Заплава. Типи заплав

ВСТУП

Об’єкт, предмет, задачі і розділи геоморфології

та її зв’язок з іншими науками

Геоморфологія (ГМ) (ге – земля; логос – наука; морфе – форма) – наука про рельєф земної поверхні, який зформувався в результаті взаємозв’язку ендогенних і екзогенних факторів і характеризується такими ознаками, як морфологія, генезис (тобто походження), вік, динаміка і закономірне положення його форм у часі і просторі.

Об’єкт вивчення ГМ – рельєф Землі, тобто сукупність геометричних форм нерівностей земної поверхні (різних за формою, розмірами, походженням, віком і історією розвитку.), які утворилися в результаті складної взаємодії земної кори з водною, повітряною та біологічною оболонками нашої планети.

ГМ має справу з формою поверхні, яка утворилася в умовах певного географічного середовища та з геологічними тілами, які утворюють ці форми. Пов’язана з картографією, ландшафтографією, четвертинною геологією, петрографією, літологією тощо.

Задачі геоморфології:

1) аналіз морфології рельєфу, встановлення його генезису та віку;

2) встановлення етапів розвитку, інтенсивності змін під впливом ендо- і екзогенних чинників;

3) оцінка придатності певних форм рельєфу і рельєфу в цілому, як ресурсу для господарчої діяльності;

4) встановлення дій, які регулювали б несприятливі процеси.

Розділи геоморфології:

1) Загальна ГМ – вивчає загальні закономірності розвитку рельєфу;

2) Регіональна ГМ – вивчає окремі регіони;

3) Планетарна ГМ – вивчає материки, океани;

4) Структурна ГМ – вивчає форми рельєфу, які були створені тектонічними рухами;

5) Історична ГМ – вивчає історію розвитку форм рельєфу;

6) Кліматична ГМ – вивчає історію розвитку клімату;

7) Палеогеоморфологія – вивчає рельєф попередніх геологічних епох.

1. ЗАГАЛЬНА ІНФОРМАЦІЯ ПРО РЕЛЬЄФ

1.1 Поняття про форми і елементи форм рельєфу

Форми рельєфу – окремі нерівності земної поверхні, які мають певний об’єм.

Рельєф земної поверхні складається з окремих форм рельєфу, які складаються з геометричних елементів рельєфу:

- грані (або поверхні);

- ребра (перетин двох граней);

- гранні кути (перетин трьох і більше граней).

За величиною нахилу поверхні бувають: субгоризонтальні (з кутами нахилу до 2˚) та схили (кут нахилу більше 2˚). Вони можуть бути рівними, увігнутими або опуклими.

Форми рельєфу можуть бути замкнутими (морений пагорб, морена западина) або відкритими (яр, балка), простими або складними (складеними з декількох простих форм), позитивними або негативними.

Серед форм рельєфу, які були сформовані екзогенними агентами, розрізняють акумулятивні, сформовані за рахунок накопичення матеріалу (морений пагорб, бархан), та денудаційні (розпрацьовані) форми рельєфу, які сформувалися за рахунок виносу матеріалу (яр, улоговина видування).

Форми рельєфу розрізняються за розмірами і поділяються на:

1) планетарні (материки, геосинклінальні пояси (перехідні зони), ложе океану, серединно-океанічні хребти);

2) мегаформи (гірські пояси і рівнинні країни в межах материків, великі западини і височини в межах ложа океану);

3) макроформи (складові частини мегаформ): окремі хребти і западини гірських країн;

4) мезоформи (яри, балки, долини річок);

5) мікроформи (карстові воронки, ерозійні вимоїни, берегові вали);

6) наноформи (дуже маленькі нерівності: знаки брижів, ерозійні борозни тощо).

1.2 Морфографія і морфометрія рельєфу

Планетарні, мега- і макроформи рельєфу розрізняються не лише за розмірами, але і за гіпсометрією. Вирізняють два основних гіпсометричних рівня земної поверхні:

-материкові (розташовані в межах висот +2000 і -200 м, 30 % земної поверхні);

- океанічні (на глибинах від -3000 до -6000 м, 50 % поверхні Землі);

- останні 20 % - середньовисотні і високі гори, глибоководні жолоби.

Середня висота суходолу над рівнем моря дорівнює +875 м, середня глибина океану -3730 м. Середня висота поверхні Землі дорівнює -2440 м. Тому можна зробити висновок, що для Землі в цілому більш характерні негативні гіпсометричні форми.

Найвища позначка Землі – вершина гори Джомолунгма або Еверест (у Гімалаях), – має висоту 8848 м, найбільша глибина – у Маріїнському глибоководному жолобі (Тихий океан)– дорівнює 11034 м. Тому максимальний розмах висот на поверхні земної кулі сягає майже 20 км.

За ступенем підвищення суші над рівнем океану виділяють:

- низовинний (0 – 200 м);

- височинний рельєф (височина, височинні рівнини, плато, плоскогір'я, нагір'я і гори).

Височина і височинні рівнини – ділянки земної поверхні з абсолютними висотами 200-500 м. Їх поверхні можуть бути горизонтальні, нахилені, увігнутими або опуклими.

За морфологією можуть бути пласкими, горбистими, хвилястими.

Також бувають акумулятивними та денудаційними.

Плато (франц. рlateau – плоский) – підвищена рівнина з рівною або хвилястою малорозчленованою поверхнею, відмежована від навколишніх просторів уступами сусідніх більш низьких рівнин.

Плоскогір’я – плосковершинна височина, яка складена майже горизонтально залягаючими породами. Від плато відрізняються великими абсолютними відмітками (до 2000 м і більше).

Плато і плоскогір’я можуть утворювати столові країни.

Нагір'я – ділянки земної поверхні, що складаються з гірських хребтів та масивів, плато, плоскогір’їв й котловин, що знаходяться на загальному високо піднятому масивному цоколі.

Гори – великі території зі складчастою структурою земної кори, які підвищені на різні висоти (до 8000 м і більше) і характеризуються різкими коливаннями висот на незначній відстані.

Гори бувають низькі (до 1000 м), середні (1000 – 3000 м), високі (більше 3000 м), найбільш високі (більше 5000 м).

На основі польових досліджень будують морфометричні карти:

1 Карти щільності горизонтального розчленування (встановлюють довжину ерозійної сітки та ділять на одиницю площини).

2 Карти глибини розчленування (встановлюють різницю висот горизонталей в межах кожного квадрату місцевості).

3 Карти крутизни земної поверхні (місцевість поділяють на ділянки з однаковим кутом нахилу поверхні).

1.3 Генезис рельєфу

Рельєф формується внаслідок взаємодії ендогенних і екзогенних процесів. Найбільші форми рельєфу мають ендогенне походження, а менші – екзогенні.

Ендогенний рельєф утворюють тектонічні рухи, порушення первинного залягання гірських порід і утворення складок, антиклінорій, синклінорій, розривних порушень тощо, а також процеси магматизму (інтрузивні, ефузивні).

Ефузивний магматизм проявляється у вигляді форм рельєфу, який був сформований вулканічною діяльністю. Розповсюджені нерівності земної поверхні, які були утворені лінійним і площинним магматизмом (сибірські базальтові трапи).

Типи ендогенного рельєфу:

1 тектонічний;

2 магматичний (вулканічний).

Генетичні типи екзогенного рельєфу:

1) елювіальні (е) – утворені дією процесів вивітрювання;

2) флювіальні (f) – головну роль грає діяльність текучої води;

3) гляціальні (g) – утворюються в результаті дії зледенінь;

4) кріогенний – утворюються в результаті дії мерзлотних процесів;

5) аридний – тропічні пустелі, де велику роль грає фізичне (температурне) вивітрювання і еолові процеси;

6) рельєф схилів – процеси йдуть на поверхні схилів;

7) карстово-суфозійні – утворюються процесами хімічного вилуговування гірських порід або механічним виносом дрібних зерен гірської породи підземними водами;

8) рельєф морських, озерних берегів і шельфу – який формується береговими процесами;

9) біогенні – результат природного заростання озер, водойм або формування рифів на морському мілководді.

10) антропогенні.

1.4 Вік рельєфу

Геологічний вік встановлюють за допомогою стратиграфічних, палеонтологічних, петрографічних методів. У геоморфології ці методи можна використати лише для акумулятивних форм рельєфу і не можуть бути використані для встановлення відпрацьованого рельєфу. Використовують поняття “відносний вік рельєфу”.

Це поняття має декілька аспектів:

1 Розвиток рельєфу – це стадійний процес, тому під відносним віком рельєфу розуміють встановлення стадій його розвитку (стадії юність, зрілість та старіння).

2 Це поняття використовують при дослідженні взаємовідношень одних форм з іншими, тобто будь-яка форма є більш старою по відношенню до тих, які ускладнюють її поверхню.

3 Встановлення відносного геологічного віку рельєфу означає встанов­лення того відрізка часу, на протязі якого рельєф одержав риси, які аналогічні його теперішньому вигляду.

Можна прослідкувати розвиток рельєфу морських берегів. З четвертинного періоду відомо, що під час останнього зледеніння (приблизно 20 тис. років тому) рівень океанів і морів був нижче сучасного майже на 100 м. Під час танення материкового льоду і повернення води у кругообіг рівень Світового океану поступово збільшувався: 4000 – 5000 років тому він досяг відмітки, близької до сучасної. Води океанів і морів затопили зниження узбережжя суші. Виникли сучасні берегові лінії, які характеризуються сильно порізаним берегом. Надалі абразивні процеси сприяли утворенню уступів в місці закінчення мисів в результаті руйнівної діяльності хвиль. Одночасно в вершинах заток виникали перші берегові акумулятивні форми. Це стадія юності розвитку берегів. Пізніше миси були зрізані, а бухти (заливи) повністю відокремлені від моря акумулятивними утвореннями. Берег став вирівняним. Вирівнювання берегової лінії характеризує стадію зрілості розвитку берегів. Подальший розвиток призводить до загасання абразивних процесів. На мисах починається акумуляція. Скорочення постачання уламкового матеріалу може призвести до часткового розмиву акумулятивних форм, які утворилися в усті бухт. Це стадія старості розвитку берега.

Для встановлення віку відпрацьованих форм рельєфу існують наступні засоби:

1 Встановлення віку за кореляційними відкладами (за відкладами конусу виноса встановлюють вік яру).

2 Метод вікових меж і встановлення віку відкладів, які фіксують нижню і верхню межу встановлення відпрацьованої форми рельєфу (рис.1.1).

Рис. 1.1 Встановлення віку відпрацьованої форми рельєфу (річкової долини) методом вікових меж: mN – морські відклади неогенового віку;

gQ₁ – льодовикові відклади ранньо четвертинного віку,

aQ₄ – сучасні четвертинні відклади.

Долина сформувалася на межі неогену і раннього четвертинного віку. Вона врізана в неогенові відклади, тобто молодша за них і виконана нижньочетвертинними льодовиковими відкладами, тобто старіша за них.

3.Встановлення часу “фіксації” денудаційного рельєфу. У більшості випадків денудаційні поверхні перекриті корою вивітрювання. Встановлення віку кори вивітрювання дає відповідь про денудацію поверхні.

4.Метод фаціальних переходів використовують для акумуляційних форм, які не мають палеонтологічних залишків.

Фація (від лат. фацієс – обличчя) – частина шару, яка відмінна від сусідніх шарів за літологічним складом і комплексом викопної фауни. Іноді під фіцієй розуміють умови накопичення осаду.

За допомогою цього методу можна встановити вік річкової тераси, якщо можна прослідкувати перехід алювіальних відкладів без палеонтологічних залишків у прибережно-морські відклади, вік яких встановлюється палеонтологічним методом.

Завдяки розвитку радіоізотопних методів досліджень, використовують встановлення вікових відкладів і форм рельефу в абсолютних одиницях. Необхідно знати період піврозпаду того чи іншого радіоізотопу; потім встановлюють відповідність його кількості у відкладах з похідним. Використовують уран-свинцевий метод: ²³⁸u→ ²⁰⁶Pb+8 He, період піврозпаду ²³⁸u дорівнює 4,51 млрд. років; калій-аргоновий метод, період піврозпаду ⁴⁰К – 1,3 млрд. років; радіовуглецевий, період піврозпаду ¹⁴С – 5,5 тис. років і інші.

Встановлення морфографічних і морфометричних характеристик рельєфу, його генезису, віку і історії розвитку – головні задачі геоморфологічних досліджень.

1.5 Фактори рельєфоутворення

До них відносять складовий вміст гірських порід, які складають земну кору; геологічні структури, які утворилися в наслідок тектонічних рухів попередніх геологічних епох, і кліматичні умови.

Земна кора складена гірськими породами різного генезису і різного хімічного і мінералогічного складу. Ці відміни знаходять відображення у властивостях порід, їх стійкості до зовнішніх сил.

Розрізняють породи більш стійкі і менш стійкі до процесів вивітрювання, більш і менш піддатливі (до дії текучої води, вітру тощо). Інтенсивність руйнації залежить від фізико-хімічних властивостей порід (колір, полімінеральність, теплопровідність тощо), так і конкретних фізико-географічних умов.

Велике морфологічне значення має:

1) ступінь проникності гірських порід для дощових і талих вод. Слабкопроникнені породи утворюють умови для виникнення і розвитку ерозійних форм, для виположування їх схилів. Залягання водонепрохідних (водотривкіх) горизонтів зумовлює розвиток ярів. Водопроникність зумовлена або будовою гірських порід (пухкість, пористість тощо) або їх тріщинуватістю.

2) розчинність, якщо породи легкорозчинені (кам’яна сіль, гіпс, доломіт, вапняк), то утворюється карст.

3) просадочність, властивість грунтів зменшуватися в об’ємі при зволоженні (лес, лесоподібні суглинки).

Гірські породи знаходяться в земній корі в різних співвідношеннях один до одного, зумовлюючи геологічну структуру літосфери. Під дією екзогенних процесів проходить руйнація геологічних структур. Форми рельєфу, які зумовлені структурами називають структурними. Різни структури зумовлюють різні типи структурно-денудаційного рельєфу.

Широко розповсюджена горизонтальна структура (верхні структурні поверхи платформ), якій у рельєфі відповідають пластові (шарові) рівнини

(Приволзька височина), структурні плато і плоскогір’я (плато Устюрт, Середньосибірське плоскогір’я), столові країни.

Рельєф столових країн і плато характеризується плоскими або слабко хвилястими міжріччями (бронованими пластами стійких порід), які різко переходять у круті схили річкових долин і інші ерозійні форми рельєфу. В умовах тектонічного спокою і довгого впливу ерозійно-денудаційних процесів рельєф структурних плато і столових країн може перетворюватися у рельєф острівних столово-останцевих височин, в якому негативні форми рельєфу займають значно більші площі, ніж позитивні (рис. 1.2). Такий рельєф широко розповсюджений у Африці і на переферії плато Устюрт.

Рис. 1.2 Рельєф острівних столово-останцевих височин.

У випадку чергування за вертикаллю міцних і слабких порід, які залягають горизонтально, виникає ступінчастий рельєф. На схилах ерозійних форм утворюються структурні тераси (рис. 1.3).

Рис. 1.3 Структурні тераси на схилах річкової долини: 1 – м’які породи;

2 – міцні породи.

Якщо породи залягають під кутом (моноклінально), то утворюється куестовий рельєф (рис. 1.4).

Куест – височина, яка утворена пасмами з асиметричними схилами: пологими, які співпадають з кутом нахилу міцного до вивітрювання пласта (шару), і крутим, який зрізає “голови” шарів (аструктурний схил).

В умовах куестового рельєфу формується певний рисунок гідрографічної сітки – пір’ястий

Рис.1.4 Моноклінальний куестовий рельєф: 1 – м’які породи;

2 – міцні породи

Складний рельєф виникає на місці складчастих структур. В одних умовах спостерігається відповідність між типом геологічної структури і формою рельєфу, тобто антикліналям відповідають височини або хребти, а синкліналям – зниження у рельєфі. Такий рельєф називають прямим. Існує і інверсійний рельєф, який характеризується зворотною відповідністю між топографічною поверхнею і геологічною структурою. На місці позитивних геологічних структур утворюються негативні форми рельєфу і навпаки (рис. 1.5).

Рис.1.6 Складчаста структура і її відображення у вторинному рельєфі:

1 – м’які породи; 2 – міцні породи.

1.6 Рельєф і клімат

Клімат зумовлює характер і інтенсивність процесів вивітрювання, характер денудації, тому що від нього залежить ступінь інтенсивності дії екзогенних сил.

Екзогенний рельєф підпорядкований кліматичній зональності, тоді як ендогенний – ні (який називають азональним).

Класифікація клімату за рельєфоутворюючою роллю:

1. Нівальний клімат (від лат. nivalis – сніжний). Головний фактор рельєфоутворення – сніг та лід у вигляді рухливих льодовиків (Антарктида, Гренландія, острови Льодовитого океану).

2. Клімат субарктичного поясу і різко континентальних областей помірного клімату. Кліматичні умови, які зумовлюють фізичне (морозне) вивітрювання і виникнення або збереження мерзлих порід (які зумовлюють ряд специфічних процесів)і утворюють певні форми мезо- і мікрорельєфу (Східна Сибір).

Довга зима, холодне літо, невелика кількість опадів – менша 300 мм.

3. Гумідний клімат (кількість опадів більше, ніж може випаруватися і профільтруватися у землю). В таких умовах утворюються ерозійні форми рельєфу – долини річок, яри, балки тощо, які домінують. Інтенсивно проходять процеси хімічного звітрювання і карстові процеси.

4. Аридний клімат (маленька кількість опадів, велике випаровування). Інтенсивно йде фізичне звітрювання. Головний рельєфоутворюючий чинник– вітер. Ерозійна діяльність зменшена.

Зовнішній вигляд рельєфу зумовлюється не лише особливістю сучасного клімату, але й клімату попередніх епох.

2 ЕНДОГЕННІ ПРОЦЕСИ І РЕЛЬЄФ

2.1 Рельєфоутворююча роль тектонічних рухів земної кори

За напрямком виділяють два типи тектонічних рухів – вертикальні і горизонтальні, які можуть проходити як самостійно, так і у взаємозв’язку один з одним. Згідно концепції тектоніки літосферних плит піднесені потоки розігрітої речовини верхньої мантії призводять до утворення великих позитивних форм рельєфу (Західно-Тихоокеанічне підняття). Потім в осьових частинах утворюються рифти – негативні грабеноподібні форми рельєфу, які зумовлені розривними порушеннями.

Коли нові порції мантійної речовини поступають тріщинами на дні рифтів виникає спредінг – розсування літосферних плит в горизонтальному напрямку від осьової частини рифтів.

Горизонтальні переміщення літосферних плит на зустріч одна одній призводить до їх зіткнення, до підсування одних плит під інші (субдукція) або насування однієї на іншу (обдукція). Таким чином утворюються глибоководні жолоби і оточуючі їх острівні дуги (Японський жолоб, Японські острови), великі гірські споруди (Гімалаї, Анди).

2.1.1 Складчасті порушення та їх прояви у рельєфі

Елементарні види складок – це антикліналі і синкліналі, які прямо впливають на рельєф або на їх місці формується інверсійний рельєф. Невеликі і відносно прості за будовою складки у рельєфі представлені у вигляді невисоких компактних хребтів. Більш великі і складні – антиклінорії і с инклінорії – представлені великими гірськими хребтами і відокремлюючими їх зниженнями.

Найбільші підняття, які складаються з декількох антикліноріїв і синкліноріїв, називають мегантикліноріями; вони складають мегаформи рельєфу, мають вигляд гірської країни (мегантиклінорій гірського Криму).

Складкоутворення найбільше проявляється у рухомих зонах земної кори – геосинклінальних областях і звичайно супроводжуються розривними порушеннями, інтрузивним і ефузивним магматизмом.

2.1.2 Розривні порушення та їх прояви у рельєфі

Розривні порушення (диз’юнктивні) – це різні тектонічні порушення суцільності гірських порід, часто супроводжуються переміщенням розірваних частин геологічних тіл відносно однієї частини до іншої. Це тріщини, глибинні розломи (до верха мантії), надглибинні розломи (коріння доходять до мантії).

Розривні порушення відбиваються на рельєфі. У випадку скидів (рис.2.1 а), насувів (рис. 2.1 б) може утворитися ступінчастий рельєф (рис.2.1 в), якщо блоки зміщенні в одному напрямку; або складний гірський рельєф, якщо блоки зміщені відносно один до одного у різних напрямках (брилові гори).

Розрізняють столові брилові та складчасто-брилові. Перші виникають на ділянках не зім’ятих у складки. Другі виникають на місці розвитку стародавніх складчастих структур (Алтай, Тянь-Шань). Великі складчасті порушення часто поєднані з розривними. Відокремлення антиклінарій і синкліналій супроводжується утворенням обмежуючих розломів, горст-антикліналів або грабен-синкліналів.

а- скид, Біллєфьорден, Шпицберген. б – насув, західна Норвегія

Рис. 2.1. Уступи рельєфу, які утворилися в результаті розривних порушень: а – скид; б – насув; в – ступінчастий рельєф.

2.1.3 Рельєфоутворююча роль неотектоніки

Головна роль у формуванні основних рис сучасного рельєфу ендогенного походження – це нові тектонічні рухи, тобто ті, які мали місце у неоген-четвертинний час.

Областям, де слабко виражені вертикальні позитивні тектонічні рухи у рельєфі відповідають рівнини, плато і плоскогір’я з тонким чохлом четвертинних відкладів Східно-Европейської платформи.

Областям інтенсивних тектонічних занурень відповідають низовинні рівнини з великою товщею відкладів неоген-четвертинного віку – Прикаспійська низовина.

Областям інтенсивних тектонічних рухів відповідають гори: Кавказ, Памір, Тянь-Шань.

Таким чином, рельєфоутворююча роль сучасних тектонічних рухів проявилася у деформації поверхні, в утворенні позитивних і негативних форм рельєфу різного порядку.

Про неотектонічні рухи говорять:

1) наявність морських і річкових терас;

2) деформації морських і річкових терас і стародавніх поверхонь денудаційних вирівнювань;

3) затоплення морських берегових форм і підводних карстових печер, яке не можна пояснити коливанням рівня морського океану;

4) антецедентні долини, які утворються в результаті пропилювання рікою тектонічного підвищення, яке утворилося внаслідок розривного порушення (Рис.2.2).

Рис. 2.2 Антецедентні сквізні ущелини рукавів річки Гердиманчай

(Азербайджан).

Існують непрямі ознаки: ділянки, які тектонічно підіймаються, характеризуються збільшенням щільності і глибини ерозійного розчленуванням у порівнянні зі стабільними територіями.

2.2 Магматизм і рельєфоутворення

Магматизм, як інтрузивний, так і ефузивний, грає важливу роль у рельєфоутворенні. Форми рельєфу, які пов’язані з інтрузивним магматизмом, можуть бути результатом безпосереднього впливу магматичних тіл і наслідком руйнації осадових гірських порід.

Батоліти часто знаходяться у центральних частинах антикліноріїв, вони утворюють великі позитивні форми рельєфу, поверхня яких ускладнена дрібнішими формами, (що виникли в результаті дії екзогенних процесів).

Лаколіти зустрічаються поодинці або групами і часто у вигляді позитивних форм рельєфу, у вигляді куполів.

Від лаколітів часто відходять жилоподібні відростки апофізи.

Пластові інтрузії виглядають у рельєфі як східці, аналогічні структурним східцям, які утворилися в результаті вибіркової денудації в осадових породах.

Чітке відображення у рельєфі знаходять утворення, пов’язані з діяльністю ефузивного магматизма або вулканізму.

Залежно від характеру виверження вирізняють:

1) площинні;

2) лінійні;

3) центральні.

Площинні виверження призвели до утворення лавових плато (Колумбійське плато).

Сьогодні основним видом вулканічної діяльності є центральний тип вивержень, при якому магма поступає з надр до поверхні до певних точок, які розташовані на перетині двох або декількох розломів. Над центральною точкою розташована акумуляційна форма – вулкан.

Стадії вулканізму:

1) експлозивна (вибухова);

2) еруптивна (стадія викиду і накопичення вулканічних продуктів).

В залежності від стадії, характеру накопичення продуктів виверження виділяють декілька морфометричних типів вулканів:

1. маари;

2. екструзивні купола;

3. щитові вулкани;

4. шлакові вулкани;

5 стратовулкани.

Маар – негативна форма рельєфу, воронкоподібна або циліндрична, яка утворюється в результаті вулканічного вибуху. Це реліктові утворення (велика кількість знаходиться в області Ейфель (Німеччина) та у центральній частині Франції). Маари часто заповнюються водою і утворюють озера. Розміри мааров від 200 м до 3,5 км у діаметрі та глибиною 60 – 400 м.

Кратери вибуху, в яких в результаті довгої денудації знищена поверхнева частина вулкану, називають трубками вибуху. Давні трубки вибуху у більшості випадків заповнені ультраосновною магматичною породою – кімберлітом. Кімберліт – діамантоносна порода, і більшість родовищ діамантів (у Південній Африці, Бразилії, Якутії) пов’язано з кімберлітовими трубками.

Екструзивні куполи – вулкани, що утворилися з кислої лави (ліпаритової), яка із-за великої в’язкості не розтікається і не утворює лавові потоки. Вона накопичується над жерлом вулкану і приймає форму куполу з характерною центричною структурою. Розміри таких куполів змінюються до декількох кілометрів у перетині і висотою не більше 500 м.

Щитові вулкани (рис. 2.3) утворюються при вивержені центрального типу в тих випадках, коли вивергається рідка і рухома базальтова лава, яка розтікається на великі відстані від центру виверження. Коли потоки лави накладаються один на одного, то формується вулкан з відносно пологими схилами 6 – 8° (рідко більше), Ісландія, Гавайї.

Щитові вулкани характерні для вулканічного ландшафту Ісландії. Вони невеликих розмірів, погаслі. Прикладом щитового вулкану є гора Динг’я. Основа її біля 6 км у перетині, відносна висота – біля 500 м. Для геологічного розрізу вулкана характерна шаруватість, яка зумовлена багатьма виливами лави.

Цей вид вулканів характерний і для Гавай. Гавайські вулкани більші за ісландські. Найбільший з Гавайських островів – Гавайї – складається з трьох вулканів (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа та Килауєа) щитового типу. З них Мауна-Лоа підіймається над рівнем моря на 4170 м. Його основа розташована на глибині 5 тис. м. Тому загальна висота цього вулкану становить більше 9000 м. Це найбільший за об’ємом складаючого його матеріалу вулкан на земній кулі. Не дивлючись на розміри, схили гавайських вулканів пологі. Біля основи вулканів максимальний ухил поверхні становить 3°, вище поступово збільшується до 10°, а з висоти 3 км знову зменшується. Вершина вулкана має вид лавового плато, посередині якого розташовано величезний кратер, який має вигляд лавового озера.

Рис.2.3 Найбільший щитовий вулкан у сонячній системі Олімпус Монс

(діаметром біля 600 км²)

Шлакові вулкани (рис. 2.4) – викидають лише твердий уламковий матеріал – попіл, пісок, вулканічні бомби, лапілі. Вони утворюються за умови, якщо лава перенасичена газами та її виділення супроводжується вибухами, під час яких лава розпилюється, її бризки швидко твердіють. Крутизна схилів шлакових вулканів становить 45°.

Багато шлакових конусів розташовано у Вірменії. Більшість з них розташовано на схилах більших вулканів, дрібніші форми часто утворюються на лавових потоках. Ріст таких конусів може проходити дуже швидко. Так, шлаковий вулкан Монте-Нуова (Італія, біля Неаполя) зформувався за декілька діб на рівному місці і зараз являє собою пагорб висотою до 140 м.

Рис. 2.4 Шлаковий вулкан

Стратовулкани – в їх будові беруть участь як потоки лав, так і потоки пірокластичного матеріалу. Вони мають майже правильну класичну форму: Фудзіяма (рис.2.5), Ключевська Сопка, Попокатепетль (Мексика). Висота вулканів становить 3 – 4 км, іноді – 6 км. Багато стратовулканів покриті снігом та льодовиками.

Рис. 2.5 Стратовулкан Фудзіяма (Японія)

2.3 Рельєфоутворююча роль землетрусів

Геоморфологічна роль землетрусів полягає в утворенні тріщин, в зміщенні блоків земної кори за тріщинами у вертикальних і горизонтальних напрямках. Утворюються структури типу грабенів, які виражені у рельєфі у вигляді негативних форм, можуть утворюватися специфічні позитивні форми, а також деформації типу складчастих порушень. Важливу роль грають процеси, які викликані землетрусами: обвали, осипи, а в дуже зволожених породах – зсуви (рис.2.6), опливини. Часто при землетрусах на крутих схилах починає рухатися увесь накопичений на них пухкий матеріал (рис. 2.7), який формує біля підніжжя потужні осипні шлейфи. Пухкий матеріал, накопичений у підніжжі схилів гір, у долинах річок і тимчасових потоків – джерело для виникнення селів.

Під впливом моретрясінь переміщуються великі маси пухких, насичених водою донних відкладів. Вони утворюють цунамі, які місцями суттєво впливають на морфологію морського узбережжя.

Високою сейсмічністю характеризується середземноморський пояс складчастих споруд від Гібралтару до Малайського архіпелагу і переферійної частини Тихого океану, а також середньо океанічні хребти, область Західно-Африканської системи розломів. Землетрясіння існують в тих областях, де зосереджена більша частина існуючих і згаслих вулканів.

Рис. 2.6 Зсув у Ла Кончиті (Каліфорнія, США) у 1995 році в результаті

землетруса

2.7 Сходження матеріалу з гір

Під час Біловодського землетрусу (1885, Киргизстан) в результаті вертикальних переміщень блоків земної кори утворилися уступи висотою до 2,5 м. При землетрусі у Португалії (1775) набережна м. Лісабону миттєво пішла під воду і на її місці глибина заливу становила 200 м. Під час землетрусу у Японії (1923) одна частина заливу Сагамі (на південь від м. Токіо) площею біля 150 км² швидко піднялася на 200 – 250 м, а інша опустилась на 150 – 200 м.

3 ЕКЗОГЕННІ ПРОЦЕСИ І РЕЛЬЄФ

3.1 Вивітрювання і рельєфоутворення

Сукупність процесів руйнації і хімічні змінення гірських порід в умовах земної поверхні або поблизу неї під впливом атмосфери, води і ор-

ганізмів називається вивітрюванням. Цей процес є початковим етапом будь-якого екзогенного процесу.

Фізичне вивітрювання – руйнація гірських порід, яка не супроводжується хімічними змінами їх складу. Існує температурне і механічне вивітрювання (рис. 3.1).

А) Температурне вивітрювання – проходить без участі зовнішнього механічного впливу і зумовлено зміною температури. Його інтенсивність залежить від складу гірських порід, будови, тріщинуватості тощо.

Б) Механічне вивітрювання – проходить при замерзанні води у тріщинах і порах гірської породи, кристалізуванні солей при випаровуванні води. Відокремлюють морозне вивітрювання.

В результаті фізичного вивітрювання компактні породи розпадаються на гострі уламки, утворюється матеріал, з якого формуються осадові уламкові породи: брили →щебінь→жорства→пісок.

Хімічне вивітрювання – результат взаємодії гірських порід зовнішньої частини літосфери з хімічно активними елементами атмосфери, гідросфери. Зміна гірських порід проходить в результаті розчинення, гідратації, окислення, гідролізу. Утворюються розчинні і дрібнодисперсні продукти вивітрювання.

Сукупність залишкових (незсунених) продуктів звітрювання називають корою вивітрювання. Кора буває:

1) уламкова (хімічно незмінені уламки гірської породи);

А

Б

Рис. 3.1 Результати фізичного вивітрювання: А – камінь-верблюд; Б – камінь-черепаха з Киберевської долини (Росія).

2) гідрослюдиста (слабко хімічно змінена материнська гірська порода), вже має глинясті мінерали – гідрослюди, які утворилися з польових шпатів та слюд);

3) монтморилонітова кора – є глибокі хімічні зміни первинних мінералів);

4) каолінітова;

5) червоноземна;

6) латеритна.

Останні два типа кори вивітрювання – це результат повної зміни материнських порід.

Вивітрювання не утворює будь-яких специфічних форм рельєфу, але готує матеріал, який може пересуватися іншими екзогенними агентами.

3.2 Схили, схилові процеси і рельєф схилів, класифікація схилів

Схил – поверхня, на якій у переміщенні речовини головну роль грає сила тяжіння. Схилові процеси призводять до видалення, переміщення, іноді до накопичення продуктів вивітрювання, тобто до утворення відпрацьованих і акумуляційних форм рельєфу.

За крутизною схили розподіляються на:

- дуже круті (>35°);

- круті (15 – 35°);

- схили середньої крутизни (8 – 15°);

- пологі (4 – 8°);

- дуже пологі (2 – 4°).

За довжиною схили розподіляються на:

- довгі (>500 м);

- схили середньої довжини (50 – 500 м);

- короткі (<50 м).

Довжина схилів зумовлена кількістю вологи, яка попадає на схили.

За формою схили розподіляються на (рис. 3.2):

- прямі;

- опуклі;

- увігнуті;

- ступінчасті.

Форма свідчить про те, які процеси проходять на схилах, іноді про взаємодію ендо- і екзогенних сил.

Рис. 3.2 Форми схилів: а – прямі; б – опуклі; в – увігнуті;

г – ступінчасті.

За особливостями силових процесів А.І. Спирідонов виділяє:

1) Схили гравітаційні (≥35 – 40°): уламки під дією сил тяжіння скочуються до підніжжя схилів. Це обвальні, осипні, лавинні схили.

2) Схили блокових рухів. Утворюються при зміщенні униз блоків гірських порід. Цьому сприяють підземні води і гравітація (20 – 40°). Це зсувні, опливло-зсувні і схили відпадання.

3) Схили масового зміщення чохла пухкого матеріалу залежать від консистенції ґрунту, зумовлені кількістю води у ґрунті (2 – 3° до 40°). Це соліфлюкційні, схили повільної соліфлюкції, дефлюкційні.

4) Схили делювіальні. Залежать в першу чергу від стану схилів. Спостерігаються на різних за крутизною схилах.

3.2.1 Схилові процеси і рельєф схилів

1 Обвальні схили. Обвалом називають процес відриву від основної маси гірських порід великих брил і переміщення їх униз по схилу (рис. 2.7). Морфологічним результатом обвалів є утворення стінок зриву у верхній частині схилу і накопичення продуктів обрушення біля підніжжя.

2 Осипні схили. Утворення осипу пов’язано з фізичним вивітрюванням на схилах, які складені мергелями або глинистими сланцями. Біля підніжжя формуються колювіальні відклади. В осипі розрізняють: осипний схил, осипний лоток, конус осипу. Біля підніжжя формуються колювіальні, погано відсортовані матеріали.

Осипний схил складений відслоненими породами, які зазнають фізичного вивітрювання. Продукти вивітрювання – щебінь, жорства, рухаючись униз схилу, механічно впливає на поверхню схилу і утворює у ньому жолоби – осипні лотки глибиною 1 – 2 м при ширині у декілька метрів. У нижній частині денудаційних ділянок схилів жолоби об’єднуються у більш великі улоговини (балки), ширина яких може досягати десятків метрів. Талі і дощові води ще більше поглиблюють жолоби, розчленяють денудаційну частину схилів, бровка схилу стає фестончатою (рис. 3.3).

Рух уламків на осипних схилах продовжується до того часу, поки ухили поверхні не стануть менше кута природного відкосу. З того часу починається акумуляція уламків. Формується конус осипу. Осипні конуси можуть поєднуватися один з одним. До них приєднується грубоуламковий обвальний матеріал. З часом утворюється шлейф з великих та дрібних уламків породи. Формується колювій (colluvio – скупчення), який характеризується погано відсортованим матеріалом.

Рис. 3.3 Осипні схили.

3 Зсувні схили. При зсуванні відбувається переміщення великих блоків порід. Зсув стається у випадку, якщо водопроникні породи підстеляються прошарком водотривкіх порід (глин), які є поверхнею сковзання. Виникають зсуви на крутих схилах (≥15°).

4 Соліфлюкційні схили. На території з сезоним промерзанням поверхні грунту і в областях з вічною мерзлотою розповсюджені соліфлюкційні схили, які виникають у прошарку сезонного промерзання і відтаювання. Цей грунт стає водонасиченим і може текти. Соліфлюкційна течія може виникати на схилах >2 – 3°.

5 Дефлюкційні схили – виникають в гумідних областях, в результаті пластичного руху у вигляді повільного видавлювання слабко зволожених грунтових мас під родючим грунтом.

6 Делювіальні схили – схили, на яких переміщення вниз по схилу проходить в результаті стоку дощових і талих вод. Біля підніжжя схилів утворюється – делювій (d).

3.2.2 Розвиток схилів. Пенеплени, педименти, педиплени і

поверхні вирівнювання

Схилові процеси ведуть до виположування схилів, згладжування рельєфу, до плавних переходів від одних форм рельєфу до інших. Проходить виположування ендогенних і екзогенних схилів агентами силової денудації, що призводить до руйнації міжрічкового (вододільного) простору і формуванню на місці розчленованої невисокої хвилястої рівнини – пенеплену (проходе вивітрювання зверху) (рис. 3.4А).

Рис.3.4 Схема пенепленизації за В. Девису (А) і педипленізації за В. Пенку (Б). Стрілками вказано напрямок, в якому йде руйнація міжрічкового простору; 1 – 6 – послідовні стадії розвитку пенеплену і педиплену.

Розвиток схилів і утворення денудаційних вирівнювальних поверхонь може проходити і шляхом відступання схилів, які паралельні один одному. Це називається педипленізацієй, а сформована денудаційна рівнина – педипленом (рис.3.4 Б, рис.3.5).

Рис. 3.5 Педиплен з окремими останцями (за Н.В. Башениною).

Проста форма педипленізації – утворення педименту – пологонахиленого майданчику (<3 – 5°), який формується у материнських породах біля підніжжя відступаючого схилу. На кожний момент відступання схилу його підніжжя захищено шлейфом відкладів; на кожен момент залишається значно менша частина схилу, який відступає паралельно сам собі. Поступово віддаляється і матеріал шлейфу. Поверхня материнських порід підніжжя відступаючого схилу поступово відслоняється. Так виникає нахилена вирівнювальна поверхня, яка прилягає до підніжжя схилу – педимент (рис. 3.6).

Рис.3.6 Педимент з останцевими столовими горами.

Узбережжя Кара-Богаз-Гола (за Н.І. Андрусевим)

Утворення педиментів, педипленів і пенепленів можливо лише в умовах низхідного розвитку рельєфу (в умах переваги екзогенних процесів над ендогенними). При цьому проходить загальне зменшення відносних висот і виположування схилів.

При неодноразової зміні етапів спаду і піднесення розвитку рельєфу у гірських країнах утворюється ряд денудаційних рівнів, які розташовані у вигляді ступеней або ярусів на різних висотах. Це поверхні вирівнювання. Кожна поверхня вирівнювання може бути не лише піднятою, але й деформованою в результаті складчастих або розривних тектонічних порушень.

3.3 Флювіальні процеси і форми рельєфу. Ерозійна діяльність водних потоків. Базис ерозії

Сукупність геоморфологічних процесів, які виникають під дією текучих вод називають флювіальними.

Водотоки здійснюють руйнівну роботу – ерозію, транспортацію матеріалу та його акумуляцію, утворюють відпрацьовані і акумуляційні форми рельєфу. Ерозійна робота водотоку здійснюється за рахунок дії сили потоку, коразії(вплив на дно і береги уламками, котрі несе потік) і хімічного впливу на породи, які складають дно і береги річки.

В ерозійній роботі водотоків розрізняють глибинну ерозію, яка направлена на поглиблення річкової долини і бічну, яка веде до її розширення. Поглиблення русла водотоку обмежено рівнем водного базису, куди впадає водотік, так званого базиса ерозії. Загальним базисом ерозії є рівень Світового океану.

3.3.1 Основні закономірності роботи потоків.

Поздовжний профіль рівноваги

Вище базису ерозії водотік поглиблює свою долину до тих пір, поки не сформується профіль, в кожній точці якого жива сила потоку знаходиться у рівновазі з опором підстиляючих порід розмиву, а транспортуюча здатність потоку стане вирівняна по всій довжині. Такий профіль називають граничним профілем рівноваги.

Невідпрацьований профіль характеризується наявністю водограїв, потоків. Для водотоків характерною є регресивна ерозія, у результаті якої водотоки мають тенденцію руху своїх вершин у глибину міжріччя.

У розвитку флювіального процесу виділяють три стадії:

І – характеризується невідпрацьованими поздовжним профілем, глибинною ерозією, поглибленням долини. Це стадія молодості долини.

ІІ – коли поздовжний профіль відпрацьовано, головною стає бічна ерозія і одночасно починається акумуляція, утворення алювію на дні долини і формування заплави – це стадія зрілості долини.

ІІІ – стадія, коли настає вирівнювання профілю, ерозійні процеси уповільнюються. Виникає дуже широка заплава, в межах якої рухається звивисте русло річки.

3.3.2 Морфологія і типи ерозійних форм рельєфу

Найбільш характерною формою рельєфу, яка виникає в результаті ерозійного процесу є ерозійна долина. До дрібніших ерозійних форм рельєфу відносять ерозійні борозни (до 0,5 м), вимоїни (до 1 – 2 м), промивини (до 3 – 5 м глибиною) і яри. Ці форми характерні для тимчасових потоків.

Значними за величиною ерозійними формами є річкові долини, пов’язані з діяльністю річкових потоків. Це складні негативні форми рельєфу, різко подовжені поглиблення в земній поверхні. Річкові долини, яри, вимоїни разом з поверхнями що їх розділяють утворюють річкові басейни (вся територія поверхневого водозбору даної річки). Басейн обмежено вододільною лінією. У рельєфі у басейнах виділяють дві головні частини – схили вододілів і схили річкових долин.

Морфологія річкових долин

У річкових долинах виділяють три головних елемента рельєфу –русло, дно і схили.

Русло – відносно вузьке лінійне поглиблення, по якому йде стік води у період межені (низький рівень води в річці між повенями).

Дно долини формується у процесі бічної ерозії і меандруванні з акумуляцієї алювію.

Велика частина дна річкової долини буває зайнята заплавою – це акумуляційна форма рельєфу, яка утворюється в результаті накопичення алювію під час повеней.

Схили долин мають різноманітну крутизну і морфологію.

Типи поздовжних профілей молодих долин:

І – долини, при формуванні яких дія силових процесів мінімальна. Ці долини формуються у міцних гірських породах. Спочатку формуються тіснини – вузькі тріщиноподібні врізи (рис.3.7 А), які перетворюються у каньйони – вузькі ущелини з дуже крутими схилами, довжиною 1 – 2 км (рис.3.7 Б).

В умовах слабких гірських порід, у горах утворюються широкі ущелини. В результаті бічної ерозії виникають ящикоподібні долини з прямовисними стінками і пласким дном.

ІІ – характерний для для долин, коли при формуванні схилів важливу роль грають схилові процеси. Цим процесом сприяють неміцні породи і вологий клімат. Поздовжний профіль долини має v-подібну форму, потім вони стають трапецеподібними і у старості – коритоподібними (u-подібними).

3.3.3 Асиметрія долин

- Схили річкових долин несиметричні. Русло зміщене до більш крутого схилу. Причини асиметрії поздовжнього профілю різні. Перша зумовлена обертанням Землі. Згідно правилу Каріоліса річки північної півкулі відхиляються вправо від свого напрямку і підмивають свої праві береги.

АБ

Рис. 3.7. І тип долин: А – тіснини, Б – каньйон.

Друга причина – тектонічні рухи. На схилах активних підвищень річки зміщуються у бік зниженої ділянки. Часто причинами асиметрії можуть бути:

- кліматичні – в умовах аридного клімату, крутішими бувають північні, звернені до сонця схили;

- структурні – виникають у долинах, які врізані у схили з моноклінальним заляганням шарів;

- гідрологічні та гіпсометричні – виникають при нерівномірній вологості схилів долин. Більш вологий швидше виположується.

3.3.4 Морфометричні типи долин у плані

Розрізняють долини прямолінійні та звивисті. Зустрічаються також врізані меандри – коліна, які утворюються в результаті врізання руслових меандрів при повільному тектонічному піднятті (рис. 3.8).

Рис.3.8. Меандрування річки Урулюнгуй.

По співвідношенню схилів вирізняють наскрізні долини, які прорізають підвищення і відкриті в обидва боки (див. рис. 2.2) і сліпі долини, які замкнуті в низинах, де потік зникає у карстовій порожнечі.

Системи долин та їх класифікація

В кожній річковій системі розрізняють головну річку та її притоки.

За формою розрізняють сім типів річкових систем:

- деревоподібний тип звичайний для рівнинних областей (рис. 3.9, Г);

- пір’ястий тип характерний для молодих складчастих або складчасто-брильних гір (рис. 3.9, Е);

- ортогональний тип розвивається на похилих плато (рис. 3.9, Д);

- решітчастий тип виникає в давних гірських країнах в результаті видозміни пір’ястої системи річок (рис. 3.9, Д);

- радіальний тип формується на округлих у плані островах або підвищеннях (центробіжний підтип) (рис. 3.9, А);

- радіальний доцентровий характерний для міжгірських западин (рис. 3.9, Б);

- паралельний тип зустрічається на молодих слабко похилених рівнинах (рис. 3.9, В);

- кільцеподібний тип зустрічається рідко на куполовидних складках або на замиканні складок.

Рис. 3.9 Типи річкової системи: А – радіальний центр обіжний; Б - радіальний доцентровий; В – паралельний; Г – деревоподібний; Д – ортогональний, решітчастий; Е – пір’ястий.

Заплава – це піднята над рівнем межені води у річці частина дна долини, яка покрита рослинністю і підтопляється повінню.

За характером рельєфу заплави розрізняють:

- сегментні – характерні для меандруючих річок;

- паралельно-гривисті – виникають у великих річках з широкими долинами із-за тенденції річок зміщуватися увесь час в бік одного із

схилів (вплив сили Коріоліса або тектонічних рухів);

- обвальні – характерні для річок, які пересікають передгірні нахилені рівнини.

За будовою заплави бувають:

- акумулятивні – мають нормальну або підвищену потужність алювію;

- цокольні – мають малопотужний алювій, який лежить на неалювіальних породах, або врізана в давній алювій.

3.3.6 Річкові тераси

Ступенеподібни форми рельєфу, які формуються на схилах долин і в будові яких беруть участь алювіальні відклади, називають річковими терасами.

Дата добавления: 2014-01-04