Файл: Любушкина.pdf

тектонические  движения,  залегание  пластов  горных  пород  и  активные  разрывные  нарушения,  чем 

равнинные  реки.  В  горах  по  отношению  к  простиранию  структур  и  горных  хребтов  выделяют 

продольные, поперечные и диагональные речные долины. 

Продольные  долины 

согласуются  с  тектоническим  планом  территорий,  облик  их  на  всем 

протяжении весьма однотипный (рис. 21). 

Синклинальные долины 

заложены по оси синклинальной 

складки.  Реки  многоводны,  по  склонам  многочисленны  выходы  подземных  вод,  оползни. 

Антиклинальные долины 

заложены в замке (вершине) антиклинальной складки, где часты трещины и 

обнажаются более податливые к разрушению породы. Реки маловодны. 

Моноклинальные долины. 

– 

это асимметричные долины, разделяющие куэстовые гряды и хребты. У них один склон согласуется с 

наклоном  бронирующих  пластов,  другой  –  эрозионного  происхождения,  созданный  врезающейся 

рекой. 

Сбросовые  долины 

совпадают  с  линиями  продольных  разломов.  Вдоль  них  нередко 

наблюдается  вертикальное  смещение  блоков.  В 

долинах-грабенах 

дно  соответствует  срединному 

опущенному блоку, склоны обычно ступенчатые. 

Поперечные  долины 

характерны  в  горах,  но  встречаются  и  на  равнинах.  Это  долины,  не 

согласованные  с  геологической  структурой  и  секущие  ее.  Выделяют  два  типа  поперечных  долин. 

Антецедентные  долины 

(лат. 

antecedens 

– 

предшествующий)  –  глубокие  узкие  сквозные  долины, 

прорезающие  поднимающиеся  горы  или  возвышенности  вкрест  их  простирания.  Они  образуются 

вследствие  интенсивной  эрозии  реки,  когда  она  успевает  «пропилить»  поднимающийся  хребет 

(например, реки Инд, Брахмапутра, пересекающие Гималаи). 

Эпигенетические долины 

– 

это долины, 

как  бы  наложенные  сверху  на  современную  земную  поверхность  вне  связи  с  геологической 

структурой  или  древним  рельефом.  Они  часто  образуются  на  участках,  сложенных  сверху 

маломощными рыхлыми осадочными породами, под которыми залегают твердые породы различного 

сложения.  Прорезая  чехол,  река  сохраняет  свой  плановый  рисунок,  не  считаясь  с  геологической 

структурой  или  ранее  существующим  рельефом,  пересекая  прежние  водоразделы.  Таковы  многие 

реки в области оледенения (например, река Москва в верхнем течении). 

Диагональные долины 

по морфологическому облику весьма изменчивы. В плане они имеют вид 

коленчатой ломаной кривой, распадаясь на участки продольного и поперечного течения рек. 

В устьях рек, впадающих в водоемы – океаны, моря и озера, формируются специфические формы 

рельефа  –  речные  дельты.  Как  правило,  они  состоят  из  скопления  низких  островов,  разделенных 

протоками, и подводных аккумулятивных образований. По сути, дельты являются речными конусами 

выноса,  однако  их  образование  и  развитие  происходит  на  фоне  взаимодействия  рек  с  процессами, 

протекающими в море или озере, и поэтому отличается большой сложностью. 

Основные факторы, влияющие на образование дельт, можно разделить на две группы: речные и 

морские.  К  речным  относятся  сток  и  уровни  воды  в  реке  и  их  внутригодовое  распределение, 

физические и химические свойства речной воды, тепловой сток, ледовый режим, крупность речных 

наносов, сток взвешенных и влекомых наносов, русловые процессы в реке, речная биота. 

Рис. 21. Тектонические типы продольных долин (по И. С. Щукину) 

Океан (море, озеро) влияет на формирование дельты через ветровое волнение, приливно-отливные 

и  сгонно-нагонные  движения  воды,  морские  течения,  физические  и  химические  свойства  морской 

воды, ледовый режим, крупность морских отложений, вдольбереговой поток наносов, морскую биоту. 

На формирование дельт, как и всех других форм рельефа, влияют также физико-географические 

условия:  климат,  литологическое  строение,  неотектонические  движения,  наличие  многолетней 

мерзлоты и т. п., а также история развития реки и побережья. 

Дельты  возникают  при  аккумуляции  влекомых  и  взвешенных  речных  наносов 

из-за 

резкого 

снижения скорости течения при впадении рек в другие водоемы. Сначала останавливаются наиболее 

крупные  –  влекомые  наносы,  образующие  в  руслах  осередки,  впоследствии  превращающиеся  в 

дельтовые  острова.  Взвешенные  наносы  выносятся  в  приемный  бассейн,  где  речные  воды 

смешиваются  с  морскими  (озерными)  и  осаждаются  там.  Часть  из  них  образует  внешнюю 

(мористую)  полосу  дельтовых  островов,  сложенных  наиболее  мелким  аллювием  и  имеющем  вид 

плавней. Другая часть вместе с морскими отложениями слагает устьевые бары – подводные валы и 

косы, окаймляющие дельту по ее внешнему краю. 

Формирование дельт происходит при постоянном противодействии речных и морских факторов. 

Первые способствуют выдвижению дельты как можно дальше в море (озеро) благодаря постоянному 

поступлению  из  реки  все  новых  и  новых  порций наносов.  Вторые,  наоборот,  препятствуют  этому: 

наносы 

с 

внешнего  (морского)  края  дельты  уносятся  морскими  вдольбереговыми  течениями, 

приливно-отливными  и  сгонно-нагонными  движениями  воды,  ветровым  волнением.  Достигнув 

морского  края  дельты,  речные  наносы  скатываются  по  ее  крутому  подводному  склону  вниз,  на 

глубокую часть шельфа или даже глубже – на материковый склон. 

Рис. 22. Типы речных устьев: А – эстуарии и дельты выполнения: 1 – эстуарий; 2 – дельта 

выполнения ингрессионных заливов; 3 – дельта выполнения лагун и лиманов (ветвящаяся). Б – 

дельты выдвижения: 1 – блокированная; 2 – клювовидная; 3 – лопастная (пальцевидная); 4 – 

дугообразная 

В  зависимости  от  конфигурации  берега,  соотношения  речных  и  морских  факторов  и  прочих 

физико-географических условий формируются разные типы речных устьев (рис. 22). Самым крайним 

случаем  является  отсутствие  дельты.  Это  происходит  при  очень  малом  стоке  наносов  в  реке, 

тектоническом погружении приморской части бассейна, сильных колебательных движениях воды в 

море  (озере),  препятствующих  накоплению  наносов.  В  таких  случаях  реки  впадают  в 

эстуарии 

– 

воронкообразные  морские  заливы,  лишенные  аккумулятивных  форм  рельефа  и  наполненные 

слабосоленой или совсем пресной водой. Примером могут служить залив Ла-Плата – эстуарий рек 

Парана и Уругвай, устье реки Тежу, устья рек северной части Кольского полуострова. 

Дельтовые  устья  представлены  двумя  морфологическими  группами: 

дельтами  выполнения 

и 

дельтами  выдвижения. 

Первые  образуются  в  морских  заливах,  возникших  в  результате 

предшествовавшей  ингрессии  (лат.  Ingression  –  вступление,  вхождение)  моря,  т.  е.  при  заполнении 

наносами  эстуариев.  Среди  них  в  зависимости  от характера  береговой  линии и количества  речных 

наносов можно выделить дельты выполнения ингрессионных заливов (устья Оби, Енисея) и дельты 

выполнения лагун (многорукавные ветвящиеся) (дельты Северной Двины, Печоры). К этому же типу 

относится дельта Нила. 

Дельты  выдвижения  встречаются  реже  именно  из-за  противодействия  им  морских  факторов. 

Блокированные  формы  образуются,  когда  выдвижению  дельты  препятствует  в  море  мощный 

вдольбереговой  поток  морских  наносов;  он  заставляет  реку  повернуть  в  направлении  своего 

движения  и  мешает  ее  соединению  с  морем,  выстраивая  между  ними  косу  из  морских  и  речных 

наносов  (дельты  Даугавы,  Вислы,  Сенегала).  При  ослабевании  вдоль  берегового  потока  наносов 

формируются  массивные  клювовидные  дельты  с  небольшим  количеством  проток  (дельты  Куры, 

Тибра, Эбро). Лопастная пальцевидная дельта весьма своеобразное устьевое образование, когда река, 

находясь  уже  в  море,  течет  в  окружении  узкой  полосы  насыпанных  ею  самой  прирусловых  валов. 

Такие  дельты  образуются  в  условиях  большого  стока  речных  наносов  и  относительно  спокойного 

моря  –  без  крупных  штормов,  приливов,  отливов  и  вдоль  береговых  течений  (дельты  Урала, 

Миссисипи).  При  большом  количестве  речных  наносов  и  спокойном  море  формируются 

дугообразные  дельты,  отличающиеся  наибольшим  количеством  проток,  островов,  баров  (дельты 

Волги, Селенги, Лены). 

Дельты  выполнения  (особенно  выполнения  заливов)  продолжают  выдвигаться  по  заливу. 

Остальные  дельты  находятся  в  состоянии  динамического  равновесия  между  речными  и  морскими 

процессами  дельтообразования.  Это  означает,  что  морской  край  дельты  может  периодически 

выдвигаться,  но  затем  вновь  размывается  морем,  главное  течение  реки  может  перемещаться  из 

одного рукава в другой, но в целом форма и площадь дельты сохраняется без изменений. 

Дельты крупных рек имеют очень большую площадь: дельта Лены – 32 000 км

2

, Волги – 11 000 

км

2

, Терека – 8900 км

2

, Дуная – 5640 км

2

. Дельты нельзя распахивать; они являются замечательными 

природными  заповедниками:  в  уникальных  субаквальных  ландшафтах  гнездится  большое  число 

редких  видов  птиц  и  водных  млекопитающих,  в  протоках  (гирлах,  ериках)  водятся  разнообразные 

рыбы. При соответствующем климате дельты могут использоваться для выращивания влаголюбивых 

культур, например риса (дельта реки Кубани). 

В семиаридном и аридном климате многие реки не доносят своих вод до приемных бассейнов (или 

других рек) – вода испаряется или разбирается на орошение раньше. В этих случаях формируются 

сухие  дельты  –  настоящие  речные  конусы  выноса.  Чаще  всего  сухие  дельты  встречаются  в 

предгорьях,  где  реки  аккумулируют  очень  много  принесенных  с  гор  наносов;  здесь  реки 

разветвляются  на  множество  рукавов,  постепенно  теряющих  воду  и  исчезающих.  К  таким  рекам 

относятся реки Центральной Азии – Теджен, Мургаб, Зеравшан, Чу, Тарим. Относительно недавно 

(во второй половине XX в.) стали почти сухими дельты двух рек, впадающих в Аральское море, – 

Амударьи  и  Сырдарьи:  сток  этих  рек  разбирается  на  орошение  выше  по  течению.  Именно  это  и 

привело к усыханию Аральского моря. 

Различные  формы  флювиального  рельефа  чаще  всего  встречаются  в  определенных  сочетаниях, 

которые  называют  комплексами  или 

типами  флювиального  рельефа. 

На  равнинах  характерны 

долинно-балочный 

и 

овражно-балочный  типы  рельефа. 

Первый  распространен  на  возвышенностях 

Приволжской, Общий Сырт, второй – на Среднерусской, Приволжской, Подольской возвышенностях, 

на Великих равнинах Северной Америки, на Лёссовом плато и плато Ордос в Китае и т. д. 

В  предгорьях  и  низкогорьях  при  моноклинальном  залегании  пластов  разной  стойкости 

формируется 

куэстовый  тип  рельефа. 

При  этом  наклонные  плато  или  низкогорья  глубоко 

расчленены  эрозионной  сетью,  а  речные  долины  имеют  резко  асимметричную  форму:  крутые  их 

борта обращены против простирания пластов, пологие – по простиранию. В качестве примера можно 

привести три куэсты Северного Кавказа: Лесистый хребет (высотой менее 1 км), Пастбищный (1,5 

км) и Скалистый (более 3 км) – или две куэсты Крыма: Внешняя гряда (до 300 м) и Внутренняя гряда 

(до  700  м)  с  разделяющими  их  асимметричными  речными  долинами.  Куэсты  могут  быть  и  на 

равнинах  с  наклонным  залеганием  пород  осадочного  чехла  (Лондонский  и  Парижский  бассейны). 

Немаловажную роль при образовании куэстовых гряд и хребтов, помимо моноклинального залегания 

пластов, играет разный состав, плотность и трещиноватость пород и соответственно избирательная 

денудация. Плотные породы (известняки и др.) являются бронирующими пластами, а глины, пески – 

менее стойкими и больше подверженными эрозионной работе рек. 

На  плато,  сложенных  чередующимися  твердыми  и  менее  стойкими  породами  и  расчлененных  в 

краевых  частях  реками,  возникает 

Пластово-ступенчатый  тип  рельефа 

(например,  рельеф 

Ставропольского плато). На плоскогорьях холмисто-останцовые или плоские междуречья чередуются 

с  узкими  глубокими  речными  долинами  –  это 

плоскогорный  тип  рельефа 

(он  распространен  на 

Среднесибирском плоскогорье, плоскогорье Месета и др.). 

В  горах  речные  долины  участвуют  в  создании  сложного 

эрозионно-денудационного 

горного 

рельефа. 

4.3. Ледниковые и водно-ледниковые формы рельефа 

Ледниковая и водно-ледниковая морфоскульптура, как современная, так и реликтовая, возникшая 

во время плейстоценовых оледенений, распространена в горах, а также на севере равнин Евразии и 

Северной  Америки.  Ледники  способны  производить  денудационную  и  аккумулятивную  работу. 

Соответственно  выделяют 

экзарационную 

и  ледниковую  аккумулятивную  морфоскульптуру.  С 

талыми  ледниковыми  водами  связано  образование 

водно-ледниковых, 

преимущественно 

аккумулятивных форм рельефа. 

Формы  современного  и  плейстоценового  горно-ледникового  рельефа. 

В  горах  преобладают 

экзарационные 

и 

нивально-экзарационные формы 

рельефа (лат. 

nivalis 

– 

снежный): кары, скалистые 

гребни с пиками-карлингами, троговые долины. 

Кары 

– 

вогнутые  формы  рельефа  на  склонах  гор  в  виде  амфитеатра  с  почти  отвесной  задней 

стенкой,  более  или  менее  крутыми  боковыми  склонами,  полувогнутым  днищем  и  скалистым 

порогом-ригелем в устьевой части (рис. 23). Высота задней стенки 200–300 м, ширина – 1–2 км. У 

деятельных  каров,  которые  располагаются  чуть  выше  снеговой  линии,  дно  заполнено  фирном  и 

снегом. Образование кара начинается со стадии снежника в небольшом углублении на склоне горы, 

который  не  успел  растаять  за  лето.  В  следующие  годы  идет  накопление  снега,  его  фирнизация  и 

превращение в лед. Одновременно происходит морозное выветривание на границе льда со стенками 

и на днище. Летом в дневные часы снег и фирн подтаивают, вода проникает в трещины пород днища, 

ночью замерзает и разрушает их. Днем продукты выветривания выносятся ручейками талой воды из-

под  снега  и  перемещаются  вместе  со  льдом,  сползающим  из  кара.  В  результате  кар  углубляется, 

вгрызаясь в склон, и расширяется. Крупные  кары называются 

цирками. 

Кары и цирки – нивально-

гляциальные формы рельефа. Они чаще образуются на теневых склонах гор, где дольше сохраняются 

снежники,  на  подветренных  защищенных  склонах,  где  снег  аккумулируется,  а  не  сдувается,  и  в 

трещиноватых  породах.  Недеятельные  кары  –  цирки  располагаются  ниже  современной  снеговой 

границы. Морфологически  они  выражены хуже  за  счет  последующей  денудации  и  часто засыпаны 

обломочным  материалом  (на  Кавказе  их  называют  полянами)  или  заняты  мелкими  озерами.  Кары 

могут  иметь  несколько  ярусов  на  склонах  гор,  образуя  так  называемые 

каровые  лестницы. 

Это 

доказательство множественности оледенений и разной высоты снеговой линии в горах. 

При расположении каров-цирков на противоположных склонах хребтов, постепенном отступании 

вглубь  и  сближении  их  задних  стенок  между  ними  создаются  зубчатые 

скалистые  гребни, 

увенчанные  остроконечными  пирамидальными  вершинами  – 

карлингами 

(гора  Маттерхорн  в 

Альпах). 

Троги 

– 

эрозионно-ледниковые долины в горах (нем. 

Trog 

– 

корыто), т. е. бывшие речные долины, 

обработанные ледником, – расширенные, спрямленные, со своеобразным поперечным и продольным 

профилем. Троги имеют корытообразный поперечный профиль с широким пологовогнутым дном и 

крутыми бортами, выше перегибов которых расположены площадки, слабо наклоненные в сторону 

долины, – 

плечи трога 

(рис. 24). Они являются остатками днищ старых трогов, сохранившихся от 

предшествующих  стадий  оледенения.  В  долинах  может  быть  несколько  пар  плеч,  причем  самые 

верхние из них – наиболее древние. Плечи трога вверху ограничены бороздой сглаживания, которая 

фиксирует  границу  заполнения  долины  ледником.  Выше  ее  склоны  неровные,  не  обработанные 

ледником.  Продольный  профиль  троговых  долин  имеет  ступенчатый  характер  за  счет  чередования 

пологих  и  крутых  участков,  а  иногда  даже  имеющих  обратное  падение.  Кроме  того,  на  днище 

наблюдаются  поперечные  асимметричные  скалистые  пороги  – 

ригели 

(нем. 

Riegel 

– 

преграда), 

которые  образуются  или  при  переуглублении  долины  вследствие  усиленной  выпахивающей 

деятельности  ледника  перед  препятствием,  или  на  месте  трещиноватых  пород.  Углубления  – 

котловины создаются и в местах сужения долины из-за увеличения мощности ледника и его давления 

на ложе. В плане троговые долины имеют сравнительно спрямленные очертания. Боковые троговые 

долины,  в  отличие  от  речных,  являются  висячими  по  отношению  к  главной  долине,  образуя  в  ее 

борту крутой уступ высотой 300 – 500 м – устьевую ступень. Она возникает либо за счет меньшей 

мощности и экзарации боковых ледников, либо нижние части боковых трогов оказались срезанными 

мощным основным ледником. Современные реки, текущие по боковым троговым долинам, образуют 

в  устьях  водопады  (например,  Йосемитский  водопад  на  реке  Иосемити-Крик  в  Скалистых  горах 

США). 

Кары-цирки,  скалистые  гребни  и  карлинги,  а  также  троги  типичны  в  горах,  охваченных 

современным и плейстоценовым.и оледенениями. Этот комплекс форм получил название 

альпийского 

рельефа 

(рис. 25). Он встречается в горах разной высоты, как в молодых, так и в возрожденных, если 

их вершины лежат выше снеговой границы. Но у возрожденных гор наряду с альпийским рельефом 

обычно сохраняются фрагменты поверхностей выравнивания. 

Рис. 23. Продольный разрез кара 

и карового ледника (по Р. 

Грэсвеллу) 

Рис. 24. Поперечный профиль 

троговой ледниковой долины 

(трога) 

Рис. 25. Альпийский рельеф 

Аккумулятивные  ледниковые  формы  рельефа  в  горах  встречаются  реже.  К  немногим  из  них 

относятся поперечные 

конечно-моренные валы, 

фиксирующие максимальное продвижение ледника и 

стадии его отступания. Они служат естественными плотинами подпрудных концевых моренных озер 

(Комо,  Гарда  в  Альпах).  Специфичными  небольшими  недолговечными  формами  рельефа  являются 

земляные  пирамиды 

высотой  8–10  м  –  конусы  из  моренного  материала,  увенчанные  крупным 

валуном. 

В  предгорьях,  у  краев  бывших  ледников,  большие  площади  занимают 

зандровые  равнины 

(исл. 

sand 

– 

песок),  возникающие  за  счет  отложения  песков  с  галькой  и  гравием  из  потоков  талых 

ледниковых вод. Вверх по троговым долинам они обычно переходят во 

флювиогляциальные террасы 

вдоль рек, которые привязаны к стадиальным конечно-моренным валам. 

Рельеф областей покровного плейстоценового оледенения на равнинах. 

В четвертичное время 

огромные  пространства  равнин  на  севере  Евразии  (особенно  Европы)  и  Северной  Америки 

неоднократно  покрывались  ледниками.  На  рисунке  26  показано  распространение  максимального 

среднечетвертичного  оледенения:  днепровского  на  территории  Восточной  Европы,  самаровского  в 

Западной  Сибири,  Иллинойс  в  Северной  Америке.  Однако  на  формирование  моренного 

аккумулятивного рельефа, сохранившегося до сих пор, наибольшее влияние оказали предпоследнее 

московское  оледенение  (130–1  10  тыс.  лет  назад)  и  последнее  валдайское  оледенение,  ранняя  – 

калининская стадия которого длилась с 70 до 50 тыс. лет назад, а поздняя – осташковская – с 23 до 10 

тыс.  лет  назад  (см.  рис.  138).  На  территориях  за  их  пределами,  испытывавших  более  ранние 

оледенения, осталась морена, которая является свидетелем ледниковых покровов, но специфического 

ледникового рельефа там не сохранилось – он переработан последующими эрозионными и другими 

денудационными процессами. 

В  области  позднеплейстоценового  оледенения  (валдайского  на  Восточно-Европейской  равнине, 

вюрмско-вислинского в Западной Европе, висконсинского в Северной Америке)наблюдается четкая 

зональность геоморфологических процессов и реликтовой ледниковой морфоскульптуры: в центрах 

оледенений,  где  ледник  формировался  и  откуда  он  растекался,  преобладала  ледниковая  денудация 

(экзарация), на периферии ледников происходила аккумуляция принесенного ледником материала, а 

вдоль края ледников возникли водно-ледниковые равнины. 

Зона преобладающей ледниковой экзарации 

на равнинах Европы совпадает с Балтийским щитом. В 

Северной Америке ледник формировался в основном в пределах Лаврентийского (Канадского) щита, 

где обнажаются кристаллические породы.