По характеру морфологии поверхности среди равнин различают: плоские, террасированные, волнистые, увалистые, холмистые и др.
Строение поверхности равнин осложняется разнообразными отрицательными формами рельефа: речными долинами, оврагами и впадинами.
Генетическая классификация равнин. По роли, которую в формировании рельефа равнин играют денудационные и аккумулятивные процессы, они подразделяются на денудационные и аккумулятивные. Это подразделение в значительной степени отражает тектонический (эндогенный) фактор: денудационные равнины обычно формируются в областях абсолютных или относительных поднятий, а аккумулятивные – абсолютных или относительных опусканий земной коры.
Более дробное подразделение равнин определяется характером ведущих рельефообразующих факторов.
Денудационные равнины по существу всегда имеют аккумулятивно-денудационный рельеф, однако роль денудации в образовании равнин этого типа является определяющей, тогда как аккумулятивный покров маломощен и прерывист.
Среди денудационных равнин различают: пенеплены, педиплены и абразионные равнины.
Пенеплены представляют собой остаточные (предельные) равнины, образующиеся в результате длительной (десятки млн. лет) комплексной денудации тектонических возвышенностей в обстановке длительной стабилизации и слабых поднятий. Морфологически они характеризуются выровненным слабо волнистым рельефом, нередко с группами мелких остаточных холмов, сложенных обычно наиболее крепкими и трудно разрушаемыми породами. Развитие пенепленов идет путем общего разрушения склонов и водоразделов и сопровождается их выполаживанием. Расширяющиеся депрессии заполняются продуктами денудации.
Среди пенепленов выделяют три генетических типа:
- флювиальные (возникают при преимущественном воздействии эрозии и склоновой денудации);
- ледниковые (образуются в результате экзарационной обработки возвышенностей ледниковыми покровами);
- карстовые (остаточные равнины, выработанные в карбонатных, сульфатных и соленосных породах в результате карстового процесса).
Педиплены – это слабо покатые, обычно ступенчатые равнины, образующиеся в подножье горных возвышенностей в результате отступания склонов без их выполаживания. Они образуются в результате срезания подножий склонов боковой эрозией рек, абразией морей, экзарационной деятельностью ледников и т.д.
Процесс педипленизации особенно интенсивно развивается в условиях семиаридного климата с сильными ливневыми дождями под действием плоскостных нерусловых потоков и в условиях многолетней мерзлоты.
Абразионные равнины характеризуются идеально ровными поверхностями. Они образуются в результате срезания морской абразией значительных пространств прибрежной суши. Этот процесс реализуется в условиях медленного и длительного прогибания. На дневной поверхности абразионные равнины появляются в результате проявления масштабных регрессий морских бассейнов.
По геологическому строению И.Г.Герасимов и Ю.А. Мещеряков выделяют два типа денудационных равнин : 1) цокольные (денудационные) равнины – с выходом на поверхность складчатых структур и 2) пластовые равнины (структурно-денудационные), коренное основание (ложе) которых сложено горизонтально залегающими породами.
Аккумулятивные равнины по генезису (ведущему рельефообразующему процессу) подразделяются на аллювиальные, пролювиальные, гляциальные, флювиогляциальные, лимнические, эоловые, моренные, вулканические и равнины смешанного происхождения (аллювиально-лимнические и др.).
Аллювиальные равнины образуются на обширных выровненных площадях с формированием вдоль речных долин более или менее мощной аллювиальной толщи. Обычно эти равнины террасированы и состоят из серий прислоненных и погребенных (наложенных) террас, незначительно различающихся по высоте. Характерной особенностью аллювиальных равнин является их первичный рельеф (старицы, прирусловые гряды, пойменные озера и др.). Величайшие аллювиальные равнины мира: низовья рек Хуанхе, Ганга, Амазонки, Полесье и Приднепровье.
Пролювиальные равнины широко распространены в аридных и семиаридных климатических обстановках в подножье гор. Здесь крупные пролювиальные конусы выноса, сливаясь флангами, образуют сплошной шлейф, морфологически выраженный в виде покатой предгорной равнины. Пояса пролювиальных равнин расположены в предгорьях Средней Азии, Предкавказье и др. областях.
Моренные равнины наиболее широко представлены на континентах северного полушария в границах древних, особенно позднеплейстоценовых, оледенений. Сложены они толщей основной морены, которой отвечает характерный холмисто-увалистый рельеф с понижениями между холмами, нередко занятыми озерами и болотами. Краевые морены образуют пояса холмистых гряд со значительным увеличением контрастности рельефа. Этого типа равнины развиты в Прибалтике, на Валдайской возвышенности.
Флювиогляциальные равнины тесно связаны с моренными. Это песчаные зандровые равнины, образующиеся во время таяния ледниковых щитов. Эти равнины постепенными переходами связаны с аллювиальными. Своеобразным компонентом строения зандров являются озовые гряды и камовые холмы.
Озерные равнины образуются на месте крупных озерных палеодепрессий или представляют собой результат слияния нескольких озерных ванн с соответствующим объединением выполняющих их озерных осадков. Часто озерные равнины оконтуриваются уступами, береговыми валами и дюнными грядами. Иногда наблюдаются озерные террасы. Южная часть Западно-Сибирской низменности – один из типовых районов проявления равнин озерного происхождения.
Эоловые равнины широко развиты в аридных и семиаридных зонах, в областях распространения пустынь и полупустынь.
Морские равнины – обширные ровные пространства былого морского дна, вследствие регрессии моря выведенные выше его уровня. Обычно это плоские, слабо покатые равнины. Области распространения равнин этого типа – Прикаспийская низменность, северная часть полуострова Ямал и др.
Вулканические равнины образуются при излиянии на дневную поверхность по трещинам базальтовых лав и аккумуляции пепловых масс при вулканических выбросах. Вулканические равнины в современном рельефе представляют собой высоко поднятые сильно расчлененные ущельями плато (о. Исландия, Колумбия).
Геоморфология дна океанов и морей.
В рельефе дна океана выделяют 4 основные части:
- подводная окраина материков;
- переходная зона;
- ложе океана;
- срединно-океанические хребты.
Выделяются два типа океанических окраин: атлантический (без переходной зоны) и тихоокеанский (с переходной зоной).
Подводная окраина материков, составляя около 22 % площади океана, по своему рельефу четко делится на материковую отмель (шельф), материковый склон и материковое подножие
Шельф, занимающий около 8% площади мирового океана, представляет собой мелководную часть океана, расположенную между береговой линией и линией крутого перелома профиля дна на переходе к материковому склону. Внешний край шельфа находится в среднем на глубине 180-200 м (от 50-60 до 400 м.). Наиболее широк шельф там, где он является продолжением платформенных равнин (атлантическое побережье Северной Америки, шельф Северного-Ледовитого океана), и наиболее узок там, где он примыкает к геодинамически разнородным горным сооружениям (островные дуги разного типа, эпиплатформенные орогены и др.) подвижных поясов (так называемый гемишельф).
В структурно-геологическом отношении шельф – это непосредственное продолжение прилегающих к океану участков суши.
В общем, шельф образует пологонаклонную к океану равнину, но может иметь и заметно расчлененный рельеф волнистых или холмистых равнин. Здесь можно наблюдать реликтовые экзарационные и аккумулятивные ледниковые формы, древние береговые линии, подводные продолжения речных долин, затопленные террасы и другие формы.
Материковый (континентальный) склон представляет собой относительно крутой (от 3-5о до 10-15о) склон между бровкой (внешнем краем шельфа) и ложем океана до глубины 2000-2500 м и более. Поверхность склона часто неровная, имеет сбросовый ступенчатый характер, но может иметь и сглаженные очертания. В нижней части склона нередко наблюдается холмисто-западинный рельеф, связанный с подводными оползнями.
Характерной формой рельефа континентального склона являются подводные каньоны, прорезающие его поперек. Наиболее крупные из них имеют длину в сотни километров, глубину до 1 км и ширину – до 1-1,5 км. Они могут быть врезаны в скальные или рыхлые породы. В устье подводных каньонов наблюдаются мощные конусы выноса.
Материковое (континентальное) подножие представляет собой полого наклонную (первые градусы) к океану, часто слабоволнистую равнину, окаймляющую в ряде районов основание материкового склона полосой до 1000 км в ширину. Нижняя кромка материкового подножия находится на глубине 2-4 (иногда – до 5) км. Это аккумулятивный шлейф, постепенно переходящий в глубоководное ложе океана.
Переходная зона характеризует тихоокеанский тип окраин океанов. Она следует непосредственно за материковым склоном, располагаясь между ним и ложем океана.
В типичной переходной зоне выделяются следующие элементы рельефа (в направлении от материка к океану):
- глубоководные котловины окраинных морей с холмисто-равнинным рельефом;
- внутренние и внешние (ближе к океану) островные дуги (линейно вытянутые гонные сооружения вулканогенного происхождения);
- глубоководные желоба, вытянутые параллельно внешней островной дуге; из 27 известных в настоящее время глубоководных желобов 5 имеют глубину более 10 км.