Ida-Euroopa tasandik on osa Ida-Euroopa platvormist. See on iidne ja stabiilne plokk, mis piirneb idaga, platvormi raamivad Uuralid. Ida-Euroopa tasandiku tektooniline struktuur on selline, et lõunas külgneb see Vahemere volditud vöö ja Sküütide plaadiga, mis hõivab Ciscaucasia ja Krimmi ruumi. Piir sellega jookseb Doonau suudmest mööda Musta ja Aasovi merd.

Tektoonika

Samarskaja Luka kallastel tulevad pinnale vanemad ja kõvemad permi ja karboni lubjakivid. Maardlate hulgas tuleks eristada ka tugevaid liivakive. Volga kõrgustiku kristalne vundament on langetatud suurele sügavusele (umbes 800 meetrit).

Mida lähemale Oka-Doni madalikule, seda rohkem pind väheneb. Volga nõlvad on järsud ning neid lõhestavad arvukad kuristikud ja kuristik. Selle tõttu on siin kujunenud väga konarlik maastik.

ja Oka-Doni madalik

Ida-Euroopa tasandikku eristava reljeefi teine ​​oluline osa on harilik sürt. Fotodel sellest Venemaa ja Kasahstani piiril asuvast piirkonnast on näha tšernozemi, kastanimuldade ja solontšakkide ala, mis valitsevad valgaladel ja jõeorgudes. Harilik Syrt saab alguse Trans-Volga piirkonnast ja ulatub 500 kilomeetrit itta. See asub peamiselt Suure Irgizi ja Väikese Irgizi vahelisel läänil, külgnedes idas Lõuna-Uuralitega.

Volga ja Kesk-Venemaa kõrgustiku vahel on Oka-Doni madalik. Selle põhjaosa on tuntud ka kui Meshchera. Madaliku põhjapiiriks on Oka. Lõunas on selle looduslikuks piiriks Kalachi kõrgustik. Madalmaa oluline osa on Oksko-Tsninski šaht. See ulatub läbi Morshanski, Kasimovi ja Kovrovi. Põhjas moodustas Oka-Doni madaliku pind liustiku ladestustest ja lõunas on selle aluseks liivad.

Valdai ja Põhja-Uvaly

Suur Ida-Euroopa tasandik asub Atlandi ookeani ja Põhja-Jäämere vahel. Neisse suubuvate jõgede basseinid algavad kõrgeimast punktist - 346 meetrit. Valdai asub Smolenski, Tveri ja Novgorodi oblastis. Seda iseloomustab künklik, harilik ja moreenreljeef. Seal on palju soosid ja järvi (sh Seliger ja Ülem-Volga järved).

Ida-Euroopa tasandiku põhjapoolseim osa on Northern Ridges. Nad hõivavad Komi Vabariigi, Kostroma, Kirovi ja Vologda piirkonna territooriumi. Küngastest koosnev kõrgustik väheneb järk-järgult põhja suunas, kuni toetub Valgele ja Barentsi merele. Selle maksimaalne kõrgus on 293 meetrit. Põhja-Uvaly on Põhja-Dvina ja Volga vesikonna valgala.

Musta mere madalik

Edelaosas lõpeb Ida-Euroopa tasandik Musta mere madalikuga, mis asub Ukraina ja Moldova territooriumil. Ühelt poolt piirab seda Doonau delta ja teiselt poolt Aasovi Kalminuse jõgi. Musta mere madalik koosneb neogeeni ja paleogeeni ladestustest (savi, liiv ja lubjakivi). Need on kaetud liivsavi ja lössiga.

Madalmaad läbivad mitme jõe orud: Dnestri, Lõuna-Bugi ja Dnepri. Nende kaldaid iseloomustab järsus ja sagedased maalihked. Mererannikul on palju suudmealasid (Dnestri, Dnepri jne). Teine äratuntav omadus on liivaribade rohkus. Musta mere madalikul valitseb tumeda kastani ja tšernozemi pinnasega stepimaastik. See on kõige rikkalikum põllumajanduslik viljaait.

Piirkondades, kus platvormide kristalse aluspõhja kivimid tulevad pinnale, näiteks Ukrainas - Dnepri keskjooksul Dnepropetrovski ja Krivoy Rogi linnade lähedal, on selge, et need kivimid on kortsutatud voltideks, purunenud pragudest ja neil on sama struktuur kui mägedes. Sellest järeldati, et kunagi, platvormide moodustamise esimestel etappidel, eksisteerisid tänapäevaste tasandike kohas mäed. Seejärel tulid pikad vaikse tektoonilise elu perioodid, mille jooksul mäed hävisid peaaegu täielikult väliste denudatsioonijõudude poolt. Mäeahelikud ja tipud on langetatud, tasandatud. Tekkis peaaegu tasandik, mida Ameerika geoloog ja geograaf William Davis, üks geomorfoloogiateaduse rajajaid, tegi ettepaneku nimetada peneplaaniks ("pene" - peaaegu, "vangistus"-tasandik). Peamised iidsed peneplaanid laskusid järk-järgult alla ja neid katsid paleosoikumi ja mesosoikumi mere veed. Merede põhja kogunes paksud setted. Pärast mere taandumist ja platvormi üldist kerget tõusmist moodustasid need settekivimid platvormi katte.

Samaaegselt kogu platvormi üldiste nõrkade tektooniliste tõusude ja vajumisega kogesid selle üksikud lõigud kohalikke (kohalikke) liikumisi üles või alla. Just need liikumised moodustasid vundamendi pinnal ja kaasaegses reljeefis õrnad tõusud ja läbipainded - need künkad ja lamedad lohud, millest me juba rääkisime.

Kohalikud liikumised platvormidel jätkuvad tänaseni. Täpsed mõõtmised on näidanud, et näiteks Kurski piirkond tõuseb 3,6 mm aastas ja Krivoy Rog 10 mm aastas. Meie jaoks näiv meie planeedi pinna puutumatus ja liikumatus on illusoorne. Tegelikult toimuvad Maa soolestikus veel täielikult välja selgitamata protsesside põhjustatud erisuunalised ja erineva tugevusega liikumised pidevalt läbi kogu planeedi ajaloo.

Tasandikul. kus looduslik kõrreline taimestik hävib, tugevate vihmasadude mõjul või lume kiirel sulamisel uhuvad nõlvadele kogunevad veejoad need minema ja moodustavad sügavaid kiiresti kasvavaid kuristik.

Lahkunud mere vete alt paljanduvale pinnale mõjuvad eksogeensed jõud - jõe erosioon ja akumuleerumine, tuul, gravitatsioon, lagunevate kivimite kokkuvarisemine ja vajumine, nende lahustumine põhjaveega. Tektooniliste liikumiste ja eksogeensete protsesside koosmõju tulemusena tekkis tasandike künklik või tasane, laineline või õõnesreljeef. Ja mida tugevamad on tektoonilised liikumised, seda rohkem mõjutavad neid eksogeensed protsessid. Need protsessid ei sõltu aga ainult tektoonilistest liikumistest. Maapinna erinevad osad saavad erinevas koguses päikesesoojust. Mõnes piirkonnas sajab palju sademeid vihma ja lumena, samas kui teised kannatavad põua käes. Kliimaerinevused määravad ka erinevused eksogeensete protsesside töös.

Niisketes riikides teeb põhitöö ära vesi. Pärast vihma või lume sulamist imendub see osaliselt metsade ja heinamaadega kaetud pinnasesse ning voolab osaliselt nõlvadest alla. Nii pinnas kui pinnavesi kogutakse ojadesse, mis ühinevad väikesteks jõgedeks ja seejärel suurteks veeojadeks. Jõed voolavad, erodeerides nende sängi, uhudes minema kaldaid, põhjustades nende kokkuvarisemise ja maalihke. Seal on suurte ja väikeste jõeorgude võrgustik. Oru reljeef on niiskete piirkondade geomorfoloogiliste maastike eripära.

Seal, kus kuristikud paiknevad lähestikku, tekib läbimatu segu teravatest ja kitsastest mäeharjadest ning "väikestest kurudest". Sellist reljeefi nimetatakse halbadeks või halbadeks maadeks.

Mets-steppide ja steppide piirkonnas on sademeid vähem ja sajab aastaringselt väga ebaühtlaselt. Siinsed jõed ja orud ei lahka enam nii tihedalt pinda. Kuid seal, kus looduslik kõrreline taimestik hävib, lõikavad haruldaste, kuid tugevate vihmade või kevadise tormi lumesulamise ajal nõlvadele kogunevad veejoad need läbi ja moodustavad sügavaid kiiresti kasvavaid kuristik.

Kuivades poolkõrbete ja kõrbete piirkondades on sademeid väga harva. Taimestik on siin hõre ega kata mulda kaitsva vaibaga. Peamine liikumapanev jõud on tuul. Ta valitseb kõikjal kõrbetes, isegi haruldastes jõesängides, mis on suurema osa aastast kuivad.

Tuul puhub mullast välja tolmu ja liivaterad. Mustad tormid kannavad tolmu sadu kilomeetreid. Tuule vaibudes maapinnale kukkudes võib see tolm moodustada paksud mudasete lademete kihid – nn lössi.

Liiv, mida tuul õhus kannab või üle palja pinna veereb, koguneb kõrbetesse, kuhjades kokku liikuvaid luiteid, luiteahelaid ja seljakuid. Liivade eoolilise reljeefi mustri, mis on eriti hästi näha aerofotodel, määrab tuulte režiim ja tugevus, nende teel esinevad takistused - mäeahelikud ja seljandikud.

Ühegi Maa piirkonna kliima ei jäänud samaks. Kliimamuutuste põhjused meie planeedil on keerulised ja pole veel täielikult teada. Teadlased seostavad neid muutusi kosmiliste nähtustega, Maa telje asendi muutumise ja pooluste rändega, mandrite vertikaalsete ja horisontaalsete nihketega.

Põdra järv. Karjala. Sellised järved asuvad moreen-liustikureljeefi lohkudes.

Maal on viimasel geoloogilisel ajal, eriti kvaternaari perioodil (antropogeen) esinenud tugevaid kliimakõikumisi. Sel perioodil tekkisid maakera polaaraladel suured jäätumised. Euraasias laskusid liustikud järk-järgult Põhja-Skandinaavia mägedest, Uuralitest ja Kesk-Siberist. Nad ühendusid üksteisega, moodustasid ulatuslikud jääkilbid. Euroopas ulatus maksimaalse jäätumise ajal (200-300 tuhat aastat tagasi) mitmesaja meetri kõrgune jääkilbi serv Alpide ja Karpaatide põhjajalamile, laskudes keeltega mööda Dnepri orgusid Dnepropetrovski ja Doni kaudu Kalatšini. .

Jääkihis olev jää levis aeglaselt keskelt servadeni. Subglatsiaalse reljeefi kõrgustel rebisid liustikud maha ja silusid kive, muutes suuri rändrahne ja kiviplokke. Ja praegu, eriti endiste jäätumiste keskuste lähedal - Skandinaavias, Koola poolsaarel, Karjalas on silutud ja kriimustatud, mõnikord ka läikima lihvitud graniitkivimid, nn lamba otsaesised, suurepäraselt säilinud. Nende kivimite ja liustikurahnude kriimustuste ja löökide asukoha järgi määravad teadlased iidsete, ammu kadunud liustike liikumissuuna.

Täpiline tundra. See on tasane, kuiv, savine tundra, millel on plaadi või ratta suurused savikad laigud, millel tavaliselt puudub taimestik. Laigud, mis paiknevad kuivas taimkattega tundras või piirnevad taimepiiriga.

Kivid külmusid jäässe ning see kandis neid sadu ja tuhandeid kilomeetreid, kuhjudes mööda jääkilpide servi seljandike ja künklike moreenidena. Liustike pragudes, nende sees ja all, voolasid liivast, kivikestest ja kruusast küllastunud jäätumata veejoad. Mõned praod olid setetega täielikult ummistunud. Ja kui liustikud hakkasid sulama ja taanduma, paiskusid pragudest jää alt vabanenud pinnale liiva ja kruusa massid. Moodustusid mähisharjad. Selliseid kuni 30–40 km pikkuseid ja mõne meetri kuni 2–3 km laiuseid liivaseljandikke leidub sageli Balti riikides, Leningradi lähedal, Soomes Karjalas. Neid nimetatakse aze- (rootsi keeles hari). Oosid, moreenseljad ja künkad, aga ka kamsid - ümarad liivaküngad ja trummelmäed - iseloomuliku pikliku kujuga künkad - need on tüüpilised tunnistajad tohutuid territooriume katnud iidsete jääkihtide reljeefi kujundamisest.

Liustiku jääkmoreen, mis koosneb lahtistest liivsavidest koos kivimikildude kuhjumisega.

Liustikud liikusid ja taandusid mitu korda Euroopa, Aasia ja Põhja-Ameerika põhjapiirkondadesse. Nende suurte kvaternaari jäätumiste ajal langes õhutemperatuur kogu Maal, eriti tugevalt polaar- ja parasvöötme laiuskraadidel. Euroopa, Siberi ja Põhja-Ameerika avarustel, kuhu liustikud ei tunginud, külmus pinnas mitmesaja meetri sügavusele. Tekkis mulla igikelts, mis on säilinud tänapäevani Lääne- ja Ida-Siberis, Kaug-Idas, Kanadas jm.. Suvel külmunud maapinna pind sulab, pinnas voolab veega üle, tekib palju väikesi järvi ja soosid. Talvel külmub kogu see vesi jälle ära. Kui see külmub, nagu teate, paisub vesi. Pinnases sisalduv jää lõhub need pragudega. Nende pragude võrgustik on sageli korrapärase võre (hulknurkse) mustriga. Pinna punnis, moodustuvad mugulad. Puud sellistel aladel kalduvad erinevatesse suundadesse. Mullajää ja igikeltsa sulamisel tekivad lohud ja lohud – termokarstireljeef. Igikeltsa tõus ja sulamine hävitab hooneid, teid, lennuvälju ning inimesed, kes arendavad polaarseid igikeltsa piirkondi, peavad nende kahjulike loodusnähtustega võitlemiseks palju vaeva nägema.

Ida-Euroopa tasandiku reljeef

Peaaegu kogu pikkuses domineerib õrnalt kaldus tasane reljeef. Ida-Euroopa tasandik langeb peaaegu täielikult kokku Ida-Euroopa platvormiga. See asjaolu seletab selle tasast reljeefi, aga ka selliste loodusnähtuste nagu maavärinad ja vulkanism ilmingute puudumist või ebaolulisust. Suured kõrgustikud ja madalikud tekkisid tektooniliste liikumiste tagajärjel, sealhulgas mööda rikkeid. Mõne künka ja platoo kõrgus ulatub 600-1000 meetrini.

Venemaa tasandiku territooriumil esinevad platvormide ladestused peaaegu horisontaalselt, kuid nende paksus ületab kohati 20 km. Kohtades, kus volditud vundament ulatub välja pinnale, tekivad kõrgendused ja harjad (näiteks Donetski ja Timani mäed). Keskmiselt on Venemaa tasandiku kõrgus merepinnast umbes 170 meetrit. Madalaimad alad on Kaspia mere rannikul (selle tase on umbes 26 meetrit allpool Maailma ookeani taset).

Lääne-Siberi tasandiku reljeef

Lääne-Siberi laama diferentseeritud vajumine mesosoikumis ja kenosoikumis määras selle sees valdava lahtiste lademete akumulatsiooniprotsesside ülekaalu, mille paks kate tasandab Hertsüünia aluskorra pinna ebatasasusi. Seetõttu iseloomustab tänapäevast Lääne-Siberi tasandikku üldiselt tasane pind. Siiski ei saa seda pidada üksluiseks madalikuks, nagu seda veel hiljuti peeti. Üldiselt on Lääne-Siberi territoorium nõgusa kujuga. Selle madalaimad osad (50-100 m) asuvad peamiselt riigi keskosas (Kondinskaja ja Sredneobskaja madalikud) ja põhjaosas (Nižneobskaja, Nadõmskaja ja Purskaja madalikud). Madalad (kuni 200-250 m) kõrgused ulatuvad piki lääne-, lõuna- ja idapoolseid äärealasid: Põhja-Sosvinskaja, Turinskaja, Išimskaja, Priobskoje ja Tšulõm-Jenissei platood, Ketsko-Tõmskaja, Verhnetazovskaja, Nižneeniseiskaja. Selgelt väljendunud kõrgustiku riba moodustab tasandiku siseosas Siberi Uvaly (keskmine kõrgus - 140-150 m), mis ulatub läänest Obist itta Jenisseini ja nendega paralleelselt Vasjugani tasandik. .

Mõned Lääne-Siberi tasandiku orograafilised elemendid vastavad geoloogilistele struktuuridele: õrnad antikliinilised tõusud vastavad näiteks Verhnetazovskaja ja Lulimvori kõrgustikule ning Baraba ja Kondinski madalik piirdub plaadi keldri sünekliisidega. Lääne-Siberis ei ole aga ebakõlalised (inversioon) morfostruktuurid samuti haruldased. Nende hulka kuuluvad näiteks Vasjugani tasandik, mis tekkis õrnalt kallutatud sünekliise kohale, ja Tšulõm-Jenissei platoo, mis asub keldri lohu tsoonis.

Lääne-Siberi tasandik jaguneb tavaliselt neljaks suureks geomorfoloogiliseks piirkonnaks: 1) merelised akumulatiivsed tasandikud põhjas; 2) liustiku- ja vesiliustikutasandikud; 3) liustikulähedased, peamiselt järve-alluviaalsed tasandikud; 4) lõunapoolsed mitteliustikulised tasandikud (Voskresenski, 1962).

Nende alade reljeefi erinevusi seletab nende tekkelugu kvaternaaris, viimaste tektooniliste liikumiste iseloom ja intensiivsus ning tänapäevaste eksogeensete protsesside tsoonierinevused. Tundravööndis on eriti laialdaselt esindatud reljeefivormid, mille teket seostatakse karmi kliima ja igikeltsa laialdase levikuga. Üsna levinud on termokarsti basseinid, bulgunjahhid, täpilised ja hulknurksed tundrad ning arenevad solifluktsiooniprotsessid. Lõunapoolsetele stepiprovintsidele on iseloomulikud arvukad sufusioonilise päritoluga kinnised vesikonnad, mis on hõivatud sooalade ja järvedega; siinne jõeorgude võrgustik ei ole tihe ja erosioonilised pinnavormid läänides on haruldased.

Lääne-Siberi tasandiku reljeefi peamised elemendid on laiad tasased vahelised jõeorud ja jõeorud. Kuna vahelised alad moodustavad suure osa riigi pindalast, määravad need tasandiku reljeefi üldilme. Paljudes kohtades on nende pinnase kalded ebaolulised, sademete äravool, eriti metsa-raba vööndis, väga raske, vahelised jõed on tugevasti soostunud. Suuri alasid hõivavad sood Siberi raudteeliinist põhja pool, Obi ja Irtõši vahelisel jõel, Vasjugani piirkonnas ja Baraba metsastepis. Kuid kohati omandab läänikute reljeef lainelise või künkliku tasandiku iseloomu. Sellised alad on eriti tüüpilised mõnele tasandiku põhjapoolsetele provintsidele, mis olid allutatud kvaternaari jäätumisele, mis jättis siia kuhja staadioni- ja põhjamoreene. Lõunas - Barabas, Ishimi ja Kulunda tasandikel - muudavad pinna sageli keeruliseks arvukad kirdest edelasse ulatuvad madalad seljandikud.

Teine oluline riigi reljeefi element on jõeorud. Kõik need tekkisid väikeste pinnanõlvade, jõgede aeglase ja rahuliku voolu tingimustes. Erosiooni intensiivsuse ja iseloomu erinevuste tõttu on Lääne-Siberi jõeorgude ilme väga mitmekesine. Samuti on hästi arenenud sügavad (kuni 50-80 m) suurte jõgede – Obi, Irtõši ja Jenissei – orud järsu paremkalda ja madalate terrasside süsteemiga vasakul kaldal. Kohati on nende laius mitukümmend kilomeetrit ja Obi org alamjooksul isegi 100-120 km. Enamiku väikeste jõgede orud on sageli ainult sügavad kraavid, millel on halvasti määratletud nõlvad; kevadiste üleujutuste ajal täidab vesi need täielikult ja ujutab üle isegi naaberorualad.



Ida-Euroopa tasandiku pinnavormi kirjeldamise plaan 1 määrake, milliseid kaarte kirjeldamiseks vaja on
2 millises maismaa osas pinnavorm asub
3 millises suunas see venib
4 mis on ligikaudsed mõõtmed
5 mis on suurim kõrgus, valitsevad kõrgused
6 kui, uurige, mis on all oleva reljeefivormi päritolu, on see autori Korinskaja A V raamatu järgi

• See asub Venemaa lääneosas Ukraina ja Valgevene piirist kuni Uuraliteni. Tasandik põhineb iidsel platvormil, seega on selle loodusliku ala reljeef üldiselt tasane. Sellise reljeefi kujunemisel omasid suurt tähtsust välised hävitavad protsessid: tuule, vee ja liustiku tegevus. Venemaa tasandiku keskmine kõrgus on 100–200 m üle merepinna. Venemaa platvormi vundament asub erinevatel sügavustel ja tuleb pinnale ainult Koola poolsaarel ja Karjalas. Siin moodustub Balti Kilp, millega on seotud Koola poolsaare Hiibiini päritolu. Ülejäänud territooriumil katab vundamenti erineva paksusega settekate.Vene tasandiku kõrgustiku tekkimine on seletatav paljude põhjustega: liustiku aktiivsus, platvormi läbipaine ja tõus. selle vundamendist. Tasandiku põhjaosa kattis iidne liustik, Vene tasandik paikneb peaaegu täielikult parasvöötme kliimas. Ainult kaugel põhja pool on subarktiline kliima. Mandrilisus tasandikul suureneb ida ja eriti kagu suunas. Sademeid toovad läänetuuled (aastaringselt) Atlandilt. Võrreldes meie riigi teiste suurte tasandikega, sajab seal kõige rohkem sademeid. Maksimaalse niiskuse tsoonis asuvad Venemaa tasandiku suurte jõgede allikad: Volga, Põhja-Dvina. Tasandiku loodeosa on üks Venemaa järvepiirkondi. Suurte Laadoga, Onega, Tšudskoje, Ilmenskoje järvede kõrval on palju väikesi, peamiselt liustikulise päritoluga järvi, tasandiku lõunaosas, kus tsüklonid läbivad harva, on sademeid vähem. Suvel esineb sageli põuda ja kuivi tuuli.Kõik Venemaa tasandiku jõed saavad toitu peamiselt lumest ja vihmast ning kevadistest üleujutustest. Tasandiku põhjaosa jõed on rikkalikumad kui lõunapoolsed. Põhjavesi mängib nende toitumises olulist rolli. Lõunapoolsed jõed on madala veega, põhjavee toitumine neis on järsult vähenenud. Kõik Venemaa tasandiku jõed on rikkad energiaressursside poolest.Vene tasandiku reljeefi ja kliima iseärasused põhjustavad selget muutust selle piires loodest kagusse tundrast parasvöötme kõrbeteni. Võrreldes teiste riigi looduslike piirkondadega on siin võimalik jälgida kõige täielikumat looduslike vööndite komplekti.Vene tasandik on olnud pikka aega asustatud ja inimese poolt valitsetud. Siin elab 50% Venemaa elanikkonnast. Siin asub ka 40% heinamaadest ja 12% Venemaa karjamaadest, tasandiku soolestikus leidub raua (KMA, Koola poolsaare maardla), kivisöe (Petšora jõgi), pruunsöe (Podmoskovnõi jõgi), apatiitide maardlaid. Koola poolsaare, kaaliumkloriidi soolad ja kivisoolad, fosfaadid, nafta (Volga-Uurali vesikond). Venemaa tasandiku metsades raiutakse puitu. Kuna metsi on raiutud rohkem kui ühe sajandi jooksul, on metsastiku koosseis paljudes kesk- ja läänepiirkondades suuresti muutunud. Tekkis palju sekundaarseid väikeselehiseid metsi.Ternozemide kõige viljakamate muldade peamised alad on koondunud Venemaa tasandikule. Need on peaaegu täielikult avatud. Nad kasvatavad nisu, maisi, päevalille, hirssi ja muid kultuure. Põllumaade pindalad on suured ka metsavööndites. Siin kasvatatakse rukist ja otra, kartulit ja nisu, lina ja kaera.

Ida-Euroopa Venemaa tasandik Reljeefi tunnused 1) kus asub territoorium? pinnavormid tekivad selle või teise protsessi käigus, nende paigutus 7) millised loodusnähtused on seotud tektoonilise ja geoloogilise struktuuriga, reljeefi tunnustega, võimalikud meetmed nende vastu võitlemiseks .

Lääne-Siberi tasandik ulatub läänest itta 1900 km ja põhjast lõunasse 2400 km. See asub Uuralitest Jenisseini ja Põhja-Jäämere meredest lõunapiirideni. Venemaa tasandik hõivab Euroopa osa. See asub läänepiirist kuni Uurali mägedeni.

2. Vene tasandik piirdub iidse Vene platvormiga ja Lääne-Siber uue Lääne-Siberi plaadiga. 3. Rohkem kui 1600 aastat - Venemaa platvorm.

Venemaa reljeef Reljeef on maa ebatasasuste kogum

4. Vene tasandik: madalaim punkt on Kaspia madalik (- 27 meetrit), kõrgeim Hiibiini (Kola poolsaar) mäed.

Keskmine kõrgus on 150 meetrit. Lääne-Siberi tasandik - keskmine kõrgus on 120 meetrit, maksimaalne on 200 meetrit. 5. Mõlemal tasandikul on laialdaselt esindatud tasandiku tüüpi jõgede erosioon, mille reljeefist suurem osa moodustub jõgede toimel.

Mõlemal tasandikul esineb ka eoolilisi protsesse. Lääne-Siberi tasandikul on muu hulgas suur tähtsus ka igikeltsa protsessidel, mis on laialt arenenud tasandiku põhjaosas. 6. Jõgede erosioon moodustab jõeorud, mis koosnevad lammidest, astangutest, oksjärvest, jõekallastest jne. Eoli protsessid moodustasid Lääne-Siberi tasandikul muistsed luitemaastikud (praegu on need metsaga võsastunud).

Merlotnye protsessid moodustavad tõusuküngasid, täpilist tundrat. Näited: Valdai ja Smolenski-Moskva kõrgustik ning Siberi seljandikud Lääne-Siberis. 7. Maavärinad, vulkaanid, mudavoolud, maalihked ja varingud, tsunamid. Võitlusmeetodid: erinevate seadmete kasutamine seismilise aktiivsuse jälgimiseks.

Tasandiku reljeefi kujunemine

Piirkondades, kus platvormide kristalse aluspõhja kivimid tulevad pinnale, näiteks Ukrainas - Dnepri keskjooksul Dnepropetrovski ja Krivoy Rogi linnade lähedal, on selge, et need kivimid on kortsutatud voltideks, purunenud pragudest ja neil on sama struktuur kui mägedes. Sellest järeldati, et kunagi, platvormide moodustamise esimestel etappidel, eksisteerisid tänapäevaste tasandike kohas mäed.

Seejärel tulid pikad vaikse tektoonilise elu perioodid, mille jooksul mäed hävisid peaaegu täielikult väliste denudatsioonijõudude poolt. Mäeahelikud ja tipud on langetatud, tasandatud. Tekkis peaaegu tasandik, mida Ameerika geoloog ja geograaf William Davis, üks geomorfoloogiateaduse rajajaid, tegi ettepaneku nimetada peneplaaniks ("pene" - peaaegu, "vangistus"-tasandik).

Peamised iidsed peneplaanid laskusid järk-järgult alla ja neid katsid paleosoikumi ja mesosoikumi mere veed. Merede põhja kogunes paksud setted. Pärast mere taandumist ja platvormi üldist kerget tõusmist moodustasid need settekivimid platvormi katte.

Samaaegselt kogu platvormi üldiste nõrkade tektooniliste tõusude ja vajumisega kogesid selle üksikud lõigud kohalikke (kohalikke) liikumisi üles või alla.

Just need liikumised moodustasid vundamendi pinnal ja kaasaegses reljeefis õrnad tõusud ja läbipainded - need künkad ja lamedad lohud, millest me juba rääkisime.

Kohalikud liikumised platvormidel jätkuvad tänaseni. Täpsed mõõtmised on näidanud, et näiteks Kurski piirkond tõuseb 3,6 mm aastas ja Krivoy Rog 10 mm aastas. Meie jaoks näiv meie planeedi pinna puutumatus ja liikumatus on illusoorne. Tegelikult toimuvad Maa soolestikus veel täielikult välja selgitamata protsesside põhjustatud erisuunalised ja erineva tugevusega liikumised pidevalt läbi kogu planeedi ajaloo.

Tasandikul.

kus looduslik kõrreline taimestik hävib, tugevate vihmasadude mõjul või lume kiirel sulamisel uhuvad nõlvadele kogunevad veejoad need minema ja moodustavad sügavaid kiiresti kasvavaid kuristik.

Lahkunud mere vete alt paljanduvale pinnale mõjuvad eksogeensed jõud - jõe erosioon ja akumuleerumine, tuul, gravitatsioon, lagunevate kivimite kokkuvarisemine ja vajumine, nende lahustumine põhjaveega.

Tektooniliste liikumiste ja eksogeensete protsesside koosmõju tulemusena tekkis tasandike künklik või tasane, laineline või õõnesreljeef. Ja mida tugevamad on tektoonilised liikumised, seda rohkem mõjutavad neid eksogeensed protsessid. Need protsessid ei sõltu aga ainult tektoonilistest liikumistest. Maapinna erinevad osad saavad erinevas koguses päikesesoojust. Mõnes piirkonnas sajab palju sademeid vihma ja lumena, samas kui teised kannatavad põua käes. Kliimaerinevused määravad ka erinevused eksogeensete protsesside töös.

Niisketes riikides teeb põhitöö ära vesi.

Pärast vihma või lume sulamist imendub see osaliselt metsade ja heinamaadega kaetud pinnasesse ning voolab osaliselt nõlvadest alla. Nii pinnas kui pinnavesi kogutakse ojadesse, mis ühinevad väikesteks jõgedeks ja seejärel suurteks veeojadeks. Jõed voolavad, erodeerides nende sängi, uhudes minema kaldaid, põhjustades nende kokkuvarisemise ja maalihke.

Seal on suurte ja väikeste jõeorgude võrgustik. Oru reljeef on niiskete piirkondade geomorfoloogiliste maastike eripära.

Seal, kus kuristikud paiknevad lähestikku, tekib läbimatu segu teravatest ja kitsastest mäeharjadest ning "väikestest kurudest". Sellist reljeefi nimetatakse halbadeks või halbadeks maadeks.

Mets-steppide ja steppide piirkonnas on sademeid vähem ja sajab aastaringselt väga ebaühtlaselt.

Siinsed jõed ja orud ei lahka enam nii tihedalt pinda. Kuid seal, kus looduslik kõrreline taimestik hävib, lõikavad haruldaste, kuid tugevate vihmade või kevadise tormi lumesulamise ajal nõlvadele kogunevad veejoad need läbi ja moodustavad sügavaid kiiresti kasvavaid kuristik.

Kuivades poolkõrbete ja kõrbete piirkondades on sademeid väga harva. Taimestik on siin hõre ega kata mulda kaitsva vaibaga.

Peamine liikumapanev jõud on tuul. Ta valitseb kõikjal kõrbetes, isegi haruldastes jõesängides, mis on suurema osa aastast kuivad.

Tuul puhub mullast välja tolmu ja liivaterad. Mustad tormid kannavad tolmu sadu kilomeetreid.

Tuule vaibudes maapinnale kukkudes võib see tolm moodustada paksud mudasete lademete kihid – nn lössi.

Liiv, mida tuul õhus kannab või üle palja pinna veereb, koguneb kõrbetesse, kuhjades kokku liikuvaid luiteid, luiteahelaid ja seljakuid. Liivade eoolilise reljeefi mustri, mis on eriti hästi näha aerofotodel, määrab tuulte režiim ja tugevus, nende teel esinevad takistused - mäeahelikud ja seljandikud.

Ühegi Maa piirkonna kliima ei jäänud samaks.

Kliimamuutuste põhjused meie planeedil on keerulised ja pole veel täielikult teada. Teadlased seostavad neid muutusi kosmiliste nähtustega, Maa telje asendi muutumise ja pooluste rändega, mandrite vertikaalsete ja horisontaalsete nihketega.

Põdra järv.

Karjala. Sellised järved asuvad moreen-liustikureljeefi lohkudes.

Maal on viimasel geoloogilisel ajal, eriti kvaternaari perioodil (antropogeen) esinenud tugevaid kliimakõikumisi.

Sel perioodil tekkisid maakera polaaraladel suured jäätumised. Euraasias laskusid liustikud järk-järgult Põhja-Skandinaavia mägedest, Uuralitest ja Kesk-Siberist. Nad ühendusid üksteisega, moodustasid ulatuslikud jääkilbid. Euroopas ulatus maksimaalse jäätumise ajal (200-300 tuhat aastat tagasi) mitmesaja meetri kõrgune jääkilbi serv Alpide ja Karpaatide põhjajalamile, laskudes keeltega mööda Dnepri orgusid Dnepropetrovski ja Doni kaudu Kalatšini. .

Jääkihis olev jää levis aeglaselt keskelt servadeni.

Subglatsiaalse reljeefi kõrgustel rebisid liustikud maha ja silusid kive, muutes suuri rändrahne ja kiviplokke. Ja praegu, eriti endiste jäätumiste keskuste lähedal - Skandinaavias, Koola poolsaarel, Karjalas on silutud ja kriimustatud, mõnikord ka läikima lihvitud graniitkivimid, nn lamba otsaesised, suurepäraselt säilinud.

Nende kivimite ja liustikurahnude kriimustuste ja löökide asukoha järgi määravad teadlased iidsete, ammu kadunud liustike liikumissuuna.

Täpiline tundra.

See on tasane, kuiv, savine tundra, millel on plaadi või ratta suurused savikad laigud, millel tavaliselt puudub taimestik.

Laigud, mis paiknevad kuivas taimkattega tundras või piirnevad taimepiiriga.

Kivid külmusid jäässe ning see kandis neid sadu ja tuhandeid kilomeetreid, kuhjudes mööda jääkilpide servi seljandike ja künklike moreenidena. Liustike pragudes, nende sees ja all, voolasid liivast, kivikestest ja kruusast küllastunud jäätumata veejoad. Mõned praod olid setetega täielikult ummistunud. Ja kui liustikud hakkasid sulama ja taanduma, paiskusid pragudest jää alt vabanenud pinnale liiva ja kruusa massid.

Moodustusid mähisharjad. Selliseid kuni 30–40 km pikkuseid ja mõne meetri kuni 2–3 km laiuseid liivaseljandikke leidub sageli Balti riikides, Leningradi lähedal, Soomes Karjalas. Neid nimetatakse aze- (rootsi keeles hari).

Aita mind palun…

Oosid, moreenseljad ja künkad, aga ka kamsid - ümarad liivaküngad ja trummelmäed - iseloomuliku pikliku kujuga künkad - need on tüüpilised tunnistajad tohutuid territooriume katnud iidsete jääkihtide reljeefi kujundamisest.

Liustiku jääkmoreen, mis koosneb lahtistest liivsavidest koos kivimikildude kuhjumisega.

Liustikud liikusid ja taandusid mitu korda Euroopa, Aasia ja Põhja-Ameerika põhjapiirkondadesse.

Nende suurte kvaternaari jäätumiste ajal langes õhutemperatuur kogu Maal, eriti tugevalt polaar- ja parasvöötme laiuskraadidel. Euroopa, Siberi ja Põhja-Ameerika avarustel, kuhu liustikud ei tunginud, külmus pinnas mitmesaja meetri sügavusele.

Tekkis mulla igikelts, mis on säilinud tänapäevani Lääne- ja Ida-Siberis, Kaug-Idas, Kanadas jm.. Suvel külmunud maapinna pind sulab, pinnas voolab veega üle, tekib palju väikesi järvi ja soosid. Talvel külmub kogu see vesi jälle ära. Kui see külmub, nagu teate, paisub vesi. Pinnases sisalduv jää lõhub need pragudega. Nende pragude võrgustik on sageli korrapärase võre (hulknurkse) mustriga.

Pinna punnis, moodustuvad mugulad. Puud sellistel aladel kalduvad erinevatesse suundadesse. Mullajää ja igikeltsa sulamisel tekivad lohud ja lohud – termokarstireljeef. Igikeltsa tõus ja sulamine hävitab hooneid, teid, lennuvälju ning inimesed, kes arendavad polaarseid igikeltsa piirkondi, peavad nende kahjulike loodusnähtustega võitlemiseks palju vaeva nägema.

Ida-Euroopa tasandiku reljeef

Peaaegu kogu pikkuses domineerib õrnalt kaldus tasane reljeef.

Ida-Euroopa tasandik langeb peaaegu täielikult kokku Ida-Euroopa platvormiga. See asjaolu seletab selle tasast reljeefi, aga ka selliste loodusnähtuste nagu maavärinad ja vulkanism ilmingute puudumist või ebaolulisust.

Suured kõrgustikud ja madalikud tekkisid tektooniliste liikumiste tagajärjel, sealhulgas mööda rikkeid. Mõne künka ja platoo kõrgus ulatub 600-1000 meetrini.

Venemaa tasandiku territooriumil esinevad platvormide ladestused peaaegu horisontaalselt, kuid nende paksus ületab kohati 20 km.

Kohtades, kus volditud vundament ulatub välja pinnale, tekivad kõrgendused ja harjad (näiteks Donetski ja Timani mäed). Keskmiselt on Venemaa tasandiku kõrgus merepinnast umbes 170 meetrit. Madalaimad alad on Kaspia mere rannikul (selle tase on umbes 26 meetrit allpool Maailma ookeani taset).

Lääne-Siberi tasandiku reljeef

Lääne-Siberi laama diferentseeritud vajumine mesosoikumis ja kenosoikumis määras selle sees valdava lahtiste lademete akumulatsiooniprotsesside ülekaalu, mille paks kate tasandab Hertsüünia aluskorra pinna ebatasasusi.

Seetõttu iseloomustab tänapäevast Lääne-Siberi tasandikku üldiselt tasane pind. Siiski ei saa seda pidada üksluiseks madalikuks, nagu seda veel hiljuti peeti.

Üldiselt on Lääne-Siberi territoorium nõgusa kujuga. Selle madalaimad osad (50-100 m) asuvad peamiselt riigi keskosas (Kondinskaja ja Sredneobskaja madalikud) ja põhjaosas (Nižneobskaja, Nadõmskaja ja Purskaja madalikud).

Madalad (kuni 200-250 m) kõrgused ulatuvad piki lääne-, lõuna- ja idapoolseid äärealasid: Põhja-Sosvinskaja, Turinskaja, Išimskaja, Priobskoje ja Tšulõm-Jenissei platood, Ketsko-Tõmskaja, Verhnetazovskaja, Nižneeniseiskaja. Selgelt väljendunud kõrgustiku riba moodustab tasandiku siseosas Siberi Uvaly (keskmine kõrgus - 140-150 m), mis ulatub läänest Obist itta Jenisseini ja nendega paralleelselt Vasjugani tasandik. .

Mõned Lääne-Siberi tasandiku orograafilised elemendid vastavad geoloogilistele struktuuridele: õrnad antikliinilised tõusud vastavad näiteks Verhnetazovskaja ja Lulimvori kõrgustikule ning Baraba ja Kondinski madalik piirdub plaadi keldri sünekliisidega.

Lääne-Siberis ei ole aga ebakõlalised (inversioon) morfostruktuurid samuti haruldased. Nende hulka kuuluvad näiteks Vasjugani tasandik, mis tekkis õrnalt kallutatud sünekliise kohale, ja Tšulõm-Jenissei platoo, mis asub keldri lohu tsoonis.

Lääne-Siberi tasandik jaguneb tavaliselt neljaks suureks geomorfoloogiliseks piirkonnaks: 1) merelised akumulatiivsed tasandikud põhjas; 2) liustiku- ja vesiliustikutasandikud; 3) liustikulähedased, peamiselt järve-alluviaalsed tasandikud; 4) lõunapoolsed mitteliustikulised tasandikud (Voskresenski, 1962).

Nende alade reljeefi erinevusi seletab nende tekkelugu kvaternaaris, viimaste tektooniliste liikumiste iseloom ja intensiivsus ning tänapäevaste eksogeensete protsesside tsoonierinevused.

Tundravööndis on eriti laialdaselt esindatud reljeefivormid, mille teket seostatakse karmi kliima ja igikeltsa laialdase levikuga. Üsna levinud on termokarsti basseinid, bulgunjahhid, täpilised ja hulknurksed tundrad ning arenevad solifluktsiooniprotsessid. Lõunapoolsetele stepiprovintsidele on iseloomulikud arvukad sufusioonilise päritoluga kinnised vesikonnad, mis on hõivatud sooalade ja järvedega; siinne jõeorgude võrgustik ei ole tihe ja erosioonilised pinnavormid läänides on haruldased.

Lääne-Siberi tasandiku reljeefi peamised elemendid on laiad tasased vahelised jõeorud ja jõeorud.

Kuna vahelised alad moodustavad suure osa riigi pindalast, määravad need tasandiku reljeefi üldilme. Paljudes kohtades on nende pinnase kalded ebaolulised, sademete äravool, eriti metsa-raba vööndis, väga raske, vahelised jõed on tugevasti soostunud. Suuri alasid hõivavad sood Siberi raudteeliinist põhja pool, Obi ja Irtõši vahelisel jõel, Vasjugani piirkonnas ja Baraba metsastepis.

Kuid kohati omandab läänikute reljeef lainelise või künkliku tasandiku iseloomu. Sellised alad on eriti tüüpilised mõnele tasandiku põhjapoolsetele provintsidele, mis olid allutatud kvaternaari jäätumisele, mis jättis siia kuhja staadioni- ja põhjamoreene.

Lõunas - Barabas, Ishimi ja Kulunda tasandikel - muudavad pinna sageli keeruliseks arvukad kirdest edelasse ulatuvad madalad seljandikud.

Teine oluline riigi reljeefi element on jõeorud.

Kõik need tekkisid väikeste pinnanõlvade, jõgede aeglase ja rahuliku voolu tingimustes. Erosiooni intensiivsuse ja iseloomu erinevuste tõttu on Lääne-Siberi jõeorgude ilme väga mitmekesine. Samuti on hästi arenenud sügavad (kuni 50-80 m) suurte jõgede – Obi, Irtõši ja Jenissei – orud järsu paremkalda ja madalate terrasside süsteemiga vasakul kaldal.

Kohati on nende laius mitukümmend kilomeetrit ja Obi org alamjooksul isegi 100-120 km. Enamiku väikeste jõgede orud on sageli ainult sügavad kraavid, millel on halvasti määratletud nõlvad; kevadiste üleujutuste ajal täidab vesi need täielikult ja ujutab üle isegi naaberorualad.

Palun aidake... Funktsioonid on antud.

"Kuidas ja miks Venemaa reljeef muutub"

kirjutage reljeefi tekkimise põhjused. 3. Tasandikud piirnevad mägedega. 4. Riigi idaosa on läänest kõrgemal 5. Riigi territooriumi üldine vähenemine põhja pool.

Vastused:

1) Tasandikud on ääristatud mägedega See on alati nii, kui litosfääri plaadid põrkuvad. 2) Ida on läänest kõrgemal.Venemaa jaguneb 2 ossa - ida ja lääne. Piiriks on Jenissei jõgi.Lääneosa on tasane, madalate küngaste ja küngastega ning idaosas domineerivad mäed, kuigi leidub ka suuri madalikke.Venemaa lääneosa oli muinasajal jäätumise keskus. järvi on palju (Karjala).Koola poolsaarel on palju murenemiskoorikute jäänuseid.Ida-Euroopa tasandiku reljeef on hiliskenosoikum,Moskvast põhja pool on moreenseljandikke,liustikuvorme.Eolie protsesside reljeefid ,luidete moodustumine.vahelduvatest ja paralleelsetest seljankadest,passidest.Kõikjal on liustike jälgi.Lääne-Siberi tasandik,siin on reljeef ühtlasem Siin on suurte jõgede orud,eoolilised luited.-Venemaalt ida pool, mäed põhja-juura muutused Ida mäed tekkisid geoloogilise rikke tagajärjel. Suurimad murrangud eraldavad mägesid madalikud.Kõrguste vahe 4500 m.. Kamtšatka-Kurili provintsi noorimad mäed, vulkaanid.

3) Venemaal, eriti Aasia osas, on kallak põhja suunas.Seetõttu voolavad peaaegu kõik suuremad jõed põhja poole.

Ida-Euroopa (Vene) tasandiku reljeef

Ida-Euroopa (Vene) tasandik on pindalalt üks maailma suurimaid tasandikke. Kõigist meie kodumaa tasandikest ulatub ainult see kahe ookeanini. Venemaa asub tasandiku kesk- ja idaosas. See ulatub Läänemere rannikust Uurali mägedeni, Barentsi ja Valgest merest Aasovi ja Kaspia mereni.

Ida-Euroopa tasandikul on kõige suurem maarahvastiku tihedus, suured linnad ja paljud väikelinnad ja linnatüüpi asulad ning mitmesugused loodusvarad. Tasandikku on inimene juba ammu valdanud.

Tema kui füüsilis-geograafilise riigi definitsiooni põhjenduseks on järgmised tunnused: 1) muistse Ida-Euroopa platvormi plaadile tekkis kõrgendatud kihttasandik; 2) Atlandi-mandriline, valdavalt parasvöötme ja ebapiisavalt niiske kliima, kujunenud suuresti Atlandi ookeani ja Põhja-Jäämere mõjul; 3) selgelt väljenduvad looduslikud vööndid, mille struktuuri mõjutasid suuresti tasane reljeef ja naaberterritooriumid - Kesk-Euroopa, Põhja- ja Kesk-Aasia. See tõi kaasa Euroopa ja Aasia taime- ja loomaliikide vastastikuse läbitungimise, samuti kõrvalekaldumise looduslike vööndite laiusasendist idast põhja.

Reljeef ja geoloogiline struktuur

Ida-Euroopa kõrgtasandik koosneb 200–300 m kõrgusest merepinnast kõrgendikest ja madalikest, mida mööda voolavad suured jõed. Tasandiku keskmine kõrgus on 170 m ja kõrgeim - 479 m - Bugulma-Belebeevskaja kõrgustikul Uurali osas. Timan Ridge'i maksimummärk on mõnevõrra väiksem (471 m).

Ida-Euroopa tasandiku orograafilise mustri tunnuste järgi eristatakse selgelt kolm vööd: kesk-, põhja- ja lõunaosa. Tasandiku keskosa läbib vaheldumisi suurte kõrgendike ja madalikute riba: Kesk-Venemaa, Volga, Bugulma-Belebejevskaja kõrgustikku ja Harilikku Süürtit eraldavad Oka-Doni madalik ja Madal-Trans-Volga piirkond, mida mööda kulgeb Doni ja Volga jõed voolavad, kandes oma veed lõunasse.

Sellest ribast põhja pool domineerivad madalad tasandikud, mille pinnal on siin-seal vanikutena ja üksikult laiali pisemad künkad. Läänest ida-kirde suunas ulatuvad Smolenski-Moskva, Valdai kõrgustik ja Põhja-Uvaly, asendades üksteist. Peamiselt läbivad neid veelahkmed Arktika, Atlandi ookeani ja sise- (endorheilise Araali-Kaspia) vesikondade vahel. Severnye Uvalyst läheb territoorium alla Valge ja Barentsi mereni. See osa Venemaa tasandikust A.A. Borzov nimetas põhjanõlva. Mööda seda voolavad suured jõed - Onega, Põhja-Dvina, Petšora koos arvukate kõrgeveeliste lisajõgedega.

Ida-Euroopa tasandiku lõunaosa hõivavad madalikud, millest ainult Kaspia meri asub Venemaa territooriumil.

Joonis 1 – Geoloogilised profiilid üle Venemaa tasandiku

Ida-Euroopa tasandikul on tüüpiline platvormreljeef, mille määravad platvormi tektoonilised iseärasused: selle struktuuri heterogeensus (sügavate rikete, ringstruktuuride, aulakogeenide, antekliiside, sünekliiside ja muude väiksemate struktuuride olemasolu) ebavõrdsete ilmingutega. viimaste tektooniliste liikumiste kohta.

Peaaegu kõik suured kõrgustikud ja madalikud on tektoonilise päritoluga tasandikud, samas kui oluline osa on päritud kristalse aluskorra struktuurist. Pika ja keeruka arengutee käigus kujunesid need ühtseks territooriumi morfostruktuurilises, orograafilises ja geneetilises aspektis.

Ida-Euroopa tasandiku põhjas paikneb eelkambriumi kristalse aluskorraga Vene laam ja lõunas Sküütide laama põhjaserv paleosoikulise volditud aluskorraga. Plaatide vaheline piir reljeefis ei ole väljendatud. Vene laama eelkambriumi aluskorra ebatasasel pinnal on veidi häiritud esinemissagedusega prekambriumi (vendi, kohati riphe) ja fanerosoikumi settekivimite kihte. Nende paksus ei ole sama ja on tingitud keldri topograafia ebatasasusest (joon. 1), mis määrab plaadi peamised geostruktuurid. Nende hulka kuuluvad sünekliisid - vundamendi sügava esinemise piirkonnad (Moskva, Petseri, Kaspia, Glazov), antekliisid - vundamendi madala esinemise piirkonnad (Voronež, Volga-Uural), aulakogeenid - sügavad tektoonilised kraavid, mille kohas sünekliis hiljem tekkisid (Kresttsovsky, Soligalichsky, Moskovski jt), Baikali keldri ääred - Timan.

Moskva sünekliis on Venemaa plaadi üks vanemaid ja keerukamaid sügava kristalse aluspõhjaga sisestruktuure. See põhineb Kesk-Venemaa ja Moskva aulakogeenidel, mis on täidetud paksude Ripheani kihtidega, millest kõrgemal tekib vendi ja fanerosoikumi (kambriumist kriidiajani) settekate. Neogeeni-kvaternaari ajal oli see ebaühtlane ja seda väljendavad reljeefis üsna suured kõrgustikud - Valdai, Smolensk-Moskva ja madalikud - Ülem-Volga, Põhja-Dvina.

Petšora sünekliis asub kiilukujuliselt Venemaa laama kirdeosas, Timani seljandiku ja Uuralite vahel. Selle ebatasane plokkvundament on langetatud erinevatele sügavustele - idas kuni 5000-6000 m. Sünekliis on täidetud paksu paleosoikumi kivimikihiga, mida katavad meso-cenosoikumi ladestused. Selle kirdeosas on Usinski (Bolšemelski) võlv.

Vene plaadi keskosas on kaks suurt antekliini - Voronež ja Volga-Uural, mida eraldab Pachelma aulacogen. Voroneži antekliis kaldub õrnalt põhja poole Moskva sünekliisiks. Selle keldri pind on kaetud õhukeste Ordoviitsiumi, Devoni ja Karboni ladestustega. Karboni, kriidi ja paleogeeni kivimid esinevad lõunapoolsel järsul nõlval. Volga-Uurali antekliis koosneb suurtest tõusetest (kaared) ja süvenditest (aulakogeenid), mille nõlvadel paiknevad painded. Settekatte paksus on siin kõrgeimate võlvide piires (Tokmovsky) vähemalt 800 m.

Kaspia ääresünekliis on suur kristalse aluspõhja sügava (kuni 18-20 km) vajumisega ala, mis kuulub iidse päritoluga struktuuride hulka, peaaegu igal pool sünekliis on piiratud painde ja riketega ning sellel on nurkkontuur. Läänest raamivad seda Ergeninskaja ja Volgogradi painded, põhjast kindral Syrti painded. Kohati muudavad need keeruliseks noored vead. Neogeen-kvaternaaris toimus edasine vajumine (kuni 500 m) ja paksu mere- ja mandrilademete kihi kuhjumine. Need protsessid on kombineeritud Kaspia mere taseme kõikumisega.

Ida-Euroopa tasandiku lõunaosa asub Sküütide epi-Hertsünia plaadil, mis asub Vene laama lõunaserva ja Kaukaasia Alpi volditud struktuuride vahel.

Uuralite ja Kaukaasia tektoonilised liikumised põhjustasid plaatide settesetete mõningase häirimise. See väljendub kuplikujuliste tõusude kujul, mis on märkimisväärsed piki võlli (Oksko-Tsniksky, Žigulevski, Vjatski jt), kihtide üksikute paindekõverate, soolakuplite kujul, mis on tänapäevasel reljeefil selgelt nähtavad. Muistsed ja noored süvamurrud, aga ka rõngasstruktuurid määrasid laamade plokkstruktuuri, jõeorgude suuna ja neotektooniliste liikumiste aktiivsuse. Murdete valdav suund on loode.

Ida-Euroopa tasandiku tektoonika lühikirjeldus ning tektoonilise kaardi võrdlus hüpsomeetrilise ja neotektoonilise kaardiga võimaldab järeldada, et pika ja keerulise ajaloo läbinud kaasaegne reljeef on enamikul juhtudel päritav ja sellest sõltuv. iidse struktuuri olemus ja neotektooniliste liikumiste ilmingud.

Neotektoonilised liikumised Ida-Euroopa tasandikul ilmnesid erineva intensiivsuse ja suunaga: enamikul territooriumist väljenduvad need nõrgad ja mõõdukad tõusud, vähene liikuvus ning Kaspia ja Petseri madalik kogeb nõrka vajumist.

Tasandiku loodeosa morfostruktuuri areng on seotud Balti kilbi marginaalse osa ja Moskva sünekliisi liikumistega, seetõttu kujunevad siin välja monokliinsed (kald)kihilised tasandikud, mis väljenduvad orograafias kõrgustikud (Valdai, Smolensk-Moskva, Valgevene, Põhja-Uvali jt) ja madalamal positsioonil asuvad kihilised tasandikud (Volga ülem, Meshcherskaya). Venemaa tasandiku keskosa mõjutasid Voroneži ja Volga-Uurali antekliiside intensiivne tõus, samuti naabruses asuvate aulakogeenide ja nõgude vajumine. Need protsessid aitasid kaasa kihiliste astmeliste kõrgendike (Kesk-Venemaa ja Volga) ja kihilise Oka-Doni tasandiku kujunemisele. Idaosa kujunes välja seoses Uuralite ja Vene laama serva liikumisega, seetõttu on siin näha morfostruktuuride mosaiiki. Põhjas ja lõunas on välja kujunenud laama marginaalsete sünekliiside (Petšora ja Kaspia) akumulatiivsed madalikud. Nende vahele jäävad kihilise staadiumi kõrgustikud (Bugulma-Belebeevskaya, General Syrt), monokliinselt kihistunud kõrgendikud (Verkhnekamskaya) ja platvormisisese volditud Timan Ridge.

Kvaternaaris aitas jääkihtide levikule kaasa põhjapoolkera kliima jahenemine. Liustikud avaldasid märkimisväärset mõju reljeefi tekkele, kvaternaari ladestutele, igikeltsale, aga ka looduslike vööndite muutumisele – nende asukohale, floristilisele koostisele, faunale ning taimede ja loomade rändele Ida-Euroopa tasandikul.

Ida-Euroopa tasandikul eristatakse kolme jäätumist: Okskoe, Dnepri koos Moskva lademega ja Valdai. Liustikud ja fluvioglatsiaalsed veed lõid kahte tüüpi tasandikke – moreeni ja väljavoolu. Laias periglatsiaalses (preglatsiaalses) vööndis domineerisid pikka aega igikeltsa protsessid. Eriti intensiivselt mõjutasid reljeefi jäätumise vähenemise perioodil lumeväljad.

Kalugast 80 km lõuna pool asuval Okal uuriti kõige iidsema liustiku, Oka moreeni. Madalamat, tugevalt pestud Karjala kristalsete rändrahnudega Oka moreeni eraldavad pealispinnast Dnepri moreenist tüüpilised liustikuvahelised lademed. Mitmel teisel lõigul sellest lõigust põhja pool, Dnepri moreeni all, leiti ka Oka moreeni.

Ilmselgelt pole Oka jääajal tekkinud moreenreljeef meie ajani säilinud, kuna esmalt uhus selle ära Dnepri (keskpleistotseeni) liustiku veed ja seejärel blokeeris selle põhjamoreen.

Dnepri jääkilbi maksimaalse leviku lõunapiir ületas Tula piirkonnas asuva Kesk-Venemaa kõrgustiku, laskus seejärel mööda Doni orgu Khopra ja Medveditsa suudmeni, ületas Volga kõrgustiku, seejärel Volga suudme lähedal. Sura jõgi, läks seejärel Vjatka ja Kama ülemjooksule ning ületas Uurali piirkonnas 60° N Ülem-Volga nõos (Tšukhlomas ja Galitšis), aga ka Ülem-Dnepri nõos asub ülemine moreen Dnepri moreeni kohal, mis on omistatud Dnepri jäätumise Moskva etapile *.

Ida-Euroopa tasandiku keskmise vööndi taimestik oli enne viimast Valdai jäätumist jääajavahelisel ajastul tänapäevasest termofiilsema koostisega. See näitab selle liustike täielikku kadumist põhjas. Listikutevahelisel epohhil ladestus moreenreljeefi nõgudesse tekkinud järvebasseinidesse brazenia taimestikuga turbarabad.

Ida-Euroopa tasandiku põhjaosas tekkis sel ajastul boreaalne ingressioon, mille tase oli 70–80 m kõrgem praegusest merepinnast. Meri tungis mööda Põhja-Dvina, Mezeni, Petšora jõgede orge, luues laiad hargnevad lahed. Siis tuli Valdai jäätumine. Valdai jääkilbi serv asus Minskist 60 km põhja pool ja läks kirdesse, jõudes Nyandomani.

Lõunapoolsemate piirkondade kliimas toimusid jäätumise tõttu muutused. Sel ajal aitasid Ida-Euroopa tasandiku lõunapoolsemates piirkondades hooajalise lumikatte jäänused ja lumeväljad kaasa intensiivsele nivatsioonile, solifluktsioonile ja asümmeetriliste nõlvade moodustumisele erosiooniliste pinnavormide läheduses (kurud, kuristik jne). .

Seega, kui jääd eksisteerisid Valdai jäätumise piires, siis periglatsiaalses vööndis tekkis nivalreljeef ja ladestused (mittekivisavi). Tasaniku liustikuvälised lõunapoolsed osad on kaetud paksude lössi ja lössilaadsete savikihtidega, mis on sünkroonsed jääaegadega. Sel ajal, seoses jäätumist põhjustanud kliima niisutamisega ja võib-olla ka neotektooniliste liikumistega, toimusid Kaspia mere vesikonnas meretransgressioonid.

Neogeeni-kvaternaari aja looduslikud protsessid ja tänapäevased kliimatingimused Ida-Euroopa tasandiku territooriumil määrasid kindlaks erinevat tüüpi morfoskulptuurid, mis on oma leviku poolest tsoonilised: Põhja-Jäämere mere rannikul, krüogeensusega mere- ja moreentasandikud. pinnavormid on laialt levinud. Lõuna pool asuvad moreentasandikud, mis on erinevates etappides muutunud erosiooni ja periglatsiaalsete protsesside tõttu. Mööda Moskva jäätumise lõunaperifeeriat kulgeb laiusalade riba, mida katkestavad kõrgendatud lössilaadsete liivsavitega kaetud jäänukid, mida tükeldavad kuristikud ja kuristik. Lõuna pool on kõrgendike ja madaliku vooluveeliste iidsete ja tänapäevaste pinnavormide riba. Aasovi ja Kaspia mere rannikul on neogeen-kvaternaari tasandikud erosioonilise, depressiooni-vajumise ja eoliaalse reljeefiga.

Suurima geostruktuuri - iidse platvormi - pikk geoloogiline ajalugu määras erinevate mineraalide kuhjumise Ida-Euroopa tasandikul. Kõige rikkalikumad rauamaagi leiukohad (Kurski magnetanomaalia) on koondunud platvormi vundamenti. Platvormi settekiht on seotud kivisöe (Donbassi idaosa, Moskva vesikond), nafta- ja gaasimaardlatega paleosoikumi ja mesosoikumi maardlates (Uurali-Volga vesikond), põlevkiviga (Syzrani lähedal). Ehitusmaterjalid (laulud, kruus, savi, lubjakivid) on laialt levinud. Settekattega on seotud ka pruunid raudkivid (Lipetski lähedal), boksiidid (Tihvini lähedal), fosforiidid (mitmes piirkonnas) ja soolad (Kaspia mere lähedal).

See füüsiline ja geograafiline riik, mille pindala on umbes 4 miljonit ruutmeetrit. km - suurim Venemaal. Geograafilises kirjanduses on paika pandud idee Venemaa tasandiku ja Ida-Euroopa platvormi piiride kokkulangemisest. Viimaste piirid kulgevad läänes mööda joont: Skandinaavia poolsaare lõunaosa - Doonau suudme - Perekopi maakitsus - Seversky Donetsi alamjooks - Volga delta - Mugodzhari; idas - piki Uurali läänejalami. Venemaa tasandiku territoorium on jagatud halduspiiridega välis- ja Venemaa osadeks. Peame uurima osa Ida-Euroopa tasandikust endise NSV Liidu piirides.

Geoloogiline areng. See Venemaa tasandiku osa põhineb kahel teise järgu geostruktuuril: Vene plaadil ja Ukraina kilbil. Sarnaselt Baltic Shieldiga elasid nad üle tuuma-, protoplatvormi- ja platvorm-geosünklinaalse arenguperioodi (vt vastavat jaotist). Fanerosoikumis erines Vene plaadi areng väga palju kilpide tekkeloost. Tema sihtasutus keerulised ortogonaalsed ja diagonaalsed rikkesüsteemid jaotati paljudeks plokkideks, mis kogesid diferentseeritud vajumist. Juba eelkambriumis pandi murrangute äärde maha suur hulk kitsaid lineaarselt piklikke lõhetaolisi struktuure, mida N. S. Shatsky nimetas aulakogeenideks. Ripheas hakkasid nende põhja kogunema vulkanogeensed ja settelised kihid. Fanerosoikumis hõlmas settimine kogu geostruktuuri ala, sõltumata keldri reljeefist - kate kujunes ja geostruktuur oli muutumas kahekorruseliseks (plaat). Aktiivselt jätkati ka sihtasutuse ümberkujundamisprotsesse.

Aulakogeenide areng kulges kahel viisil: konserveerimine või muundumine sünekliisideks või eksagonaalseteks süvenditeks (vt üldülevaate vastavat jaotist). Keldri pinda ujutas üle madal epiplatvormmered, mille põhjas toimus järjestikku settimine. Merede üleastumised pole kunagi katnud kogu Vene laama pinda korraga. Varapaleosoikumis (kambrium, ordoviitsium, silur) tungisid nad arglikult laama äärmisesse loodesse, moodustades liivased-savikihid (mitte tsementeerunud!) Glint. Devoni mered hõlmasid palju suuremaid loodealasid (peamine Devoni väli). Karboni perioodi mere- ja laguunifaatsid katavad Moskva hobuseraua eeslinnasid loodest ja lõunast. Permi perioodi laguunisetted täitsid Vene laama kirdeosa ja Tsis-Uurali ääreala (peamise Permi väli) struktuure. Nii katsid paleosoikumi üleastumised Vene laama põhjariba, läbides seda järjestikku läänest itta.

Mesosoikumis nihkus üleastumiste maksimum plaadi keskmisele ribale. Triiase laguunifaatsid kattusid Permi ladestutele, eendudes eriti tugevalt keskvööndisse ehitise tsis-Uurali osas. Juura ladestused peegeldasid laguunide edasist vähenemist keskmises vööndis. Kriidiajastul levisid mere- ja laguunimaardlad tohututel aladel, eriti keskvööndi lääneosas. Kainosoikumis hõlmas üleastumiste maksimum Venemaa laama lõunaosa, nihkudes järjest läänest itta.

Geotektooniline struktuur . Alumine konstruktsiooniline põrand Vene plaat ja Ukraina kilp sarnaselt Baltic Shieldi vundamendiga (vt vastavat lõiku). Plaadi koostises eristuvad kolmanda järgu geostruktuurid: sünekliisid (Moskva, Läänemere, Must meri), eksagonaalsed lohud (Kaspia, Petšora), antekliisid (Volga–Uural, Voronež, Valgevene ja nende lähedal asuvate naaberkilpide nõlvad). - Balti ja Ukraina). Katte paksus antekliiside sees on väike (Voroneži antekliis minimaalne 40 m), sünekliisides ulatub 2–3, eksagonaalsetes süvendites 9–25 km-ni. Sünekliiside ja eksagonaalsete süvendite põhiliste erinevuste kohta vt üldülevaate vastavat jaotist. Pinnal Ukraina kilp seal on õhuke paleogeeni ja neogeeni ladestu kate, mistõttu aluspõhja kivimid paljanduvad vaid suurte jõgede orgudes. struktuurid Timani tõus sarnased kilpidega, kuid need on välja töötatud Ripheani volditud kompleksides ja olid Baikali ajastul kokku voltitud. Ida-Euroopa platvorm moodustab olulise osa Euraasia litosfääri plaadist, mis praktiliselt ei kogenud olulisi horisontaalseid nihkeid.

Leevendus. Orograafia ja hüpsomeetria . Vene tasandiku muistne reljeef pole selle kiire muutlikkuse tõttu säilinud. Kaasaegne reljeef tekkis uusima tektoonika mõjul. Tõusud olid väga nõrgad, nõrgad, harva mõõdukad. Kaspia, Petšora ja Musta mere madalikul täheldati nõrka vajumist. Viimaste liikumiste selline eristumine nende üldise madala intensiivsusega tõi kaasa erineva kõrgusega tasandike üldise leviku. Venemaa tasandiku põhjaribal domineerivad madalikud: Petšora ja Dvinsko-Mezenskaja (mille üldisel madaliku taustal on hajutatud kuni 275–300 m kõrgused väikesed künkad). Neid eraldavad 200–300 m kõrgused Timani ja Kanina Kamenya kõrgused Äärmisel läänes laiub kompleksselt tükeldatud Läänemere tasandik, mille madalal taustal paistavad silma madalad (maksimaalselt 145–300 m) kõrgendikud: Kurzeme, Vidzemskaja, Žjamaitskaja.

Keskmises sõidurajas vahelduvad mägismaa ja madalikud. Mööda põhjamäestiku, Valdai, Smolenski-Moskva, Valgevene ja väiksemaid kõrgendikke kulgeb Klin-Dmitrovi seljandik põhja- ja lõunasuuna jõgede valgala. Nendega vahelduvad madalikud metsamaa - Vjatsko-Kama, Unžensko-Vetlužskoe, Meshcherskoe, Pripyatsko-Dnepri. Lõunas vahelduvad meridionaalselt orienteeritud kõrgustikud: Kõrg-Trans-Volga (Common Syrt ja Bugulma-Belebeevskaya); Privolžskaja ja Ergeni; Kesk-Venemaa ja Donetski mäestik; Volõn, Dnepr, Podolsk, Kodry ja madalikud: Madal Trans-Volga, Oka-Don, Pridneprovskaja. Kunagi viis see vaheldumine reljeefi lainetaolisuse õpetuse esilekerkimiseni.

Venemaa tasandiku lõunaosas läheb domineerimine uuesti üle madalatele tasandikele (Kaspia, Kumo-Manychi lohud, Must meri ja Põhja-Krimm). Kõrgeimad kõrgused, ligi 500 m, ulatuvad Karpaatidega külgnevatele aladele, minimaalset kõrgust täheldatakse Kaspia mere kallastel ja on 26 m allpool merepinda.Vene tasandiku keskmine kõrgus on hinnanguliselt 170 m.

Morfostruktuur. Vene laama katte horisontaalsetel ja subhorisontaalsetel kihtidel domineerib selgelt kihiliste tasandike morfostruktuur. Ida-Euroopa tasandiku äärealadel valitseb tasane (mitte üle 3–5 kraadi) monokliinne allapanu ning sageli täheldatakse nõrkade ja soomuskihtide vaheldumist. See toob kaasa monokliinse kihiga tasandike moodustumise, millel on lai asümmeetriliste harjade levik - cuestas. Klassikalised on Vene tasandiku loodeosa cuestad. Soome lahe lõunaranniku ja Laadoga järve ääres tekkisid Kambriumi, Ordoviitsiumi ja Siluri kihtides kuestad, mida hakati kutsuma Glindiks (ehk Balti-Laadoga astanguks). Kuestad arenevad välja ka Devoni põhiväljal ja süsiniku kihtide vööndis.

Venemaa tasandiku keskpiirkondades valitseb horisontaalne allapanu, millesse on moodustunud sängitatud-denudatsiooniga kõrgendikud (Kesk-Venemaa, Volga jt). Habraste ja soomuskihtide vaheldumisel moodustuvad astmelise reljeefiga mitmekihilised-kihilised tasandikud. Madalatel tasandikel tekkisid kuhjuvad tasandikud, millest suurimad on Kaspia, Must meri, Petšora, Oka-Donskaja. Dnepri kõrgustikul, kus õhukese katte all asuvad Ukraina kilbi keldri kristalsed kivimid, moodustus poolmaetud keldritasandiku morfostruktuur. Timani ja Donetski seljandikul tekkisid soklitasandikuga sarnased struktuursed-denudatsioonilised seljandiku kõrgendused.

Antropogeensete sündmuste mõju reljeefile. Pleistotseeni jäätumine . Koos Alpide ja Põhja-Ameerikaga oli Venemaa tasandik pleistotseeni uurimise omamoodi katsepolügooniks. Välja on pakutud mitmeid uurimismeetodeid, mille hulgas on erilise tähtsusega stratigraafilised ja paleontoloogilised meetodid. Stratigraafiline meetod eeldab pleistotseeni geoloogiliste läbilõigete ja eelkõige moreenide, fluvioglatsiaalsete lademete ning periglatsiaalses piirkonnas lössi ja liivsavi üksikasjalikku uurimist ja võrdlemist. Paleontoloogiliste jäänuste hulgas on oluline osa taimejäänustel, mis jagunevad tavaliselt kaheks kompleksiks. Kompleksne driaadiline taimestik on tüüpiline liustikule. Tema jaoks on tavalised polaarpaju ja kase jäänused, nurmkana või driaadi, samblad, ränivetikad ja muud külmakindlad esindajad. Tüüpiline interglatsiaalidele brazenieva taimestik (vesiroos, jugapuu, sarvpuu, fossiilne sarapuu, pärn, holly, metsviinamarjad).

Okskoe jäätumine hõlmas suuri alasid, selle lõunapiir asus maksimaalsest jäätumise piirist vaid veidi põhja pool. Liustik liigutas eriti palju lahtist, sageli liivast materjali ja tasandas pinda. Maksimaalne Dnepri liustiku paksus Venemaa tasandiku lõunapiirkondades ei ületanud 500–700 m (keskel -4900 m), kuna see ei suutnud katta Kesk-Vene kõrgustikku. Selle kaugele lõunasse tungimist soodustas eelnev pinna tasandamine Oka liustiku poolt, jää suhteliselt “kõrge” temperatuur ning sellest tulenevalt jää plastilisus ja tugev kastmine. Liustiku tohutu mass "surutas" maakoorest läbi umbes 1 km ja jää liikudes tekitas liustiku dislokatsioone. Lõunapiiril on liustiku rõhk tugevalt nõrgenenud, terminaalsed moreenid on õhukesed, kuid hüdroglatsiaalsete lademete ulatus on märkimisväärne. ajal Moskva jäätumine, Valdai kõrgustiku mõjul jagunes liustik kaheks suureks keeleks, millest üks liikus lõunasse, teine ​​kagusse. Valdai liustik arenes välja eriti karmi kliimaga, mistõttu jää oli kõva ja madala plastilisusega, liustiku edasiliikumine oli minimaalne, kuid eksareerumine süvenes, moreensademed rikastusid rändrahnidega, moreenreljeefi vormid olid tugevad. kõige selgemini väljendatud.

Pleistotseeni periglatsiaalses vööndis oli igikelts laialt levinud. Maksimaalse jäätumise ajastul ulatus selle lõunapiir Volga, Doni ja Dnepri alamjooksuni. Holotseenis lagunes see kiiresti 1–1,5 tuhande aasta jooksul. Säilinud on krüogeense reljeefi reliktsed vormid - lõhe-polügonaalsete moodustiste jäljed, veenijää “kiilud”, termokarsti süvendid jm. Laialdaselt levitati eoolilisi vorme, mille säilmeid leidub tänapäevasel reljeefil: metsaalade välistasandikel - liivased moodustised (düünid, seljandikud), Moskva laiuskraadist lõunamere rannikuteni - tasandatud reljeef lösimaardlates. . Viimases, pleistotseenis, tekkis juba oru-tala reljeef.

Musta mere – Kaspia basseini areng . Rütmiliste kliimamuutuste ja tektooniliste liikumiste mõjul ilmnesid Venemaa tasandiku lõunaosas järgmised üleastumised (vt tabel 2).

Tabel 2. Musta mere-Kaspia basseini üleastumised pleistotseenis.