Компоненты тренировочных нагрузок, определяющие направленность и величину воздействия. Объем и интенсивность тренировочных нагрузок

Тренировочные нагрузки определяются следующими компонентами: 1) характером упражнений; 2) интенсивностью упражнений; 3) продолжительностью отдельных упражнений; 4) продолжительностью и характером отдыха между отдельными упражнениями; 5) числом повторений упражнений (длительностью работы).

1. Характер упражнений – по относительному количеству мышц, вовлечённых в работу в данном упражнении. По характеру воздействия все упражнения могут быть подразделены на три основные группы: общего, частичного (регионального) и локального воздействия . К упражнениям общего воздействия относятся те, при выполнении которых в работе участвуют 2/3 и более общего объёма скелетных мышц; частичного – от 1/3 до 2/3 общего объёма мышц; локального – до 1/3 всех мышц.

Упражнения общего воздействия: бег на лыжах, единоборства, спортигры, академическая гребля и т. п. Упражнения частичного воздействия: легкоатлетический бег, велоезда, бег на коньках, гребля на байдарке и т. п. Упражнения локального воздействия: общеразвивающие упражнения и силовые упражнения на отдельные группы мышц.

2. Интенсивность упражнений – в значительной мере определяет величину и направленность воздействий тренировочных воздействий на организм спортсмена. В современной классификации тренировочных нагрузок выделяют пять зон интенсивности , которые имеют определённые физиологические границы и педагогические критерии, широко распространённые в практике тренировки.

Первая зона – аэробная восстановительная .

Малоинтенсивная работа аэробной направленности: «фоновые нагрузки» - разминка, заминка, восстановительные занятия, продолжительностью не более часа. Частота сердечных сокращений (ЧСС) – 130 – 140 уд/мин. Лактат в крови не превышает 2-х миллимоль на литр (Мм/л), потребление кислорода достигает 40 – 60% от МПК. Обеспечение энергией происходит за счёт окисления жиров (до 50%), мышечного гликогена и глюкозы крови. Работа обеспечивается красными (медленными) мышечными волокнами, которые обладают свойствами полной утилизации лактата, и поэтому он не накапливается в крови и в мышцах. Верхней границей этой зоны является скорость (мощность) аэробного порога (лактат 2 Мм/л).

Объём работы в течении макроцикла в этой зоне в разных видах спорта составляет до 20% от общего объёма работы.

Вторая зона – аэробная развивающая .

ЧСС: 140 – 160 уд/мин. Лактат в крови до 4 Мм/л., потребление кислорода 60 – 80% от МПК. Обеспечение энергией происходит за счёт окисления (сгорания) гликогена. Тренировочная деятельность в этой зоне может продолжаться до 2 – 3 часов и более. Основные методы тренировки: непрерывный и интервальный. Объём работы в этой зоне в макроцикле (периоде, этапе подготовки) составляет до 40 – 60% от общего объёма работы.

Третья зона – смешанная аэробно-анаэробная .

ЧСС: 160 – 180 уд/мин. Лактат в крови до 8 – 10 Мм/л., потребление кислорода 80 – 100% от МПК. Обеспечение энергией происходит за счёт окисления гликогена и глюкозы и расщепления (без участия кислорода) гликогена. Тренировочная деятельность в этой зоне может продолжаться до 1,5 – 2 часов. Основные методы тренировки: непрерывный и интервальный. Объём работы в этой зоне в макроцикле, в разных видах спорта составляет от 10 до 35% от суммарного объёма работы.

Четвёртая зона – анаэробно-гликолитическая .

ЧСС: 180 уд/мин. и выше. Потребление кислорода: от 100 до 80% от МПК. Обеспечение энергией происходит в основном за счёт расщепления гликогена (гликолиза), что приводит к высоким величинам концентрации лактата в крови до 20 – 25 Мм/л. Отмечаются высокие величины кислородного долга. Основной метод тренировки - интервальный с неполными или сокращёнными интервалами отдыха. Объём работы в этой зоне в макроцикле, в различных видах спорта составляет от 2 до 7 – 10% от общего объёма работы.

Пятая зона – анаэробно-алактатная .

В связи с максимальной интенсивностью и кратковременностью выполнения отдельных упражнений в этой зоне (от 1 - 3 секунд до 15 – 20 секунд), ЧСС и лёгочная вентиляция не успевают достичь высоких показателей. Поэтому показатели ЧСС не информативны, показатели лактата невысоки: до 5 – 8 Мм/л. Обеспечение энергией при работе происходит анаэробным путём за счёт расщепления креатинфосфата. После 10 секунд работы с максимальной интенсивностью к энергообеспечению начинает подключаться гликолиз и в мышцах начинает накапливаться лактат. Объём работы в макроцикле в разных видах спорта составляет от 2 до 5 -8% от общего объёма работы.

3. Продолжительность отдельных упражнений.

В процессе спортивной тренировки в разных видах спорта используются упражнения различной продолжительности от 2 – 3 секунд до 2 – 3 часов и более. Продолжительность упражнений определяется спецификой вида спорта и задачами, которые решают отдельные упражнения или комплексы упражнений.

3.1. Если тренировочное занятие направлено на развитие скоростных способностей или скоростно-силовых способностей (анаэробно-алактатная производительность – 5-я зона), то продолжительность отдельных упражнений должна быть в пределе от 1-3 секунд до 15 – 20 секунд, выполняемых с максимальной интенсивностью.

3.2. При направленности тренировочного занятия на повышение анаэробно-гликолитических возможностей – 4 – я зона, продолжительность отдельных упражнений составляет от 20 – 30 секунд до 2 – 3 минут.

3.3. Продолжительность отдельных упражнений в 3-ей зоне интенсивности. Если при выполнении тренировочных нагрузок в 5-ой и 4-ой зонах интенсивности применяется только интервальный метод, то в 3-ей и 2-ой зонах интенсивности можно применять непрерывный и интервальный методы. При использовании непрерывного метода в 3-ей зоне интенсивности продолжительность работы может быть до 1,5 часов, а при использовании интервального метода продолжительность отдельных упражнений может составлять от 1 – 2 минут до 6 – 8 минут.

3.4. Продолжительность отдельных упражнений во второй зоне интенсивности.

При использовании непрерывного метода продолжительность работы может быть от 2 – 3 часов и более, а при использовании интервального метода – от 1 – 2 минут до 8 – 10 минут.

4. Продолжительность и характер интервалов отдыха.

Продолжительность интервалов отдыха является тем фактором, который наряду с интенсивностью работы определяет её преимущественную направленность. Длительность интервалов отдыха необходимо планировать в зависимости от задач и используемого метода тренировки. Например, в интервальной тренировке, направленной на преимущественное повышение уровня аэробной производительности, следует ориентироваться на интервалы отдыха, при которых ЧСС в конце паузы снижается до 120 – 130 уд/мин. Это позволяет вызвать в деятельности систем кровообращения и дыхания сдвиги, которые в наибольшей мере способствуют повышению функциональных возможностей сердечно-сосудистой системы.

При планировании длительности интервалов отдыха по показателям работоспособности следует различать следующие типы интервалов:

4.1. Полные интервалы – продолжительность пауз гарантирует относительное восстановление работоспособности к началу очередного упражнения .

4.2. Неполные интервалы – составляют примерно 70 – 80% времени, необходимого до полного восстановления работоспособности, то есть очередное выполнение упражнения приходится на состояние недовосстановления .

4.3. Сокращённые интервалы – повторное выполнение упражнения приходится на фазу значительно сниженной работоспособности (60 – 70% времени, необходимого до восстановления работоспособности).

Развитие скоростных качеств, освоение новых технических приёмов и двигательных действий, обучение индивидуальным и групповым технико-тактическим действиям требуют использования полных интервалов.

Развитие специальной выносливости , повышение анаэробно-гликолитических возможностей, совершенствование хорошо освоенных технико-тактических действий в условиях, приближенных к соревновательным возможны при сокращённых или неполных интервалах отдыха.

По характеру отдых между упражнениями может быть активным и пассивным. При пассивном отдыхе спортсмен не выполняет никакой работы, при активном – заполняет паузы дополнительной деятельностью малоинтенсивного характера, ускоряющей процессы восстановления (бег трусцой, упражнения на растягивание и расслабление мышц и т. д.).

5. Число повторений упражнений (длительность работы).

Число повторений упражнений влияет на величину нагрузки, а также на характер реакции организма на выполняемую тренировочную работу и на её направленность.

Например, интервальное выполнение упражнений длительностью от 1 - 3 сек. до 15 с. с высокой интенсивностью, с полными интервалами отдыха (5-я зона) сначала мобилизует анаэробные алактатные возможности (КрФ). Однако после 5 – 6-го повторения креатинфосфат уже не успевает восстанавливаться, накапливается молочная кислота в крови, скорость выполнения упражнений снижается, и упражнение уже будут выполняться за счёт анаэробно гликолитического механизма знергообразования (4-я зона). Если дальше продолжать эту же работу, то этот механизм энергообразования также исчерпывается, и в дальнейшей работе всё боле будут увеличиваться аэробные механизмы энергообразования (3-я зона). Фактически такая работа будет выполняться в 5-й, 4-й и 3-ей зонах интенсивности, т. е. занятие будет комплексной направленности.

Выполняя такую же спринтерскую работу по объёму и интенсивности, но серийно-интервальным методом, спортсмен будет выполнять её только в 5-й зоне интенсивности.

(30 м. * 5р./2 мин. отдыха) * 4 серии/ 8 мин. отдыха между сериями = 600 метров (5-я зона)

30 м. * 20 раз/2 мин. отдыха = 600 метров (5-я, 4-я, 3-я зоны).

Таким образом, определяя число повторений, можно осуществить как избирательное, так и комплексное воздействие на организм спортсмена и, следовательно, влиять на направленность тренировки.

Длительность тренировочной программы определяет величину нагрузки (большая, значительная, средняя, малая) при выполнении тренировочной нагрузки непрерывным методом.

Тектонические движения являются одним из важнейших факторов в развитии геологических процессов, изменяющих лик Земли. Они приводят к преобразованию земной коры, изменяют формы рельефа поверхности, очертания суши и моря, воздействуя тем самым на климат.

Тектонические движения влияют на вулканизм, на процессы осадконакопления и определяют размещение полезных ископаемых в земной коре.
Тектонические движения выражаются в виде медленных поднятий и опусканий, приводящих к трансгрессиям и регрессиям моря в виде общего смятия земной коры с образованием высоких

горных массивов и глубоких впадин, образованием складок, а также в форме разрушительных землетрясений, которые сопровождаются возникновением трещин со значительным смещением блоков коры по вертикали и горизонтали.
В зависимости от направления напряжения тектонические движения подразделяют на вертикальные (радиальные) и горизонтальные (тангенциальные). При анализе вертикальных движений различают восходящие (положительные) и нисходящие (отрицательные) движения. Этим движениям чаще соответствуют медленные, плавные поднятия или опускания, охватывающие территории континентов и океанических впадин или их частей. Это эпейрогенические движения (греч. "эпейрос" - материк).
Движения тангенциальные (по касательной к поверхности земной коры) связаны с определенными зонами и приводят к существенным деформациям земной коры. Это орогенические движения (греч. "орос" - гора).
Тектонические движения и возникающие при этом структуры земной коры изучают геотектоника и структурная геология.
Для восстановления тектонических движений прошедших эпох используют специальные методы, позволяющие воссоздать общую картину тектонических движений для определенной эпохи.
О характере современных тектонических движений мы судим, наблюдая современные процессы, которые наглядно проявляются в областях активных землетрясений и вулканизма: 1) современные вертикальные тектонические движения фиксируются путем повторного нивелирования; 2) новейшие движения, т.е. происходившие в неоген-четвертичное время, изучают с помощью геоморфологических методов, анализируя рельеф поверхности Земли, морфологию речных долин, расположение морских террас, мощность четвертичных отложений.
я,". Значительно труднее изучать тектонические движения прошлых геологических эпох. Методами изучения этих движений являются: 1) анализ стратиграфического разреза; 2) анализ литолого-палеогеографических карт; 3) анализ мощностей; 4) анализ перерывов и несогласий; 5) структур-цый анализ; 6) палеомагнитный анализ; 7) формационный анализ.

Анализ стратиграфического разреза позволяет проследить тектонические движения не
большого участка земной коры в течение длительного времени. Исходным материалом для анализа
является стратиграфический разрез (колонка), который необходимо исследовать с позиций измене
ния обстановки накопления пород в их стратиграфической последовательности.
Изучая вещественный состав, структурные и текстурные особенности пород, заключенные в них окаменелости, удается выделить типы отложений, которые накапливаются на различных гипсометрических
уровнях относительно уреза воды морского бассейна и соответственно охарактеризовать обстановку осадконакопления. Отрицательные тектонические движения в условиях стабильного выноса обломочного материала в бассейн приводят к углублению его дна и смене вверх по разрезу мелководных отложений более глубоководными. Наоборот, положительные тектонические движения приводят к обмелению бассейна и смене по разрезу глубоководных отложений мелководными, наземными и далее размывом ранее накопившихся отложений. Отрицательные тектонические движения способствуют развитию морских трансгрессий, а положительные вызывают регрессию.
2) Литолого-палеогеографический анализ. Анализ литолого-палеогеографических карт позволяет судить о направленности движений и распределении прогибов и поднятий на площади. Обычно
области аккумуляции отложений соответствует отрицательная структура, области денудации - положи
тельная. В связи с дифференцированностью движений на фоне крупной отрицательной структуры могут выделяться участки относительных поднятий с морскими мелководными отложениями среди более глубоководных. Такой участок представляет собой подводное поднятие - отмель и может соответствовать растущей антиклинальной структуре. Участок распространения относительно глубоководных
отложений среди мелководных должен отвечать впадине на дне бассейна.
Обычно характер тектонических движений более отчетливо выявляется при анализе литолого-палеогеографических карт, составленных для нескольких последовательных отрезков времени.
3) Анализ мощностей. На участках ускоренного прогибания накапливаются осадки большей
мощности, на участках замедленного прогибания - меньшей мощности, в областях воздымания -
мощности равны нулю.
Данные о мощностях одновозрастных отложений наносят на карты; точки равных мощностей соединяют линиями - изопахитами (рис. 23). По картам с изопахитами можно судить о распределении участков относительных прогибов и поднятий. Однако анализ мощностей необходимо совмещать с анализом фациаль-
Рис. 23. Карта равных мощностей одновозрастной песчано-глинистой толщи (изолинии мощностей намечают положение прогиба, формировавшегося во время осадконакопления): / - точка замера и мощность (в м); 2 - изолинии мощностей (изопахиты). (Заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
ной обстановки накопления осадка, т.к. он применим только для определенных условий осадконакопления, когда скорость прогибания ложа компенсируется скоростью накопления на нем
осадков. В случае декомпенсированного разреза в течение огромных промежутков времени может
накопиться незначительный по мощности слой осадка.

4) Анализ перерывов и несогласий. Положительные тектонические движения в стратиграфическом разрезе выражаются сменой относительно глубоководных отложений мелководными,
мелководных - прибрежными и континентальными. В таком случае, если эти движения привели к
подъему накопившихся осадков выше уровня моря, начинается их размыв. При последующем погружении новая серия осадков ложится на размытую поверхность, которая называется поверхностью перерыва или поверхностью несогласия. Эти поверхности фиксируются выпадением из нормальной последовательности тех или иных стратиграфических подразделений, присутствующих
там, где положительные движения не проявлялись. Если отложения выше и ниже поверхности,
фиксирующей перерыв в осадконакоплении, залегают с одинаковыми углами наклона (стратиграфическое несогласие), можно говорить о медленных положительных движениях, охвативших
большие площади. Если наблюдаются резко отличные углы наклона (угловое несогласие), то ранее накопившиеся осадки к моменту нового погружения и осадконакопления испытали складкообразование, могли быть нарушены разрывами (рис. 24). Глубина размыва подстилающей толщи и
продолжительность перерыва в осадконакоплении свидетельствуют об амплитудах
Рис. 24. Стратиграфическое (а) и угловое (б) несогласия Последовательность событий: а - накопление осадков нижней пачки, поднятие, размыв кровли нижней пачки, погружение, накопление осадков верхней пачки; б - накопление осадков нижних пачек, поднятие, складкообразование и перемещение блоков по разлому, размыв, накопление осадков вевхней пачки (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
тектонических движений, приведших к несогласию между толщами пород. Толщи пород, отделенные от подстилающих и покрывающих отложений поверхностями угловых несогласий, называются структурными этажами. Каждый структурный этаж отвечает естественному историко-тектоническому этапу развития территории, который начался трансгрессией и осадконакоплением во время отрицательных движений и завершился подъемом территории и складчатостью. Каждый структурный этаж характеризуется специфичными формами залегания слоев.
5) Структурный анализ имеет важное значение при изучении горизонтальных движений,
так как позволяет качественно и количественно оценить величину горизонтальных движений во

Рис. 25. Слой, смятый при боковом сжатии д - длина крыла складки, ш - ширина складки, а -угол складки (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
время деформации слоев. Если мысленно распрямить слой, смятый в складки, образовавшиеся при боковом сжатии, протяженность такого выпрямленного слоя будет соответствовать первоначальной ширине прогиба до момента деформации слоя. Разность между суммой длины крыльев складок и суммой ширины тех же складок составит величину горизонтального сжатия слоя (рис. 25). Пользуясь графическим способом или геометрическими формулами, можно оценить амплитуду горизонтальных движений, приведших к образованию складок. Например, по рис. 25 можно представить, что, если средние углы складок равны 60°, горизонтальное сокращение поверхности было двукратным.
6) Палеомагнитный анализ. Способность горных пород намагничиваться во время своего
образования в соответствии с направлением геомагнитного поля и сохранять эту намагниченность
позволяет не только создать палеомагнитную геохронологическую шкалу, но и использовать данные палеомагнитного анализа для выявления горизонтальных тектонических движений. Определив среднее направление намагниченности пород определенного возраста, взятых из какого-либо
пункта на поверхности Земли, можно рассчитать положение магнитного полюса того времени в

координатах. Исследуя породы в их стратиграфической последовательности, по координатам вычерчивается траектория относительного перемещения полюса за время, соответствующее изученному интервалу стратиграфического разреза. Проделав такое же исследование по образцам, взятым из другого пункта, вычерчивается траектория перемещения полюса относительно пункта за тот же период времени.
Рис. 26. Траектория движения Северного полюса относительно Европы и Северной Америки за последние 400 млн. лет (заимствовано у Г.И.Немкова и др., 1986)
Если обе траектории совпадают по форме, то обе точки сохранили постоянное положение относительно полюсов. Если траектории не совпадают, то обе точки по-разному изменили свое положение относительно полюса. Так, например, траектории движения Северного полюса, рассчитанные для территории Северной Америки и для Европы за последние 400 млн. лет, существенно отличны (рис. 26). Это позволяет сделать вывод о горизонтальных перемещениях континентов в указанное время.
7) Формационный анализ является методом исследования строения и истории развития
земной коры на основе изучения пространственных взаимоотношений ассоциаций горных пород -
геологических формаций.
Геологическая формация представляет вещественную категорию, занимающую определенное положение в иерархии вещества земной коры: химический элемент - минерал - горная порода -геологическая формация - формационный комплекс - оболочка земной коры, -к Под формациями понимается совокупность фаций, которые образовались на более или менее значительном участке земной поверхности при определенных тектонических и климатических условиях и отличаются от других особенностями состава и строения. Отдельные фации могут быть образованы на различных участках земной поверхности. Однако их устойчивые и длительные сочетания, которые позволяют сгруппировать их в формации, возникают только в строго определенных тектонических и климатических условиях. По другому определению, геологической формацией можно называть закономерные ассоциации горных пород, связанные единством вещественного состава и строения, обусловленные общностью их происхождения (или сонахождения).
Термин "формация" был введен известным немецким геологом А.Г.Вернером еще в XVIII в. Долгое время до начала XX в. его употребляли в качестве стратиграфической категории, как и предложил автор. До сих пор в США для обозначения стратиграфических единиц употребляется термин "формация". В нашей стране формационный анализ нашел широкое применение в связи с тектоническим районированием и прогнозом полезных ископаемых. Заслуга в его развитии принадлежит многим русским ученым, в частности Н.С.Шатскому, Н.П.Хераскову, В.Е.Хаину, В.И.Попову, Н.Б.Вассоевичу, Л.Б.Рухину и другим исследователям.
Различают три типа формаций: осадочные, магматические и метаморфические. При изучения формаций выделяют главные (обязательные) и второстепенные (необязательные) члены ассоциации. Главные члены ассоциации характеризуют определенную формацию, т.е. устойчивую ассоциацию, повторяющуюся в пространстве и во времени. По названию главных членов ассоциации дается название формации. Набор второстепенных членов подвержен существенным изменениям. В зависимости от вещественного состава типы формаций делятся на группы. Например, среди осадочных формаций можно выделить группы глинисто-сланцевых, известняковых, сульфатно-галогенных, кремнистых, мелкообломочно-кварцевых, мелкообломочных полимиктовых и др.; среди вулканогенных - группы базальтово-диабазовых (трапповых), липарито-дацитовых, андезитовых формаций и др.
Главными факторами, определяющими формирование устойчивых ассоциаций осадочных горных пород, являются тектонический режим и климат, а магматических и метаморфических пород - тектонический режим и термодинамическая обстановка.
Основными признаками осадочных формаций являются: 1) набор слагающих их ассоциаций главных горных пород, которые совместно отвечают фациям или генетическим типам; 2) характер переслаивания этих пород в вертикальном разрезе; ритмичное строение; 3) форма тела формации и его мощность; 4) наличие в ней каких-то характерных аутигенных минералов, своеобразных горных пород или руд; 5) преобладающая окраска, в той или иной степени несущая генетическую информацию; 6) степень диагенетических или метаморфических изменений.
Названия осадочным и осадочно-вулканогенным формациям обычно даются по преобладающим литологическим компонентам (песчано-глинистая, известняковая, доломитовая, эвапоритовая) с одновременным указанием физико-географической обстановки образования (морская, континентальная, лимническая), нередко за многими формациями закрепились названия по присутствию акцессорных минералов (глауконитовая) или полезных ископаемых (угленосная, бокситоносная).
Главными факторами, определяющими облик осадочных формаций, являются следующие: 1) характер тектонического режима в областях размыва и накопления; 2) климатические условия; 3) интенсивность вулканизма. От многократного сочетания перечисленных условий и быстрой изменчивости в пространстве и во времени создается чередование генетических типов пород, входящих в состав формаций. От этих же факторов зависит и общее распределение формаций на земной поверхности.
В зависимости от тектонического режима выделяются три класса формаций: платформенный, геосинклинальный, орогенный. Большинство осадочных формаций могут служить надежны
ми индикаторами тектонического режима. Например, формации мергелисто-меловые, каолиновых
глин, кварцевых песчаников, глинисто-опоковая свидетельствуют о платформенном режиме осад-
конакопления, а осадочные флишевые, кремнисто-карбонатные, кремнисто-сланцевые, яшмовые
формации являются индикаторами геосинклинального режима. Широкое развитие осадочных гру-
бообломочных формаций указывает на орогенный режим.
Еще более определенное заключение о тектонических режимах можно сделать на основе анализа магматических формаций, если иметь в виду, что ряд пород: основные - средние - кислые ~
щелочные соответствуют последовательности развития магматических извержений при смене геосинклинального режима орогенным и далее платформенным.
Площади распространения определенных формаций контролируются тектоническими структурами, развитием которых обусловлено пространственное ограничение формаций. Поэтому, изучая закономерности распространения формаций в пространстве, мы тем самым устанавливаем размещение тектонических структур во время образования формаций. Эволюция тектонического режима приводит к последовательной смене в разрезе геологических формаций. Располагая данными об условиях формирования комплексов горных пород, сменяющихся по вертикали, можно сделать вывод об изменении тектонического режима.
Так, например, если мощная толща флишевых формаций с характерными тонкими, закономерно ритмично переслаивающимися пластами песчаников, алевролитов и аргиллитов, перекрыта толщей грубообломочных морских и континентальных отложений - молассами, делается вывод, что геосинклинальные условия сменились орогенными. Этот вывод основан на существующих представлениях о тектонических условиях накопления флишевых и молассовых формаций.
Анализ формаций дает возможность классифицировать тектонические структуры, выделяя, их особые типы, например, типы прогибов. Повторяемость типичных формаций в пространственно разобщенных структурах позволяет наметить общую этапность в истории тектонического развития структур, сравнить наборы формаций близких по типу структур разного возраста и т.д.
Особое направление в изучении и классификации осадочных формаций составило направление, основанное на учете содержания в них промышленных концентраций определенных видов полезных ископаемых. На этом основании выделяются угленосные, соленосные, фосфоритонос-ные, бокситоносные, железорудные, латеритные, нефтеносные и целый ряд других формаций.
Последовательность при изучении и выделении формаций следующая. Вначале в разрезе производится выделение толщ пород, отличающихся по литологическому составу, разделенных четко выраженными поверхностями напластования, границами перерывов или размывов (стратиграфический перерыв и несогласия). Затем проводится изучение группы пород (ассоциации), входящих в состав выделенного естественного комплекса, т.е. парагенетический анализ. Одновременно определяются и изучаются цикличность строения формации или иные структурно-текстурные признаки. Далее выясняются фациальная природа каждого входящего в состав формации типа пород и их сочетание в разрезе, т.е. осуществляется фациальный анализ. На этом основании определяется генетический тип отложений, устанавливается физико-географическая (ландшафтная) обстановка формирования формации. В заключительной фазе формационного анализа определяются климатический и тектонический режимы времени и места формирования формаций. Таким образом проводятся палеоклиматический и формационно-тектонический анализы.
Теоретическое значение изучения осадочных и осадочно-вулканогенных формаций состоит в возможности восстановления по ним древней тектонической, климатической и ландшафтной зональности. Практическое значение формационного анализа обусловливается приуроченностью к определенным формациям соответствующих видов полезных ископаемых.

Существует несколько классификаций тектонических движений. Согласно одной из них эти движения можно подразделить на два типа: вертикальные и горизонтальные. В первом типе движений напряжения передаются в направлении, близком к радиусу Земли, во втором — по касательной к поверхности оболочек земной коры. Очень часто эти движения бывают взаимосвязаны или один тип движений порождает другой.

В разные периоды развития Земли направленность вертикальных движений может быть различной, но результирующая их составляющих направлена либо вниз, либо вверх. Движения, направленные вниз и ведущие к опусканию земной коры, именуются нисходящими, или отрицательными; движения, направленные вверх и ведущие к подъему, — восходящими, или положительными. Опускание земной коры влечет за собой перемещение береговой линии в сторону суши - трансгрессию, или наступление моря. При поднятии, когда море отступает, говорят о его регрессии.

Исходя из места проявления тектонические движения подразделяют на поверхностные, коровые и глубинные. Существует также деление тектонических движений на колебательные и дислокационные.

Колебательные тектонические движения

Колебательные, или эпейрогенические, тектонические движения (от греч. эпейрогенез — рождение материков) являются преимущественно вертикальными, обще коровы ми или глубинными. Их проявление не сопровождается резким изменением первоначального залегания горных пород. На поверхности Земли нет участков, которые бы не испытывали этого типа тектонических движений. Скорость и знак (поднятие-опускание) колебательных движений меняются и в пространстве, и во времени. В их последовательности наблюдается цикличность с интервалами от многих миллионов лет до нескольких столетий.

Колебательные движения неогена и четвертичного периода получили название новейших, или неотектонических. Амплитуда неотектонических движений может быть достаточно большой, например, в горах Тянь-Шаня она составила 12-15 км. На равнинах амплитуда неотектонических движений намного меньше, но и здесь многие формы рельефа — возвышенности и низменности, положение водоразделов и речных долин — связаны с неотектоникой.

Новейшая тектоника проявляется и в настоящее время. Скорость современных тектонических движений измеряется миллиметрами и, реже, первыми сантиметрами (в горах). Например, на Русской равнине максимальные скорости поднятия — до 10 мм в год — установлены для Донбасса и северо-востока Приднепровской возвышенности, а максимальные опускания — до 11,8 мм в год — для Печорской низменности.

Устойчивые опускания за историческое время свойственны территории Нидерландов, где человек уже много столетий борется с наступающими водами Северного моря путем создания дамб. Почти половину этой страны занимают польдеры — возделанные низменные равнины, лежащие ниже уровня Северного моря, остановленного дамбами.

Дислокационные тектонические движения

К дислокационным движениям (от лат. дислокатиос - смещение) относятся тектонические движения различной направленности, в основном внутрикоровые, сопровождающиеся тектоническими нарушениями (деформациями), т. е. изменениями первичного залегания горных пород.

Выделяют следующие виды тектонических деформаций (рис. 1):

деформации крупных прогибов и поднятий (вызваны радиальными движениями и выражаются в пологих поднятиях и прогибах земной коры, чаще всего большого радиуса);
складчатые деформации (образуются вследствие горизонтальных движений, которые не нарушают сплошности слоев, а лишь изгибают их; выражаются в виде длинных или широких, иногда коротких, быстро затухающих складок);
разрывные деформации (характеризуются образованием разрывов в земной коре и перемещением отдельных участков вдоль трещин).

Рис. 1. Виды тектонических деформаций: а-в — горные породы

Складки образуются в породах, обладающих некоторой пластичностью.

Простейший вид складок — это антиклиналь — выпуклая складка, в ядре которой залегают наиболее древние породы — и синклиналь — вогнутая складка с молодым ядром.

В земной коре антиклинали всегда переходят в синклинали, и поэтому эти складки всегда имеют общее крыло. В этом крыле все слои примерно одинаково наклонены к горизонту. Это моноклинальное окончание складок.

Разлом земной коры происходит в том случае, если породы потеряли пластичность (приобрели жесткость) и части слоев смешаются по плоскости разлома. При смещении вниз образуется сброс, вверх - взброс , при смешении под очень малым углом наклона к горизонту - поддвиг и надвиг. В потерявших пластичность жестких породах тектонические движения создают разрывные структуры, простейшими из которых являются горсты и грабены.

Складчатые структуры после потери пластичности слагающими их горными породами могут быть разорваны сбросами (взбросами). В результате в земной коре возникают антиклинальные и синклинальные нарушенные структуры.

В отличие от колебательных движений дислокационные движения не являются повсеместными. Они характерны для геосинклинальных областей и слабо представлены или совсем отсутствуют на платформах.

Геосинклинальные области и платформы — главнейшие тектонические структуры, находящие отчетливое выражение в современном рельефе.

Тектонические структуры — закономерно повторяющиеся в земной коре формы залегания горных пород.

Геосинклинали — подвижные линейно вытянутые области земной коры, характеризующиеся разнонаправленными тектоническими движениями высокой интенсивности, энергичными явлениями магматизма, включая вулканизм, частыми и сильными землетрясениями.

На ранней стадии развития в них наблюдаются общее погружение и накопление мощных толщ горных пород. На средней стадии , когда в геосинклиналях накапливается толща осадочно-вулканических пород мощностью 8-15 км, процессы погружения сменяются постепенным поднятием, осадочные породы подвергаются складкообразованию, а на больших глубинах — метаморфизации, по трещинам и разрывам, пронизывающим их, внедряется и застывает магма. В позднюю стадию развития на месте геосинклинали под влиянием общего поднятия поверхности возникают высокие складчатые горы, увенчанные активными вулканами; впадины заполняются континентальными отложениями, мощность которых может достигать 10 км и более.

Тектонические движения, ведущие к образованию гор, называются орогеническими (горообразовательными), а процесс горообразования - орогенезом. На протяжении геологической истории Земли наблюдался ряд эпох интенсивного складчатого горообразования (табл. 9, 10). Их называют орогеническими фазами или эпохами горообразования. Наиболее древние из них относятся к докембрийскому времени, затем следуют байкальская (конец протерозоя — начало кембрия), каледонская (кембрий, ордовик, силур, начало девона), герцинская (карбон, пермь, триас), мезозойская, альпийская (конец мезозоя — кайнозой).

Таблица 9. Распределение геоструктур различного возраста по материкам и частям света

Геоструктуры	Материки и части с пета
Геоструктуры		Северная Америка	Южная Америка	Австралия	Антарктида
Кайнозойские
Мезозойские
Герцинские
Каледонские
Байкальские
Добайкальские

Таблица 10. Типы геоструктур и их отражение в рельефе

Типы геоструктур		Формы рельефа
Мегантиклинории, антиклинории		Высокие глыбово-складчатые, иногда с альпийскими формами рельефа и вулканами, реже средние складчато-глыбовые горы
Предгорные и межгорные прогибы	незаполненные	Низкие равнины
Предгорные и межгорные прогибы	заполненные и приподнятые	Высокие равнины, плато, плоскогорья
Срединные массивы	опущенные	Низкие равнины, впадины внутренних морей
Срединные массивы	приподнятые	Плато, плоскогорья, нагорья
Выходы на поверхность складчатого основания		Низкие, реже средние складчато-глыбовые горы с выровненными вершинами и нередко крутыми тектоническими склонами
	приподнятые части	Гряды, плато, плоскогорья
	опущенные части	Низкие равнины, озерные котловины, прибрежные части морей
	с антеклизами	Возвышенности, плато, низкие складчато-глыбовые горы
	с синеклизами	Низкие равнины, прибрежные части морей

Самые древние горные системы, существующие сейчас на Земле, сформированы в каледонскую эпоху складчатости.

С прекращением процессов поднятия высокие горы медленно, но неуклонно разрушаются, пока на их месте не образуется холмистая равнина. Гсосинклинальный цикл достаточно длителен. Он не укладывается даже в рамки одного геологического периода.

Пройдя геосинклинальный цикл развития, земная кора утолщается, становится устойчивой и жесткой, не способной к новому складкообразованию. Геосинклиналь переходит в иной качественный блок земной коры — платформу.

5. Игнатенко И.В., Хавкина Н.В. Подбуры Крайнего Северо-Востока СССР // География и генезис почв

Магаданской области. - Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР. - С. 93-117.

6. Классификация и диагностика почв России / Л.Л. Шишов [и др.]. - Смоленск: Ойкумена, 2004. - 342 с.

7. Почвенно-географическое районирование СССР. - М.: Изд-во АН СССР, 1962. - 422 с.

8. Почвоведение / под ред. В.А. Ковды, Б.Г. Розанова. - Ч. 2. - М.: Высш. шк., 1988. - 367 с.

УДК 631.48 (571.61) Э.П. Синельников, Т.А. Чеканникова

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ОЦЕНКА ИНТЕНСИВНОСТИ И НАПРАВЛЕННОСТИ ПРОЦЕССОВ ТРАНСФОРМАЦИИ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА ПРОФИЛЯ ОТБЕЛЕННЫХ ПОЧВ РАВНИННЫХ ТЕРРИТОРИЙ ПРИМОРСКОГО КРАЯ И ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИСТЫХ КАРБОНАТНЫХ ПОЧВ ЮЖНОЙ ТАЙГИ

ЗАПАДНОЙ СИБИРИ

В статье приведен детальный анализ процессов трансформации вещественного состава почв Южной Сибири и Приморья. Существенных различий по интенсивности и направленности ведущих элементарных почвенных процессов не выявлено.

Ключевые слова: Приморский край, Западная Сибирь, дерново-подзолистые почвы, карбонатные почвы, сравнительная оценка.

E.P.Sinelnikov, T.A.Chekannikova

COMPARATIVE ASSESSMENT OF PROFILE MATERIAL STRUCTURE TRANSFORMATION PROCESSES INTENSITY AND ORIENTATION ON THE FLAT TERRITORIES BLEACHED SOILS OF PRIMORSKY KRAI AND CESPITOSE-PODZOLIC CARBONATE SOILS IN THE WESTERN SIBERIA

The detailed analysis of soils material structure transformation processes in the southern Siberia and Primorsky Krai is conducted. Essential distinctions in the intensity and orientation of leading elementary soil processes are not revealed.

Key words: Primorsky Krai, Western Siberia, cespitose-podzolic soils, carbonate soils, comparative assessment.

Оценка степени дифференциации вещественного состава профиля почв в результате действия разнообразных элементарных почвенных процессов уже давно стала составной частью исследований генетических свойств почвенного покрова любого региона. Основу таких анализов заложили работы А.А. Роде ,

Особенности дифференциации вещественного состава почв южной части российского Дальнего Востока, в сравнении с близкими по генетическим показателям почвами других регионов, исследовались

C.В. Зонном , Л.П. Рубцовой и Е.Н. Рудневой , Г.И. Ивановым и др. Результатом этих исследований, основанных главным образом на анализе генетических показателей, явилось утверждение о преобладании здесь процессов лессивирования, отбеливания, псевдооподзоливания и полного исключения процессов оподзоливания.

В настоящем сообщении нами сделана попытка сравнить направленность и интенсивность процессов трансформации вещественного состава профиля отбеленных почв равнинной части Приморья с дерновоподзолистыми остаточно-карбонатными почвами Западной Сибири на основе количественных показателей баланса основных элементов вещественного состава.

Выбор почв Сибири в качестве сравнительного варианта не случаен и обусловлен следующими условиями. Во-первых, остаточно-карбонатные дерново-подзолистые почвы Сибири сформировались на покровных суглинках с повышенным содержанием глинистых частиц и обменных оснований, что исключает принципиальные различия уже на первом этапе анализа. Во-вторых - это наличие обстоятельных монографических данных и балансовых расчетов трансформации вещественного состава, опубликованных И.М. Гаджиевым , что значительно упрощает выполнение поставленной нами задачи.

Для сравнительного анализа нами использованы данные И.М. Гаджиева по разрезам 6-73 (дерновосильноподзолистые) и 9-73 (дерново-слабоподзолистые почвы). В качестве отбеленных вариантов почв

Приморья нами взяты буро-отбеленные и луговые глеево-слабоотбеленные почвы. Исходные данные указанных почв, а также оценка трансформации их вещественного состава в зависимости от геоморфологического расположения и степени отбеленности представлены нами в предыдущем сообщении . Основные показатели дерново-подзолистых почв представлены в таблице 1.

Анализ данных таблицы 1 настоящего сообщения и таблицы 1 предыдущего показывает на два существенных момента: во-первых, это довольно близкий состав почвообразующих пород, и во-вторых -явно выраженное деление профилей всех анализируемых разрезов на аккумулятивно-элювиальную и иллювиальные части. Так, по данным Э.П. Синельникова , содержание глинистых частиц в почвообразующей породе равнин Приморья составляет 73-75%, для южной тайги Западной Сибири 57-62%. Количество илистой фракции соответственно составило 40-45 и 35-36 процентов. Суммарная величина обменных катионов Са и Мд в озерно-аллювиальных отложениях Приморья 22-26 мэкв на 100 грамм почвы, в покровных суглинках Сибири 33-34, величина актуальной кислотности соответственно 5,9-6,3 и 7,1-7,5 ед. рН. Остаточная карбонатность пород проявляется в свойствах материнских пород анализируемых разрезов Сибири, но ее влияние на физико-химическое состояние верхних горизонтов минимальное, особенно средне- и сильноподзолистых почв.

Исследуя проблему дифференциации профиля дерново-подзолистых почв, И.М. Гаджиев отмечает четкое выделение элювиальной части, обедненной полуторными окислами и обогащенной кремнеземом, и иллювиальной, в некоторой степени обогащенной основными компонентами вещественного состава, в сравнении с вышележащими горизонтами. В то же время заметного накопления окислов здесь по отношению к исходной породе не обнаружено и даже снижено. Аналогичная закономерность проявляется и в отбеленных почвах Приморья.

Ссылаясь на работы А.А. Роде, И.М. Гаджиев считает, что данный факт подтверждает закономерность поведения вещества при подзолообразовательном процессе, сущность которого «... состоит в тотальном разрушении минеральной основы почв и транзитном сбросе получаемых при этом продуктов далеко за пределы почвенного профиля» . В частности, согласно балансовым расчетам И.М. Гаджиева, общий объем обезиливания суммарной мощности почвенных горизонтов относительно материнской породы составляет от 42-44% в сильноподзолистой почве до 1,5-2 в слабоподзолистой.

Таблица 1

Основные показатели вещественного состава остаточно-карбонатных дерново-подзолистых почв Западной Сибири (рассчитано по данным И.М. Гаджиева)

Г оризонт Расчетная мощность, см Содержание частиц <0,001 мм Плотность, г/см3 Валовый состав почвы в целом, % Состав крупнозема, % Состав ила, %

2 о со о од с со о од О) 1_1_ со о 2 2 о со со о 2 а) о_ со о сч < 2 о со о од < со о од О) 1_1_ со о /2 о со со о 2 а) о_ со о од < 2 о СО со о од < со о од О) 1_1_ со о £ /2 о со со о 2 а) о_ со о од <

Разрез 6-73 Дерново-сильноподзолистая

А1 4 23 1,10 74,7 14,2 4,3 7,5 5,1 79,3 11,1 3,1 10,3 5,7 58,2 25,1 8,5 3,2 4,6

А2 20 23 1,32 73,8 14,3 4,2 7,4 5,4 78,6 11,1 2,7 10,4 6,4 56,8 25,3 9,4 3,1 4,2

Bh 18 40 1,43 70,0 16,7 5,5 5,9 4,8 74,4 14,3 4,0 7,5 5,6 55,8 27,9 12,7 2,6 3,4

B1 31 45 1,55 67,4 17,3 5,6 5,6 4,8 76,6 10,9 1,3 11,3 11,5 55,2 26,5 10,8 2,8 3,8

B2 27 40 1,53 68,4 18,3 6,2 5,2 4,6 77,0 11,8 2,7 9,7 6,7 55,5 26,7 10,8 2,9 3,8

ВС 24 38 1,52 68,4 16,7 5,6 5,7 4,6 76,3 11,1 2,6 10,2 6,8 55,7 25,9 10,9 2,9 3,8

С 10 36 1,52 68,4 16,2 6,3 5,7 4,5 75,7 10,8 1,7 10,0 10,4 55,9 25,7 11,3 2,9 3,5

А1 6 23 0,89 72,0 14,6 4,3 7,0 5,0 76,1 12,0 2,6 9,7 7,3 56,6 24,2 10,8 3,1 3,5

А2 8 29 1,20 72,1 14,4 4,6 7,0 4,9 78,2 10,4 2,2 11,2 7,3 56,4 24,5 10,6 3,1 3,6

Bh 30 40 1,35 69,0 15,3 5,7 6,2 4,3 77,4 8,7 2,1 8,1 11,3 55,3 26,1 11,6 2,8 3,5

B1 22 42 1,46 67,5 17,6 6,2 5,3 4,4 75,4 11,1 2,6 10,0 6,8 55,2 27,6 11,9 2,7 3,6

B2 18 42 1,45 67,7 16,8 5,6 5,7 4,7 76,3 9,8 1,5 12,3 10,6 54,8 27,3 11,8 2,7 3,7

ВС 38 41 1,46 67,4 16,9 5,6 5,6 4,7 75,2 11,0 2,1 10,5 8,3 54,7 26,5 11,4 2,7 3,6

С 10 35 1,48 67,4 16,0 5,5 5,9 4,1 74,2 11,5 2,7 8,9 8,6 55,2 25,4 10,7 2,9 3,7

Аналогичные расчеты, выполненные автором для черноземных почв и серых лесных, показали на полную тождественность направленности и скорости перестройки вещественного состава в сопоставлении с автоморфными почвами южно-таежной подзоны Сибири. При этом «. чернозем выщелоченный по составу ила, железа и алюминия из почвенных горизонтов по сравнению с исходной породой практически повторяет дерново-слабоподзолистую почву, темно-серая лесная оподзоленная почва близка к дерновосреднеподзолистой, а светло-серая лесная оподзоленная по этим показателям приближается к дерновосильноподзолистой почве» . Такое положение дел позволило автору сделать вывод, «.что формирование современных дерново-подзолистых почв происходит на уже предварительно хорошо дифференцированной минеральной основе, в общих чертах глубоко элювиально-преобразованной по сравнению с исходной породой, поэтому элювиально-иллювиальную дифференциацию профиля вряд ли уместно относить только за счет подзолообразовательного процесса в современном его понимании».

Наиболее приближенным по составу к исходной породе является горизонт С слабоподзолистой почвы, и в перерасчете на анализируемую мощность современного профиля почвы в нем содержалось 4537 тонн ила, 2176 тонн алюминия и 790 тонн железа на гектар. В близком по мощности профиле сильноподзолистой почвы аналогичные показатели составили: 5240, 2585 и 1162 тонны на гектар. То есть, только за счет повышенной миграции веществ в профиле сильноподзолистой почвы, равном по мощности исходной материнской породе, должно было быть вынесено 884 тонн на гектар ила, 409 тонн алюминия и 372 тонны железа. Если перевести данные показатели на кубический метр, то получим соответственно: 88,4; 40,9 и 37,2 кг. Реально профиль сильноподзолистой почвы, по данным И.М. Гаджиева, относительно материнской породы потерял 15,7 кг кремнезема, 19,8 кг алюминия и 11 кг железа на м3.

Если считать потери анализируемых веществ в профиле дерново-сильноподзолистой почвы относительно исходного содержания веществ в породе слабоподзолистой почвы, то получим, что потери ила составят 135 кг/м3, а накопление алюминия, напротив, составит 7,5 кг и железа 3,4 кг.

Чтобы понять суть происходящих процессов трансформации вещественного состава дерновоподзолистых почв Западной Сибири и сопоставить результаты с отбеленными почвами равнин Приморья, мы разложили, используя методику В.А. Таргульяна , валовое содержание основных окислов на долю, приходящую на крупнозем (>0,001 мм) и илистую фракцию. Полученные результаты для дерновоподзолистых почв Сибири представлены в таблице 2 (соответствующие показатели для отбеленных почв Приморья приведены в .

Весь профиль исследуемых почв довольно отчетливо делится на четыре зоны: аккумулятивная (гор. А1), элювиальная (гор. А2 и Bh), иллювиальная (гор. В1, В2 и ВС) и материнская порода (гор. С), относительно которой выполнены все расчеты таблицы 2. Такое разделение позволяет более контрастно оценить суть и направленность процессов трансформации вещественного состава в пределах конкретного профиля почвы и суммарно оценить баланс вещественного состава.

Таблица 2

Основные показатели баланса вещественного состава остаточно-карбонатных дерново-подзолистых

почв относительно почвообразующей породы, кг/м3

Гори- Механические элементы Содержание в крупноземе Содержание в илистой фракции

Крупнозем Ил SiO2 AІ2Oз Fe2Oз SiO2 AІ2Oз Fe2Oз

1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ±

Разрез 6-73 Дерново-сил ьноподзолистая

А1 37 34 -3 23 10 -13 28 27 -1 4 4 0 0,6 1,0 +0,4 13 6 -7 6 2 -4 2,5 0,8 -1,7

А2 187 201 +14 117 63 -54 142 158 +16 20 22 +2 3,2 5,4 +2,2 65 36 -29 30 16 -14 12,6 5,9 -6,7

Bh 168 200 +32 105 58 -47 127 149 +22 18 28 +10 2,9 8,0 +5,1 58 32 -26 27 16 -11 11,3 6,6 -4,7

B1 290 287 -3 181 197 +12 219 220 +1 31 31 0 5,0 9,7 -1,3 101 107 +6 47 54 +7 19,5 24,5 +5,0

B2 253 225 -27 157 187 +30 191 173 -18 27 27 0 4,3 6,1 +1,8 88 104 +16 41 50 +9 17,0 20,0 +3,0

ВС 225 217 -8 140 148 +8 170 165 -5 24 24 0 3,8 5,6 +1,8 78 82 +4 36 38 +2 15,1 15,9 +0,8

Разрез 9-73 Дерново-слабоподзолистая

А1 57 41 -16 32 12 -20 42 31 -11 6 5 -1 1,6 1,1 -0,5 18 7 -11 8 3 -5 3,4 1,3 -2,1

А2 80 68 -12 42 28 -14 56 53 -3 9 7 -2 2,1 1,5 -0,6 24 16 -8 11 7 -4 4,6 2,9 -1,7

Bh 285 242 -43 159 163 +4 211 187 -24 33 21 -12 7,8 5,1 -2,7 88 90 +2 41 43 +2 17,1 18,9 +1,8

B1 209 185 -24 117 136 +19 155 139 -15 24 20 -4 5,7 4,8 -0,9 65 75 +10 30 38 +8 12,5 16,2 +3,7

B2 171 152 -19 96 109 +13 127 116 -11 20 15 -5 4,7 2,3 -2,4 53 59 +6 25 30 +5 10,3 12,8 +2,5

ВС 361 329 -32 202 225 +23 267 248 -19 41 36 -5 9,9 6,9 -3,0 112 123 +11 52 60 +8 21,7 25,4 +3,7

Примечание. 1 - исходные величины; 2 - содержание в настоящее время.

Из данных таблицы 2 видно, что направленность и интенсивность процессов трансформации вещественного состава «родственных» пар почв далеко не однозначны. В элювиальной зоне профиля сильноподзолистой почвы идет накопление фракций крупнозема относительно материнской породы (+46 кг/м3) и вынос ила (-101 кг). В иллювиальной зоне этих почв, напротив, происходит вынос крупнозема (-38 кг) и накопление ила (+50 кг). Суммарный баланс крупнозема в целом по профилю явно нейтрален (+5 кг), учитывая некоторую условность составляющих расчетные показатели. Суммарный баланс ила отрицателен -64 кг.

В дерново-слабоподзолистой почве во всех зонах профиля наблюдается уменьшение доли крупнозема относительно материнской породы, суммарно -146 кг. Накопление илистой фракции (55 кг) характерно только для иллювиальной части, причем по этому показателю горизонты В как сильноподзолистой, так и слабоподзолистой почвы практически близки, 50-55 кг/м3, но суммарное накопление ила в горизонтах В преобладает над выносом его из элювиально-аккумулятивной зоны (+25 кг).

Таким образом, в почвах различной степени подзолистости характер перераспределения механических элементов различен как по направленности, так и по количественным показателям. В сильноподзолистой почве идет более мощный вынос ила из поверхностных горизонтов за пределы почвенного профиля, а в слабоподзолистой, напротив, наблюдается слабый вынос ила при интенсивном выносе крупнозема практически из всей толщи почвенного профиля.

В буро-отбеленной почве Приморья (БО) направленность процессов перераспределения механических элементов однотипна с сильноподзолистой почвой, но интенсивность (контрастность) существенно выше. Так, накопление крупнозема в гор. А2 составило 100 кг, а вынос из иллювиальной толщи 183, что суммарно составляет -81 кг, при +5 в сильноподзолистой почве. Вынос ила активно идет по всей элювиальноаккумулятивной части профиля (-167 кг), а накопление его в горизонтах В только 104 кг. Суммарный баланс ила в БО почве составляет -63 кг, что практически идентично сильноподзолистой почве. В луговой глеевой слабоотбеленной почве (ЛГ отб) направленность процессов перераспределения механических элементов практически однотипна с БО почвой, но интенсивность существенно ниже, хотя суммарный баланс элементов довольно близок и даже превосходит показатель более отбеленной почвы.

Следовательно, интенсивность процесса отбеливания реально не коррелирует с характером перераспределения механических элементов, хотя буро-отбеленные почвы значительно старше и прошли в прошлом стадию луговых глеевых почв.

Анализируя суммарное и индивидуальное участие основных окислов ^Ю2, AІ2Oз, Fe2Oз) в вещественном составе крупнозема и ила отдельных зон почвенного профиля разрезов относительно почвообразующей породы, можно выявить следующие особенности и закономерности.

В горизонте А1 сильноподзолистой почвы при выносе 3 кг крупнозема сумма окислов составляет 1,6 кг; в элювиальной части профиля сумма основных окислов на 11 кг превышает массу крупнозема, а в иллювиальной части, напротив, масса крупнозема на 14 кг больше суммы окислов.

В перегнойном горизонте слабоподзолистой почвы доля крупнозема на 4 кг больше суммарного содержания окислов, в элювиальной зоне это превышение составило 10, а в иллювиальной части - 20 кг.

В горизонтах А1 и А2 отбелов Приморья масса крупнозема практически совпадает с массой основных окислов, а в горизонтах В превышает почти на 50 кг. В элювиально-аккумулятивной части профиля луговой глеевой слабоотбеленной почвы закономерность сохраняется, то есть масса крупнозема совпадает с массой окислов, а в иллювиальных горизонтах В на 20 кг больше.

В оценке анализируемых величин перераспределение механических элементов и основных окислов вещественного состава почвы большую значимость имеет мощность расчетного слоя, поэтому для реального сопоставления направленности и интенсивности процессов полученные значения баланса следует привести к равному по мощности слою. С учетом малой мощности гумусового горизонта целинных подзолистых почв расчетный слой не может быть более 5 см. Результаты таких пересчетов даны в таблице 3.

Результаты пересчета на равную мощность анализируемого слоя почвы явно показывают на принципиальную разницу перераспределения вещественного состава дерново-подзолистых почв Сибири и отбеленных почв Приморья в зависимости от степени выраженности основных процессов почвообразования.

Таблица 3

Баланс механических элементов и основных окислов (кг) в расчетном слое 5х100х100 см

относительно почвообразующей породы

Слой, горизонты Механические элементы Крупнозем (> 0,001) Илистая фракция (<0,001)

>0,001 <0,001 SiO2 AІ2Oз Fe2Oз Ба- ланс SiO2 AІ2Oз Fe2Oз Баланс

Дерново-сильноподзолистая почва

А1 -3,7 -16,2 -1,2 0 +0,5 -0,7 -8,7 -5,0 -2,1 -5,8

А2 +В +6,0 -13,3 +5,0 +1,6 +0,9 +7,5 -7,1 -3,2 -1,5 -11,9

В -2,3, +3,0 -1,3 0 +0,1 -1,2 +1,6 +1,1 +0,5 +3,2

Дерново-слабоподзолистая почва

А1 -13,3 -16,6 -9,1 -0,8 -0,4 -10,3 -9,1 -4,1 -1,7 -14,9

А2 +В -7,1 -1,3 -3,5 -1,8 -0,4 -5,7 +0,8 -0,3 0 +0,5

В -3,0 +2,2 -1,8 -0,6 -0,3 -2,7 +1,1 +0,8 +0,4 +2,3

Буро-отбеленная почва

А1 +0,6 -22,2 0 +0,9 0 +0,9 -11,4 -8,1 -2,2 -21,7

А2 -9,9 -17,7 +5,4 +2,7 +0,9 +1,9 -8,9 -7,2 -1,8 -17,9

В -9,1 +5,2 -6,4 +0,1 -0,1 -6,4 -2,5 -0,5 +0,5 +2,7

Луговая глеевая слабоотбеленная почва

А1 -1,1 -19,0 -0,8 0 +0,3 -0,5 -0,1 -5,9 -2,2 -18,1

А2 +0,5 -13,0 +0,9 +1,0 +0,2 +2,1 -7,0 -3,7 -1,8 -12,4

В -6,6 +2,5 -5,6 +0,4 +0,2 -5,0 +1,9 +0,3 +0,5 +2,3

В частности, только в слабоподзолистых почвах наблюдается максимальный вынос крупнозема по всему профилю относительно исходной породы. При этом максимум приходится на гумусовый горизонт. Накопление крупнозема в элювиальной части профиля отбеленных почв в 2-3 раза выше, чем в сильноподзолистой почве.

Во всех анализируемых разрезах идет интенсивный вынос ила из гумусового горизонта: от 16 кг в подзолистых почвах до 19-22 в отбеленных. В элювиальной части профиля вынос ила несколько меньше и практически одинаков для всех разрезов (13-17 кг). Исключение составляет лишь разрез слабоподзолистой почвы, где вынос ила минимальный - 1,3 кг. В иллювиальной части профиля всех разрезов происходит накопление ила от 2 до 5 кг на слой почвы 5 см, что абсолютно неравнозначно выносу его из вышележащей толщи.

Большинство исследователей подзолистых и близких к ним почв склоняются к мнению, что основным критерием распада ила (подзолообразование) или его однородности по профилю (лессивирование) является показатель молекулярного отношения SiO2 / R2Oз, хотя имеются и противоречия . В частности, С.В. Зонн и др. подчеркивают, что в условиях частой смены восстановительных и окислительных условий, что характерно для Приморья, происходит существенное изменение не легких, а именно крупных фракций гранулометрического состава почв, и особенно по содержанию железа, которое, высвобождаясь, переходит в сегрегированное состояние. И в этом, по мнению авторов, принципиальное отличие химизма буро-отбеленных почв от дерново-подзолистых.

Исходя из этих положений, мы сравнили молекулярные отношения SiO2 / R2Oз и AІ2Oз/Fe2Oз в «крупно-земе» и иле разрезов, взяв их величину в почвообразующей породе за 100%. Естественно, что величина менее 100% показывает на относительное накопление полуторных окислов в определенной части почвенного профиля, и, наоборот, величина более 100% - на их снижение. Полученные данные представлены в таблице 4.

Анализ данных таблицы 4 позволяет заметить, что если судить по отношению SiO2 / R2Oз илистой фракции, то существенных различий между горизонтами подзолистых почв явно не наблюдается (± 7%). В разрезах отбеленных почв эта тенденция сохраняется, но уровень расширения молекулярных отношений в горизонтах А1 и А2 достигает 15-25% в зависимости от степени отбеливания.

Величина отношения AІ2Oз/Fe2Oз в илистой фракции разреза слабоподзолистой почвы и сильноотбе-ленной реально стабильна по всем горизонтам и, напротив, существенно разнится с сильноподзолистой и

слабоотбеленной почвами. То есть, однозначного вывода о степени дифференциации ила в зависимости от выраженности основного процесса подзолообразования или отбеливания в рассматриваемых разрезах сделать нельзя.

Таблица 4

Анализ величины молекулярных отношений относительно почвообразующей породы

Дерново-подзолистые почвы Отбеленные почвы

сильно- слабо- сильно- слабо-

подзолистые подзолистые отбеленные отбеленные

Горизонт 3 О3 2 СИ /2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 си 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 СИ 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 си 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 <

Фракции «крупнозема» (> 0,001 мм)

А1 103 55 109 110 108 97 100 100

А2 104 64 126 110 115 87 112 105

В 97 64 138 160 101 87 80 103

С 100 100 100 120 100 100 100 100

Фракции «ила» (< 0,00" мм)

А1 110 131 107 94 126 104 124 120

А2 107 120 107 97 115 98 103 122

В 100 108 93 100 100 102 100 107

С 100 100 100 100 100 100 100 100

Несколько более выразительно отношение А12О3 / Рв20з в крупноземе проявляется в профиле сильноподзолистой почвы (-40;-45%) и отбелов -13%. В разрезах почв слабой выраженности преобладающего типа ЭПП это отношение имеет противоположную положительную тенденцию (+5;+10%), а максимальное отклонение от материнской породы (+60%) - в горизонте В слабоподзолистой почвы.

Таким образом, ни исходные данные вещественного состава, ни попытки их анализа с использованием различных расчетных показателей не выявили ясно выраженных различий как между подзолистыми и отбеленными типами почв, так и в зависимости от степени выраженности ведущего типа элементарного процесса почвообразования, в данном случае подзолообразования и лессиважа.

Очевидно, принципиальные различия в их проявлении обусловлены более динамичными процессами и явлениями, связанными с гумусообразованием, физико-химическим состоянием и окислительновосстановительными процессами.

Литература

1. Гаджиев И.М. Эволюция почв южной тайги Западной Сибири. - Новосибирск: Наука, 1982. - 278 с.

2. Зонн С.В. О бурых лесных и бурых псевдоподзолистых почвах Советского Союза // Генезис и геогра-

фия почв. - М.: Наука, 1966. - С.17-43.

3. Зонн С.В., Нечаева Е.Г., Сапожников А.П. Процессы псевдооподзоливания и лессивирования в лесных почвах южного Приморья// Почвоведение. - 1969. - №7. - С.3-16.

4. Иванов Г.И. Почвообразование на юге Дальнего Востока. - М.: Наука, 1976. - 200 с.

5. Организация, состав и генезис дерново-палево-подзолистой почвы на покровных суглинках / В.А. Тар-гульян [и др]. - М., 1974. - 55 с.

6. Подзолистые почвы центральной и восточной частей европейской территории СССР (на суглинистых почвообразующих породах). - Л.: Наука, 1980. - 301 с.

7. Роде А.А. Почвообразовательные процессы и их изучение стационарным методом // Принципы организации и методы стационарного изучения почв. - М.: Наука, 1976. - С. 5-34.

8. Рубцова П.П., Руднева Е.Н. О некоторых свойствах бурых лесных почв предгорий Карпат и равнин Приамурья // Почвоведение. - 1967. - №9. - С. 71-79.

9. Синельников Э.П. Оптимизация свойств и режимов периодически переувлажняемых почв / ДВО ДОП РАН, Приморская ГСХА. - Уссурийск, 2000. - 296 с.

10. Синельников Э.П., Чеканникова Т.А. Сравнительный анализ баланса вещественного состава почв различной степени отбеленности равнинной части Приморского края // Вестн. КрасГАУ. - 2011. - №12 (63). - С.87-92.

УДК 631.4:551.4 Э.О. Макушкин

ДИАГНОСТИКА ПОЧВ ВЕРХОВЬЕВ ДЕЛЬТЫ р. СЕЛЕНГИ*

В статье представлена диагностика почв верховьев дельты р. Селенги на основе морфогенетических и физико-химических свойств почв.

Ключевые слова: дельта, почва, диагностика, морфология, реакция, содержание гумуса, тип, подтип.

E.O.Makushkin SOILS DIAGNOSTICS IN THE SELENGA RIVER DELTA UPPER REACHES

The soils diagnostics in the Selenga river delta upper reaches on the basis of soils morphogenetic, physical and chemical properties is presented in the article.

Key words: delta, soil, diagnostics, morphology, reaction, humus content, type, subtype.

Введение. Уникальность дельты р. Селенги состоит в том, что она является единственной в мире пресноводной дельтовой экосистемой площадью более 1 тыс. км2, включенной в список особо охраняемых природных объектов Рамсарской конвенции . Поэтому представляет интерес изучение ее экосистем, включая и почвенные.

Ранее нами, в свете новой классификации почв России , диагностировались почвы возвышенных участков притеррасной поймы и крупного острова (о-ва) Сенной в срединной части дельты , мелких и крупных о-вов периферической части дельты .

Цель. Провести классификационную диагностику почв верховьев дельты с учетом присутствия определенной контрастности в ландшафте и специфики влияния природно-климатических факторов на почвообразование.

Объекты и методы. Объектами исследований были аллювиальные почвы верховьев дельты р. Селенги. Ключевые участки были представлены в прирусловой и центральной пойме основного русла реки вблизи села (с.) Мурзино Кабанского района Республики Бурятия, а также на о-вах с местными названиями: Жилище (напротив с. Мурзино), Свинячий (800 м от с. Мурзино вверх по течению).

В работе использовались сравнительно-географические, физико-химические и морфогенетические методы . Классификационное положение почв приводится согласно . В методологическом аспекте, учитывая требования , в работе акцентировано внимание, в первую очередь, на морфогенетические и физико-химические свойства верхних гумусовых горизонтов. Нумерацию погребенных горизонтов осуществляли, начиная снизу почвенного профиля, римскими прописными цифрами, как это принято при изучении почвообразования в поймах рек .

Результаты и обсуждение. Около с. Мурзино был заложен ряд почвенных разрезов. Первые три почвенных разреза заложены по трансекту на участках от низинной фации перед искусственной дамбой, непосредственно около села по направлению к основному левому руслу реки Селенги, образовавшемуся в

Новейшие тектонические движения и их роль в формировании рельефа

Важнейшие события четвертичного периода и их отражение в рельефе

Водные ресурсы и хозяйственное значение внутренних вод

Почвы, растительность и животный мир

Общие закономерности размещения почв, растительности и животного мира

РЕЛЬЕФ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Новейшие тектонические движения и их роль в формировании современного рельефа

В результате длительной истории геологического развития на территории России сформировались основные типы геотектур - равнинно-платформенные области и крупные орогенные подвижные пояса. Однако в пределах одинаковых геотектур нередко распространен совершенно различный рельеф (низкие цокольные равнины Карелии и Алданское нагорье на щитах древних платформ; низкие Уральские горы и высокогорный Алтай в пределах Урало-Монгольского пояса и т.д.); напротив, сходный рельеф может сформироваться в пределах различных геотектур (высокогорные Кавказ и Алтай). Это обусловлено большим влиянием на современный рельеф неотектонических движений, начавшихся в олигоцене (верхний палеоген) и продолжающихся до настоящего времени.

После периода относительного тектонического покоя в начале кайнозоя, когда преобладали невысокие равнины и практически не сохранилось гор (лишь в области мезозойской складчатости кое-где, видимо, сохранялись мелкосопочник и невысокие горы), обширные площади Западной Сибири и юга Восточно-Европейской равнины были покрыты водами мелководных морских бассейнов. В олигоцене начался новый период тектонической активизации - неотектонический этап, который привел к коренной перестройке рельефа.

Новейшие тектонические движения и морфоструктуры. Неотектонику, или новейшие тектонические движения , В.А. Обручев определил как движения земной коры, создавшие современный рельеф . Именно с новейшими (неоген-четвертичными) движениями связано образование и размещение по территории России морфоструктур - крупных форм рельефа, возникших в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов при ведущей роли первых.

Новейшие тектонические движения связаны со взаимодействием современных литосферных плит (см. рис. 6), по окраинам которых они проявились наиболее активно.

Рис. 6. Новейшие тектонические движения (по Н.Н. Николаеву)

Амплитуда неоген-четвертичных движений в краевых частях достигла нескольких километров (от 4-6 км в Забайкалье и на Камчатке до 10-12 км на Кавказе), а во внутренних районах плит измерялась десятками, реже - сотнями метров. В краевых частях преобладали резко дифференцированные движения: поднятия большой амплитуды сменялись столь же грандиозными опусканиями рядом расположенных участков. В центральных частях литосферных плит движения одинакового знака происходили на значительных территориях.

В непосредственной зоне контакта различных литосферных плит возникли горы. Все ныне существующие на территории России горы есть продукт новейших тектонических движений, т.е. все они возникли в неоген-четвертичное время и, следовательно, имеют один возраст . Но морфоструктуры этих гор весьма различны в зависимости от способа их происхождения, а он связан с положением гор в пределах различных тектонических структур.

Там, где горы возникли на молодой океанической или переходной коре окраинных частей плит с мощным покровом осадочных пород, смявшихся в складки (области альпийской и тихоокеанской складчатостей), образовались молодые складчатые горы (Большой Кавказ, хребты Сахалина) иногда с участками вулканических гор (хребты Камчатки). Горные хребты здесь линейно вытянуты вдоль окраины плиты. В тех местах, где у границ литосферной плиты оказались территории, уже раньше пережившие складкообразовательные движения и превратившиеся в равнины на складчатом основании, с жесткой континентальной корой, не поддающейся сжатию в складки (области допалеозойской и палеозойской складчатости), образование гор шло иначе. Здесь при боковом давлении, возникающем при сближении литосферных плит, жесткий фундамент разбивался глубинными разломами на отдельные блоки (глыбы), часть из которых при дальнейшем движении выжималась вверх, другие - вниз. Так на месте равнин возрождаются горы. Эти горы называют возрожденными глыбовыми, или складчато-глыбовыми. Возрожденными являются все горы юга Сибири и Урал.

Для возрожденных гор характерно, как правило, отсутствие единой общей ориентировки хребтов, сочетание горных хребтов с узлами, от которых во все стороны разбегаются хребты (Алтай), массивами, нагорьями (Восточно-Тувинское, Становое, Алданское и др.). Обязательным элементом возрожденных гор является наличие межгорных котловин неправильных очертаний, соответствующих опущенным блокам (Тувинская, Минусинская, Кузнецкая, Чуйская, Уймонская и др.).

В областях мезозойской складчатости, где к моменту начавшихся интенсивных подвижек горы могли быть разрушены не полностью, где сохранялись участки низкогорного или мелкосопочного рельефа, орографический рисунок гор мог не измениться или измениться лишь частично, но увеличилась высота гор. Такие горы называют омоложенными глыбово-складчатыми. Они обнаруживают черты и складчатых, и глыбовых гор с преобладанием то одних, то других. К омоложенным относятся Сихотэ-Алинь, горы Северо-Востока и частично Приамурья.

Внутренние части Евразиатской литосферной плиты относятся к областям слабых и очень слабых поднятий и преимущественно слабых и умеренных опусканий. Интенсивно опускались лишь Прикаспийская низменность и южная часть Скифской плиты. Большая часть территории Западной Сибири испытывала слабые опускания (до 100 м) и лишь на севере опускания были умеренными (до 300 м и более). Южные и западные окраины Западной Сибири и большая восточная часть Восточно-Европейской равнины представляли собой слабо подвижную равнину. Наибольшие амплитуды поднятий на Восточно-Европейской равнине характерны для Среднерусской, Приволжской и Бугульмино-Белебеевской возвышенностей (100-200 м). На Среднесибирском плоскогорье амплитуда поднятий была больше. Приенисейская часть плоскогорья поднята на 300-500 м, а плато Путорана даже на 500-1000 м и выше.

Следствием новейших движений явились морфоструктуры платформенных равнин. На щитах, имевших постоянную тенденцию к поднятию, сформировались цокольные равнины (Карелия, Кольский полуостров), плоскогорья (Анабарский массив) и кряжи (Тиманский, Енисейский, восточные отроги Донецкого) - возвышенности, имеющие вытянутую в плане форму и образованные дислоцированными породами складчатого основания.

На плитах, где породы фундамента перекрыты осадочным чехлом, сформировались аккумулятивные равнины, пластовые равнины и плато.

Аккумулятивные равнины приурочены к областям прогибания в новейшее время (см. рис. 6 и 7), вследствие чего имеют достаточно мощный чехол неоген-четвертичных отложений. Аккумулятивными равнинами представлены средняя и северная часть Западно-Сибирской равнины, Среднеамурская равнина, Прикаспийская низменность и север Печорской низменности.

Рис. 7. Крупнейшие морфоструктуры

На рис. 7: Морфоструктуры суши, дна океанов и морей. Суша - 1 - равнины, плато (а) и возрожденные горы (б) древних платформ (I - Восточно-Европейская (Русская) равнина, II - Кольско-Карельская страна, III - Среднесибирское плоскогорье, IV - Байкальская горная страна); 2 - равнины молодых платформ (V - Западно-Сибирская равнина, VI - Предкавказье); 3 - возрожденные горы области палеозойской складчатости (VII - Урал, Новая Земля, VIII - Алтайско-Саянская горная страна); 4 - омоложенные горы области мезозойской складчатости (IX - горная страна Северо-Востока, X - Амурско-Приморско-Сахалинская страна); 5 - молодые горы области альпийской складчатости (XI - Кавказ); 6 - молодые горы области кайнозойской (тихоокеанской) складчатости (XII - Корякско-Камчатско-Курильская страна, XIII - Охотско-Приморский вулканический пояс). Дно океанов и морей. Материковый шельф - 7 - равнины окраины материка; 8 - равнины на внутришельфовых впадинах, переходная зона (материковые склоны и островные дуги); 9 - наклонные равнины - уступы; 10 - равнины дна котловин; 11 - складчато-глыбовые хребты и массивы, 12 - складчато-глыбовые и вулканические хребты островных дуг, 13 - глубоководные желоба. Ложе океанов и морей - 14 - равнина дна глубоководных котловин, 15 - срединно-океанические хребты, 16 - вал и возвышенности, 17 - складчато-глыбовые хребты

Пластовые равнины и плато - морфоструктуры участков плит, испытавших преимущественные поднятия. При моноклинальном залегании пород осадочного чехла преобладают наклонные пластовые равнины, при субгоризонтальном - пластово-ярусные равнины и плато. Пластовые равнины характерны для большей части Восточно-Европейской равнины, южной и западной окраин Западной Сибири, частично для Средней Сибири. На территории Средней Сибири широко представлены плато как осадочные (структурные - Ангаро-Ленское, Лено-Алданское и др.), так и вулканические (Путорана, Центрально-Тунгусское, Сыверма и др.).

Вулканические плато характерны и для горных областей (Восточного Саяна, Витимского плоскогорья, Восточного хребта на Камчатке и др.). В горах могут встречаться также морфоструктуры щитов, а в межгорных котловинах - аккумулятивные и в меньшей мере пластовые равнины (Кузнецкая котловина).

Землетрясения и современный вулканизм. В тесной связи с новейшими тектоническими движениями находятся землетрясения и современные вулканические явления. Частые и сильные (до 9 баллов и более) землетрясения бывают на Курилах, в юго-восточной части Камчатки, в Прибайкалье (от Верхнечарской котловины до Тункинского грабена), в восточной и юго-западной части Тувы и в юго-восточной части Алтая. В районе Большого Кавказа, близ дельты Лены и в районе хребта Черского на Северо-Востоке бывают землетрясения силой до 7-8 баллов.

Сравнение карты сейсмического районирования, с картой литосферных плит показывает, что все сейсмические районы России входят в состав четырех поясов сейсмичности, совпадающих с границами литосферных плит. Они проходят:

1) по глубоководным желобам, обрамляющим Курило-Камчатскую дугу, где Тихоокеанская плита сближается с Евразиатской со скоростью 8 см/год;
2) от хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане через хребет Черского, где от Евразиатской плиты откололся Чукотско-Аляскинский блок Северо-Американской плиты и отодвигается со скоростью 1 см/год;
3) в районе впадины озера Байкал от Евразиатской плиты откололась Амурская плита, которая вращается против часовой стрелки и в районе Байкала отодвигается со скоростью 1-2 мм/год. За 30 млн лет здесь возникла глубокая щель, в пределах которой находится озеро;
4) в районе Кавказа, который попадает в сейсмический пояс, протянувшийся вдоль юго-западной окраины Евразиатской плиты, где она сближается с Африкано-Аравийской со скоростью 2-4 см/год.

Землетрясения свидетельствуют о существовании в этих районах глубинных тектонических напряжений, выражающихся время от времени в форме мощных подземных толчков и колебаний почвы. Последним катастрофическим землетрясением в России было землетрясение на севере Сахалина в 1995 г., когда с лица земли был стерт город Нефтегорск.

На Дальнем Востоке бывают также подводные землетрясения, сопровождающиеся моретрясениями и гигантскими разрушительными волнами цунами.

Платформенные участки с их равнинным рельефом, со слабыми проявлениями неотектонических движений не испытывают значительных землетрясений. Землетрясения здесь чрезвычайно редки и проявляются в виде слабых колебаний. Так, землетрясение 1977 г. и теперь помнят многие москвичи. Тогда до Москвы докатился отзвук Карпатского землетрясения. В Москве на 6-х-10-х этажах качались люстры и звенели связки ключей в дверях. Сила этого землетрясения составила 3-4 балла.

Не только землетрясения, но и вулканическая деятельность является свидетельством тектонической активности территории. В настоящее время вулканические явления в России наблюдаются только на Камчатке и Курильских островах.