МОРФОГРАФИЯ И МОРФОМЕТРИЯ РЕЛЬЕФА

Планетарные, а также мега- и макроформы рельефа могут рыть охарактеризованы площадью, которую они занимают. Безусловно, такая характеристика будет недостаточна для описания более мел­ких форм. Да и для форм высшего порядка наряду с площадью необходимы другие характеристики. Первая из них — это высота или глубина относительно уровня моря (так называемые абсолют­ные высоты или глубины). Наиболее общую характеристику (высот и глубин земной поверхности в целом дает гипсографическая

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100%

Рис. I. Гипсографическая кривая (А) и обобщенный профиль дна океана (Б)

кривая¹ (рис. 1). На этой кривой четко выделяется два основных гипсометрических уровня земной поверхности: материковый уро­вень и уровень, соответствующий ложу океана. Средняя высота поверхности Земли равна —2450 м, из чего следует, что для Земли в целом более характерны отрицательные гипсометрические харак­теристики. Ниже приведены средние высоты материков и глуби­ны океанов.

горы Джомолунгма (в Гималаях) — имеет отметку 8880 м, самая большая глубина относится к Марианскому глубоководному желобу­ (Тихий океан) и равна 11034 м. Следовательно, максимальный размах высот на поверхности земного шара достигает почти 20 км.

Гипсометрическая характеристика — одна из важнейших характеристик рельефа. По степени возвышения поверхности суши над уровнем океана выделяют низменный (0—200 м) и возвышен­ный рельеф. Последний по характеру расчлененности подразделя­ется на высокие равнины, возвышенности, плоскогорья и горный рельеф. Горный рельеф по гипсометрии подразделяют на низко­горный (до 1000 м), среднегорный (1000—3000 м) и высокогорный (>3000 м) рельеф.
¹ Для отдельных материков строятся гипсографические кривые поверхности материков, для океанов и морей — батиграфические кривые.

Гипсометрию дна морей и океанов называют батиметрией (от «батос» — глубина). По батиметрическим различиям выделяют неритовую зону морского дна (0—200 м глубины), батиальную (200—3000 м), абиссальную (3000—6000 м) и гипабиссальную (глубина более 6 тыс. м).

Описание планетарных форм, а также мега- и макроформ рель­ефа ведется обычно по обобщающим материалам — картам, свод­кам или обработанным данным по геофизическому и геологиче­скому строению. В полевых условиях геоморфологу чаще всего при­ходится заниматься описанием форм рельефа низших порядков. При таком описании фиксируется общий облик рельефа и внешний облик составляющих его форм, отмечаются их площади и линей­ные размеры (ширина, длина), абсолютные высоты и размах высот между соседними положительными и отрицательными формами рельефа (относительные высоты), описываются составляющие эти формы элементы — склоны и субгоризонтальные поверхности. За­меряются углы наклона этих поверхностей и указывается характер границ как между элементами в пределах одной формы, так и меж­ду соседними формами рельефа. Дается также характеристика плановых очертаний форм, их ориентировка, отмечается, какими породами сложены формы и как залегают эти породы, Морфографическая (качественная) и морфометрическая (коли­чественная) характеристики рельефа не заканчиваются полевыми наблюдениями. В камеральных условиях на основе полевых мате­риалов, а также топографических карт, аэро- и космических сним­ков может быть составлена целая серия так называемых морфометрических карт:

1. Карты густоты горизонтального расчленения. Наиболее про­стой способ построения такой карты сводится к определению дли­ны эрозионной сети L на единицу площади Р—L/P. Показатели интенсивности расчленения подписываются на карте внутри квад­ратов, по которым велся подсчет длины эрозионной сети, и затем в соответствии с выбранной шкалой квадраты закрашиваются или заштриховываются. Обычно придерживаются правила: чем интен­сивнее расчленение, тем темнее окраска или гуще штриховка (рис. 2). Можно также интенсивность расчленения показывать

Рис. 2. Картограмма густоты долинно-балочной сети (в километрах на 1 км², по А. И. Спиридонову)

изолиниями, соединяющими отметки с одинаковыми показателями густоты расчленения. Другой способ определения густоты эрозион­ного расчленения основан на измерении расстояний между линия­ми водоразделов и днищами (тальвегами) ближайших эрозионных форм.

2 Карты глубины расчленения. Один из способов составления подобного рода карт заключается в том, что на топографической основе проводят границы элементарных бассейнов, а затем в каждом из них определяют амплитуду между самой высокой и самой низкой точками. Согласно полученным цифровым показателям и шкале условных знаков, площади бассейнов закрашиваются или заштриховываются, обычно, по правилу: чем больше глубина рас­членения, тем темнее окраска или гуще штриховка.

Для определения глубины расчленения может быть использо­ван и такой прием: по изучаемому профилю определяется разница между наиболее низкими и наиболее высокими точками профиля.

3. 
   Карта общего показателя расчленения рельефа. Составление такой карты основано на подсчете по условным квадратам сумм длин горизонталей. Затем через центры квадратов, имеющих
   одинаковую сумму длин горизонталей, проводятся соответствующие изолинии.
   
4. 
   Карты крутизны земной поверхности. Показателями крутизны­ земной поверхности могут быть угол наклона и отвлеченная величина — уклон i, равный tga. Построение карты углов наклона
   заключается в следующем. В соответствии с выработанной леген­дой и шкалой заложения на топографической карте проводят гра­ницы участков с соответствующими углами наклона земной поверхности­. После выполнения этой работы карта раскрашивается или заштриховывается по указанному выше правилу. Если нужно най­ти уклон по профилю, находят тангенс угла a — отношение превы­шения верхней точки над нижней к горизонтальной проекции, рас­стояния
   между этими точками.
   

По получаемым морфометрическим показателям выделяются следующие категории рельефа.

1. По густоте горизонтального расчленения (удаленности линий водоразделов от тальвегов эрозионных форм).

1000 м — слаборасчлененный рельеф

500—1000 м — среднерасчлененный рельеф

100—500 м — значительно расчлененный рельеф

50—100 м — сильнорасчлененный рельеф

<50 м — очень сильно расчлененный рельеф
2. По глубине вертикального расчленения.

Для плоских равнин

<2,5 м — нерасчлененный или мелкорасчлененный

2—5 м — среднерасчлененный

5—10 м — значительно расчлененный

Для холмистых равнин

10—25 м — мелкорасчлененный

25—50 м — среднерасчлененный

50—100 м — глубокорасчлененный

100—250 м — мелкорасчлененный

250—500 м —

00—1000 м — глубокорасчлененный

>1000 м — очень глубоко расчлененный

3. По крутизне земной поверхности.

Равнинный плоский

Равнинный волнистый

Равнинно-холмистый

Холмистый

Гористый

Выделенные морфометрические категории не являются абсо­лютными, в особенности, если учитывать только какой-либо один показатель. Например, встречаются наклонные равнины, средний угол наклона поверхности которых может достигать 5°, но вместе с тем они не расчленены, поэтому их нельзя отнести к холмистым равнинам.

Морфографическая и морфометрическая характеристики релье­фа имеют большое прикладное значение, так как без знания этих характеристик немыслимо строительство зданий и возведение со­оружений, прокладка трасс железных и шоссейных дорог, прове­дение разного рода мелиоративных мероприятий и т. д.

Тщательное изучение морфографии и морфометрии рельефа име­ет значительный научный интерес. Разнообразие морфографических и морфометрических показателей заставляет искать причину их различий, которая может заключаться в неоднородности геоло­гического строения изучаемой территории, в характере и интенсив­ности новейших тектонических движений и современных экзогенных рельефообразующих процессов. В связи с научно-прикладной значимостью морфографические и морфометрические показатели явля­ются важнейшей составной частью легенд и содержания общих геоморфологических карт.

Однако характеристика рельефа только по морфографическим и морфометрическим показателям недостаточна. При классифика­ции рельефа по этим показателям в одной категории могут ока­заться формы, имеющие сходный внешний облик, но различные по происхождению (например, моренный холм и эоловый бугор) и, напротив, близкие по генезису, но разные по внешнему облику формы окажутся разобщенными (например, овраг и конус выно­са этого оврага).

ГЕНЕЗИС РЕЛЬЕФА

Главное исходное положение современной геоморфологии — представление о том, что рельеф формируется в результате взаимо­действие эндогенных и экзогенных процессов. Этот тезис является одновременно наиболее общим определением генезиса рельефа Земли вообще, но он, безусловно, остается слишком общим и дол­жен быть детализирован при рассмотрении конкретных форм или комплексов форм рельефа.

Как уже говорилось выше, наиболее крупные формы рельефа — планетарные, мега- и макроформы, а в некоторых случаях и мезоформы — имеют эндогенное происхождение. Своим образованием они обязаны особенностям структуры земной коры.

Эндогенные и экзогенные процессы формирования рельефа взаимосвязаны. Экзогенные процессы в ходе своей деятельности либо усложняют, либо упрощают рельеф эндогенного происхожде­ния. В одних случаях экзогенные агенты вырабатывают более мел­кие мезо- и микроформы, в других — срезают неровности коренного рельефа, в-третьих — происходит погребение или усложнение эндо­генного рельефа за счет образования различных аккумулятивных форм. Характер воздействия экзогенных агентов на рельеф эндо­генного происхождения в значительной мере определяется тенден­цией развития рельефа, т. е. тем, являются ли господствующими восходящие (положительные) движения земной коры или же пре­обладают нисходящие (отрицательные) движения.

По существующим представлениям основным источником энер­гии эндогенных рельефообразующих процессов является тепловая энергия, продуцируемая главным образом гравитационной диффе­ренциацией и радиоактивным распадом вещества недр Земли.

Гравитация и радиоактивность, разогрев и последующее охлаж­дение недр Земли неизбежно ведут к изменениям объема масс веществ, слагающих мантию и земную кору. Расширение зем­ного вещества в ходе нагревания приводит к возникновению восхо­дящих вертикальных движений как в мантии, так и в земной коре. Земная кора реагирует на них либо деформациями без разрыва пластов (образованием складчатых нарушений, или пликативных дислокаций), либо разрывами и перемещением ограниченных раз­рывами блоков (дизъюнктивные дислокации) земной коры. Склад­чатые дислокации образуются также и в тех случаях, когда движе­ние блоков влечет за собой вспучивание или сползание по склонам поднимающихся блоков пород, находящихся в пластичном или по­лупластичном состоянии.

Разрывы могут проникать в толщу коры, проходить сквозь нее и достигать очагов расплавления пород. Тогда гигантские трещи­ны превращаются в каналы, по которым расплавленное вещество — магма - устремляется вверх. Если магма не достигает поверхности земли и застывает в толще земной коры, образуются интрузив­ные тела. Образование крупных интрузий — батолитов, штоков — неизбежно ведет к механическому перемещению вверх толщ перекрывающих их пород, т. е. также способствует образованию, пликативных или дизъюнктивных дислокаций. Не менее важно при этом динамическое (давление), термическое и химическое воздей­ствие внедряющихся магматических пород на осадочные породы, которые превращаются в результате такого воздействия в мета­морфические породы.

Излияние расплавленного материала на поверхность, сопро­вождаемое выбросами паров воды и газов, получило название эффузивного магматизма, или вулканизма.

Образование разломов в земной коре, мгновенные перемещения масс в недрах Земли сопровождаются резкими толчками, которые на поверхности Земли проявляются в виде землетрясений. Земле­трясения— это одно из наиболее заметных простому наблюдателю проявлений современных тектонических процессов, протекающих в недрах Земли.

Итак, вертикальные колебательные движения земной коры, со­провождающиеся образованием разломов, перемещением блоков коры и складчатостью, глубинный магматизм, вулканизм и земле­трясения — вот те рельефообразующие процессы, источником энер­гии которых являются внутренние силы Земли. Однако создавае­мые этими процессами формы рельефа в нетронутом виде в приро­де встречаются редко, так как уже с момента своего зарождения они подвергаются воздействию экзогенных процессов, преобразу­ются ими.

Главный источник энергии экзогенных процессов — энергия Солнца, трансформируемая на земной поверхности в энергию дви­жения воды, воздуха, материала литосферы. Во всех этих про­цессах принимает участие гравитационная энергия, и поэтому названные процессы не являются чисто экзогенными. К числу экзогенных процессов относятся рельефообразующая деятельность поверхностных текучих вод и водных масс океанов, морей, озер, растворяющая деятельность поверхностных и подземных вод, а так­же деятельность ветра и льда.

Существует также целая группа процессов, протекающих на склонах и получивших наименование склоновых. Наконец, есть еще две группы процессов, которые также можно отнести к экзо­генным геоморфологическим процессам: рельефообразующая дея­тельность организмов, а также хозяйственная деятельность челове­ка, роль которой как фактора рельефообразования по мере разви­тия науки и техники становится все более значительной.

Перечисленные рельефообразующие процессы лишь в редких случаях протекают обособленно.

Довольно редко мы можем сказать, что та или иная форма рельефа образовалась и развивается в настоящее время под дейст­вием лишь одного какого-либо процесса. Поэтому при определении генезиса рельефа геоморфолог всегда или почти всегда сталкива­ется с вопросом, какому геоморфологическому процессу следует отдать предпочтение, какой из них следует считать ведущим и в наибольшей степени определяющим генезис рельефа. Трудности гене­тического анализа могут быть систематизированы в виде следую­щего перечня:

1. 
   Рельеф Земли, как было отмечено выше, есть результат взаи­модействия эндогенных и экзогенных процессов. Однако такой от­вет слишком общ и нуждается в конкретизации в каждом отдель­ном случае. На первом этапе такой конкретизации необходимо выяснить, какая же из этих групп процессов в данном случае пре­валирует. Это уже нелегкая задача, потому что, как показывают наблюдения, интенсивность тектонических и экзогенных процессов в целом соизмерима. Так, если средняя скорость тектонических процессов выражается миллиметрами или десятыми долями милли­метра в год, то и средняя скорость денудации земной поверхности
   или аккумуляции продуктов денудации измеряется величинами то­го же порядка.
   
2. 
   Нередко можно наблюдать, что рельеф, созданный в недав­нем прошлом под воздействием одних агентов, в настоящее время подвержен воздействию других.
   
3. 
   Часто встречаются случаи, когда рельеф формируется за счет совокупного влияния нескольких процессов, действующих пример­но с одинаковой степенью интенсивности и дающих примерно рав­ноценные результаты.
   
4. 
   При выявлении генезиса форм рельефа разного порядка не­редко приходится сталкиваться с таким явлением, когда крупная форма в целом обусловлена деятельностью эндогенных процессов,
   а мелкие формы на ее склонах представляют результат деятель­ности экзогенных процессов. В этом случае, очевидно, вопрос о генезисе рельефа может решаться различно в зависимости от то­
   го, с крупной или мелкой формой рельефа мы имеем дело.
   

Из мезоформ лишь в отдельных, довольно редких случаях можно выделить такие формы, морфология которых целиком определена тектоническим процессом и не изменена экзогенными агентами. Мезоформы и более мелкие формы рельефа в подавляющем боль­шинстве случаев оказываются связанными с экзогенными процес­сами, хотя проявление их в той или иной геологической обстанов­ке может быть существенно различным. При этом в качестве веду­щего процесса выделяется тот, который придал основные черты данной форме или данному комплексу форм рельефа, даже если в настоящий момент этот процесс перестал действовать. Для при­мера можно привести ледниково-аккумулятивный рельеф областей недавнего (позднеплейстоценового) оледенения, четвертичные морские или аллювиальные террасы. В настоящий момент эти образования подвержены воздействию других процессов, но, будучи ледниковыми, прибрежно-морскими или флювиальными формами, они еще в достаточной мере сохранили те морфологические черты, которые им придали недавно действовавшие процессы.

В тех случаях, когда в образовании той или иной формы или группы (комплекса) форм одновременно участвуют не один, а два или несколько факторов, вполне соизмеримых по своему морфоло­гическому значению, следует говорить о сложном, комплексном происхождении рельефа.

Генезис рельефа определяется преимущественно в ходе полевых наблюдений, на основе которых устанавливаются характерные чер­ты, свойственные различным генетическим типам рельефа, призна­ки выработанных или аккумулятивных форм рельефа. Кроме того, для выяснения генезиса аккумулятивных форм рельефа важное значение имеет всестороннее изучение слагающих их отложений. Аллювиальные, пролювиальные, морские отложения и т. д. облада­ют в большинстве случаев достаточно специфическим комплексом литологических и морфологических свойств, позволяющих судить о генезисе слагаемых ими аккумулятивных форм. Эти признаки бу­дут более ясны из последующего рассмотрения различных генети­ческих групп рельефа.

Важной задачей геоморфологии наряду с изучением морфографии, морфометрии и установлением генезиса является выяснение возраста рельефа. Как известно, в геологии возраст пород пред­ставляет одну из важнейших геологических характеристик, и показ возраста, по существу, составляет основное содержание общих геологических карт.

Определение геологического возраста пород основывается на применении хорошо разработанных стратиграфического, палеонто­логического и петрографического методов, которые в последнее время все чаще подкрепляются методами абсолютной геохроноло­гии. В геоморфологии определение возраста — задача более слож­ная, так как геологические методы применимы лишь для аккумуля­тивных форм рельефа и не могут быть использованы непосредствен­но для определения возраста форм выработанного, или денудацион­ного, рельефа.

В геоморфологии, как и в геологии, обычно используют понятия «относительный» и «абсолютный» возраст рельефа.

А. Развитие рельефа какой-либо территории или какой-либо от­дельно взятой формы, как это показал В. Девис, является стадий­ным процессом. Поэтому под относительным возрастом рельефа можно понимать определение стадии его развития. В качестве при­мера можно проследить развитие рельефа морских берегов или речных долин. Из истории четвертичного периода известно, что во время последнего оледенения (примерно 20 тыс. лет назад) уровень океанов и морей был ниже современного приблизительно на 100 метров. По мере таяния материковых ледниковых покровов и воз­вращения воды в кругооборот уровень Мирового океана постепен­но повышался: 4000—5000 лет назад он достиг отметки, близкой к современной. Воды океанов и морей затопили понижения прибреж­ной суши. Возникли исходные береговые линии, характеризующие­ся сильной изрезанностью. Образование изрезанных берегов, назы­ваемых ингрессионными, может рассматриваться как начальная стадия развития современного берега. В дальнейшем абразионные процессы способствовали образованию уступов в высоких склонах мысов и постепенному их срезанию разрушительной работой волн. Одновременно в вершинах заливов возникают первые береговые аккумулятивные формы. Это стадия юности развития берега. Позд­нее мысы срезаются, а бухты (заливы) полностью отчленяются от моря аккумулятивными образованиями, берег становится выровнен­ным. Выравнивание береговой линии знаменует стадию зрелости берега. Дальнейшее развитие ведет к затуханию абразионного про­цесса. У мысов начинается аккумуляция. Сокращение поступления обломочного материала может привести к частичному размыву аккумулятивных форм, образовавшихся ранее в устьях бухт. Это стадия дряхлости, или старости.

Рассмотрим другой пример — формирование речной долины на поверхности, недавно освободившейся из-под ледникового покрова. На первых порах река имеет невыработанное русло, слабо вре­занное в подстилающие породы. В процессе развития русло посте­пенно врезается в подстилающие породы, но в его продольном про­филе еще остаются многочисленные неровности. Это стадия юности речной долины. Дальнейшее врезание ведет к выработке законо­мерного вогнутого продольного профиля, врезание русла по верти­кали сменяется размывом бортов долины. Наряду с руслом фор­мируется пойма. Речная долина вступает в стадию зрелости. В дальнейшем боковая эрозия приводит к расширению поймы, река блуждает в пределах этой поверхности, течение ее становится за­медленным, а русло чрезвычайно извилистым. Наступает стадия старости речной долины.

Следовательно, один из аспектов определения относительного возраста рельефа — это определение стадии его развития по ком­плексу характерных морфологических и динамических признаков.

Б. Понятие «относительный возраст рельефа» применяется так­же при изучении взаимоотношений одних форм с другими. В общем случае любая форма является более древней по отношению к тем, которые осложняют ее поверхность и сформировались в более позд­нее время. Так, в пределах Прикаспийской низменности широким распространением пользуется позднечетвертичная (хвалынская) морская равнина, которая после регрессии хвалынского моря в одних местах подверглась расчленению эрозионными процессами, в других — ее поверхность оказалась переработанной эоловыми процессами, сформировавшими разнообразные типы эолового рельефа. Следовательно, эрозионные (выработанные) и эоловые (аккумулятивные) формы рельефа являются вторичными (более мо­лодыми) по отношению к первичной (в данном случае хвалынской) морской равнине.

В. Определение относительного геологического возраста рельефа означает установление того геологического отрезка времени, когда рельеф приобрел черты, в основном аналогичные его современному облику. Если речь идет об аккумулятивных формах рельефа, то вопрос сводится к определению обычными геологическими метода­ми возраста слагающих эту форму отложений. Так, например, ал­лювиальные террасы, сложенные среднечетвертичными отложения­ми, имеют среднечетвертичный возраст; древние дюны, сложенные эоловыми плиоценовыми отложениями, имеют плиоценовый воз­раст и т. д.

Рис. 3. Определение возраста вырабо­танной формы рельефа (речной долины) методом возрастных рубежей:

1 — морские отложения неогенового возраста; 2 — ледниковые отложения раннечетвертичного возраста; 3 — современные аллювиальные отложения

Сложнее с определением возраста выработанных форм рельефа. К. К. Марков рекомендует следующие способы:

1. 
   Определение возраста по коррелятным отложениям. При образовании какой-либо выработанной формы рельефа, например оврага, в его устье накапливаются продукты разрушения пород,
   в которые врезается данный овраг, в виде аккумулятивной формы рельефа — конуса выноса. Определение геологическими методами возраста осадков, слагающих конус выноса, дает ключ и к опре­делению возраста выработанной формы, в данном случае — оврага.
   
2. 
   Метод возрастных рубежей. Его суть заключается в опреде­лении возраста двух горизонтов отложений, фиксирующих нижний верхний рубежи образования данной выработанной формы релье­фа. Поясним на примере (рис. 3).
   

3. Определение времени «фиксации» выработанного (денуда­ционного) рельефа. В ряде случаев выработанные (денудационные) поверхности бывают перекрыты (фиксированы) корой выветрива­ния. Определение палеонтологическими, палеоботаническими или другими методами возраста коры выветривания дает тем самым ответ на вопрос о возрасте денудационной поверхности.

4. Определение относительного геологического возраста рельефа путем прослеживания фациальных переходов. Этот метод может быть применен при решении задачи о возрасте тех аккумулятив­ных форм, которые сложены осадками, не содержащими палеонто­логических остатков. Прослеживая в пространстве данную пачку отложений до фациальной смены ее отложениями, содержащими палеонтологические остатки, устанавливают одновозрастность обе­их пачек осадков и, следовательно, одновозрастность образуемых ими форм рельефа. Так, например, можно установить возраст ал­лювиальной террасы, если ее удается проследить до перехода в прибрежноморские отложения, возраст которых определяется па­леонтологическим методом. Таким же образом можно в ряде слу­чаев определить возраст некоторых выработанных форм, напри­мер, путем прослеживания абразионной морской террасы до ее со­пряжения с аккумулятизной.

Абсолютный возраст рельефа. В последние десятилетия благо­даря развитию радиоизотопных методов исследования широко при­меняется определение возраста отложений и форм рельефа в абсо­лютных единицах — в годах. Зная период полураспада того или иного радиоизотопа и определяя соотношение его количества с его производным, получают достаточно надежный способ определения абсолютного возраста. В настоящее время широко используются для определения абсолютного возраста такие методы, как радио­углеродный, калий-аргоновый, фторовый, метод неравновесного урана и др., каждый из которых имеет свои пределы применимости. Абсолютный возраст древних отложений и форм рельефа определя­ется также с помощью палеомагнитного метода.

Итак, морфографическая и морфометрическая характеристика рельефа, установление его генезиса, возраста и истории развития — такова совокупность основных задач геоморфологического иссле­дования. Методы решения этих задач, разумеется, не исчерпыва­ются только теми, которые были кратко рассмотрены в этом раз­деле. В ходе дальнейшего изложения материала будут рассмотре­ны и более конкретные методы и приемы изучения рельефа.

ГЛАВА 4. ФАКТОРЫ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ

Как указывалось выше, исходным положением современной гео­морфологии является представление о том, что рельеф формиру­ется в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных про­цессов. Существует, кроме того, ряд факторов, которые непосред­ственно не участвуют в формировании рельефа, но влияют на его образование, определяя «набор» рельефообразующих процессов, лень интенсивности и пространственную локализацию воздействия тех или иных процессов. К числу таких факторов относятся вещественный состав пород, слагающих земную кору, геологические структуры, созданные тектоническими движениями прежних геоло­гических эпох, климатические условия и в определенной степени сам рельеф. Рассмотрим эти факторы несколько подробнее.

Известно, что земная кора сложена горными породами разного генезиса и разнообразного химического и минералогического соста­ва. Эти различия находят отражение в свойствах пород и, как следствие этого, в их устойчивости по отношению, к воздействию внешних сил. Различают породы более стойкие и менее стойкие, более податливые и менее податливые. В первом случае обычно имеют в виду стойкость пород по отношению к процессам выветри­вания, во втором — к воздействию на них текучих вод, ветра и дру­гих экзогенных сил.

Различные генетические группы горных пород по-разному реаги­руют на воздействие внешних сил. Так, осадочные горные породы являются довольно стойкими по отношению к выветриванию, но многие из них весьма податливы к разрушительной работе текучих вод и ветра (лёсс, пески, суглинки, глины, мергели, галечники и т. д.), а магматические и метаморфические породы оказываются стойкими или довольно стойкими по отношению к размыву текучи­ми водами, но сравнительно легко разрушаются под воздействием процессов выветривания. Объясняется это тем, что магматические и метаморфические породы образовались в глубине земли, в опре­деленной термодинамической обстановке и при определенном соот­ношении химических элементов. Оказавшись на поверхности Земли, они попадают в новые условия, становятся неустойчивыми в этих условиях и под воздействием различных процессов (окисления, гидратации, растворения, гидролиза и др.) начинают разрушаться. Интенсивность разрушения определяется как физико-химическими свойствами пород, так и конкретными физико-географическими (в первую очередь, климатическими) условиями, поскольку в раз­ных климатических зонах характер процессов выветривания и сно­са продуктов выветривания имеет свои специфические особен­ности.

Из числа кристаллических пород более стойки по отношению, например, к физическому выветриванию породы мономинеральные, мелко- и равномернозернистые, светлоокрашенные, с массивной текстурой. Так, гранит — порода полиминеральная, разрушается быстрее, чем кварцит — порода мономинеральная. Крупно- и неравномернозернистые граниты с более темной окраской в сходных ус­ловиях менее устойчивы, чем светлоокрашенные мелко- и равно­мернозернистые граниты. Гнейс — порода, сходная по структуре и минералогическому составу с гранитом, но имеющая иную структуру (параллельно-сланцеватую или тонкополосчатую), подвержена более быстрому разрушительному воздействию выветривания, чем гранит, характеризующийся массивной текстурой.

Основные и ультраосновные магматические породы при прочих равных условиях под воздействием выветривания разрушаются быстрее, чем породы кислые и средние.

Существенное влияние на интенсивность процессов физического выветривания оказывают такие свойства горных пород, как тепло­емкость и теплопроводность. Так, чем меньше теплопроводность, тем большие температурные различия возникают на соседних уча­стках породы при ее нагревании и охлаждении и, как следствие этого, большие внутренние напряжения, которые и способствуют более быстрому ее разрушению.

Большое морфологическое значение имеет степень проницае­мости горных пород для Дождевых и талых вод. Легко проницае­мые породы, поглощая воду, способствуют быстрому переводу по­верхностного стока в подземный. В результате участки, сложенные легко проницаемыми породами, характеризуются слабым развити­ем эрозионных форм, а склоны этих форм вследствие незначитель­ного смыва долгое время могут сохранять большую крутизну. На участках, сложенных слабопроницаемыми породами, создаются благоприятные условия для возникновения и развития эрозионных форм, для выполаживания их склонов. Залегание водоупорных пластов в основаниях крутых склонов долин рек, берегов озер и морей способствует развитию оползневых процессов и специфиче­ского рельефа, свойственного районам развития оползней. Прони­цаемость горных пород может быть обусловлена либо их строением (рыхлым — пески, галечники; пористым — известняки-ракушечники, различные туфы, пемза), либо их трещиноватостью (известняки, доломиты, магматические и метаморфические породы). Следует под­черкнуть, что трещиноватость горных пород, способствуя заложе­нию и развитию эрозионных форм, часто определяет рисунок гидро­графической сети в плане.

Громадное морфологическое значение имеет такое свойство гор­ных пород, как растворимость. К числу легко или относительно легкорастворимых пород относятся каменная соль, гипс, известня­ки, доломиты. В местах широкого развития этих пород формиру­ются особые морфологические комплексы, обусловленные так на­зываемыми карстовыми процессами.

Находит отражение в рельефе и такое свойство горных пород, как просадочность. Этим свойством, выражающимся в уменьше­нии объема породы при ее намокании, обладают лёссы и лёссовид­ные суглинки. В результате просадки в областях распространения этих пород обычно образуются неглубокие отрицательные формы рельефа.

Существует целый ряд других свойств, определяющих морфоло­гическое значение пород и степень их устойчивости к воздействию внешних сил. В конечном счете совокупность физических и хими­ческих свойств горных пород приводит к тому, что породы более стойкие образуют, как правило, положительные формы рельефа, менее стойкие — отрицательные. Следует еще раз подчеркнуть, что относительная стойкость породы зависит не только от ее свойств, обусловленных химическим и минералогическим составом. В зна­чительной мере она определяется условиями окружающей среды: одна и та же горная порода в одних условиях может выступать как стойкая, в других — как податливая. Поэтому, как справедливо от­мечает И. С. Щукин, если мы хотим учесть морфологическое зна­чение тех или других пород в формировании рельефа исследуемой территории, необходимо взвесить каждое из свойств и совокуп­ное их выражение в условиях конкретной физико-географической обстановки.

Горные породы с характерными для них свойствами находятся в земной коре в самых разнообразных условиях залегания и в раз­личных соотношениях друг с другом, определяя геологическую структуру того или иного участка литосферы. Благодаря избира­тельной (селективной) денудации, обусловленной свойствами гор­ных пород, под воздействием экзогенных процессов происходит препарировка геологических структур. В результате возникают формы рельефа, облик которых в значительной мере предопреде­лен структурами, поэтому такие формы рельефа называются струк­турными. Таким образом, свойства горных пород, их различная устойчивость по отношению к воздействию внешних сил находят отражение в рельефе через геологические структуры. В этом и за­ключается роль геологических структур как одного из важнейших факторов формирования рельефа.

Различные структуры обусловливают различные типы структур­но-денудационного рельефа, возникающего на месте их развития. Различия проявляются даже в том случае, когда структуры под­вергаются воздействию одного и того же комплекса внешних сил. Однако облик структурно-денудационного рельефа, размеры от­дельных структурных форм зависят не только от типа геологиче­ской структуры, но также от характера и интенсивности воздей­ствия внешних сил, от степени устойчивости слагающих структуру пластов, от мощности и, как следствие этого, частоты чередования пластов, сложенных породами различной стойкости. В случае лито-логической однородности толщ, слагающих структуры, последние находят слабое отражение в рельефе.

Рассмотрим некоторые типы геологических структур с точки зрения влияния их на облик структурно-денудационного рельефа.

Широким распространением пользуется горизонтальная струк­тура, свойственная верхнему структурному этажу платформ (плат­форменному чехлу), сложенному осадочными, реже вулканически­ми породами. Горизонтальным структурам в рельефе соответствуют плоские равнины и плато (плато Устюрт) или так называемые столовые страны (Тургайская столовая страна). При эрозионном расчленении столовых структур, в строении которых принимают участие стойкие породы, возникает плоскогорный тип рельефа. Такой рельеф характеризуется плоскими междуречьями (брониро­ванными стойкими пластами), которые резко переходят в крутые склоны речных долин и других эрозионных форм рельефа. Приме­ром этого типа рельефа может служить центральная часть Став­ропольской возвышенности. В условиях тектонического покоя и длительного воздействия эрозионно-денудационных процессов пло­скогорный рельеф может превратиться в рельеф островных столово-останцовых возвышенностей, в котором отрицательные

Рис. 4. Рельеф островных столово-останцовых возвышенностей