostepă, peisajele de silvostepă, se pare, au apărut abia la sfârșitul perioadei subboreale. Astfel, granița dintre stepă și silvostepă are o vechime de 4000 de ani. n. ar putea fi situat la 140-200 de kilometri nord de poziția sa actuală.
Orez. Fig. 3. Localizarea siturilor studiate, caracteristicile paleosolurilor automorfe cu semne de pedogeneză forestieră și timpul reconstruit de apariție a pădurilor (A), locurile de studiu ale cernoziomurilor vechi de 4000 de ani sub kurgane și distanța de la acestea (km) la cele mai apropiate habitate ale analogilor moderni (B). Convenții:
1 - limitele sudice și nordice moderne ale zonei de silvostepă;
2 - momentul apariției pădurilor de munte, mii de ani. n. (reconstrucţie);
3 - linia ipotetică a graniței sudice a distribuției pădurilor latioase montane 4000 l. n. (datele autorului)
Identificarea componentelor stratului antic de sol conservat sub tumul epocii mijlocii a bronzului și calcularea distanței lor față de zona distribuției moderne a analogilor zonali apropiați (a doua metodă de reconstrucție, Fig. 3, schema B) sugerează că granița dintre silvostepă și stepă are o vechime de 4000 de ani. n. era situat la 60-200 km nord-vest de poziţia actuală.
A treia metodă de reconstrucție a fost de a corela grosimea profilelor de humus ale cernoziomurilor moderne și antice cu gradienții liniari de scufundare de la nord-vest la sud-est a grosimii profilelor de humus ale cernoziomurilor din perioada modernă în apropierea graniței dintre silvostepă și stepă. În condiții moderne, căderea de putere pentru fiecare distanță de 100 km variază de la 18 la 31%. Dacă 42003700 l. n. grosimea profilelor de humus ale cernoziomurilor de stepă a fost de 69-77% din valorile de fond, apoi, conform calculelor noastre, zona de stepă la acel moment putea fi la 100-150 km nord-vest de poziția sa actuală. Prin urmare
Astfel, toate cele trei metode de reconstrucție dau o abatere apropiată a limitei sudice a zonei de silvostepă de la poziția actuală de acum 4000 de ani. - 100-200 km.
În condiții de înaltă disecție naturală a Ținutului Rusiei Centrale, un atribut invariabil al peisajului de stepă care a existat în Holocenul Mijlociu în cea mai mare parte a fost prezența pădurilor de tip rigolă, care gravitează spre tronsoanele superioare ale sistemelor de rigole. Din astfel de păduri, precum și din insulele forestiere de pe versanții văilor râurilor, în opinia noastră, înaintarea vegetației forestiere pe stepă a început în condiții de climă umedă în a doua jumătate a perioadelor subboreale și subatlantice a Holocenului. Ideea unui grad ridicat de disecție naturală a teritoriului este dată în Fig. 4, care arată rețeaua de grinzi de vale a unuia dintre siturile din sudul Muntelui Rusiei Centrale (în limitele regiunii Belgorod). Pentru zonele împădurite din perioada modernă (reconstrucție de la mijlocul secolului al XVII-lea), rata medie de creștere liniară minimă a pădurilor din sistemele de grinzi, a căror comasare a dus la crearea de mari suprafețe forestiere în jumătatea de sud a Centralei. silvostepă, a fost calculată. Pentru aceasta s-a constatat distanța medie dintre grinzile din cadrul pădurilor obișnuite în perioada „pre-cultivare”, care s-a dovedit a fi de 2630 ± 80 m (n = 800), și timpul maxim necesar pentru îmbinarea pădurilor. a fost calculată ca diferență de 4000 (3900) l. n. - Acum 400 (350) de ani ~ 36 de secole (data scăzută reflectă sfârșitul dezvoltării naturale a peisajelor înainte de începerea transformării lor economice intensive).
Calculul ratei medii minime de creștere liniară a pădurilor este: 2630: 2: 36 ~ 40 m / 100 ani. Cu toate acestea, după cum sa menționat mai sus, această rată a variat în timp: în timpul episoadelor de aridizare a climei, a scăzut, iar în perioadele de umidificare și (sau) răcire a climei, a crescut. De exemplu, unul dintre intervalele în care s-a putut produce cea mai rapidă împădurire a teritoriului silvostepei Centrale a fost Mica Eră de Gheață - în secolele XVIII-XVIII. . Cu toate acestea, rata deplasării frontale spre sud a graniței silvostepei care a avut loc la sfârșitul perioadei subboreale a Holocenului (ca urmare a schimbărilor climatice evolutive destul de rapide) a depășit cu mult ratele liniare de împingere a pădurii pe stepele din interiorul stepei. zona de silvostepă.
În opinia noastră, denivelările spațiale de umezire a teritoriului regiunii la sfârșitul Holocenului a fost unul dintre principalele motive pentru împădurirea neuniformă a peisajelor silvostepei centrale, ceea ce a dus la formarea unui mozaic de insule forestiere. printre stepele de luncă-forb. Această ipoteză este confirmată de următoarele observații. Pe teritoriul silvostepei sudice, marea majoritate a movilelor funerare cunoscute au fost create pe bazinele de stepă în intervalul de timp de acum 3600-2200 de ani. n. Totuși, din 2450 de movile din regiunea Belgorod, 9% dintre movile sunt încă în condiții de pădure. Am stabilit relații matematice între numărul de movile forestiere descoperite și zonele de umidificare, precum și între zonele de umidificare și acoperirea pădurii din perioada modernă (Fig. 5). Avem impresia că ratele de împingere a pădurii în stepe au avut variații spațiale în conformitate cu modificarea spațială a cantității de precipitații atmosferice în perioada modernă. Nu este o coincidență faptul că majoritatea zonelor de sol de pădure gri din regiunile Belgorod, Harkov, Voronezh, Kursk și Lipetsk sunt limitate la zone cu umiditate crescută. Aceste zone au apărut ca urmare a caracteristicilor locale ale circulației atmosferice care s-au dezvoltat în Holocenul târziu. Printre motivele diferențelor spațiale ale cantității de precipitații atmosferice care cad pe Ținutul Rusiei Centrale, autorii numesc factorul rugozității topografiei suprafeței.
După cum sa menționat deja, pe Ținutul Rusiei Centrale, împădurirea bazinelor de apă a venit din văile râurilor și rigole. În sudul regiunii luate în considerare (regiunile Belgorod și Voronezh), în zonele de vale ale bazinelor hidrografice au apărut acum 3500-3200 de ani. Părțile de mijloc ale zonelor înalte ale teritoriului împădurit din perioada modernă a pădurii puteau ocupa doar acum 1600-1700 de ani. sau chiar ceva mai târziu. Zonele de spații împădurite ale silvostepei centrale, care au intrat în stadiul de formare forestieră în momente diferite, pot fi probabil
să identifice semne relicte ale pedogenezei stepei sub forma unor orizonturi secundare de humus și mazăre paleo-mol prin conservarea diferită în profilele solului forestier.
Conform calculelor noastre, perioada de transformare a cernoziomurilor lutoase în soluri cenușii de pădure este de 1500-2400 de ani. Având în vedere apariția condițiilor de silvostepă în jumătatea de sud a zonei de silvostepă abia după 4000 de ani în urmă, primele zone de soluri cenușii de pădure de pe bazine hidrografice ar fi trebuit să apară aici nu mai devreme de acum 2000 de ani. Într-adevăr, în sudul Stepei-Păduri Centrale, sub movilele forestiere din perioada scito-sarmată și sub meterezele așezărilor scitice situate într-un cadru forestier, nu am întâlnit niciun caz de descriere a pădurii cenușii lutoase cu profil complet. soluri care ar putea fi identificate cu echivalente zonale moderne. Au fost descrise fie cernoziomuri îngropate din geneza stepei, fie cernoziomuri care se aflau în diferite stadii de degradare sub păduri (Fig. 1). În același timp, studiile efectuate asupra interfluviilor de stepă ale regiunii au arătat că evoluția subtipurilor de stepă de cernoziom în cele de silvostepă (când condițiile climatice de stepă uscată s-au schimbat în cele de luncă-stepă în intervalul de timp de acum 40003500 de ani). ) a avut loc nu mai târziu de 3000 de ani în urmă. . În consecință, în teritoriul luat în considerare, vârsta solurilor cenușii de pădure ca tip zonal este de aproximativ 4 ori mai mică decât vârsta cernoziomurilor (care a apărut la începutul Holocenului) și de 1,5–1,7 ori mai mică decât vârsta cernoziomurilor de silvostepă. (care a apărut la sfârșitul perioadei subboreale a Holocenului).
Astfel, s-a constatat existența a două etape ale evoluției naturale a acoperirii terenului silvostepă: stadiul inițial al unei acoperiri omogene de sol, când, atunci când pădurea este împinsă în stepă, cernoziomurile aflate sub păduri, datorită la inerția proprietăților, pentru mult timp au continuat să-și mențină statutul morfogenetic (acum 3900-1900 de ani), și stadiul de acoperire a solului eterogen cu două tipuri zonale de soluri de silvostepă - soluri cenușii de pădure sub păduri de foioase și cernoziomuri sub vegetație de luncă-stepă (acum 1900 de ani). - prezent). Stadialitatea detectată este prezentată schematic în Fig. 6.
Orez. 4. Rețeaua de grinzi de vale și păduri din perioada „preculturală” (prima jumătate a secolului al XVII-lea) pe teritoriul regiunii Belgorod (alcătuită de autor pe baza analizei hărților topografice moderne la scară largă și a surselor scrise de mână). al secolului al XVII-lea)
Orez. Fig. 5. Dependențe între acoperirea pădurii (mijlocul secolului al XVII-lea) și precipitațiile medii anuale din perioada modernă (A), zonele cu conținut diferit de umiditate din perioada modernă și numărul de movile „de pădure” din cadrul acestora (B) (Belgorod) regiune)
STEPPE acum 4300-3900 de ani
FOREST-STEPPE Acum 3900-1900 de ani Acum 1900 de ani-secolul XVI
Cernoziomuri
Cernoziomuri de stepe de luncă
Cernoziomuri de pădure
soluri cenușii de pădure
Orez. Fig. 6. Schema formării stadiale a solurilor zonale ale silvostepei din jumătatea de sud a Muntelui Rusiei Centrale (conform autorului)
Studiul a arătat natura complexă a relațiilor de vârstă și evoluție care există în geospațiul modern sol-vegetație al silvostepei centrale.
1. Învelișul de sol al silvostepei din Muntele Rusiei Centrale este format din cronosubzonele nordice (mai vechi) și sudice (mai tinere), care diferă în funcție de vârsta formării solului de silvostepă pentru o perioadă de cel puțin 500-1000 ani. În epoca mijlocului
aridizarea subborală a climei (înainte de apariţia condiţiilor bioclimatice moderne), graniţa dintre silvostepă şi stepă se afla la 100-200 km nord de poziţia actuală.
2. Viteza liniară a răspândirii Holocenului târziu a pădurilor care au ieșit din râpe și văile râurilor spre bazine de apă a fost caracterizată de specificitatea spațială și temporală. A fost mai mare în locurile de umidificare atmosferică crescută din perioada modernă și a fost supusă dinamicii din cauza schimbărilor climatice pe termen scurt.
3. Rata liniară de expansiune a pădurilor Holocenului târziu a fost mai mică decât rata deplasării frontale spre sud a graniței dintre silvostepă și stepă, care a apărut ca urmare a schimbărilor climatice evolutive rapide la sfârșitul Holocenului Mijlociu. Așadar, formarea peisajelor de silvostepă în cadrul zonei de silvostepă a fost întârziată în raport cu formarea unui climat corespunzător condițiilor zonale ale peisajului de silvostepă.
4. Solurile cenușii de pădure ale silvostepei centrale de pe bazinele hidrografice au evoluat din cernoziomuri ca urmare a extinderii holocenului târziu a pădurilor de pe stepă. Transformarea cernoziomurilor de sub păduri în soluri cenușii de pădure a fost complicată de fluctuațiile naturale ale climei - în timpul episoadelor scurte de aridizare, solurile au revenit la subtipurile etapelor anterioare ale evoluției lor.
5. În jumătatea de sud a Muntelui Rusiei Centrale se disting două etape ale Holocenului târziu ale formării naturale a stratului de silvostepă: stadiul inițial al unei acoperiri de sol omogene de cernoziom (acum 3900-1900 de ani) și cel modern. stadiul de acoperire a solului eterogen cu participarea a două tipuri de sol zonal - cernoziomuri și soluri cenușii.pădure (acum 1900 de ani - secolul XVI).
Bibliografie
1. Akhtyrtsev B.P., Akhtyrtsev A.B. Evoluția solurilor silvostepei Rusiei Centrale în Holocen // Evoluția și vârsta solurilor din URSS. - Pushchino, 1986. - S. 163-173.
2. Milkov F.N. Geografia fizică: doctrina peisajului și zonarea geografică. - Voronezh: Editura Voronej. un-ta, 1986. - 328 p.
3. Akhtyrtsev B.P. Despre istoria formării solurilor cenușii de pădure ale silvostepei centrale rusești // Eurasian Soil Sci. - 1992. - Nr. 3. - S. 5-18.
4. Serebryannaya T.A. Dinamica limitelor silvostepei centrale în Holocen // Dinamica de secol a biogeocenozelor. Lecturi în memoria academicianului V.N. Sukaciov. X. - M.: Nauka, 1992. - S. 54-71.
5. Aleksandrovski A.L. Dezvoltarea solului în Europa de Est în Holocen: Rezumat al tezei. dis. doc. geogr. Științe. - M., 2002. - 48 p.
6. Komarov N.F. Etape şi factori de evoluţie ai acoperirii vegetative a stepelor cernoziomului. - M.: Geografgiz, 1951. - 328 p.
7. Khotinsky N.A. Relația dintre pădure și stepă conform datelor paleogeografice holocenului // Evoluția și vârsta solurilor din URSS. - Pushchino, 1986. - S. 46-53.
8. Dinesman L.G. Reconstituirea istoriei biogeocenozelor recente pe baza adăposturilor de lungă durată ale mamiferelor și păsărilor.Dinamica seculară a biogeocenozelor: Lecturi în memoria academicianului V.N. Sukaciov. X. - M.: Nauka, 1992. - S. 4-17.
9. Golyeva A.A. Fitoliții ca indicatori ai proceselor de formare a solului // Minerale, geneza solului, geografia, semnificația în fertilitate și ecologie: Nauch. lucrări. -M.: Sol in-t im. V.V. Dokuchaeva, 1996. - S. 168-173.
10. Chendev Yu.G., Aleksandrovsky A.L. Solurile și mediul natural al bazinului râului Voronezh în a doua jumătate a Holocenului // Știința solului eurasiatic. - 2002. - Nr 4. - S. 389-398.
11. Akhtyrtsev B.P. Istoria formării și evoluției antropice a solurilor cenușii de silvostepă // Vestn. Voronej. stat universitate Seria 2. - 1996. - Nr. 2. - S. 11-19.
12. Akhtyrtsev B.P., Akhtyrtsev A.B. Evoluția solurilor silvostepei Rusiei Centrale în Holocen // Evoluția și vârsta solurilor din URSS. - Pushchino, 1986. - S. 163-173.
13. Alexandrovski A.L. Evoluția solurilor în Europa de Est la granița dintre pădure și stepă // Evoluția naturală și antropică a solurilor. - Pushchino, 1988. -S. 82-94.
14. Klimanov V.A., Serebryannaya T.A. Schimbări ale vegetației și climei pe Muntele Rusiei Centrale în Holocen // Izv. Academia de Științe a URSS. Seria geografică. -1986. - Nr 1. - S. 26-37.
15. Argint T.A. Dinamica limitelor silvostepei centrale în Holocen // Dinamica de secol a biogeocenozelor. Lecturi în memoria academicianului V.N. Sukaciov. X. - M.: Nauka, 1992. - S. 54-71.
16. Sycheva S.A., Chichagova O.A., Daineko E.K. et al. Stadii de dezvoltare a eroziunii pe Uplandul Rusiei Centrale în Holocen // Geomorfologie. - 1998. - Nr 3. - S. 12-21.
17. Sycheva S.A. Ritmuri de formare și sedimentare a solului în Holocen (rezumatul datelor 14C) // Eurasian Soil Sci. - 1999. - Nr. 6. - S. 677-687.
18. Aleksandrovski A.L. Evoluția solurilor din Câmpia Est-Europeană în Holocen. - M.: Nauka, 1983. - 150 p.
19. Aleksandrovski A.L. Dezvoltarea solului Câmpiei Ruse // Baza paleogeografică a peisajelor moderne. - M.: Nauka, 1994. - S. 129-134.
20. Alexandrovski A.L. Mediul natural al regiunii superioare a Donului în a doua jumătate a Holocenului (conform studiului paleosolurilor așezărilor timpurii ale epocii fierului) // Monumente arheologice ale regiunii superioare a Donului în prima jumătate a mileniului I d.Hr. - Voronezh: Editura Voronej. un-ta, 1998. - S. 194-199.
21. Chendev Yu.G. Evoluția naturală și antropică a solurilor de silvostepă din Uplandul Rusiei Centrale în Holocen: Rezumat al tezei. dis... doc. geogr. Științe. - M., 2005. - 47 p.
22. Aleshinskaya A.S., Spiridonova E.A. Mediul natural al zonei forestiere din Rusia europeană în epoca bronzului // Arheologia regiunii Cernoziomului Central și a teritoriilor adiacente: Proceedings. raport științific conf. - Lipetsk, 1999. - S. 99-101.
23. Medvedev A.P. Experiență în dezvoltarea unui sistem regional de cronologie și periodizare a siturilor din epoca timpurie a fierului din regiunea silvostepă Don // Arheologia regiunii Cernoziomului Central și a teritoriilor adiacente: Proceedings. raport științific conf. - Lipetsk, 1999. - S. 17-21.
24. Serebryannaya T.A., Ilveis E.O. Ultima etapă forestieră în dezvoltarea vegetației din Muntele Rusiei Centrale // Izv. Academia de Științe a URSS. Seria geografică. - 1973. - Nr 2. - S. 95-102.
25. Spiridonova E.A. Evoluția acoperirii vegetale a bazinului Donului în Pleistocenul superior - Holocen. - M.: Nauka, 1991. - 221 p.
26. Aleksandrovsky A.L., Golyeva A.A. Paleoecologia omului antic conform studiilor interdisciplinare ale solurilor siturilor arheologice ale Donului Superior // Monumentele arheologice ale regiunii silvostepei Don. - Lipetsk, 1996. - Numărul. 1. - S. 176-183.
27. Sycheva S.A., Chichagova O.A. Solurile și stratul cultural al așezării scitice Pereverzevo-1 (Kursk Poseimye) // Ghid pentru studiul paleoecologiei straturilor culturale ale așezărilor antice. ( Cercetare de laborator). - M., 2000. - S. 62-70.
28. Akhtyrtsev B.P., Akhtyrtsev A.B. Paleocernoziomurile silvostepei ruse centrale în Holocenul târziu // Eurasian Soil Sci. - 1994. - Nr 5. - S. 14-24.
29. Chendev Yu.G. Evoluţia naturală a solurilor din silvostepa centrală în Holocen. - Belgorod: Editura Belgorod. un-ta, 2004. - 199 p.
30. Aleksandrovsky A.L., Aleksandrovskaya E.I. Evoluția solului și mediul geografic. - M.: Nauka, 2005. - 223 p.
31. Chendev Yu.G. Tendințe în dezvoltarea peisajelor și a solurilor în silvostepa centrală în a doua jumătate a holocenului // Probleme de evoluție a solului: lucrările celei de-a IV-a Conf. panrusă. - Pushchino, 2003. - S. 137-145.
32. Belogorie central rusă. - Voronezh: Editura Voronej. un-ta, 1985. - 238 p.
33. Chendev Yu.G. Evoluția naturală a solurilor de silvostepă din sud-vestul Ținutului Rusiei Centrale în Holocen // Eurasian Soil Sci. - 1999. - Nr. 5. - S. 549-560.
34. Svistun G.E., Chendev Yu.G. Secțiunea de est a apărării așezării Mokhnachan și mediul său natural în antichitate // Chronicle Archaeological of the Left-Mal Ukraine. - 2003. - Nr 1. - S. 130-135.
LEGILE PRIVIND FORMAREA PEISAJULUI FORESTE-STEPĂ ÎN CENTRUL MONTURILOR CENTRALE A RUSII (CONFORM STUDIILOR DE EVOLUȚIE DE SOL)
Universitatea de Stat din Belgorod, Str. Pobeda nr. 85, Belgorod, 308015 [email protected]
Analiza comparativă a solurilor antice cu vârste inegale și contemporane ale bazinelor hidrografice, studiate pe teritoriul Uplandului Rusiei Centrale, a arătat că silvostepa modernă a regiunii este formarea de vârstă inegală. În jumătatea de nord a Rusiei Centrale, vârsta peisajelor de silvostepă este evaluată la 4500-5000 de ani, în timp ce în jumătatea sa sudică - mai puțin de 4000 de ani. În timpul formării zonelor de silvostepă, vitezele liniare ale invaziei pădurilor în stepe au fost mai mici decât viteza de deplasare frontală a graniței climatice dintre silvostepă și zonele de stepă, care a avut loc la sfârșitul Holocenului mijlociu. Pentru partea de sud a zonei de munte a Rusiei Centrale s-a descoperit existența a două etape: stadiul inițial al acoperirii omogene de sol a peisajului de silvostepă (acum 3900-1900 de ani) și stadiul modern al acoperirii solului eterogene cu participarea a două tipuri zonale de sol - cernoziomuri și soluri cenușii de pădure (acum 1900 de ani - secolul XVI).
Cuvintele cheie: silvostepă, Muntele Rusiei Centrale, Holocen, evoluția solurilor, viteza de formare a solului.
Relieful Rusiei este uimitor de divers. Pe teritoriul său există sisteme montane mari, zone joase vaste, platouri stâncoase și zone înalte. În sud-vestul părții europene a țării se află Rusia Centrală. Este vorba despre această formă de relief pe care o vom descrie în detaliu în articolul nostru.
Câmpia Rusiei Centrale: descriere și localizare geografică
Câmpia Rusiei Centrale se întinde de la nord la sud pe aproape o mie de kilometri, de la valea râului Oka până la versanți. Creasta Donețk. În vest este limitat de câmpia Polessky, iar la est de câmpia Oka-Don. În sud-vest, trece lin în câmpia Nipru. Înălțimile absolute ale zonei scad treptat în direcțiile de sud și sud-vest de la 260 la 190 de metri. Cel mai înalt punct este la 303 metri deasupra nivelului mării.
Aproximativ șapte milioane de oameni trăiesc în Câmpia Rusă Centrală (dintre care 35% trăiesc în sate și sate). Principalele orașe ale regiunii: Belgorod, Tula, Bryansk, Yelets, Lipetsk, Stary Oskol, Harkiv, Sumy, Glukhov.
Deci, unde este Câmpia Rusă Centrală, am aflat deja. Acum să studiem mai detaliat caracteristicile structurii geologice și reliefului acestei morfostructuri.
Geologie generală și minerale
După cum sa menționat deja, câmpia se bazează pe roci cristaline din subsolul antic precambrian (sau așa-numitul masiv Voronezh). De sus, acestea sunt acoperite cu un strat de roci sedimentare care este nesemnificativă ca grosime - calcar, cretă, gresie și argilă.
Părțile nordice, versanții vestici și parțial estici ai câmpiei au fost acoperite anterior de un ghețar. În acest sens, în aceste teritorii astăzi se pot observa numeroase depozite de origine glaciară - morene, a căror grosime în unele locuri ajunge la 15 metri. Depozitele de morene clasice se găsesc pe malul drept al Oka, în secțiunea dintre Serpuhov și Aleksin.
Câmpia Rusiei Centrale este bogată în primul rând în fier, iar cel mai mare din punct de vedere al rezervelor sale este zăcământul de minereu de fier Mikhailovskoye. În plus, în intestinele regiunii sunt concentrate zăcăminte semnificative de calcar, cărbune brun, granit și alte materiale de construcție.
Câmpia Rusiei Centrale: Caracteristici cheie ale reliefului
În această zonă, natura a creat toate condițiile necesare pentru formarea și dezvoltarea activă a proceselor de eroziune a apei și a formelor de relief:
- Zona ridicata.
- Diferențe semnificative în înălțimi absolute.
- Roci relativ moi.
- Ploi abundente și abundente vara.
- Procent scăzut de păduri.
Ca urmare, în regiune s-au format și continuă să se formeze peisajele clasice de râpă-gână-vale. În același timp, eroziunea apei reduce rapid suprafața de teren potrivită pentru agricultură în fiecare an. Adâncimea de disecție a suprafeței pământului pe câmpie ajunge pe alocuri la 100-120 de metri.
În zona de munte a Rusiei Centrale, sunt frecvente și formele de relief sufuzie (farfurioare de stepă și pâlnii), gravitaționale (stânci, alunecări de teren), eoliene (dune mici de nisip). Pe partea ucraineană a câmpiei (în special în regiunea Sumy) există carsturi. În relieful general al zonelor înalte, malurile drepte ale râurilor, precum și zonele și zonele din Belogorye, Krivoborye, Galichya Gora, despre care vom discuta mai târziu, se remarcă vizibil prin aspectul lor mai pitoresc.
Hidrografia, flora și solurile regiunii
Clima din Câmpia Rusă Centrală este temperată continentală. Verile sunt moderat calde, iar iernile sunt geroase și destul de înzăpezite. Precipitațiile medii anuale variază între 400 și 650 mm. Rețeaua hidrografică este bine dezvoltată. Cele mai mari râuri ale regiunii: Desna, Seim, Psel, Don, Vorskla, Oskol, Ugra, Zhizdra, Zusha, Seim. În câmpie se află sursa Oka - unul dintre principalii afluenți ai Volgăi.
Învelișul de sol al zonei înalte este reprezentat în principal de cernoziomuri și soluri cenușii de pădure (în nord). Solurile soddy-podzolice sunt larg răspândite pe suprafețe mari de pădure, iar în văile râurilor - raze-cernoziom, mlaștină și soluri nisipoase. Cea mai mare parte a zonei de câmpie este acum arată.
Aproximativ 80% din suprafața Țării Rusiei Centrale este situată în zona naturală de silvostepă. Zone semnificative sunt ocupate și de mlaștini. În păduri, principalele specii de arbori sunt stejarul, pinul și mesteacănul. Mai puțin frecvente sunt arțarul, teiul și frasinul. Lânzile de salcie și arin cresc de-a lungul malurilor râurilor și pâraielor.
Rezervația naturală „Belogorye”
Rezervația cu numele frumos „Belogorye” se întinde pe o suprafață de 2 mii de hectare în regiunea Belgorod. Sub atenția specială a oamenilor de știință se află o pădure bătrână de stejar, a cărei vârstă este de cel puțin 300 de ani. Timp de câteva secole la rând, a fost proprietatea privată de vânătoare a șeremetevilor și, prin urmare, a fost perfect conservată. Un alt colț unic al rezervației este așa-numita stepă Yamskaya. Exact așa arată stepa de luncă de referință din Rusia Centrală. Diversitatea botanică a acestei zone este pur și simplu uimitoare: unul metru patrat Pe teritoriu sunt aproximativ 80 de specii de plante!
În general, există 370 de specii de plante, 150 de specii de păsări și 50 de specii de diferite mamifere în granițele Belogorye.
Tract Krivoborye
Krivoborye este un colț uimitor al silvostepei rusești. Este situat în districtul Ramonsky din regiunea Voronezh. Tractul este un versant drept abrupt al Donului, acoperit cu pădure rară și arbuști. Înălțimea falezei de coastă ajunge la 50 de metri, iar abruptul versantului este de 75 de grade. De asemenea, albia râului din acest loc merită atenție: aici este foarte sinuoasă și complicată de numeroase rupturi.
Tractul Krivoborye a fost inclus pe lista monumentelor naturale geologice încă din 1969. Suprafața sa totală este de 15 hectare.
Rezerva "Galichya Gora"
Muntele Galichya este cea mai mică rezervație de pe planetă, suprafața sa este de doar 19 hectare. Este situat în regiunea Lipetsk. În același timp, un număr mare de peisaje și obiecte naturale unice sunt concentrate într-o zonă atât de restrânsă. În limitele rezervației cresc specii de plante care sunt complet necaracteristice pentru restul Câmpiei Ruse Centrale. Și acesta este principalul mister al Muntelui Galich, pentru care oamenii de știință se luptă din 1925. Atunci a fost fondată rezervația.
Principala atracție a Muntelui Galichya este un deal stâncos pitoresc situat pe malul drept înalt al Donului. Este compus din calcare devoniene. Aflorimentele acestor roci au „adăpostit” aproximativ 650 de specii de plante pe stâncile lor. O figură impresionantă - vă vor spune botanicii de la muzeul local al naturii. Aici puteți afla despre toată diversitatea și unicitatea peisajelor naturale ale acestei rezervații.
Ținutul Central Rusiei, Ținutul Kalach și Ținutul Oka-Don. Obiectivele lecției: Creați o imagine a zonei de munte a Rusiei Centrale, a munților Kalach și a zonei joase Oka-Don; arata unicitatea si specificul lor. Pentru a dezvolta activitatea de vorbire, capacitatea de a obține în mod independent cunoștințe din diverse surse de informații.
Pentru a cultiva patriotismul, simțul frumosului, dragostea pentru natură.
Echipament: harta fizică și geografică a regiunii Voronezh, harta tectonică a Rusiei, harta fizică și geografică a Rusiei, atlasul regiunii Voronezh.
Notă: elevilor li s-au dat sarcini avansate pentru a pregăti un raport despre divele „Mici” și „Mari”.
În timpul orelor
Profesor. Părea, creând Pământul, Zeii
Câmpiile nu au fost luate în serios...
Toată ziua, doar un sentiment de anxietate
Spațiul reflectând stelele...
Dar noaptea, plină de tăcere,
Vine, deodată, o presupunere bruscă.
Întreaga lume este înăuntru, pentru că este mereu cu tine
Simplu, doar un caiet curat,
Gata pentru povestea ta.
Acoperă rușinos corpul cu praf
Și se încruntă din atenția altcuiva
Lumile extraterestre, erau diferite,
În speranță, în credință, în frică, în așteptare...
Există o energie a nașterii în vid,
Închis temporar în pace
Ca un leagăn de inspirație sfântă...
Câmpia doarme, obosită de căldură.
Profesor. Fiecare țară fizică și geografică este unică și irepetabilă. Astăzi trebuie să călătorim în toate aceste țări. În această lecție, mergem cu tine într-o călătorie interesantă prin Ținutul Central Rusiei, Ținutul Kalach și Ținutul Oka-Don.
Aceste forme de relief au parcurs un drum lung în dezvoltare, iar caracteristicile suprafeței lor depind în mare măsură de structura geologică, regimul tectonic și procesele de formare a reliefului din trecut și prezent.
Atât forțele interne (endogene) cât și cele externe (exogene) participă la dezvoltarea reliefului oricărui teritoriu. Dezvoltarea reliefului depinde de raportul lor. Forțele endogene creează neregularități mari de suprafață (pozitive și negative), iar forțele externe tind să le niveleze: netezește-le pe cele pozitive, umple-le pe cele negative cu precipitații.
Se așteaptă să facem cunoștință cu istoria formării, structura tectonică și topografia zonei de studiu. Pentru a face acest lucru, veți fi împărțit în trei grupuri, fiecare dintre ele va analiza o anumită formă de relief și va completa tabelul.
Profesor. Folosind textul manualului pp. 16-22 și hărțile atlasului regiunii Voronezh:
Grupa 1 - analizează Uplandul Rusiei Centrale.
Este situat pe malul drept al râului Don și se întinde de la granițele de nord la cele de sud ale regiunii. Muntele Rusiei Centrale a început să se separe de teritoriile înconjurătoare ca urmare a mișcărilor tectonice din perioadele Neogene și Cuaternar, adică acum 25 de milioane de ani. În acest timp, ridicarea a fost de aproximativ 250 de metri. În unele locuri, chiar și astăzi este de la 2 la 4 mm pe an, ceea ce contribuie la creșterea disecției eroziunii - creșterea râpelor și a rigolelor. Râpe și rigole de aici au, de obicei, pante convexe și abrupte. Sunt adânci. Văile râurilor, rigole, râpe și spații de bazin de apă separate între ele, împreună cu diferite tipuri de rămășițe, dive, korvezhki ( Korvezhka- Denumirea locală (la sud de Ținutul Rusiei Centrale) de rămășițe de cretă rotunjite, joase, regulate, neseparate complet de versantul râului sau râului (Milkov, 1970) formează un grup mare de forme de relief erozive create de activitatea apelor curgătoare.
Dinspre est, Muntele Rusiei Centrale se desprinde spre Don într-o margine destul de abruptă și înaltă. Malurile înalte de cretă și marnă ale Donului formează un fel de lanț muntos alb care se întinde de la satul Gremyache până la granița de sud a regiunii. În unele locuri se întâlnesc înalte, sub formă de turnuri, rămășițe de cretă - dive care pot forma grupuri - Dive mari și mici în apropierea fermei Divnogorsky și în prăpastie Divnogorskaya.
De-a lungul coastei Don, Potudan, Black Kalitva și Quiet Pine, există rămășițe și semi-rămășițe în formă de cupolă - korvezhki. Ca urmare a eroziunii, acestea s-au separat de bazine hidrografice. Înălțimea relativă a unora dintre ele poate ajunge la 30 m.
Formele de relief de origine neerozivă sunt mai puțin frecvente. Acestea sunt carstice, alunecări de teren, sufuzie și forme de relief antropice.
Grupa 2 - analizează Muntele Kalach;
Muntele Kalach Este situat în partea de sud a regiunii, mărginită de valea Don, granița de nord merge de-a lungul liniei Liski - Talovaya - Novokhopersk. Dealul s-a format ca urmare a ridicării tectonice Kalach. La fel ca și în Ținutul Rusiei Centrale, principalele roci care formează relief sunt straturile de creta-marnă de vârstă cretacică. Cu toate acestea, există câteva particularități aici. De exemplu, depozitele de cretă-marnă de pe bazinele hidrografice sunt acoperite de depozite ulterioare de sedimente neogene și cuaternare. Acest lucru creează condiții pentru formarea alunecărilor de teren.
Asemănarea Munților Kalach cu regiunea centrală a Rusiei este că înălțimi absolute semnificative (până la 234 m) duc la o diviziune puternică între râurile Don și Khopra. Din interfluvii se desprind resturile de eroziune cretacic. Alunecările de teren se dezvoltă activ aici. Există mai ales multe dintre ele în zona satelor Livenka, Eryshevka, Shestakovo.
Grupa 3 - analizează câmpia Oka-Don.
La nord de Kalachskaya și la est de Munții Ruse Centrale, câmpia de câmpie Oka-Don este situată pe teritoriul regiunii. Se exprimă perfect în relieful regiunii și are o serie de trăsături inerente numai acesteia. Acesta este un teren de câmpie ușor ondulat, ușor disecat de râpe și rigole. Înălțimea sa absolută nu depășește nicăieri 180 m. Văile râurilor sunt tăiate la o adâncime de numai 25-50 m și sunt separate prin interfluvii largi și plate. În văi se dezvoltă terase largi de nisip. Acest aspect al teritoriului depinde în primul rând de rocile care formează relief.
O trăsătură caracteristică a reliefului Câmpiei Oka-Don poate fi considerată un număr mare de depresiuni închise în formă de farfurii, adesea rotunjite, care se găsesc pe bazinele hidrografice. Se numesc depresii.
Depresiuni formate sub acţiunea sufuziei. Cu sufuzie, rocile nu se dizolvă chimic, spre deosebire de carstul, iar cele mai fine particule de sol sunt efectuate de-a lungul crăpăturilor microscopice din sol. În acest caz, volumul solului scade și se formează o tasare. Adesea, depresiunile sunt inundate din cauza stării ridicate a apelor subterane sau acoperite cu vegetație forestieră. O altă caracteristică a reliefului interfluviilor pot fi considerate secțiuni cu suprafață orizontală. Se numesc plaiuri. În condițiile zonelor plane, precipitațiile atmosferice nu se scurg din bazinul hidrografic, ci se infiltrează în soluri și soluri sau se evaporă. Nu există eroziune liniară în astfel de locuri. Este posibilă îmbolnăvirea în depresiuni.
Student. După ce a analizat textul manualului și hărțile geografice ale regiunii Voronezh, grupul nostru a ajuns la următoarele concluzii, pe care le-am introdus în tabel. La rândul lor, reprezentanții din fiecare grupă completează tabelul.
| forma de relief | Relief | Înălțimea absolută. | Minerale. |
| platouri interfluviale; văile râurilor; grinzi; râpe; rămășițe de cretă ale „divei”. | Inaltime medie - 200m; inaltime maxima - 250m; cea mai mică înălțime este de 50 m. | Cretă; calcar; lut; nisip. | |
| Muntele Kalach | Ravene; grinzi; | Inaltime medie - 200m; cea mai mare înălțime este de 241 m; cea mai mică înălțime - 50 m | Cretă; nisip; lut; Gresie; marnă; granit. |
| Ținutul Oka-Don. | Depresiuni în formă de farfurie ale „golului”; scobituri; nisipuri denivelate. | Inaltime medie - 60m; cea mai mare înălțime este de 180 m; cea mai mică înălțime | Argile refractare; nisip. |
Profesor. Relieful modern al teritoriului s-a format pentru o lungă perioadă de timp. Teritoriul a fost inundat de mare, iar în locul bazinelor maritime au fost depuse roci sedimentare grosime de aproape un kilometru. Apoi marea s-a retras, iar în condiții continentale, rocile sedimentare au fost distruse. Acest lucru s-a repetat de multe ori. Principalul motiv pentru aceste schimbări au fost mișcările verticale netede ale scoarței terestre. Continuă și acum. Sub influența proceselor naturale, relieful este în continuă schimbare. În prezent, relieful este influenţat de ape curgătoare (râuri şi pâraie), de topire şi Apele subterane, alunecări de teren și activități umane. Lucrarea forțelor interne ale Pământului continuă - mișcările oscilatorii ale scoarței terestre au loc cu noi la viteze de la -2 (coborâre) la +4 mm / an (înălțare). Acestea afectează versanții râurilor, debitele apelor de suprafață, canalul, versantul, carstul și alte procese de formare a reliefului modern.
Vitezele inegale ale mișcărilor tectonice au dus la separarea Rusiei Centrale, Munții Kalach și Câmpia Oka-Don.
Profesor. Pentru consolidarea noului material, îmi propun să îndeplinim următoarele sarcini.
Completează spațiile.
A) Zonele joase și înalte sunt soiuri -_______________________.
B) Zonele joase au o înălțime de ________ m deasupra nivelului mării, zonele înalte ________ m deasupra nivelului mării.
C) Toate zonele înalte și joase ale regiunii se află în câmpia mare ____________________________.
D) înălțimile absolute ale zonei de munte a Rusiei Centrale - _____________ deasupra nivelului mării.
E) Înălțimile absolute ale Muntelui Kalach ajung la ______________ m.
2. Despre ce formă de relief vorbim?
A) Suprafața sa este ondulată. Aici există fluctuații semnificative de înălțime, ajungând la 100-125m. Este tăiat de văi și rigole ______________.
B) Acest relief este mult mai jos și mai uniform. Cele mai înalte înălțimi nu depășesc 170-180 de metri. Suprafața este plană. Văile și grinzile sunt mai rar întâlnite, nu sunt tăiate atât de mult _____________________.
3. Despre ce vorbesc și ce înseamnă aceste date numerice?
A) „acum 25 de milioane de ani” ________________________
B) „mai sus cu 200-250m” _______________________
C) „creștere cu o rată de 2 mm sau mai mult pe an” ___________________________________________________________________
D) „imersie la o rată de 2 sau mai mult mm pe an” _______________________.
Teme pentru acasă.
Pe „5” și „4” - folosind o hartă topografică, desenați un profil al teritoriului regiunii dvs. Pe „3” Folosind harta fizică a regiunii Voronezh de pe harta de contur, semnați Muntele Rusiei Centrale și Muntele Kalach, Ținutul Oka-Don.
|
Lasă comentariul tău, mulțumesc! |
Teritoriul regiunii Bryansk este situat în partea de sud-vest a Centrului Câmpiei Europei de Est, unde se întâlnesc trei dintre unitățile sale orografice majore: Smolensk și Muntele Rusiei Centrale și Ținutul Niprului , care nu au limite clar definite în relief (Fig. 14).
Orez. 14. Forme mari de relief ale regiunii Bryansk
(Șevcenkov, Shevchenkova, 2002)
zonele înalte: 1 - rusă centrală; 2 - Smolensk: a) Dyatkovskaya, b) Aselskaya; 3 - Dubrovskaya; 4 - Vshchizhskaya; 5 - Bryansk; 6 - Trubcevskaya; 7 - Starodubskaya.
zonele joase: 8 - Iputskaya; 9 - Sudostskaya; 10 - Desninskaya.
Muntele Smolensk văile râurilor Desna şi Bolva se subdivizează în Rognedinsky, Diatkovskaiași Zhizdrinskaya dealuri. Muntele Smolensk ocupă interfluviul râurilor Desna și Ugra cu periferia sa de sud, iar în regiune - Ostra-Desna, Desna-Bolva și Bolva-Ressety-Zhizdra. Predomină marcaje de 200–220 m, la nord în apropierea orașului Spas-Demensk (regiunea Kaluga) până la 280 m. Zonele bazinelor de apă sunt ocupate de câmpii plate și ușor ondulate, adesea mlăștinoase. Cu toate acestea, spre deosebire de Muntele Rusiei Centrale, există adesea un relief deluros, creastă și gol, cu lacuri mari. Între râurile Seshcha și Gabya se întinde creasta Aselskaya cu altitudini de 250-292 m.
Muntele Rusiei Centrale, care ocupă marginea de est a regiunii, de către văile râurilor Snezhet, Navli, Nerussa și Seva este subdivizată în Muntele Karachevskaya, Navlinskaya, Brasovskaya, Komarichskaya și Sevskaya. Ele reprezintă, parcă, „pinteni” ai unei singure Ținuturi Centrale Ruse, delimitate la vest de văile râurilor Desna și Resseta și de golul Paltsovskaya situat între ele. Muntele Rusiei Centrale de la granița de est a regiunii are altitudini de până la 274 m. Partea sa de bazin a apelor este o câmpie plată sau ușor ondulată, de-a lungul văilor râurilor disecate adânc și dens de rigole și râpe. Versanta vestică a dealului este complicată de trepte terasate și margini indistincte. Părțile din spate ale treptelor sunt adesea mlăștinoase. Între văile râurilor se întind goluri submeridionale largi, plate. Adesea traversează și bazinul hidrografic principal dintre bazinele râurilor Desna și Oka la altitudini de 200–220 m. Nisipuri „Bryansk”.
Ținutul Niprului, a cărei periferie nordică este adesea denumită câmpia de câmpie Polesskaya sau Desninsko-Pripyat, „goluri” largi încastrate la nord de-a lungul văilor râurilor mari. În cadrul zonei pe care se formează Desninskaya, Lumurile joase Sudostskaya și Iputskaya. Sunt despărțiți de o mică „insulă” Muntele Starodub și Bryansk. Starodubskaya dealul cu marcaje până la 230 m nu are limite clare. Câmpiile bazinelor de apă plate și ușor ondulate alternează cu goluri largi și mlaștine. Numai de-a lungul versantului vestic există zone de relief deluros și de creastă deluroasă. Depresiunile sunt răspândite peste tot, pâlniile carstice nu sunt neobișnuite. Ținutul Bryansk se întinde de-a lungul malului drept al râului. Gume din sat. Dubrovka până la orașul Trubcevsk, înălțimea sa absolută scade de la 288 m la sud de satul Dubrovka, la 212 m lângă orașul Trubcevsk, iar înălțimea relativă deasupra marginii râului. Gingiva are 70–90 m. Pe văile râurilor mici și prin goluri, se împarte în Dubrovskaya(288 m), Vshchizhskaya(228 m), Bryansk(234 m) și Trubcevskaia(212 m) insula înaltă.
De obicei, topografii trasează granițele dintre zonele înalte și zonele joase pe hărți de-a lungul unei izohipse de 200 m. Pentru câmpiile cu platforme joase, inclusiv câmpia est-europeană, care are o înălțime medie de 142 m, aceasta „aduce o denaturare a contururilor și a zonelor de mari dimensiuni. forme de relief." În cadrul regiunii, granița dintre zonele înalte și zonele joase reflectă cel mai precis izohipsa de 180 m. Aproximativ corespunde înălțimii medii a regiunii.
În termeni generali, suprafața regiunii este reprezentată de trei câmpii (pantele) monoclinale mari. Acest bine subliniază modelul general al rețelei fluviale. Vestul și centrul regiunii sunt ocupate de vastul monoclin Desninskaya cu o pantă generală de sud-vest de 0,5 m/km. Extremul nord al regiunii este ocupat de monoclinul Zhizdrinskaya. Malul stâng al râului. Gume sub confluența râului. Bolva este ocupată de monoclinul central rusesc cu o pantă totală vestică de 1,5–2,0 m/km. Pantele s-au format în timpul retragerii mărilor în Cretacic și au fost cauzate de procese tectonice (Meshcheryakov, 1965).
Cel mai înalt punct al regiunii (292 m) este situat pe creasta Asel la granița cu regiunea Smolensk. Cea mai mică înălțime (118 m) este situată în extremul sud-vest, la confluența râului. Tsats în râu. Visele. Diferența totală de înălțime este de 174 m. Pentru Câmpia Europei de Est, o astfel de diferență de înălțime trebuie considerată semnificativă. Diferența de înălțime absolută dintre văile râurilor mari și bazinele hidrografice învecinate nu depășește de obicei 100 m, mai des 40–60 m. Numai pe malul stâng al râului. Gume dintre bazinele hidrografice de pe Ținutul Rusiei Centrale (până la 274 m) și valea râului. Desna (133 m), diferența de înălțime la o distanță de 50 km ajunge la 141 m. Diferența maximă de înălțime la distanțe scurte se limitează la malul drept al râului. Gume în tronsonul Bryansk-Trubchevsk (70–100 m). În general, pe fondul Câmpiei Est-Europene, teritoriul regiunii se remarcă ca o zonă relativ ridicată. Acest lucru a determinat incizia adâncă a văilor râurilor și o rețea densă de râpe și rigole.
Relieful bazinelor hidrografice este reprezentat de câmpii în trepte monoclinale plate sau ușor ondulate, dens și adânc (cu 30–50 m) disecate în părțile riverane de râpe, rigole și văi ale râurilor mici. Suprafața este aproape peste tot complicată de numeroase depresiuni (20–70 pe km2). De pe malul râului Zona înaltă a gingiilor este mărginită de o margine abruptă înaltă, disecată într-o „margine” de râpe și complicată de circuri mari de alunecări de teren și „terase”.
Zonele joase (cu altitudini mai mici de 200 m) ocupă aproximativ 85% din suprafața regiunii. Cel mai mare IputskayaȚinutul este o câmpie monoclinală cu cote de la 190 m în nord până la 130 m în sud. Relieful este dominat de câmpii nisipoase plane terasate, a căror suprafață este complicată de depresiuni, pâlnii, creste nisipoase, de-a lungul periferiei - de relief glaciar dealur-crestat. Au o ușurare similară Desninskayași Lumurile joase din Sudost. În sudul regiunii, toate cele trei zone joase se contopesc într-o singură câmpie de câmpie pădure Bryansk.
Relieful oricărui teritoriu este format din forme diferite vârsteși geneze diferite, formate în timpul unei interacțiuni îndelungate și constante a mișcărilor tectonice și vulcanismului (procese endogene) și a muncii a numeroase procese externe (exogene).
În geomorfologie, se obișnuiește să se facă distincția între relieful structural, creat cu rolul principal al proceselor interne (endogene), și relieful sculptural, în formare, care a fost determinat de procese externe (exogene). Cu toate acestea, există forme de relief care sunt dificil de atribuit unuia dintre aceste tipuri. În formarea lor, rolul tectonicii, al denudarii sau al acumulării și al litologiei (compoziția și apariția rocilor) s-a manifestat la fel de vizibil (relief structural-denudativ).
relief structural
Morfostructura se referă la formele de relief care au apărut cu rol principal în formarea reliefului structurii geologice a scoarței terestre (în principal mișcări tectonice). Restructurarea mișcărilor tectonice a provocat distrugerea celor antice și formarea unor morfostructuri mai tinere în locul lor. Multe morfostructuri antice s-au dovedit a fi tăiate prin denudare sau îngropate prin acumulare și nu sunt exprimate în suprafața deschisă (Meshcheryakov, 1960). Cu toate acestea, au avut o influență puternică asupra dezvoltării ulterioare a reliefului și a sedimentării. Adesea, în relieful vizibil modern se reflectă nu numai morfostructurile tinere suprapuse, ci și morfostructurile vechi moștenite. Corelațiile complexe ale morfostructurilor de diferite vârste sunt, de asemenea, tipice pentru teritoriul regiunii Bryansk.
Pe teritoriul regiunii Bryansk, formele tectonice mari de pe suprafața subsolului cristalin sunt acoperite de o acoperire sedimentară de 200–900 m grosime și sunt în prezent îngropate. În relieful suprafeței vizibile moderne, ele sunt exprimate în cazul în care au experimentat cele mai recente mișcări și s-au dovedit a fi moștenite. Cu toate acestea, pe parcursul unei etape de platformă foarte lungă în dezvoltarea scoarței terestre, a avut loc o restructurare semnificativă a planului structural.
În Paleozoic, Mezozoic și Cenozoic s-au format structuri suprapuse mai tinere, care au apărut și s-au dezvoltat în perioadele de creștere a activității tectonice a platformei, s-au reflectat în relief și apoi și-au pierdut activitatea tectonică și au fost tăiate prin denudare sau suprapuse de marină. sedimente. Suprafața vizibilă reflectă natura mișcărilor tectonice în timpul cea mai nouă etapă istoria pământului. Pentru a dezvălui amplitudinea deformărilor tectonice ale suprafeței în ultima vreme, se utilizează de obicei poziția suprafeței de nivelare a Oligocenului.
În relieful suprafeței vizibile a regiunii Bryansk, se disting următoarele morfostructuri: Desninskaya , Sudostskaya, Iputskaya și Jgheaburi de câmpie Jukovskaya ; Bryansk, Starodubskaya, Spas-Demenskaya (Desninsko-Zhizdrinskaya) și Central Russian Uplands-monocline.
Desninskaya jgheab de câmpie Este situat între zonele înalte din Rusia Centrală și Bryansk și se exprimă în relief sub forma unei adâncituri submeridionale alungite și joase. În prezent, partea principală a jgheabului de câmpie este ocupată de o vale largă a râului. Gume. Fiind cea mai nouă morfostructură, s-a format în perioada postcretacică, deși jgheabul în sine a existat deja în perioada pre-jurassic și cretacic. Pe suprafața Turonianului, jgheabul Desna se află la 40–60 m sub ridicarea vecină Dmitrov a anteclizei centrale rusești, iar pe suprafața secțiunii Jurasicului superior, diferența de înălțime ajunge la 80–120 m. Jgheabul este de asemenea pronunțat. pe suprafata subsolului platformei. Astfel, morfostructura din perioada jurasică s-a dezvoltat moștenit.
Limitele jgheabului de câmpie Desninskaya sunt determinate de structuri liniare. În vest, este mărginit de un jgheab asemănător jgheabului cu o amplitudine de până la 10 m de-a lungul structurii depozitelor din Cretacicul superior, care separă ridicarea neotectonică Bryansk de jgheabul Desna. r. Gumă. Limita de est este definită de cea mai recentă îndoire Sevskaya, exprimată clar pe toate orizonturile sistemului cretacic, cu o amplitudine de peste 100 m (Fig. 12). În nord, Ținutul Desninskaya este mărginit de cel mai recent jgheab structural de-a lungul liniei Karachev-Bryansk. Ultimele ridicări tectonice, care s-au manifestat mai activ de-a lungul periferiei de est a jgheabului, au creat o adâncime generală vestică a suprafeței și o structură asimetrică a văii râului. Gume.
Jgheabul Desna este complicat de structuri liniare diagonale și transversale de origine recentă: Trubcevsk-Navlya, Novgorod-Seversky-Dmitrov-Orlovsky, Trubchevsk-Sevsk, Karachev-Zhukovka și altele. Aceste linii structurale controlează structurile locale mai mici: ridicările Navlinskoe, Shchatrishchevskoe, Beloberezhskoe, Snezhetskoe, Pesochinskoe, Lyubokhonskoe și Znob-Novgorod, Svenskaya, Raditskaya, Polpinskaya și Gorelkovskaya depresiunile, similare (197). Structurile locale s-au format mai ales activ în perioadele Cretacic și Neogene, iar unele și-au păstrat activitatea până în prezent și se reflectă direct în relieful vizibil. Structurile transversale au complicat suprafața jgheabului Desnei și au conferit văii Desnei o formă de mărgele. Prelungirile văii coincid cu intersecțiile structurii cu jgheaburi transversale. Îngustarea văii este limitată la zonele în care „capurile structurale” ale versantului vestic al anteclizei Voronezh (ridicarea Navlinskoe) intră în jgheab. Activitatea structurilor transversale a creat o suprafață în trepte a jgheabului de câmpie Desninskaya și s-a manifestat în caracteristicile proceselor de eroziune-acumulare a luncii inundabile, șerpuirea canalelor Desnei și a afluenților săi, în înălțimea și structura luncii inundabile și mai sus. -terase inundabile. Noile linii structurale controlează văile râurilor Navli și Snezhet. Nerussy, Seva, Sudost, precum și cotele care le despart.
Orez. 15. Apariția zăcămintelor mezozoice pe Rusia Centrală
și monoclinele Bryansk. Sevskaya Flexura
(Șevcenkov, Shevchenkova, 2002)
Jgheabul Desna este limitat la o fâșie de pliuri proterozoice cu tendință NE. În subsolul platformei se află o bandă de gneisuri pătrunsă de numeroase intruziuni mafice și ultramafice. Metodele geofizice au scos la iveală aici două falii mari, între care se află zona de gneis a jgheabului Desnei. O astfel de coincidență spațială sugerează o legătură între cea mai nouă structură și structura subsolului cristalin proterozoic.
jgheab de câmpie Iputskaya ocupă periferia vestică, cea mai redusă, a monoclinului neotectonic Desninskaya. Potrivit fundației platformei, aceasta corespunde depresiunii Unech. Înălțimile absolute ale zonei joase scad de la 190–200 m în cursurile superioare ale Iputului la 140–150 m în sud-vestul extrem al regiunii. Panta medie a suprafeței este de aproximativ 0,25 m/km. În raport cu dealurile învecinate, suprafața monoclinului este coborâtă cu 40–50 m. În cadrul jgheabului au fost scoase la iveală cele mai noi structuri liniare de grevă predominant nord-estică și meridională, corespunzătoare grevei generale a jgheabului. Dinspre est, jgheabul este limitat de linia structurală Novozybkov–Zhiryatino. Urmează granița zonei Bryansk-Starodubskaya a intruziunilor de granit din Proterozoicul târziu și a zonei de gneisuri Surazh-Kletnyanskaya cu intruziuni din Proterozoicul târziu de roci mafice. Două linii structurale sunt trasate de-a lungul liniei Surazh–Zhukovka. Între ele se întindea segmentul de mijloc al văii râului. Am pus pe secțiunea Ushcherpye-Dektyarevka. Valea râului urmează linia de rupere. Convorbiri între Khotimsky și Krasnaya Gora. Râurile coincid cu structura liniară submeridiană. Paluzh, secțiunea meridională a râului. Convorbiri la satul Krasnaya Gora, o adâncime la lac. Kozhany, r. Vikholka și segmentul meridional al râului. Chiar mai jos de satul Katichi. În general, cele mai recente linii structurale controlează modelul rețelei moderne de apă.
Jgheabul Iputian ca structură relativ coborâtă a existat încă din Devonian. A rămas activ în Jurasic și mai ales în Cretacicul târziu. Taparea prelungită a jgheabului a determinat acumularea în acesta a unei acoperiri sedimentare groase (până la 900 m). Coborârea jgheabului în perioadele Jurasic și Cretacic a fost de aproximativ 150 m. Suprafața de nivelare a oligocenului se află la înălțimi de 160–170 m, care este cu 40–50 m mai mică decât în Muntele Bryansk. În consecință, subsidența relativă a jgheabului Iputsky a continuat în Neo-Cuaternar. Prin urmare, râurile nu sunt incizate profund, iar câmpiile din afara zonei sunt dezvoltate pe scară largă în relieful cuaternar. Structura monoclinală a jgheabului este complicată de ridicări locale, care în relief corespund unor mici cote insulare, și depresiuni, care sunt asociate cu extinderi de văi și jgheaburi pline de apă, flexuri sublatitudinale transversale, de-a lungul cărora adâncirea patului crește de 2-3 ori. (Figurile 15, 16).
Figura 16. Structura învelișului sedimentar al monoclinului Bryansk
(Șevcenkov, Shevchenkova, 2002)
Bryansk montan-monoclin ocupă interfluviul Desnei și Iputului cu un relief complex, dar preponderent ridicat (fig. 16). Limitele monoclinului montan sunt destul de clar exprimate atât în structura complexului sedimentar mezozoic, cât și în structura subsolului cristalin. La est, monoclinul este delimitat de jgheabul Desninsky și cea mai recentă linie structurală Bryansk–Novgorod Seversky, la nord de jgheabul Jukovski și la vest de jgheabul Iput. Muntele are forma unui „nas” structural plat alungit submeridional al monoclinului recent, ridicat de-a lungul periferiei nordice până la 220–300 m. Monoclinul este complicat de jgheaburi recente și ridicări de orientări predominant diagonale cu amplitudini de 20–40. m, care se reflectă în relieful vizibil ca dealuri ovale și goluri largi. Starodubskaya, Trubchevskaya, Bryanskaya, Vshchizhskaya, Dubrovskaya uplifts și Sudostskaya hollow sunt bine exprimate. Cele mai noi structuri liniare Kletnya–Vygonichi, Pochep–Vygonichi, Starodub–Romassukha, Semyonovka–Trubcevsk, Pogar–Mglin și Trubcevsk–Pochep sunt reflectate în relief (Raskatov, 1969).
Pe margini, unde grosimea secvenței cuaternare este nesemnificativă (2–10 m), suprafața oligocenă este ridicată până la 200–210 m, acoperirea maximă a depozitelor glaciare și aluviale (până la 20–40 m) este limitată la scobiturile, iar suprafața oligocenă de aici este coborâtă și puternic erodata și este greu de judecat poziția inițială. Cu toate acestea, pe suprafața Stageului Turonian, jgheabul Sudost s-a dovedit a fi coborât cu 40–55 m în raport cu ridicările Bryansk și Starodub. creștere relativă continuă a structurilor. Valoarea totală a ridicării recente a morfostructurii Bryansk a fost oarecum mai mică decât pe antecliza Rusiei Centrale, dar dezvoltarea tectonică a morfostructurilor în ultima vreme a procedat în același mod. Formarea monoclinului Bryansk ca zonă relativ ridicată a început încă din Devonian, când înălțimea sa relativă a atins 20–50 m. La sfârșitul devonianului, cu o ridicare generală a teritoriului, structurile locale cu o amplitudine de sus până la 50 m și la 300–350 m de-a lungul periclinului sudic, activitatea structurilor locale a scăzut, iar apoi a crescut semnificativ în Cretacicul târziu, cu o ridicare generală a regiunii.
Cea mai recentă ridicare a monoclinului montan Bryansk a fost însoțită de disecția prin eroziune a suprafeței sale, care a fost deosebit de pronunțată în zonele de ridicări locale și de-a lungul structurilor liniare, de-a lungul cărora faliile de bloc au creat o energie de relief semnificativă. Orientarea generală a rețelei de râpă-gână coincide cu direcția principalelor linii structurale ale începutului proterozoic. Așadar, între orașul Bryansk și satul Dobrun, 70% dintre râpe au o orientare diagonală, dintre care 38% sunt nord-vest și 32% sunt nord-est. De-a lungul periferiei de nord a Bryansk Upland, 51% din ravene sunt orientate nord-est și 21% sunt orientate nord-vest. Ravenele orientate meridial și latitudinal au o importanță subordonată; ele reprezintă mai puțin de 30% din forme. Rețeaua fluvială are o condiționalitate structurală și mai mare. Adâncimea disecției este semnificativă, în special la ridicările locale, și ajunge la 50–70 m cu o densitate a rețelei de râpe-gâne de până la 1,0–2,5 km/km). Ghețarul Nipru a blocat Ținutul Bryansk la vest de linie cu. Negotino, bazinul hidrografic al Desnei și Sudost, satul Ostraya Luka de pe Desna (la nord de Trubcevsk). Cu toate acestea, fiind inactiv, nu a introdus modificări vizibile în modelul general al suprafeței condiționate structural.
Jgheab de câmpie Jukovskaya Se limitează la jgheabul tectonic cu același nume din ultimul început și este exprimat în relief ca un jgheab sublatitudinal. Deformarea coincide cu ruptura subsolului cristalin (Karachev–Zhukovka conform G.I. Raskatov, 1969). Falia Karachev este străbătută de structuri liniare de origine nord-estică lângă orașul Bryansk (Desninskaya) și lângă satul Jukovka (Surazhsko-Kletnyanskaya). În aceste zone, jgheabul își pierde orientarea liniară; în relief se exprimă clar bazine izometrice largi cu râuri convergente radial.
Jgheabul Jukovski din suprafața pre-cuaternară (marcă 80–120 m) poate fi urmărit până la orașul Roslavl. Limbile glaciare au produs o arătură semnificativă de rocă de bază de-a lungul axei jgheabului și l-au lăsat de-a lungul laturilor sale și în apropierea satului. Nomade și în partea axială a jgheabului, presiune mare și creste acumulate cu glaciodislocații (Pogulaev, 1956; Shik, 1961). Acumularea glaciară a împărțit o singură depresiune preglaciară într-un număr de „pășini joase” (Zhukovskaya, Voronitskaya, Osterskaya). În jgheab s-au acumulat până la 100 m de sedimente cuaternare. În relieful vizibil, a fost moștenit de o scobitură modernă lată, de-a lungul căreia s-a scurs o scurgere de ape glaciare care a lăsat o câmpie de apă (Fig. 19).
Există mai multe ridicări locale de-a lungul flancului sudic al jgheabului Jukovski, care sunt controlate de cea mai recentă falie. Ele alcătuiesc flancul nordic ridicat al Bryansk Upland, un monoclin. La nord de axa jgheabului apar depozite carbonifere, panta straturilor devoniene crește vizibil, iar grosimea depozitelor cretacice și jurasice scade. În consecință, jgheabul este o limită geologică și geomorfologică sublatitudinală.
Spas-Demenskaya Upland-lift ocupă interfluviul Desninsko-Ugran. În schema generală a reliefului Centrului Câmpiei Ruse, ridicarea Spas-Demensky este inclusă în amfiteatrul de munte (Valdaiskaya, Smolenskaya, Spas-Demenskaya, Rusia Centrală), care se învecinează cu bazinul Volga Superioară de la vest și sud.
O perioadă lungă de denudare pre-glaciară, care a creat o suprafață disecată profund (până la 100–120 m), și decuparea glaciară a modificat foarte mult suprafața de nivelare a oligocenului. La periferia estică a Țării Spas-Demenskaya, semnele reliefului sub-cuaternar ajung la 200–210 m, în vest și sud scad la 180 m. Înălțimea relativă a ridicării în relieful preglaciar este de aproximativ 50 m. Desna si Nipru.
Ridicarea Spas-Demenskoe reprezintă cea mai recentă morfostructură, însă, așezarea graniței structurale dintre sinecliza Moscovei și depresiunea Nipru-Desna a început mult mai devreme. Pe suprafața subsolului, o ridicare sub forma unui „nas” nord-vestic al anteclizei Voronezh este bine exprimată. Conform structurii învelișului sedimentar al epocii Devonian și Carbonifer, zona de ridicare axială este mai puțin pronunțată, dar coborârea straturilor spre sinecliza Moscovei crește brusc. În mezozoic, axa de ridicare a fost exprimată clar în relief, iar limita distribuției depozitelor cretacice coincide cu aceasta. Monoclinul cretacic este înlocuit cu un „plato carbonifer”. Valoarea totală a ridicării neotectonice a fost de 340 m, ceea ce este cu 20–30 m mai mult decât în monoclinul Bryansk.
Zona luată în considerare a cunoscut o dezvoltare geologică complexă și are mai multe niveluri structurale. Potrivit subsolului, acesta este „nasul” structural al anteclizei Voronezh, la care se limitează cea mai mare apariție a suprafeței depozitelor devoniene. Activitatea sa în Devonian a determinat formarea unor structuri locale cu o amplitudine de câteva zeci de metri pe fondul unei ridicări generale. În mezozoic, această zonă în raport cu anteclisele Voronezh și Bielorusia reprezintă un jgheab tectonic. Cu toate acestea, aici a existat o zonă de subsidență relativă de-a lungul perioadelor Devonian și Carbonifer, iar moștenirea sa dezvoltat în Mezozoic. Astfel, în bazinul Desnei Superioare, a existat o suprapunere a unui jgheab diagonal nord-est pe capul structural al anteclisului în tendință nord-vest. Prin urmare, fundația platformei de aici are o structură în bloc, care în structura învelișului sedimentar se reflectă în alternanța unor ridicări și depresiuni locale relativ mari cu o amplitudine de până la 50 m de-a lungul structurii învelișului sedimentar paleozoic. Anomaliile magnetice intense sunt limitate la structurile pozitive, ceea ce indică legătura structurilor locale cu structura subsolului.
Glaciațiile pleistocene au introdus o restructurare semnificativă a reliefului suprafeței poligenetice oligocene, în special de-a lungul periferiei vestice a zonei înalte, unde exacerizarea glaciară a creat adânci depresiuni glaciare. La periferia estică, relieful vizibil reflectă într-o măsură mai mare trăsăturile suprafeței sub-cuaternare, iar în relieful cuaternar, câmpiile outwash sunt cel mai larg dezvoltate. De-a lungul periferiei nordice și vestice, rolul principal este jucat de un mare relief colinar acumulat glaciar și hidro-glaciar.
Rusă centrală înaltă-anteclizăîn ceea ce privește aproape complet coincide cu G.I. selectat. Raskatov (1969) Anticlinalul rus central este cea mai nouă structură formată pe antecliza Voronezh și pe flancul sudic al sineclizei Moscovei. Intră în limitele regiunii Bryansk doar pe marginea vestică și se exprimă în relieful unei câmpii denudare-stratale înălțate până la 250–275 m, puternic disecate, coborând în trepte spre jgheabul Desninskii. Axa anticlinalului recent are o orientare submeridiană și o neconformitate unghiulară vizibilă (cu 30–40°) cu structura precambriană a anteclizei Voronezh, față de care se suprapune. Antecliza de înaltă a Rusiei Centrale este complicată de structuri de ordin local, care au primit o expresie directă în suprafața vizibilă modernă.
Dmitrov ridicare ocupă bazinul hidrografic al râurilor Navli, Nerussa și afluenții stângi ai Oka Superioară - Tsona și Kromy. Suprafața vârfului este situată aici la înălțimi de 240–260 m; Ridicarea relativă recentă a zonei înalte este indicată de incizia adâncă a văilor și de grosimea redusă a straturilor aluviale. Suprafața subsolului este complicată de falii de împingere cu o înălțime relativă de până la 300 m sau mai mult, a căror lovire coincide cu axa meridională a ridicării Dmitrov. Proiecțiile subsolului într-o formă mai netezită se reflectă în învelișul sedimentar paleozoic și, într-o măsură mai mică, în structura mezozoică. Panta vestică a ridicării Dmitrovsky este delimitată de-a lungul subsolului de o treaptă de falie cu o amplitudine de până la 100 m. Învelișul sedimentar de-a lungul falii conține îndoirea Sevskaya cu o adâncime vestică de până la 26 m/km în apropierea orașului. Sevsk (Fig. 15). Structura Sevskaya coincide cu marginea vestică a benzii de anomalii magnetice intense, este aparent așezată de-a lungul unui contact cristalin și s-a format în timpul unei deplasări de bloc în post-cretacic. Structura a continuat să se dezvolte în Cuaternar, dovadă fiind structura soclului teraselor inferioare ale râurilor.
Ridicarea Dmitrov este complicată de structurile liniare Sevsk-Mikhailovka-Livny, Dmitrovsk-Orlovsky-Kromy, Karachev-Bryanek, Trubchevsk-Navlya și ridicări locale. În relief, ridicările Sevskoe, Navlinskoe, Paramonovskoye și Novoyalta au primit cea mai completă reflectare. Ridicarea totală a structurii Dmitrovskaya în ultima vreme a fost de aproximativ 250 m. Ridicarea relativă a morfostructurii a început încă de la sfârșitul Cretacicului, așa cum demonstrează separarea straturilor de la stadiile Turonian la Maastrichtian și absența Depozitele paleogene-neogene. Dar cea mai semnificativă activitate tectonică s-a manifestat în timpul neogen-cuaternar, când diferența relativă de înălțime a ajuns la 100 m sau mai mult. Până în acest moment, ar trebui atribuită fundația și adâncirea principalelor văi și rigole.
Astfel, principalele trăsături ale reliefului regiunii Bryansk se datorează în mare măsură celor mai recente mișcări tectonice, care s-au dezvoltat în principal moștenite din structuri mai vechi. Structura modernă a acoperirii plăcii, inclusiv morfostructura, s-a format în procesul de mișcări epirogene de lungă durată de amplitudini semnificative ale blocurilor individuale de fundație, care au avut loc pe fundalul unei tasări generale sau ridicări a întregii plăci. Structurile pozitive (Voronezh anteclise), în special în părțile centrale, au fost cele mai conservatoare la oscilații, iar zonele marginale de sinecliză și jgheaburi tectonice au prezentat cea mai mare activitate, în special în timpul tasării. Pe exemplul bazinului Desnei, se vede destul de clar că structurile principale ale subsolului și structurile principale ale acoperirii reflectă structura în bloc a scoarței terestre.
Concursul întreg rusesc de lucrări de cercetare pentru tineret poartă numele
IN SI. Vernadsky
« Studiul trăsăturilor formării reliefului muntelui rusesc central "
Lucrare finalizata:
Miroshnik Alina Konstantinovna
MBOU „Gimnaziul nr. 97 din Yelets”
supraveghetor:
Barkalova Elena Vitalievna
MBOU „Gimnaziul nr. 97 din Yelets”
profesor de geografie
Introducere ………………………………………………………………… 2 Capitolul 1. Procesele de formare a reliefului Muntelui Rusiei Centrale din regiunile Lipetsk și Voronezh…………………………. 2-7
Capitolul 2. Analiza geomorfologică a hărții de suprafață ………….. 8-12
Bibliografie................................................ . ................................... 12
Cereri …………………………………………………………………… 13-17
Introducere.
Platformele sunt considerate a fi blocuri relativ stabile ale scoarței terestre. Dar sunt ele într-adevăr atât de monolitice, ce forme de relief există în ele și ce influențează formarea acestor forme? În această lucrare, se încearcă identificarea factorilor de formare a reliefului prin crearea unei hărți de suprafață pentru o anumită zonă a Ținutului Rusiei Centrale și analizând gradul de influență a proceselor geologice asupra reliefului modern.
Ţintă: elucidarea rolului proceselor endogene și exogene în formarea reliefului Muntelui Rusiei Centrale din regiunile Lipetsk și Voronezh.
În timpul studiului, următoarele sarcini:
1. conform surselor de informare, se familiarizează cu conceptele de bază legate de tema lucrării;
2. afla rolul factorilor endogeni si exogeni care formeaza relieful;
3. suprafețele hărților pe bază topografică;
4. să efectueze o analiză morfologică a hărții rezultate, identificând cele mai mari forme de relief din cadrul hărții de suprafață;
5. trage concluzii asupra muncii depuse.
Capitolul 1. Procesele de formare a reliefului Muntelui Rusiei Centrale din regiunile Lipetsk și Voronezh.
Geomorfologie (din altă greacă γῆ - Pământ + μορφή - formă + λόγος - predare) - știința reliefului, aspectul său, originea, istoria dezvoltării, dinamica modernă și modelele de distribuție geografică. Întrebarea fundamentală: „Cum arată procesul care formează terenul?” În general, această știință studiază formele de relief și motivele care influențează formarea lui.
Formele de relief se disting în funcție de geneza și dimensiunea lor. Relieful se formează sub influența proceselor endogene (mișcări tectonice, vulcanism și deconsolidare cristalochimică a subsolului), exogene (denudare) și cosmogene (cratere de meteoriți). pentru că Deoarece pe teritoriul nostru nu există forme de relief cosmogene, acestea nu vor participa la luare în considerare și am ales ca obiecte principale de studiu procesele endogene și exogene, ca factori în formarea reliefului. Dintre factorii exogeni, cel mai semnificativ este activitatea erozivă a apelor de suprafață (fluviale).
procesele fluviale în această zonă sunt reprezentate de spălarea plană și liniară, precum și spălarea liniară modernă și acumularea (acumularea) de sedimente spălate în văile râurilor. Dezvoltarea lor este asociată cu activitatea cursurilor de apă (râuri) temporare și permanente, iar depozitele sedimentare astfel formate se numesc fluviale. Eroziunea este principalul factor al procesului fluvial care afectează relieful.
Eroziune (din latină erosio - conexiune) - distrugerea rocilor și a solurilor de către fluxurile de apă de suprafață și vânt, care include separarea și îndepărtarea fragmentelor de material și este însoțită de depunerea acestora.
Cel mai voluminos din punct de vedere al suprafeței este un strat planar, care depinde foarte mult de unghiul de înclinare al planului de înclinare în sine. În cazul nostru, teritoriul este o suprafață aproape orizontală a unui teren plat. Prin urmare, activitățile sale sunt nesemnificative. Alături de aceasta, se disting și eroziunea liniară și laterală. Spre deosebire de spălarea plană a suprafeței, eroziunea liniară are loc în zone mici ale suprafeței și duce la dezmembrarea suprafeței pământului și la formarea diferitelor forme de eroziune (gâne, râpe, rigole, văi ale râurilor). În stadiul său inițial, se numește adânc și distruge (spălă) în mod constant fundul cursului de apă, adică. adâncește pârâul. Eroziunea de fund (profundă) este îndreptată dinspre gura în amonte și continuă până când fundul atinge nivelul bazei de eroziune.
Eroziunea laterală se caracterizează prin faptul că părțile laterale ale văilor râurilor devin obiectul distrugerii acestuia. În fiecare curs de apă permanent și temporar (râu, râpă) se pot întâlni întotdeauna ambele forme de eroziune, dar în primele etape de dezvoltare predomină cea profundă, iar în etapele ulterioare, cea laterală.
După ce am descoperit principalii factori exogeni ai formării reliefului, am început să căutăm cauzele apariției lor și, astfel, am trecut la procesele endogene. Dintre acestea, procesele tectonice sunt cele mai influente asupra formării reliefului în zona de studiu.
tectonica (din grecescul τεκτονικός, „construcție”) - o ramură a geologiei, al cărei subiect este structura (structura) învelișului solid al Pământului - scoarța terestră sau (după unii autori) tectonosfera acesteia (litosferă + astenosferă). ), precum și istoria mișcărilor care modifică această structură.
După ce am studiat harta tectonică a regiunii centrale a Rusiei, am aflat că ne aflăm în cadrul platformei ruse (est-europene). Include scuturile baltice, ucrainene și placa rusă. Suprafața totală a platformei este de 5,5 milioane de metri pătrați. km. Pe cea mai mare parte a zonei, Platforma Est-Europeană are un subsol precambrian pliat, aproape peste tot acoperit de roci sedimentare depuse orizontal.
Fundația (Fig.1), compusă din șisturi cristaline și granite, iese la suprafață în cadrul scuturilor baltice (fenno-scandinave) și ucrainene (Azov-Podolsk). În plus, se apropie de suprafața din masivul Voronezh, unde depozitele de minereu de fier din anomalia magnetică Kursk sunt asociate cu Precambrianul. Din punct de vedere morfologic, platforma rusă este o câmpie, disecată de văile râurilor mari. Am mai aflat că, în ciuda faptului că platforma este un bloc stabil al scoarței terestre, nu este deloc monolitică și are o structură tectonică complexă. Structura fundației sale este complicată de dislocații tectonice de diferite niveluri și intensitate.
Luxații tectonice (din latină târzie dislocatio - deplasare, mișcare) - aceasta este o încălcare a apariției rocilor sub influența proceselor tectonice. Dislocațiile tectonice sunt asociate cu o schimbare a distribuției materiei în câmpul gravitațional al Pământului. Ele pot apărea atât în învelișul sedimentar, cât și în straturile mai adânci ale scoarței terestre. Există două tipuri de dislocații tectonice: plicative, care se exprimă în îndoituri ale straturilor de diverse scale și forme și disjunctive (discontinue), care sunt însoțite de o întrerupere a continuității corpurilor geologice. Deoarece faliile plicative (pliate) din roci sunt caracteristice în principal zonelor pliate de munte (Alpi, Urali, centura de pliu alpino-himalayan, Anzi etc.), în cazul nostru vom lua în considerare doar faliile tectonice disjunctive (fracturare), cu alte cuvinte. , defecte, care duc la încălcări ale continuității fundației, împărțind-o în secțiuni (blocuri) de dimensiuni diferite, care ulterior se pot ridica sau coborî unele față de altele. Toate aceste mișcări se reflectă în mod necesar în rocile acoperirii sedimentare, care le acoperă și iese la suprafața zilei. Acestea. toate faliile și mișcările tectonice ale blocurilor de fundație de-a lungul acestor falii se reflectă pe deplin în relieful pe care îl observăm.
Ținutul Rusiei Centrale - un deal situat în Câmpia Est-Europeană - de la segmentul latitudinal al văii râului Oka în nord până la creasta Donețk, se învecinează Muntele Smolensk-Moscova. În vest este mărginit de Polesskaya, în sud-vest - de câmpia Niprului, iar la est - de Câmpia Oka-Don (Câmpia Tambov). Lungime - aproximativ 1000 km, lățime - până la 500 km, înălțime 200-253 m (maxim - 305 m); partea de sud-est se numește Muntele Kalach. (Fig.2). Teritoriul pe care îl studiem este vârful nordic al anteclisei Voronezh, care face parte din Muntele Rusiei Centrale.
Anteclise (din grecescul anti - contra și klisis - înclinare) - o ridicare extinsă, ușor în pantă, a straturilor scoarței terestre din cadrul platformelor (plăcilor). Anteclisele au contururi neregulate, dimensiunile lor ajung la multe sute de kilometri în diametru, iar panta straturilor de pe aripi se măsoară în fracțiuni de grad. Ele se formează pe parcursul mai multor perioade geologice. Fundația platformei în anticlise se află de obicei la o adâncime mică și uneori chiar iese la suprafață. Subsolul cristalin precambrian este cel mai ridicat în partea de mijloc a zonei înalte și iese la suprafață în valea râului Don, între orașele Pavlovsk și Boguchar (masivul cristalin Voronej - VKM). În nord, suprafața este compusă din calcare devoniene și carbonifere acoperite de depozite nisipo-argiloase ale Jurasicului și Cretacicului inferior, în sud - de creta și marne din Cretacicul superior cu acoperire de nisipuri paleogene, argile, gresii. Loess-like loams și loess sunt omniprezente la suprafață. Relieful este erozional - râpă-grindă-vale, cu o densitate de disecție de până la 1,3-1,7 m pe 1 km² și o adâncime de la 50 m până la 100-150 m, carstic fiind dezvoltat pe alocuri.
Muntele Rusiei Centrale în părțile sale de nord și parțial de-a lungul versanților vestici și estici a fost acoperită cu un ghețar (vezi glaciația Nipru). Prin urmare, aici s-au păstrat fragmente de relief glaciar sub forma unei morene spălate, a cărei grosime variază până la 15 m. Pe teritoriul nostru, pe Muntele Rusiei Centrale, se găsesc benzi de nisipuri fluvioglaciare întinse de-a lungul văilor râurilor.
Central Russian_upland
Vale (râu) - formă de relief negativă, alungită liniar, cu cădere uniformă. Se formează de obicei ca urmare a activității erozive a apei curgătoare. Apa râului, spălând malurile și fundul versanților, formează o vale a râului. Formele rudimentare ale văilor râurilor sunt rigole, rigole, râpe create de cursuri de apă intermitente (periodice). Văile formează de obicei sisteme întregi; o vale se deschide în alta, aceasta, la rândul ei, într-o a treia, și așa mai departe, până când cursurile de apă care se unesc se varsă în orice rezervor într-un canal comun.
De regulă, toate cursurile de apă liniare încep să se dezvolte de-a lungul faliilor tectonice, a căror dimensiune determină dimensiunea cursului de apă în sine. Astfel, dacă ne uităm la modelul rețelei fluviale (râurile cu afluenții lor), atunci îl putem folosi pentru a restabili natura perturbațiilor tectonice din fundația platformei din această zonă.
Capitolul 2. Analiza geomorfologică a hărții de suprafață.
Următorul pas în cercetarea mea a fost cartografierea suprafețelor. O astfel de hartă vă permite să vedeți mai clar neomogenitățile de relief mari și mici, în contrast cu o hartă topografică convențională. Dacă luați și pictați pur și simplu peste suprafețe de același nivel în conformitate cu culorile fizicului harti geografice, apoi obținem forme de relief netezite. Pentru dezvăluirea dislocațiilor tectonice și a blocurilor formate de acestea, acestea sunt puține informații. Dar dacă combinați mai multe niveluri de mare altitudine, atunci relieful va fi privit cu mai mult contrast. Cea mai optimă scară s-a dovedit a fi 1: 500 000 (Fig. 3). Scale mai mari sunt bune pentru cercetare în regiunile mari și doar elementele structurale regionale, chiar și planetare ale reliefului pot fi distinse pe ele. În acest scop, a fost realizată o hartă topografică la scara 1:500.000 cu curbe de nivel și o rețea hidro. În plus, pe acesta a fost selectată o treaptă de înălțime și, pe baza ei, au fost selectate anumite suprafețe. Înălțimea fiecărei trepte alocată de noi (treaptă de înălțime) este de 40 de metri. Pentru ca pașii să fie diferiți pe hartă, s-a ales o culoare pentru fiecare nivel, care diferă de precedentul ca intensitate a tonului. Cele mai joase suprafețe de teren au fost umbrite în verde pal, corespunzând zonelor de teren ușor deasupra nivelului mării. Toate suprafețele ulterioare (mai înalt) au primit tonuri maro. Pe măsură ce înălțimea suprafețelor creștea, intensitatea culorii lor s-a schimbat de la nuanțe mai deschise la nuanțe mai închise. Liniile care delimitează treptele se numesc în mod convențional izobaziți. Ele sunt în același timp granița superioară a nivelului de altitudine subiacent și talpa celui de deasupra. (Fig.4). Drept urmare, am identificat patru niveluri de înălțime cu o treaptă de 40 m. Pentru acestea a fost elaborată o scală de înălțime relativă, începând de la zero și mai departe. Pe baza analizei imaginii rezultată a reliefului, am trasat linii care separă blocuri de diferite înălțimi. De fapt, acestea sunt perturbări tectonice ale subsolului, care s-au reflectat și în învelișul stâncilor aflate pe acesta. Putem spune că și-au „făcut drum” prin acest caz. În funcție de gradul de semnificație, li s-au atribuit diferite grosimi și caractere ale liniilor. Cele mai mari falii tectonice care separă blocuri mari de relief sunt cele mai groase.
De asemenea, în timpul analizei, întreg sisteme de încălcare, care sunt interconectate în direcția loviturii lor. Pentru a face aceste sisteme mai vizibile, le-am atribuit culori diferite. Grupul de falii din greva de nord-est s-a dovedit a fi cel mai pronunțat. Este destul de evident că este cel mai tânăr și taie greșeli mai vechi. Perturbațiile în această direcție au o influență puternică asupra formării văilor râurilor moderne. Astfel, ele determină bucla râului. Don la sud de Zadonsk, precum și meandre (coturi ale cursurilor de apă) mai puțin pronunțate în nordul foii. Acest lucru s-a întâmplat ca urmare a mișcărilor multidirecționale ale blocurilor tectonice de-a lungul acestora, care au determinat natura modernă a modelului rețelei hidraulice. Aceste mișcări au fost deosebit de pronunțate în valea râului. Don, unde, datorită lor, valea are secțiuni de plan îngust și larg. Astfel de mișcări verticale multidirecționale ale blocurilor unul față de celălalt se numesc tastaturi. (Fig.5).
Al doilea ca important este sistemul de falii de nord-vest. Este reprezentată de fragmente de falii cu tendință nord-vest, care se manifestă cel mai clar în partea de est a hărții. În partea de nord a zonei, acestea sunt urmărite de mari afluenți stângi ai râului. Pin.
De asemenea, au fost înregistrate perturbări discontinue de lovire submeridiană, care se observă pe toată suprafața frunzelor cu densitate diferită a plasării lor. Potrivit acestora, de regulă, pe teritoriul nostru sunt întinse văi de cursuri mari de apă. Și anume: râurile Olym, Don și unii dintre afluenții săi.
Grevele de lovitură sublatitudinală se manifestă aproape peste tot și, de asemenea, participă activ la formarea reliefului. Pe ei sunt așezați în principal afluenți laterali mici și, de asemenea, controlează direct forma văii râului. Don.
Însumând toate datele analitice obținute în urma interpretării hărții de suprafață, am identificat câteva structuri mari care sunt cel mai clar vizibile pe aceasta. Pentru comoditate, le-am împărțit în structuri de primul, al doilea și al treilea ordin în ceea ce privește dimensiunea și semnificația lor pentru o anumită regiune la o scară dată de hărți și le-am atribuit propriile nume geografice. (Fig.6).
Ne referim la structuri de ordinul întâi Ridicarea Pravodonsk, situat in interfluviul raurilor Don si Sosna. O altă structură a acestui ordin este Yelets corva, separat de ridicarea Pravodonsky, probabil printr-o greșeală de inel. Este, de asemenea, bazinul hidrografic stâng al râului. Pin.
În structurile de ordinul doi, formele pozitive și negative au fost distinse condiționat. Primele includ ridicările Sosnensko-Donskoe și Olymskoe, care sunt incluse în ridicarea Pravodonskoe mai mare, precum și blocul Zadonsky de pe malul stâng al râului. Don.
Sosnensko-Donskoe ridicarea este reprezentată de zona de bazin a râurilor Don și Soșna, orientată în direcția nord-est. Principalele caracteristici ale acestei structuri sunt controlate de defecte ale aceleiași lovituri. Tulburările care complică forma bazinului hidrografic, de regulă, sunt de natură multi-orientată, cu o predominanță a direcțiilor sublatitudinale și nord-vestice.
Olym uplift, spre deosebire de precedenta, este alungită în direcția nord-vest, submeridiană și este controlată de falii nord-vestice. Grevele de la nord-est se complică.
blocul Zadonsk este o structură pozitivă de lovire submeridiană în interiorul foii, delimitată de la vest de valea râului. Don.
Văile râurilor Don, Sosna și Olym, care ocupă o poziție hipsometrică mai scăzută față de structurile bazinelor hidrografice, pot fi numite structuri negative de ordinul doi.
Râul Olym curge de la sud la nord și, probabil, își are originea de-a lungul unei mari falii submeridionale, care mai târziu a fost ruptă de o serie de falii mai tinere în direcția nord-est și s-a deplasat de-a lungul acestora la distanțe diferite. Aceasta a determinat natura sinuoasă a acestui curs de apă.
Râul Pine și-a format valea de-a lungul unei falii arcuite, iar forma văii sale coincide complet cu acea direcție.
Valea râului Don urmărește o mare perturbare regională a direcției submeridiane în foaia hărții. Lățimea văii variază de la câteva sute de metri în unele zone până la câțiva kilometri unde se lărgește. Secțiunile înguste sunt limitate la ridicări transversale de blocuri, prin care râul le trece în acest moment și cheltuiește forța principală a apei pe eroziune profundă. Acolo unde nu are obstacole predomină eroziunea laterală și, astfel, nu adâncește canalul, ca în cazul precedent, ci lărgește valea.
Structurile de ordinul trei sunt Chibisovskoeși Podișul Pravodonskoye.
Prima este situată în partea de nord a foii și reprezintă o structură pozitivă a reliefului de câmpie, despărțită de ridicarea Pravodonsk printr-o falie mare de nord-est, iar de marginea Yelets printr-o falie arcuită. Natura practic nedivizată a acestei structuri sugerează că în momentul de față nu experimentează mișcări tectonice grave și poate fi considerată condițional statică.
Podișul Pravodonskoye este situat în partea de sud-est a teritoriului și este reprezentat de o suprafață de aliniere similară cu obiectul anterior. Este delimitată de la sud-vest de falia nord-vestică și de la nord-est de valea râului Don.
Ocupă un loc aparte Structura inelului Bolshoe pe marginea de sud a teritoriului. Este reprezentată de o serie de falii arc de-a lungul cărora se dezvoltă râurile Vereika și Snova cu afluenții lor. Natura acestui obiect este greu de interpretat și se remarcă din natura fracturării tectonice principale a subsolului.
Astfel, atât faliile mari cât și cele mici influențează modelul reliefului modern. cel mai activ în acest moment este un grup de falii din direcția nord-est. De-a lungul acestora are loc apariția și dezvoltarea activă a unei rețele de râpe, care sunt văi ale cursurilor de apă tinere. Acest sistem de defecte trebuie luat în considerare în primul rând în proiectarea construcției, precum și în ceea ce privește terenul agricol.
Rezumând toate cele de mai sus, se pot trage următoarele concluzii.
s-a realizat o lucrare introductivă cu principalii termeni și concepte utilizate în analiza geomorfologică și tectonă a teritoriilor.
o hartă a suprafețelor la scara 1:200.000 a fost construită în regiunile Lipetsk și Voronezh, care fac parte din Muntele Rusiei Centrale.
s-a făcut o analiză a hărții și au fost identificate în mod convențional diverse structuri morfologice în limitele acesteia.
se face descrierea structurilor alocate si se dezvaluie motivele formarii acestora.
s-a constatat că adevăratul relief s-a format ca urmare a activității tectonice și formarea lui continuă până în zilele noastre datorită proceselor neotectonice.
Bibliografie:
G.P. Gorșkov, A.F. Yakushova. Geologie generală. Universitatea de Stat din Moscova, 1962
PE. Florensov. Eseuri de geomorfologie structurală. Știință, 1978
Yu.A. Kosygin. tectonica. M., Nedra, 1983
https://en.wikipedia.org/wiki/
Aplicații
