Об'єм та інтенсивність тренувальних навантажень. Дивитись що таке "Спрямованість особистості" в інших словниках

Для опису всього різноманіття дійсності будь-яка мова потребує виразу тривалості, інтенсивності та спрямованості. Для SAE та багатьох інших мовних систем характерно опис цих понять метафорично. Метафори, що застосовуються у своїй, - це метафори просторової протяжності, тобто. розміру, числа (множинність), положення, форми та руху. Ми висловлюємо тривалість, словами: long "довгий", short "короткий". great "великий", much "багато", quick "швидкий", slow "повільний" і т.д., інтенсивність- словами: large "великий", much "багато", heavy "важко", light "легко", high "високо", 1оw "низько", sharp "гострий", faint "слабкий" і т.д.; спрямованість- словами: може "більше", increase "збільшуватися", grow "рости", turn "перетворюватися", get "ставати", аррroаhh "наближатися", go "йти", come "приходити", rise "підніматися", fall " падати", stop "зупинятися", smooth "гладкий", even "рівний" , rapid "швидкий", slow "повільний" і т.д. Можна скласти майже нескінченний список метафор, які ми навряд чи усвідомлюємо як такі, оскільки вони є єдино доступними лінгвістичними засобами. Неметафоричні засоби вираження даних понять, так само як еаг1у "рано", late "пізно", soon "скоро", lastilig "тривалий", intense "напружений", vегу "дуже", настільки нечисленний, що жодною мірою не можуть бути достатніми.

Ясно, яким чином створилося таке становище. Воно є частиною всієї нашої системи - об'єктивізації - уявного уявлення якостей і потенцій як просторових, хоча вони є насправді просторовими (наскільки це відчувається нашими почуттями). Значення іменників (SAE), відштовхуючись від назв фізичних тіл, веде до позначень зовсім іншого характеру. А оскільки фізичні тіла та їх форма у видимому просторі позначаються термінами, що належать до форми та розміру, і обчислюються різного роду числівниками, то такі способи позначення та обчислення переходять у символи, позбавлені просторового значення і припускають уявний простір. Фізичні явища: move "рухатися", stop "зупинятися", rise "підніматися", sink "опускатися", approach "наближатися" і т.д. - у видимому цілком відповідають, на нашу думку, їхнім позначенням у уявному просторі. Це зайшло так далеко, що ми постійно звертаємось до метафор, навіть коли говоримо про найпростіші непросторові ситуації. Я "схоплюю" "нитку" міркувань мого співрозмовника, але якщо їхній "рівень" занадто "високий", моя увага може "розсіятися" і "втратити зв'язок" з їхньою "перебігом", так що, коли він "підходить" до кінцевого " пункту", ми розходимося вже "широко" і наші "погляди" так "відстоять" один від одного, що "речі", про які він говорить, "представляються" "дуже" умовними або навіть "нагромадженням" нісенітниці.

Вражає повна відсутність такого роду метафор у хопі. Вживання слів, що виражають просторові відносини, коли таких відносин насправді немає, просто неможливо в хопі, на них у цьому випадку накладено абсолютну заборону. Це стає зрозумілим, якщо взяти до уваги, що у мові хопі існують численні граматичні та лексичні засоби для опису тривалості, інтенсивності та напрямкияк таких, а граматичні закони у ньому не пристосовані щодо аналогій з мислимим простором. Численні види дієсліввисловлюють тривалість та спрямованістьтих чи інших дій, у той час як деякі форми застав виражають інтенсивність, спрямованість і тривалість причин та факторів, що викликають ці дії Далі, особлива частина мови інтенсифікатор(thetensors) - численний клас слів - виражає лише інтенсивність, спрямованість, тривалість і послідовність. Основна функція цієї частини мови - виражати ступінь інтенсивності, "силу", а також і те, в якому стані вони знаходяться і як видозмінюються: таким чином, загальне поняття інтенсивності, що розглядається з погляду постійної зміни, з одного боку, і безперервності - з інший, включає також і поняття спрямованості і тривалості. Ці особливі тимчасові форми - інтенсифікатори - вказують на відмінності в ступеня, швидкості, безперервності, повторюваності, збільшенні та зменшенні інтенсивності, прямої послідовності, послідовності перерваної деяким інтервалом часу і т.д., а також на якостіНапруженість, що ми висловили б метафорично за допомогою таких слів, як smooth "гладкий", even "рівний", hard "твердий", rough "грубий". Вражає повну відсутність у цих формах подібності зі словами, що виражають реальні відносини простору та руху, які для нас означають те саме. Вони майже немає слідів безпосередньої деривації від просторових термінів.

Таким чином, хоча хопі при розгляді форм його іменників здається гранично конкретною мовою, у формах інтенсифікаторів він досягає такої абстрактності, що вона майже перевищує наше розуміння.

Екзаменаційний матеріал

Білет №6.

1.Районування – основний метод географічних досліджень: що таке район, основні фактори формування районів, значення районування, ознаки районування та види районів.

2.Дослідження видів районування територій Росії.

Білет №7.

1. Адміністративно-територіальний устрій Росії: що таке адміністративно-територіальний поділ та його основні функції, федерація, суб'єкти федерації та принципи їх виділення, федеральні округи.

2. Встановити склад федеральних округів Росії.

Білет №8.

1. Природні умови та ресурси Росії: що таке природні умови та природні

ресурси, види природних ресурсів

2.0цінка природних умов та ресурсів природного району Росії.

Білет №9.

1. Рельєф Росії: основні риси, гори та рівнини.

2. Встановити залежність поширення найбільших форм рельєфу від особливостей будови земної кори.

Білет №10.

1. Мінеральні ресурси Росії та їх використання: розміщення корисних копалин Росії, види мінеральних ресурсів з агрегатного стану та промислового використання, позиції Росії у світі за вартістю та запасами корисних копалин.

2. Дослідити особливості розміщення мінеральних ресурсів Росії.

Білет №11.

1. Земна кора і людина: вплив земної кори і які у ній геологічних процесів життя і господарську діяльність людей; вплив господарську діяльність людини поверхню земної кори та будову її верхню частину.

2. Дослідити особливості прояву внутрішніх сил Землі біля Росії.

Білет №12.

1. Клімат Росії: фактори, що впливають формування клімату Росії, вплив географічного розташування та значних відмінностей у величині сумарної сонячної радіації на температуру повітря та інтенсивність природних процесів між північними та південними районами країни.

2.Проаналізувати розподіл сумарної сонячної радіації та радіаційного балансу на території Росії

Білет №13.

1. Клімат Росії: вплив особливостей рельєфу на клімат Росії, типи повітряних мас біля Росії та його вплив на клімат різних частин країни, Азіатський максимум та її вплив біля Росії.

2.Визначити типи клімату за описом та встановити за кліматограмами місто (географічний об'єкт), розташований у цьому типі клімату

Білет №14.

1. Клімат Росії: розподіл температур повітря, атмосферних опадів та зволоження на території Росії.

2.Встановить риси подібності та відмінності у розподілі літніх і зимових температур повітря та виявити особливості зволоження у різних частинах території Росії.

Білет №15.

1. Кліматичні пояси та області: показники відмінності та основні риси клімату кліматичних поясів та областей Росії.

2. Аналіз основних показників типів кліматів Росії.

Білет №16.

1. Атмосферні фронти, циклони та антициклони: як виникають та впливають на погоду.

2.Визначити тип погоди за характерними ознаками.

Білет №17.

4.Вкажіть суб'єкти Російської федерації з найбільшим природним приростом населення. З чим це пов'язано?

Білет №24.

2.Дослідіть особливості статево піраміди Росії (див. атлас стор 22).

«Помічник»

1.Как на сучасній статево піраміді відбиті сліди великих соціальних потрясінь, пережитих Росією в XX столітті?

2.Визначте, у яких вікових групах населення спостерігається найбільше перевищення жінок над чоловіками?

3.Яку частину населення країни складають чоловіки та жінки? У чому причини порушення співвідношення статей?

Білет №25.

2. Досліджуйте особливості етнічного та мовного та релігійного складу населення європейської частини Росії (див. атлас стор 24-25).

«Помічник»

1.Визначте, які народи населяють європейську частину Росії? До яких мовних сімей та груп вони належать?

2. Які народи, що проживають тут, належать до найбільших (більше 1 млн. осіб)? Визначте багатонаціональні райони європейської частини Росії.

4.В яких суб'єктах цієї частини Російської Федерації переважають корінні народи?

5. Які мовні сім'ї та групи найбільші, а які найменші?

б. Визначте які релігії сповідує населення європейської частини Росії? Яка з них найпоширеніша серед віруючих?

7.Встановіть основні райони поширення мусульманства та буддизму - ламаїзму та народи, які сповідують ці релігії.

8.Чим пояснити різноманіття народів, мов та релігій європейської частини Росії?

Білет №26.

2.Дослідіть зміни щільності населення межах Основної зони розселення Росії (див. атлас стор.22-23).

«Помічник»

1.Визначте райони країни з найбільшою густиною населення.

2.Встановіть величину переважної густини населення у європейській частині країни. Де вона максимальна та мінімальна?

З. Як змінюються показники щільності населення на території між Тюменню та Іркутськом?

4. Яка густота населення переважає на ділянці від Улан-Уде до Владивостока?

5.Порівняйте карти «Сприятливість природних умов для життя людей» та

«Розміщення населення» та сформулюйте висновок.

Білет №27.

2. Досліджуйте особливості розміщення міст біля Росії (див. атлас стор.22-

«Помічник»

1.Визначте, у якій із частин Росії (європейської чи азіатської) більше міст?

2.Порахуйте кількість міст-мільйонерів, найбільших і великих міст у європейській та азіатській частинах Росії та сформулюйте висновок.

3.Встановіть, як співвідноситься кількість міст із населенням понад 500 тис. осіб із Основною зоною розселення та сприятливістю природних умов для життя людей.

4.Визначте, як змінювалася сучасна чисельність міського населення Росії? З чим це пов'язано?

Білет №28.

2. Досліджуйте географічні розбіжності у міграційному зростанні (убутку) населення біля Росії (див. атлас стор.25).

«Помічник»

1.Визначте суб'єкти Російської Федерації з максимальним коефіцієнтом міграційного приросту.

2.Встановіть суб'єкти Російської Федерації з міграційним убутком.

З. Сформулюйте обґрунтований висновок причин сучасних міграційних потоках біля Росії.

Розглянуто на Методичному об'єднанні та рекомендовано для проведення іспиту з географії «Росія: природа, населення, господарство», 8 клас.

Головна роль формуванні основних рис сучасного рельєфу ендогенного походження належить новітнім тектонічним рухам, під якими розуміється рухи що мали місце в неоген-четвертинний час, і створили рельєф, що спостерігається.

1) Так областям зі слабовираженими“+” тектонічними рухами у рельєфі відповідають рівнини, невисокі плато та плоскогір'я з тонким чохлом четвертинних відкладень:Західно-Сибірська рівнина, плато Устюрт, Середньосибірське плоскогір'я.

2) Областями інтенсивнихТектонічні занурення, як правило, відповідають низовинні рівнини з потужною товщею опадів неоген-четвертичного віку: Прикаспійська низовина.

3) областям інтенсивних, Здебільшого “+” тектонічних рухів відповідають гори: Кавказ, Памір, Тянь-Шань.

Отже, рельєфоутворююча роль нових тектонічних рухів виявилася насамперед у деформації поверхні, у створенні “ + ” та “ - ” форм рельєфу різного порядку. Через диференціацію топографічної поверхні, нові тектонічні рухи контролюють розташування на поверхні землі областей зносу та акумуляції, і як наслідок цього областей з переважанням денудаційного (виробленого) та акумулятивного рельєфу. Швидкість, амплітуда і контрастність нових рухів істотно впливають інтенсивність прояви екзогенних процесів і знаходять свій відбиток і морфометрії рельєфу.

Вид сучасного рельєфу геологічних структур залежить від типу та характеру неотектонічних рухів, літології складової їх породи та фізико-географічних умов. Одні структури знаходять прямевідображення у рельєфі, дома інших формуються навернений рельєф, на місці третіх – різні типи перехіднихформ від прямого рельєфу до зверненому. Різноманітність співвідношень між рельєфом та геологічними структурами особливо характерна для дрібних структур, великі структури, як правило, знаходять пряме вираження у рельєфі.

У досі високих гір майже був, оскільки був активізації. Аналіз нових рухів йде виходячи з рельєфу. Методи вивчення нового геоморфологічного рельєфу. Чинний метод – вивчення деформації геоморфологічних рівнів поверхні вирівнювання. Приклад: відбувається тектонічна деформація і різні частини піднялися/опустилися на різні висоти. Вивчаючи перекіс тераси, можна виявити ізостатичний рух.

Залежно від співвідношення швидкостей тектонічних рухів (Т) та денудаційних процесів (Д) рельєф може розвиватисяза висхідним і низхідним типом:

1) Якщо Т > Д, рельєф розвивається за висхідному типу. У цьому випадку збільшуються абсолютні території, що зазнають підняття.

2) Якщо Т< Д, рельеф развивается по низхідного типу. Зменшуються абсолютні та відносні висоти, схил викладається.

Кінець роботи -

Ця тема належить розділу:

Предмет геоморфології. Уявлення про речовинність рельєфу земної поверхні

Предмет геоморфології геоморфологія.. проблема елементаризації.

Якщо Вам потрібний додатковий матеріал на цю тему, або Ви не знайшли те, що шукали, рекомендуємо скористатися пошуком по нашій базі робіт:

Що робитимемо з отриманим матеріалом:

Якщо цей матеріал виявився корисним для Вас, Ви можете зберегти його на свою сторінку в соціальних мережах:

Твітнути

Всі теми цього розділу:

Предмет геоморфології

Геоморфологія як самостійна наука
Геоморфологія – наука про будову, походження, історію та сучасну динаміку рельєфу земної поверхні → об'єктом вивчення геоморфології є рельєф. Тобто. сукупність

Взаємозв'язки з іншими науками
Рельєф є поверхнею розділу та поверхнею взаємодії різних оболонок земної кулі (літосфери, атмосфери, гідросфери та біосфери). Тому найбільш плідним вивченням рельєфу є і

Місце та значення вчення про морфологію рельєфу земної поверхні в геоморфології. Морфодинамічна концепція
Геоморфологія вивчає: 1) Зовнішній вигляд (опис). 2) Генеза. 3) Історію розвитку. 4) Динаміку. Геоморфологія, як і інші науки,

Дискретність та континуальність
Рельєф є дискретною освітою - уривчастою. Тобто. складається і

Морфологічна система. Систематика елементів земної поверхні
Систематика елементів рельєфу – формалізована модель, що універсально відображає рельєф земної поверхні. У ньому розглядається рельєф загалом, тобто. без відносності. І все його

По відносному висотному положенню
А) На верхах. L1,0. Б) На схилах. L5,6. В) на нижній частині. L2,0. Верхні шари ініціальні - з них йде знос. Вони постачають матеріал – L1,0. Схилові елементи – транзі

Виділення та відображення елементів земної поверхні на статичних геоморфологічних моделях
Значення структурних ліній та елементарних поверхонь. Значення точок не велике, важливі лінії та елементарні поверхні. Елементарна поверхня - якийсь відносник

Аналіз вертикального положення елементів та форм земної поверхні
Планетарні мега та макро форми відрізняються не тільки розміром площі, але й

Морфометричні дослідження у геоморфології
Часто розглядають як частину морфологічного аналізу. На цьому етапі вивчення рельєфу відбувається лише збирання фактів. Відмінності морфометричного та морфологічного дослідження

Значення
Морфометричні та морфологічні характеристики рельєфу мають велике прикладне значення. Без знання цих характеристик немислимо будівництво будівель, прокладання трас залізниць та шосейних доріг

Генеза рельєфу. Ендогенні та екзогенні процеси
Головне вихідне положення сучасної геоморфології - уявлення про те, що рельєф формується в результаті взаємодії ендогенних та екзогенних

Вік рельєфу та його визначення
Важливим завданням геоморфології є з'ясування віку рельєфу. Визначення рельєфу – визначення віку форми загалом, коли вона набула, ці риси й до сьогодні

Уявлення про морфоструктури морфоскульптури
Введені в експлуатацію в середині минулого століття академіком Герасимовим. Тепер цим терміном користуються географи та ґрунтознавці.

Тектонічні рухи та їх рельєфоутворююча роль
Ендогенні процеси зумовлюють різні типи тектонічних рухів та пов'язані з ними деформації земної кори. Вони є причиною землетрусів, інтрузивного та ефузивного

Складчасті (плікативні) тектонічні дислокації та їх прояв у рельєфі
До елементарних видів складок, незалежно від походження, є антикліналі та синкліналі. У найпростішому випадку антикліналі

Розривні (диз'юнктивні) тектонічні дислокації та їх прояв у рельєфі
Розривні порушення (диз'юнктивні дислокації) – це різні тектонічні порушення суцільності гірських порід, які часто супроводжуються переміщенням

Глибинні розриви (до верхньої мантії)
Найбільші розривні порушення, що розповсюджуються на велику глибину, аж до верхньої мантії та мають значну глибину та ширину – називаються глибинними розломами. Глибинний раз

Основні структурні елементи земної кори та літосфери та планетарні форми рельєфу
Найбільші форми рельєфу - планетарні - зобов'язані своїм походженням внутрішнім силам землі, що лежать в основі утворення різних типів земної

Тектоніка літосферних плит
Різні дослідники виділяють різні типи тектонічних рухів. Підсумовуючи сучасні уявлення про тектогенез з переважання напрямку можна виділити два типи тектонічних

Материки. Основні закономірності їх геологічної будови та рельєфу
Материк (континент), великий масив земної кори, більшість якого виступає над рівнем Світового океану, а периферія перебуває нижче рівня (див. Підводна

Будова

Будова
Платформи одні з основних глибинних структур земної кори, що характеризується малою інтенсивністю тектонічних рухів, магматичної діяльності та плоским рельєфом. Платформи протиставляються

Мегарельєф рухомих поясів материків (орогенів)
Виділяють два типи рухомих поясів материків: 1) Епігеосинклінальні - представлені гірським рельєфом суші, що сформувався в альпі

Уявлення про геосинкліналі
У межах материків виділяють відносно стійкі (стабільніші) області, що отримали назву платформ, і області (пояси),

Мегарельєф внутрішньоматерикових геосинклінальних поясів
Геосинкліналь - (геосинклінальний пояс), довгий (десятки та сотні кілометрів) щодо вузький і глибокий прогин земної кори, що виникає на дні

Мегарельєф епіплатформних гірських поясів
Платформи – основні елементи структури материків, які на відміну від геосинкліналей характеризуються спокійнішим тектонічним режимом, менш інтенсивністю прояву магма

Мегарельєф перехідних зон активного типу (окраїнно-континентальних геосинклінальних поясів)
Під сучасними перехідними або геосинклінальними областями ми розуміємо області сучасного гороутворення, що протікає на стику материків та океанів.

Мегарельєф підводних околиць материків (перехідних зон пасивного типу)
Підводна окраїна материка - периферична частина материка, перекрита водами океану і є геологічною будовою і рельєфом продовження прилягання

Мегарельєф ложа океану
Ложу океану притаманний океанічний тип земної кори, що відрізняється малою потужністю (5 – 10 км) та відсутністю гранітного шару. Ложе океану відповідає у структурному відношенні оке

Горбиста абісальна рівнина
Вони розвинені у всіх океанах. Горбисті менш вирівняні. Висота пагорбів – сотні метрів. Швидше за все – це колишні вулкани. Горбисті рівнини переважають у Тихому океані, а плоскі – в Атлантич

Рельєф серединно-океанічних хребтів
Серединно-океанічні хребти морфологічно представляють соб

Уявлення про геоморфологічний етап у геологічній історії землі
Це поняття запроваджено Герасимовим. I) Новий етап - 30 млн. років – у формах. II) Геоморфологічне

Він складається з трьох макроциклів.
1) Мезозойський, ранній мезозой. Лавразія та Гондвана об'єдналися у єдиний материк – Пангею. Існувала глобальна поверхня вирівнювання – мезозойський пенеплен (т

Уявлення про поверхні вирівнювання. Генезис поверхонь вирівнювання
Поверхня вирівнювання - вирівняні поверхні (в горах і на рівнинах) різного генези (денудаційного та акумулятивного), що сформувалися в умовах

Вільям Девіс запропонував реалізацію циклу у різних умовах
а) Ерозійна (флювіальна). б) Аридний (висока температура і мала кількість опадів). в) Гляціальний (льодовик) 1) Також Девіс запропонував

Флювіальні процеси та форми рельєфу. Тимчасові водотоки та форми рельєфу, що створюються ними.
Поверхневі плинні води – один з найважливіших факторів перетворення рельєфу Землі. Сукупність геоморфологічних процесів, що здійснюються текучими водами,

Флювіальні процеси та форми рельєфу. Постійні водотоки (річки) і форми рельєфу, що створюються ними.
Поверхневі плинні води – один з найважливіших факторів перетворення рельєфу Землі. Сукупність геоморфологічних процесів, що здійснюються

Морфологічні типи річкових долин. Асиметрія долин
Морфологія річкових долин визначається геологічними та фізико-географічними умовами місцевості, що перетинається рікою, історією розвитку долини. Долини з морфології поперечного проф

Долинна (річкова мережа). Визначення порядків долин (річок)
Сукупність річкових долин у межах певної території називається річковою чи долинною мережею. Сукупність водотоку

Гляціальні процеси та форми рельєфу. Форми гірничо-льодовикового рельєфу
Гляціальні рельєфоутворюючі процеси зумовлені діяльністю льоду. Обов'язковою умовою у розвиток таких процесів є заледеніння, тобто. тривалий

Способи утворення льоду

Форми гірничо-льодовикового рельєфу
Утворення гірського льодовика починається з формування сніжника чи фірнової плями. Йде процес нівації або руйнування схилу під впливом снігу та льоду, що супроводжується виносом

Гляціальні процеси та форми рельєфу.
Гляціальні рельєфоутворюючі процеси зумовлені діяльністю льоду. Обов'язковою умовою розвитку таких процесів є заледеніння, тобто. тривале існування м

Способи утворення льоду
1) Замерзла вода (суші чи океану). 2) Метаморфізація снігу (сніг перетворюється на фірн, а потім у глетчерний лід). Льодовик – стійке в часі накопичення

Покривне заледеніння та форми рельєфу
Покривні льодовики, на відміну гірських, займають цілі острови та континенти. Внаслідок великої потужності понад 3-4 км на їх поширення та характер поверхні підльодовиковий рел

Рельєф областей покривного четвертинного заледеніння
Існує 2 види льодовика: 1) Гірський. Займає негативні елементи рельєфу у горах. Рух льоду відбувається під дією

Покривне заледеніння та форми рельєфу
Покривні льодовики, на відміну від гірських, займають цілі острови та континенти

Схили та схилові процеси
Схил – (ділянка земної поверхні з нахилом > 2о), ділянка земної поверхні, що володіє нахилом, величина якого досить велика, щоб визначити

Карст та карстові форми рельєфу
Карст – сукупність спеціальних форм рельєфу та особливостей наземної та підземної гідрографії, властивої деяким областям, складеним розчиненими гірськими порами.

Поверхневі карстові форми рельєфу
1) Після дощу талі води, стікаючи по поверхні вапняку, роз'їдають стінки і тріщини. В результаті утворюється мікрорельєф каррів та шраттів, -

Підземний карст
Карстова печера - заснована форма рельєфу пов'язана з діяльністю підземних

Характеристика спрямованості особистості

Спрямованість особистості - це сукупність стійких мотивів, поглядів, переконань, потреб та устремлінь, що орієнтують людину на певні поведінку та діяльність, досягнення щодо складних життєвих цілей. Спрямованість завжди соціально обумовлена ​​і формується в онтогенезі в процесі навчання та виховання, постає як властивість особистості, що виявляється у світоглядній, професійній спрямованості, у діяльності, пов'язаній з особистим захопленням, заняттям чимось у вільний від основної діяльності час. У всіх цих видах людської активності спрямованість проявляється в особливостях інтересів особистості: цілях, які ставить собі людина, потребах, уподобаннях і установках, здійснюваних у потягах, бажаннях, схильностях, ідеалах та інших.

Форми спрямованості:

Потреби, мотиви

мета - бажаний та представлений результат конкретної діяльності людини або групи людей

ідеал - образ, що є втіленням досконалості та зразком вищої мети у прагненнях індивіда

переконання - вища форма спрямованості особистості, що виявляється в свідомій потребі діяти відповідно до своїх ціннісних орієнтацій на тлі емоційних переживань та вольових устремлінь

установка - готовність індивіда до певної діяльності, що актуалізується у ситуації. Вона проявляється у стійкій схильності до певного сприйняття, осмислення та поведінки індивіда. Установка виражає позицію людини, її погляди, ціннісні орієнтації по відношенню до різних фактів побуту, суспільного життя та професійної діяльності. Вона може бути позитивною, негативною чи нейтральною.
Інтерес – це психічний стан, що забезпечує спрямованість Особи. Інтерес як і мотив виникає в умовах дефіциту інформації, коли людина недоотримує знання, яке хотів би мати.

світогляд - система поглядів та уявлень про світ, на ставлення людини до суспільства, природи, самого себе

Характеристики спрямованості особистості

• Рівень спрямованості- Це співвідношення вищих та нижчих потреб; що рівень спрямованості, тим більше зріла і духовно багата особистість.
• Широта спрямованостіхарактеризується різноманітністю її основних компонентів та надає визначальний вплив на багатство внутрішнього світу та різнобічність особистості.
• Інтенсивність спрямованості- Це ступінь усвідомленості потреб і мотивів: низька інтенсивність спрямованості характеризує спрямованість як систему неусвідомлених потягів, висока інтенсивність - як систему важливих переконань.
• Стійкість спрямованостівизначається сталістю та несуперечливістю її окремих компонентів, від стійкості спрямованості залежить цілісність особистості.
• Дієвість спрямованості– це ступінь наполегливості особистості реалізації цілей, мотивів тощо., що зумовлює активність життєвої позиції особистості.

Виділяють три основні види спрямованості особистості: особиста, колективістична та ділова.
Особиста спрямованість - створюється переважанням мотивів власного благополуччя, прагненням до особистої першості, престижу. Така людина найчастіше буває, зайнята самим собою, своїми почуттями та переживаннями і мало реагує, на потреби оточуючих її людей. У роботі бачить, перш за все, можливість задовольнити свої вимоги незалежно від інтересів інших працівників. Встановлено, що особи з спрямованістю на себе мають такі риси характеру:

– більше зайняті собою та своїми почуттями, проблемами
– роблять необґрунтовані та поспішні висновки про інших людей, також поводяться у дискусіях
– намагаються нав'язати свою волю групі
– оточуючі у їх присутності не почуваються вільно

Спрямованість на взаємні дії – має місце тоді, коли вчинки людини визначається потребою у спілкуванні, прагненням підтримувати добрі стосунки з товаришами по роботі, навчанні. Така людина виявляє інтерес до спільної діяльності, хоча може і не сприяти успішному виконанню завдання, нерідко його дії навіть ускладнюють виконання групового завдання та його фактична допомога може бути мінімальною. Люди із спрямованістю на взаємні дії:

– уникають прямого вирішення проблеми
- Поступаються тиску групи
- не висловлюють оригінальних ідей і не легко зрозуміти, що така людина хоче висловити
– не беруть на себе керівництво, коли йдеться про вибір завдань

Ділова спрямованість - відображає переважання мотивів, що породжуються самою діяльністю, захоплення процесом діяльності, безкорисливе прагнення до пізнання, оволодіння новими навичками та вміннями. Зазвичай така людина прагне співпраці і досягає найбільшої продуктивності групи, а тому намагається довести точку зору, яку вважає корисною для виконання поставленого завдання. Люди з діловою спрямованістю:

– допомагають окремим членам групи висловлювати свої думки
– підтримують групу, щоб вона досягла поставленої мети
– легко та доступно викладають свої думки та міркування
– беруть у свої руки керівництво, коли йдеться про вибір завдання
– не ухиляються від безпосереднього вирішення проблеми

У попередніх розділах йшлося про відображенні геологічних структур у рельєфі та вплив на рельєф різних типів тектонічних рухів, безвідносно до часу прояву цих рухів.

В даний час встановлено, що головна роль у формуванні основних рис сучасного рельєфу ендогенного походження належить так званим новітнім тектонічним

Рис. 12. Схема нових (неоген-четвертичных) тектонічних рухів біля СРСР (по М. І. Ніколаєву, значно спрощена): / - області дуже слабко виражених позитивних рухів; 2-області слабко виражених лінійних позитивних рухів; 3 - області інтенсивних склепінь підняття; 4 - області слабо виражених лінійних піднять та опускань; 5 - області інтенсивних лінійних піднятий з великими (о) та значними (б) градієнтами вертикальних рухів; 6 - області намічаних (а) та переважаючих (б) опускань; 7-кордон областей сильних землетрусів (7 балів та більше); в-кордон прояву неоген-четвертичного вулканізму; 9 - межа поширення діючих

рухам,під якими більшість дослідників розуміють рухи, що мали місце в неоген-четвертинний час. Про це досить переконливо свідчить, наприклад, зіставлення гіпсометричної карти СРСР та карти нових тектонічних рухів (рис. 12). Так, областям зі слабовираженими вертикальними позитивними тектонічними рухами в рельєфі відповідають рівнини, невисокі плато і плоскогір'я з тонким чохлом четвертинних відкладень: Східно-Європейська рівнина, значна частина Західно-Сибірської низовини, плато Устюрт.

Областям інтенсивних тектонічних занурень, як правило, відповідають низовини з потужною товщею опадів неоген-четвертичного віку: Прикаспійська низовина, значна частина Туранської низовини, Північно-Сибірська низовина, Колимська низовина, ін , Тянь-Шань, гори Прибайкалля та Забайкалля та ін.

Отже, рельєфоутворююча роль нових тектонічних рухів виявилася насамперед у деформації топографічної поверхні, у створенні позитивних і негативних форм рельєфу різного порядку. Через диференціацію топографічної поверхні нові тектонічні рухи контролюють розташування на поверхні Землі областей зносу та акумуляції і, як наслідок цього, областей з переважанням денудаційного (виробленого) та акумулятивного рельєфу. Швидкість, амплітуда і контрастність нових рухів істотно впливають інтенсивність прояви екзогенних процесів і знаходять свій відбиток у морфології і морфометрії рельєфу.

Вираз у сучасному рельєфі структур, створених неотектонічними рухами, залежить від типу та характеру неотектонічних рухів, літології деформованих товщ та конкретних фізико-географічних умов. Одні структури знаходять пряме свій відбиток у рельєфі, дома інших формується обернений рельєф, дома третіх - різні типи перехідних форм від прямого рельєфу до зверненого. Різноманітність співвідношень між рельєфом та геологічними структурами особливо характерна для дрібних структур. Великі структури, зазвичай, знаходять пряме вираження у рельєфі.

Форми рельєфу, зобов'язані своїм походженням неотектонічним структурам, дістали назву морфоструктур.Нині немає єдиного тлумачення терміна «морфоструктура» ні щодо масштабу форм, ні щодо характеру відповідності між структурою та її вираженням у рельєфі. Одні дослідники розуміють під морфоструктурами і прямий, і звернений, і будь-який інший рельєф, що виник дома геологічної структури, інші - лише прямий рельєф. Точка зору останніх, мабуть, більш правильна. Морфоструктурами ми називатимемо форми рельєфу різного масштабу, морфологічний вигляд яких у значною мірою відповідає типам які створили їх геологічних структур.

Дані, які мають нині геологія і геоморфологія, свідчать у тому, що земна кора відчуває деформації практично всюди і різного характеру: і коливальні, і складкообразовательные, і разрывообразовательные. Так, наприклад, в даний час підняття випробовують територія Фенноскандії та значна частина території Північної Америки, що примикає до Гудзонової затоки. Швидкості підіймання цих територій дуже значні. У Фенноскандії вони становлять 10 мм на рік (мітки рівня моря, зроблені у XVIII ст. на берегах Ботнічної затоки, піднесені над сучасним рівнем на 1,5-2,0 м).

Береги Північного Моря в межах Голландії та сусідніх із нею областей опускаються, змушуючи мешканців будувати греблі для захисту території від наступу моря.

Інтенсивні тектонічні рухи відчувають області альпійської складчастості та сучасних геосинклінальних поясів. За наявними даними, Альпи за неоген-четвертинний час піднялися на 3-4 км, Кавказ і Гімалаї лише за четвертинний час піднялися на 2-3 км, а Памір на 5 км. На тлі піднятий окремі ділянки в межах областей альпійської складчастості відчувають інтенсивні занурення. Так, на тлі підняття Великого та Малого Кавказу укладена між ними Куро-Араксинська низовина відчуває інтенсивне занурення. Свідченням існуючих тут різноспрямованих рухів є положення берегових ліній стародавніх морів, попередників сучасного Каспійського моря. Прибережні опади одного з таких морів - пізньобакинського, рівень якого розташовувався на абсолютній висоті 10-12 м, в даний час простежуються в межах південно-східної перикліналі Великого Кавказу та на схилах Талиських гір на абсолютних відмітках +200-300 м, а в межах Куро-Араксинська низовина розкрита свердловинами на абсолютних відмітках мінус 250-300 м. Інтенсивні тектонічні рухи спостерігаються в межах серединно-океанічних хребтів.

Про прояв неотектонічних рухів можна судити з численних і різноманітних геоморфологічним ознаками. Наведемо деякі з них: а) наявність морських та річкових терас, утворення яких не пов'язане з впливом зміни, клімату; б) деформації морських та річкових терас та стародавніх поверхонь денудаційного вирівнювання; в) глибоко занурені або високо підняті над рівнем моря коралові рифи; г) затоплені морські берегові форми та деякі підводні карстові джерела, положення яких не можна

пояснити евстатичними коливаннями 1 рівня Світового океану чи іншими причинами;

д) антецедентні долини, що утворюються в результаті пропилювання рікою тектонічного підвищення, що виникає на її шляху, - антиклінальної складки або блоку (рис. 13),

Про прояв неотектонічних рухів можна судити і з непрямих ознак. Чуйно реагують на них флювіальні форми рельєфу. Так, ділянки, що відчувають тектонічні підняття, зазвичай характеризуються збільшенням густоти та глибини

ерозійного розчленування порівняно з територіями, стабільними у тектонічному відношенні абозазнають занурення. Змінюється на таких ділянках і морфологічний вигляд ерозійних форм: долини зазвичай стають уже, схили крутіші, спостерігаються зміна поздовжнього профілю річок і різкі зміни напряму їх течії в плані, які не можна пояснити іншими причинами, і т. д. Таким чином, існує тісний зв'язок між характером та інтенсивністю нових тектонічних рухів та морфологією рельєфу. Цей зв'язок дозволяє широко використовувати геоморфологічні методи щодо неотектонічних рухів і геологічної структури земної кори.

1 Евстатичні коливання - повільні зміни рівня Світового океану, що відбуваються одночасно і з однаковим знаком по всій площі океану за рахунок зростання або скорочення надходження води в океан.

Крім нових тектонічних рухів, розрізняють звані сучасні рухи,під якими, згідно

В. Є. Хаїну, розуміють рухи, що виявилися вісторичний час і зараз. Про існування таких рухів свідчать багато історико-археологічних даних, а також дані повторних нівелювання. Зазначені часом великі швидкості цих рухів диктують нагальну необхідність їх обліку під час будівництва довгострокових споруд - каналів, нафто- і газопроводів, залізниць та інших.

РОЗДІЛ 6. МАГМАТИЗМ І РЕЛЬЄФОУТВОРЕННЯ

Магматизм грає важливу і дуже різноманітну роль рельєфоутворенні. Це стосується і інтрузивного і ефузивного магматизму. Форми рельєфу, пов'язані з інтрузивним магматизмом, можуть бути як результатом безпосереднього впливу магматичних тіл (батолітів, лакколітів та ін.), Так і наслідком препарування інтрузивних магматичних порід, які, як уже згадувалося, нерідко є більш стійкими до впливу зовнішніх сил, ніж вміщаючі їх осадові породи.

Батоліти найчастіше приурочені до осьових частин антикліноріїв. Вони утворюють великі позитивні форми рельєфу, поверхня яких ускладнена дрібнішими формами, зобов'язаними своїм виникненням впливу тих чи інших екзогенних агентів залежно від конкретних фізико-географічних умов.

Прикладами досить великих гранітних батолітів біля СРСР можуть бути масив у західній частині Зеравшанского хребта у Середній Азії (рис. 14), великий масив у Конгуро-Алагезском хребті у Закавказзі.

Лаколіти зустрічаються поодинці або групами і часто виражаються врельєфі позитивними формами у вигляді куполів «чи «караваїв». Добре відомі лаколіти Північного Кавказу

Рис. 15. Лаколіти Мінеральних Вод, Північний Кавказ (рис. Н. П. Костенко)

(рис. 15) у районі м. Мінеральні Води: гори Бештау, Лиса, Залізна, Зміїна та ін. Типові, добре виражені в рельєфі лакколіти відомі також у Криму (гори Аю-Даг, Кастель).

Від лакколітів та інших інтрузивних тіл нерідко відходять житлово-відгалуження, звані апофізами.Вони січуть породи, що вміщають, у різних напрямках. Відпрепаровані апофізи на земній поверхні утворюють вузькі, вертикальні або крутопадаючі тіла, що нагадують стіни, що руйнуються (мал. 16,5- б).Пластові інтрузії виражаються в рельєфі у вигляді щаблів, аналогічних структурним щаблям, що утворюються внаслідок виборчої денудації в осадових породах (рис. 16, Л-Л). Відпрепаровані пластові інтрузії широко поширені в межах Середньосибірського плоскогір'я, де вони пов'язані з використанням порід трапової формації 1 .

Магматичні тіла ускладнюють складчасті структури та їх відображення у рельєфі. Чітке відображення у рельєфі знаходять освіти, пов'язані з діяльністю ефузивного магматизму, або вулканізму, що створює цілком своєрідний рельєф. Вулканізм – об'єкт дослідження спеціальної геологічної науки – вулканології, але ряд аспектів прояву вулканізму має безпосереднє значення для геоморфології.

Залежно від характеру вивідних отворів розрізняють виверження майданні, лінійніі центральні.Площі виверження призвели до утворення великих за площею лавових, плато. Найбільш відомі з них – лавові плато Британської Колумбії та Декана (Індія).

Рис. 16. Відпрепаровані інтрузивні тіла: А-А- пластована інтрузія (силл); Б-Бсічна жила (дайка)

Швед, troppar - сходи.

Суцільним покривом великі простори земної поверхні маси, що вилилися, можуть покривати і при тріщинному вулканізмі.

У сучасну геологічну епоху найбільш поширеним видом вулканічної діяльності є центральний тип вивержень, при якому магма надходить з надр до поверхні до певних «крапок», які зазвичай перебувають на перетині двох або декількох розломів. Надходження магми відбувається по вузькому каналу живлення. Продукти виверження відкладаються периклінально (тобто з падінням на всі боки) щодо виходу живильного каналу на поверхню. Тому зазвичай над центром виверження височить більш менш значна акумулятивна форма-власне вулкан (рис. 17).

У вулканічному процесі майже завжди можна розрізнити дві стадії - експлозивну, або вибухову, та еруптивну, або стадію викиду та накопичення вулканічних продуктів. Каналоподібний шлях на поверхню пробивається у першій стадії. Вихід лави на поверхню супроводжується вибухом. В результаті верхня частина каналу лійчасто розширюється, утворюючи негативну форму рельєфу - кратер. Подальше виливання лави та накопичення пірокластичного матеріалу відбувається по периферії цієї негативної форми. Залежно від стадії діяльності вулкана, і навіть характеру накопичення продуктів виверження виділяють кілька морфогенетичних типів вулканів: маари, екструзивні куполи, щитові вулкани, стратовулкани.

Маар- Негативна форма рельєфу, зазвичай воронкоподібна або циліндрична, що утворюється в результаті вулканічного вибуху. По краях такого поглиблення майже немає вулканічних накопичень. Усі відомі нині маари - не діючі, реліктові освіти. Велике число маарів описано в області Ейфель у ФРН, у Центральному масиві у Франції. Більшість маарів за умов вологого клімату заповнюється водою і перетворюється на озера. Розміри маарів – від 200 м до 3,5 км у поперечнику при глибині від 60 до 400 м

Рис. 17. Вулканічні конуси. Добре видно кратери та барранкоси на схилах

1 Пірокластичний матеріал - загальна назва уламкового матеріалу, що утворюється під час виверження вулканів.

Кратери вибуху, у яких внаслідок тривалої денудації знищено поверхневу частину вулканічного апарату, називають трубки вибуху.Стародавні трубки вибуху часом виявляються заповненими ультраосновної магматичної породою - кимберлитом. Кімберліт - алмазоносна порода, і переважна більшість родовищ алмазів (у Південній Африці, Бразилії, Якутії) пов'язане з кімберлітовими трубками.

Морфологія акумулятивних вулканічних утворень великою мірою залежить від складу ефузійних продуктів.

Екструзивні бані -вулкани, що утворюються. при надходженні на поверхню кислої лави, наприклад, ліпаритового складу. Така лава через швидке охолодження і високу в'язкість нездатна розтікатися і давати лавові потоки. Вона нагромаджується безпосередньо над жерлом вулкана і, швидко покриваючись шлаковою кіркою, набуває форми купола з характерною концентричною
структурою. Розміри таких куполів – до кількох кілометрів у поперечнику та не більше 500 м у висоту. Екструзивні куполи відомі у Центральному Французькому масиві, у Вірменії та інших місцях.

Щитові вулканиутворюються при виверженні центрального типу у випадках, коли вивергається рідка і рухлива базальтова лава, здатна розтікатися великі відстані від центру виверження. Накладаючись один на одного, потоки лави формують вулкан із відносно пологими схилами - порядку 6- 8 градусів, рідко більше. У деяких випадках навколо кратера утворюється лише вузький кільцевий вал із крутішими схилами. Виникнення таких валів пов'язують із лавовими фонтанами, які накидають шлак край кратера.

Щитові вулкани дуже притаманні вулканічного ландшафту Ісландії. Вони тут невеликих розмірів, згаслі. Прикладом щитового вулкана може бути гора Дінгья. Підстава її близько 6 км у діаметрі, відносна висота - близько 500 м, діаметр кратера - близько 500 м. Для геологічного розрізу вулкана характерна шаруватість, обумовлена ​​багаторазовістю виливів лави.

Інший областю, на яку щитові вулкани особливо характерні, є Гаваї. Гавайські вулкани набагато більші за ісландські. Найбільший з Гавайських островів - о. Гаваї – складається з трьох вулканів (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа та Кілауеа) щитового типу. З них Мауна-Лоа піднімається над рівнем моря на 4170 м. Незважаючи на такі величезні розміри, схили цих гір дуже пологі. В основі вулканів ухил поверхні не перевищує 3°, вище поступово наростає до 10°, а висоти 3 км знову сильно зменшується. Вершини вулканів мають вигляд лавового плато, посередині якого розташовується гігантський кратер, що має вигляд лавового озера.

Поряд із вулканами, що викидають лише рідку лаву, є такі, які вивергають лише твердий уламковий матеріал – попіл, пісок, вулканічні бомби, лапіллі. Це так звані шлакові вулкани.Вони утворюються за умови, якщо лава перенасичена газами та її виділення супроводжується вибухами, під час яких лава розпорошується, її бризки швидко тверднуть. На відміну від лавових конусів крутість схилів шлакових вулканів до 45 °, тобто близька до крутості природного укосу. Схили тим крутіше, чим грубіший матеріал, який їх складає.

Шлакові конуси численні у Вірменії. Більшість їх тут присвячено схилам більших стратовулканів, дрібні форми нерідко утворюються прямо на лавових потоках. Зростання таких конусів може відбуватися дуже швидко. Так, шлаковий конус Монте-Нуова (Італія, околиці Неаполя) виник протягом декількох днів буквально на рівному місці і в даний час є пагорбом заввишки до 140 м. Найбільші вулканічні будівлі - стратовулкани.У будові стратовулканів беруть участь як шари лав, і шари пірокластичного матеріалу. Багато стратовулкани мають майже правильну конічну форму: Фудзіяма в Японії, Ключевська та Кронотська соли на Камчатці, Попокатепетль у Мексиці та ін. (див. рис. 17). Серед цих утворень нерідкі гори висотою 3-4 км. Деякі вулкани сягають 6 км. Багато стратовулкани несуть на своїх вершинах вічні сніги та льодовики.

У багатьох погаслих або тимчасово недіючих вулканів кратери зайняті озерами.

Багато вулканів є так звані кальдери.Це дуже великі, нині недіючі кратери, причому сучасні кратери нерідко розташовуються всередині кальдери. Відомі кальдери до 30 км у поперечнику. На дні кальдер рельєф відносно рівний, борти кальдер, звернені до центру виверження, завжди дуже круті. Утворення кальдер пов'язані з руйнуванням жерла вулкана сильними вибухами. У деяких випадках кальдер має провальне походження. У згаслих вулканів розширення кальдери може бути пов'язане також із діяльністю екзогенних агентів.

Своєрідний рельєф утворюють рідкі продукти виверження вулканів. Лава, що вилилася з центрального або бічних кратерів, стікає схилами у вигляді потоків. Як мовилося раніше, плинність лави визначається її складом. Дуже густа і в'язка лава встигає застигнути і втратити рухливість ще у верхній частині схилу. При дуже великій в'язкості вона може затвердіти в жерлі, утворивши гігантський «лавовий стовп» або «лавовий палець», як це було, наприклад, при виверженні вулкана Пеле на Мартініці в 1902 р. Зазвичай лавовий потік має вигляд сплюснутого валу, що простягається вниз по схилу , з дуже чітко вираженим здуттям свого закінчення. Базальтові лави можуть давати довгі потоки, які поширюються на багато кілометрів і навіть десятки кілометрів і припиняють свій рух на прилеглій до вулкана рівнині або плато, або ж в межах плоского дна кальдери. Базальтові потоки довжиною в 60-70 км не рідкість на Гавайських островах та Ісландії.

Значно менш розвинені лавові потоки ліпаритового чи андезитового складу. Їхня довжина рідко перевищує кілька кілометрів. Взагалі для вулканів, що викидають продукти кислого чи середнього складу, набагато більшу частину за обсягом становить пірокластичний, а чи не лавовий матеріал.

Застигаючи, лавовий потік спочатку покривається кіркою шлаку. У разі прориву кірки в якомусь місці неохоліла частина лави витікає з-під кірки. В результаті утворюється порожнина - лавовий грот,або лава печера.При обрушенні склепіння печери він перетворюється на негативну поверхневу форму рельєфу. лавовий жолоб.Жолоби дуже характерні для вулканічних ландшафтів Камчатки.

Поверхня застиглого потоку набуває своєрідного мікрорельєфу. Найбільш поширені два типи мікрорельєфу поверхні лавових потоків: а) глибовий мікрорельєфі б) кишкоподібна лава.Глибові лавові потоки є хаотичним нагромадженням незграбних або оплавлених брил з численними провалами і гротами. Такі глибові форми виникають при високому вмісті газів у складі лав та при порівняно низькій температурі потоку. Кишкоподібні лави відрізняються химерним поєднанням застиглих хвиль, звивистих складок, що в цілому дійсно нагадують «груди гігантських кишок або зв'язки скручених канатів» (І. С. Щукін). Утворення такого мікрорельєфу характерне для лав з високою температурою і відносно малим вмістом летких компонентів.

Виділення газів з лавового потоку може мати характер вибуху. У цих випадках на поверхні потоку відбувається нагромадження шлаку у вигляді конуса. Такі форми отримали назву горніто.Іноді вони мають вигляд стовпів заввишки кілька метрів. При більш спокійному і тривалому виділенні газів і тріщин у шлаку утворюються так звані фумароли.Ряд продуктів виділення фумарол в атмосферних умовах конденсується, і навколо місця виходу газів утворюються кратероподібні височі, складені продуктами конденсації.

При тріщинних і майданних виливах лав великі простори виявляються наповненими лавою. Класичною країною тріщинних вивержень є Ісландія. Тут переважна частина вулканів і лавових потоків присвячена депресії, що розсікає острів з південного заходу на північний схід (так званий Великий грабен Ісландії). Тут можна бачити лавові покриви, витягнуті вздовж розломів, а також тріщини, що зяють, ще не зовсім заповнені лавами. Тріщинний вулканізм характерний також для Вірменського нагір'я. Порівняно недавно тріщинні виверження мали місце на Північному острові Нової Зеландії.

Об'єм потоків лав, що вилилися з тріщин у Великому грабені Ісландії, досягають 10-12 куб. км. Грандіозні майданні виливи відбувалися в недавньому минулому у Британській Колумбії, на плато Декан, у Південній Патагонії. Різновікові лавові потоки, що злилися, утворюють тут суцільні плато площею до декількох десятків і сотень тисяч квадратних кілометрів. Так лаве плато Колумбії має площу понад 500 тис. квадратних кілометрів, а потужність складових його лав досягає 1100-

1800 м. Лави заповнили всі негативні форми попереднього рельєфу, зумовивши майже ідеальне його вирівнювання. В даний час висота плато від 400 до 1800 м. У його поверхню глибоко врізаються долини численних річок. На наймолодших лавових покровах тут збереглися бриловий мікрорельєф, шлакові конуси, лавові печери та жолоби.

При підводних вулканічних виверженнях поверхня магматичних потоків, що вилилися, швидко остигає. Значний гідростатичний тиск водної товщі перешкоджає вибуховим процесам. В результаті формується своєрідний мікрорельєф кулястих,або подушечних, лав.

Виливання лави не тільки утворюють специфічні форми рельєфу, але можуть істотно впливати на вже існуючий рельєф. Так, лавові потоки можуть вплинути на річкову мережу, викликати її розбудову. Перегороджуючи річкові долини, вони сприяють катастрофічним повеням чи висушенню місцевості; втрати нею водотоків. Проникаючи до берега моря і застигаючи тут, лавові потоки змінюють контури берегової лінії, утворюють особливий морфологічний тип морських узбереж.

Виливання лав та викид пірокластичного матеріалу неминуче викликає утворення дефіциту мас у надрах Землі. Остання зумовлює швидкі опускання ділянок земної поверхні. В окремих випадках початку виверження передує помітне підняття місцевості. Так, наприклад, перед виверженням вулкана Усу на острові Хоккайдо утворився великий розлом, уздовж якого ділянка поверхні площею близько 3 км 2 за три місяці піднялася на 155 м, а після виверження відбулося його опускання на 95 м.

Говорячи про рельєфоутворюючу роль ефузивного магматизму, слід зазначити, що при вулканічних виверженнях можуть відбуватися раптові зміни рельєфу, що дуже швидко протікають, і загального стану навколишньої місцевості. Особливо великі такі зміни при виверження експлозивного типу. Наприклад, при виверженні вулкана Кракатау в Зондській протоці в 1883 р., що мало характер серії вибухів, сталося руйнування більшої частини острова, і на цьому місці утворилися глибини моря до 270 м. Вибух вулкана викликав утворення гігантської хвилі - цунамі, що обрушилася на береги Яви та Суматри. Вона завдала величезної шкоди прибережним районам островів, спричинивши загибель десятків тисяч жителів. Інший приклад такого роду - виверження вулкана Катмай на Алясці в 1912 р. До виверження вулкан Кат-май мав вигляд правильного конуса заввишки 2286 м. Під час виверження вся верхня частина конуса була зруйнована вибухами та утворилася кальдера до 4 км у поперечнику та до 1100 м глибиною.

Вулканічний рельєф піддається подальшому впливу екзогенних процесів, що призводить до формування своєрідних вулканічних ландшафтів.

Як відомо, кратери та вершинні частини багатьох великих вулканів є центрами гірського заледеніння. Оскільки льодовикові форми рельєфу, що тут утворюються, не мають будь-яких принципових особливостей, вони спеціально не розглядаються. Флювіальні форми вулканічних районів мають власну специфіку. Талі води, грязьові потоки, що утворюються часто при вулканічних виверженнях, атмосферні води значно впливають на схили вулканів, особливо у ті, у будівлі яких головна роль належить пірокластичному матеріалу. При цьому утворюється радіальна система яружної мережі – так звані барранкоси.Це глибокі ерозійні борозни, що розходяться ніби по радіусах від вершини вулкана (див. мал. 17).

Барранкоси слід відрізняти від борозен, проораних у пухкому покриві попелу та лапіллі великими брилами, викинутими при виверженні. Такі освіти часто називають шаррами.Шарри, як вихідні лінійні зниження, можуть бути перетворені потім на ерозійні борозни. Існує думка, що значна частина барранкосів закладена по колишніх шаррах.

Загальний малюнок річкової мережі у вулканічних районах також має радіальний характер. Іншими відмінними рисами річкових долин у вулканічних районах є водоспади та пороги, що утворюються в результаті перетину річками застиглих лавових потоків або трапів, а також греблі озера або озероподібні розширення долин на місці спущених озер, що виникають при перегородженні річки лавовим потоком. У місцях скупчення попелу, а також на лавових покровах внаслідок високої водопроникності порід на великих просторах можуть взагалі бути відсутні водотоки. Такі ділянки мають вигляд кам'янистих пустель.

Для багатьох вулканічних областей характерні виходи напірних гарячих вод, які називаються гейзерів.Гарячі глибинні води містять багато розчинених речовин, що випадають осад при охолодженні вод. Тому місця виходів гарячих джерел бувають оточені натічними, найчастіше химерною формою терасами. Широко відомі гейзери і тераси, що супроводжують їх, в Йєлоустонському парку в США, на Камчатці (Долина гейзерів), в Новій Зеландії, в Ісландії.

У вулканічних областях зустрічаються також специфічні форми вивітрювання та денудаційного препарування. Так, наприклад, потужні базальтові покриви або потоки базальтової, рідше андезитової, лави при охолодженні і під впливом атмосферних агентів, тріщинами розбиваються на стовпчасті окремості. Нерідко окремо є багатогранними стовпами, які дуже ефектно виглядають в оголеннях. Виходи тріщин на поверхню лавового покриву утворюють характерний полігональний мікрорельєф. Такі простори лавових виходів, розбиті системою полігонів – шестикутників чи п'ятикутників, отримали назву "Мостових гігантів".

При тривалій денудації вулканічного рельєфу насамперед руйнуються накопичення пірокластичного матеріалу. Більш стійкі лавові та інші магматичні утворення

піддаються препаруванню екзогенними агентами. Характерними формами препарування є згадані вище дайки,а також деякі(відпрепаровані лавові пробки, що застигли в жерлі вулкана).

Глибоке ерозійне розчленування і схилова денудація можуть призвести до поділу лавового плато на окремі платоподібні височини, іноді далеко віддалені один від одного. Такі залишкові форми отримали назву мез(в однині - меза).

Рис. 18. Інверсія рельєфу у вулканічному ландшафті. На задньому плані первинне положення потоку лави у долині; передній план - той самий лавовий потік відпрепарований (за Девісом)

Внаслідок тривалої денудації у вулканічних районах можуть виникати й інверсійні форми рельєфу. Так, лавові потоки, що займали спочатку зниження рельєфу (долини), можуть утворити довгасту їдальню, що піднімається над навколишньою місцевістю завдяки захисній ролі бронюючого шару лави (рис. 18).

Вулканічний рельєф широко поширений на поверхні Землі. Донедавна, говорячи про географію вулканів, зазвичай мали на увазі вулкани суші. Дослідження останніх десятиліть показали, що в океанах вулканічних форм не менше, а, мабуть, навіть значно більше, ніж на материках. Тільки Тихому океані налічується щонайменше 3 тис. підводних вулканів.

Переважна частина нових і сучасних вулканів суші присвячена цілком певним зонам. Одна з таких зон має в основному меридіональний напрямок і простягається вздовж західних узбереж обох Америк. Інша добре вивчена зона вулканічних районів має широтне простягання. Вона охоплює райони, що прилягають до Середземного моря і тягнеться далі на схід, де перетинається в районі Індонезії з третьою вулканічною зоною, що відповідає західній околиці Тихого океану. У межах третьої зони більшість діючих вулканів присвячено острівним дугам- гірляндам островів, що обрамляють околиці Тихого океану, що прилягають до Азії та Австралії. Поблизу островів відомо багато підводних вулканів.

Порівняно невелика кількість вулканів присвячена зонам розломів, що розсікають такі стародавні материкові платформи, як Африканська.

В океані багато вулканів утворюють острови, розташовані далеко від материків. З океанічних вулканічних островів, можна назвати Гаваї, Азорські острови, Реюньйон, Трістан-да-Кунья та багато інших. Особливу вулканічну область представляє Ісландія. На перший погляд, розподіл таких вулканів: видається незакономірним, спородичним. Однак у поширенні цих вулканів є досить чітка закономірність. Вона стане ясною після того, як буде розглянуто основні риси морфології планетарних форм рельєфу.

Дослідники рельєфу і геологічної будови дна океанів одностайно відзначають, що плосковершинні підводні гори, що часто зустрічаються тут. гаотиявляють собою підводні вулкани, вершини яких при нижчому відносному становищі рівня моря зрізані абразією. Як показують дані буріння та геофізичних робіт, корінні основи океанічних коралових островів також мають вулканічне походження. Широко поширений горбистий рельєф дна океану переважно, як вважають, створений вулканічними виверженнями. Все це свідчить про особливо широкий розвиток вулканічних процесів. вУ межах Світового океану.

РОЗДІЛ 7. ЗЕМЛЕТРЯСИ ЯК ФАКТОР ЕНДОГЕННОЇ РЕЛЬЄФОУТВОРЕННЯ

Подібно до інших ендогенних факторів, землетруси мають помітне рельєфоутворювальне значення. Геоморфологічна роль землетрусів виявляється у освіті тріщин, у зміщенні блоків земної кори по тріщинам у вертикальному і горизонтальному напрямах, іноді у складчастих деформаціях.

Відомо, наприклад, що за Ашхабадському землетрусі в 1948 р. на поверхні землі в результаті сильних підземних поштовхів виникло безліч тріщин різної величини. Деякі з них тягнулися на багато сотень метрів, перетинаючи пагорби та долини, поза видимим зв'язком з існуючим рельєфом. За ними відбулося переміщення мас у вертикальному напрямку з амплітудою іноді до 1 м. Під час Біловодського землетрусу в 1885 р. (Киргизія) внаслідок вертикального зміщення по тріщинах блоків земної кори утворилися уступи заввишки до 2,5 м. При землетрусі в Португалії (177) ) набережна м. Лісабона миттєво пішла під воду і на її місці глибина затоки досягла 200 м. Під час землетрусу в Японії (1923) одна частина затоки Сагамі (на південь від м. Токіо) площею близько 150 км 2 швидко піднялася на 200-250 м, а інша опустилася на 150-200 м-коду.

Нерідко внаслідок землетрусів утворюються структури типу грабенів, відповідно виражених у рельєфі як негативних форм. Так, під час Гобі-Алтайського землетрусу (1957) в епіцентральній зоні утворився грабен шириною 800 м, довжиною 2,7 км, з амплітудою переміщення по тріщинах до 4 м. Уступ, що виник при цьому землетрусу, протягнувся більш ніж на 500 км, а ширина зія тріщин досягла 20, а місцями і 60 м. Внаслідок землетрусу в Прибайкаллі в 1862 р. значна ділянка Кударинського степу (у північно-східній частині дельти Селенги) площею близько 260 км 2 опустилася, і на цьому місці утворилася затока Провал глибиною до 8 м .

Іноді при землетрусах можуть бути специфічні позитивні форми рельєфу. Так, під час землетрусу на півночі Мексики (1887) між двома скидами утворилися пагорби висотою до 7 м, а під час Ассамського землетрусу в Індії в морі висунувся ряд островів, один з яких мав довжину 150 м при ширині 25 м. У деяких випадках по тріщинам, що утворилися під час землетрусів, піднімалася вода, що виносила на поверхню пісок і глину. В результаті виникали невеликі насипні конуси заввишки 1-1,5 м, що нагадують мініатюрні грязьові вулкани. Іноді при землетрусах утворюються деформації типу складчастих порушень. Так, під час землетрусу в Японії 1891 р.<на земной поверхности образовались волны высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.

У зв'язку з тим, що багато форм рельєфу, що виникають при землетрусах, мають порівняно невеликі розміри, вони досить швидко руйнуються під впливом екзогенних процесів.

Не менш, а може бути і більш важливу рельєфоутворюючу роль відіграють деякі процеси, що викликаються землетрусами та супутніми. При землетрусах внаслідок сильних підземних поштовхів на крутих схилах гір, берегах річок і морів виникають і активізуються обвали, осипи, оси, а в сильно зволожених породах - зсуви та опливини. Так, під час Хаїтського землетрусу в Таджикистані (1949) сталися великі обвали та осипи, а селище Хаїт виявилося майже повністю похованим під оплавиною, потужність якої сягала кількох десятків метрів. Грандіозний обвал стався на Памірі в результаті землетрусу 1911 р. маса, що обвалилася, перегородила долину річки. Мургаб, утворивши греблю шириною понад 5 кілометрів і висотою до 600 м. Припускають, що таке ж походження величезної греблі у верхів'ях долини річки. Баксан на Кавказі. Часто при землетрусах на крутих схилах гір починає рухатися весь пухкий матеріал, що накопичився на них, що формує біля підніжжя потужні осипні шлейфи.

Внаслідок Алма-Атинського землетрусу в 1911 р. на північному схилі Заілійського Алатау зсувні та опливні тіла зайняли площу понад 400 км 2 .

Пухкий матеріал, що накопичився біля підніжжя схилів гір, у долинах річок і тимчасових водотоків внаслідок описаних вище процесів, може бути джерелом виникнення селів.Спрямовуючи вниз по долинах, сіли виробляють велику руйнівну роботу, а при виході з гір формують великі площі конуси виносу.

Зсуви, обвали, переміщення блоків земної кори за розривами викликають зміни у гідромережі: утворюються озера, з'являються нові, зникають старі джерела. Під час Андижанського землетрусу (1902) у долині річки. Карадарья утворилися грязьові вулкани.

Певну рельєфоутворюючу роль грають і ті землетруси, осередки яких розташовуються у морі, або, як їх іноді називають, - моретруси. Під їх впливом відбувається переміщення великих мас пухких, насичених водою донних відкладень навіть на пологих схилах морського дна.

Моретруси часом викликають утворення гігантських морських хвиль - цунамі, які, обрушуючись на берег, як завдають величезні руйнації населеним пунктам і спорудам, створеним людиною, а й надають місцями значний вплив на морфологію морських узбереж.

Подібно до вулканів, землетруси на поверхні земної кулі розподілені нерівномірно: в одних районах вони відбуваються часто і досягають великої сили, в інших вони рідкісні і слабкі. Високою сейсмічності характеризуються середземноморський пояс складчастих споруд від Гібралтару до Малайського архіпелагу та периферичні частини Тихого океану. Значною сейсмічності відрізняються серединно-океанічні хребти, область великих озер Східної Африки та деякі інші території.

Якщо порівняти карти географії вулканів і землетрусів, то легко переконатися, що землетруси приурочені до тих же областей, у яких зосереджена більшість діючих та згаслих вулканів. Зрозуміло, це простий географічне збіг, а результат єдності проявів внутрішніх сил Землі. Ця єдність виявляється набагато чіткіше у порівнянні карти поширення вулканів і землетрусів з картою нових тектонічних рухів. Зіставлення дає підстави дійти висновку, як і вулкани, і землетруси присвячені областям найінтенсивніших нових тектонічних рухів.

РОЗДІЛ 8. БУДОВА ЗЕМНОЇ КОРИ І ПЛАНЕТАРНІ ФОРМИ РЕЛЬЄФУ

Вище були розглянуті деякі форми мега-, макро- та мезорельєфа, утворення яких зумовлено діяльністю ендогенних процесів (див. гл. 5, 6, 7). Найбільші форми рельєфу - планетарні - також зобов'язані своїм внутрішнім походженням

сил Землі, що лежать в основі утворення різних типів земної кори.

Дані геофізики, і зокрема глибинного сейсмічного зондування, свідчать, що земна кора під материками і океанічними западинами має неоднакове будову, тому розрізняють материковий і океанічний типи земної кори (рис. 19).

Кора материкового типухарактеризується великою потужністю – у середньому 35 км, місцями – до 75 км. Вона складається із трьох «шарів».

Зверху залягає осадовий шар, утворений з осадових порід різного складу, віку, генези та ступеня дислокованості. Потужність його змінюється від нуля до 15 км. Нижче залягає гранітний шар, що складається головним чином із кислих порід, близьких за складом до граніту. Найбільша потужність гранітного шару відзначається під високими молодими горами, де вона досягає 50 км. У межах рівнинних ділянок материків потужність гранітного шару знижується до 10 км.

Під гранітним шаром залягає базальтовий шар, який отримав свою назву також умовно: сейсмічні хвилі проходять через нього з такими ж швидкостями, з якими в експериментальних умовах вони проходять через базальти та близькі до них породи. Справжній склад базальтового шару не більше материків досі залишається невідомим. Потужність його у межах гірських країн сягає 15 км, а межах вирівняних ділянок материків - 25-30 км.

Кора органічного типурізко відрізняється від материкової. На більшій частині площі дна океану її потужність коливається від 5 до 10 км. Своєрідним є і її будова: під осадовим шаром потужністю від кількох кілометрів до кількох сотень метрів залягає проміжний шар змінної потужності, нерідко званий просто «другим шаром». Сейсмічні хвилі поширюються у ньому з більшими швидкостями, ніж у осадовому, але меншими, ніж у гранітному шарі. Припускають, що проміжний шар складається з ущільнених осадових порід, пройнятих вулканічними утвореннями. Останнім часом цей шар отримав назву «океанічного фундаменту». Під ним залягає базальтовий шар потужністю 4-7 км. Таким чином, найважливішою специфічною особливістю океанічної кори є мала потужність та відсутність гранітного шару.

Особливу будову земна кора має у областях переходу від материків до океанів - у сучасних геосинклінальних поясах, де вона відрізняється строкатістю та складністю будови. На прикладі західної околиці Тихого океану можна бачити, що околицькі геосинклінальні області зазвичай складаються з трьох основних елементів - улоговин глибоководних морів, острівних дуг та глибоководних жолобів. Простори, що відповідають глибоководним западинам морів (Карибського, Японського та ін.), мають кору, що за своєю будовою нагадує океанічну. Тут відсутня гранітний шар, проте потужність кори значно більша за рахунок збільшення потужності осадового шару. Великі масиви суші, що межують із такими морями (наприклад, Японські острови), складені корою, близькою за будовою до материкової. Характерною особливістю перехідних областей є також складне взаємопоєднання та різкі переходи одного типу кори в інший, інтенсивний вулканізм та висока сейсмічність. Такий тип будови земної кори можна назвати геосинклінальний.

Своєрідними рисами характеризується земна кора під серединно-океанічними хребтами. Вона виділяється в особливий, так званий рифтогенний тип земної кори.Деталі будови кори
цього ще не зовсім зрозумілі. Її найважливіша особливість - залягання під осадовим чи проміжним шарами порід, у яких пружні хвилі поширюються зі швидкостями, рівними 7,3-7,8 км/с, тобто набагато більшими, ніж у базальтовому шарі, але меншими, ніж у мантії . Можливо, що тут відбувається змішання речовини кори та мантії. Це припущення в 1974 р. одержало додаткове підтвердження в результатах глибоководного буріння, проведеного на південь від Азорських островів на Серединно-Атлантичному хребті.

Кожному з вище перерахованих типів земної кори відповідають найбільші, планетарні форми рельєфу (рис. 19, 20). Материковому типу земної кори відповідають материки. Вони утворюють основні масиви суші. На значній площі материки можуть бути затоплені водами океанів. Затоплені частини материків дістали назву підводної околиці материків.У геофізичному та геоморфологічному сенсі межами материків слід вважати найнижчу межу підводної околиці материків, де виклинюється гранітний шар та кора материкового типу змінюється океанічною.

Рис. 20. Схема співвідношення різних типів земної кори та планетарних форм рельєфу:

/ - материки (а) та їх підводні околиці (б) – кора материкового типу; 2 – перехідні зони – кора геосинклінального типу; 3 - ложа океану – кора океанічного типу; 4 - серединно-океанічні хребти; - рнфтогенний тип земної кори.

Океанічного типу земної кори відповідає ложі океану.

Складно побудована кора геосинклінального типу знаходить свій відбиток у рельєфі геосинклінальних поясів чи зон переходу від материків до океанів. Нижче для стислості ми будемо називати їх перехідними зонами.

Рифтогенний тип земної кори відповідає у рельєфі планетарної системи серединно-океанічних хребтів.

Кожна планетарна форма рельєфу характеризується своєрідністю властивих їй форм мега- і макрорельєфу, в переважній більшості випадків також обумовленим відмінностями у будові чи структурі кори земної.

Переходячи до опису мегарельєфа названих найбільших планетарних форм рельєфу Землі, слід підкреслити, що при наведеному вище виділенні планетарних морфоструктур берегова лінія втрачає значення як найважливіша фізико-географічна межа, що відокремлює сушу від морського дна. Однак роль її, безумовно, велика, оскільки умови рельєфоутворення на морському дні і на суші істотно різні.

Слід зазначити, що у материках, є дуже складними утвореннями, поруч із древніми і молодими платформами поширені дуже молоді морфоструктури, зобов'язані своїм походженням альпійським горообразовательным рухам і ще втратили повністю риси, властиві геосинклинальным областям. Однак ці морфоструктури характеризуються вже сформованою материковою земною корою.

У зв'язку із зазначеними обставинами подальший опис форм мегарельєфу суші надається по можливості окремо від мегарельєфу морського дна. Відповідно, огляд мегарельєфа материків включає загальну характеристику рівнин і гір суші, у тому числі "і молоді епігеосинклінальні гірські споруди. При огляді перехідних зон основна увага приділяється морським (океанічним) елементам цієї мегаморфоструктури.

РОЗДІЛ 9. МЕГАРЕЛЬЄФ МАТЕРИКІВ

Площа материків разом із підводною околицею, а також альпійськими епігеосинклінальними континентальними утвореннями та ділянками з корою материкового типу в межах перехідних зон становить приблизно 230 млн. квадратних кілометрів.

За структурою материки - складні гетерогенні тіла, що сформувалися протягом тривалої еволюції літосфери та земної кори. Складність еволюції і послідовність різних стадій освіти материків знаходять свій відбиток у тому тектонічному і геологічному будові. За характером тектонічної активності та спрямованості геологічного розвитку в межах материків виділяються більш стійкі (стабільніші) площі, що отримали назви платформ,та площі, що володіють більшою тектонічною рухливістю (мобільністю), - геосинклінальні області.Неоднорідність будови та розвитку платформ та геосинклінальних областей визначає відмінність рельєфу в їх межах і дозволяє виділити в межах материків два основні типи морфоструктур. платформніі геосинклінальні.При більш детальному розгляді видно, що і платформні, і геосинклінальні області виявляються далеко неоднорідними по геологічному будовою, розвитку та віком. Ця неоднорідність
знаходить свій відбиток у рельєфі материків, у різних типах морфоструктур різного порядку.