Геоморфологія, як наука

При підтіканні до місця пучення міжмерзлотних або підмерзлотних вод утворюються дуже великі горби з крижаним ядром. Їх називають гідролаколітами. Висота гідролаколітів може досягати 70 м, а діаметр основи - 200 м. Влітку з розташованих на їх поверхні тріщин витікає вода. У Сибіру такі горби називають «булгуняхи», а на Алясці та в Канаді - «пінго» (рис. 74).

Загалом у світі гідролаколітів досить багато. Лише описаних налічується понад 5000. Так, у Росії їх більше 1000, у США (Аляска) - понад 1500, в Канаді - понад 1850. Крім того, подібні форми рельєфу є у Скандинавії, Китаї (Тибет), Монголії, Антарктиді, Гренландії та на архіпелазі Шпіцберген.

Районом найбільшої концентрації гідролаколітів у світі є півострів Тактаяктак (Туктояктук) у дельті Маккензі (тут їх 1350).

Якщо підземні води (міжмерзлотні або підмерзлотні) знаходять вихід на поверхню (особливо на схилах річкових долин), вони створюють особливі крижані форми рельєфу - «наледі». Їх танення зумовлює інтенсивну соліфлюкцію ґрунту. Наледі, які утворюються на поверхні крижаного покриву при промерзанні річок до дна, називають «таринами».

Морозне розтріскування та сортування грунтів відбувається головним чоном в межах діяльного (сезонно-талого) шару. Так, за низьких температур і майже повної відсутності теплоізолюючого снігового покриву верхня частина пухких порід промерзає на значну глибину і, внаслідок стискання грунтів, виникають морозобійні тріщини шириною 1-3 см. Тріщини мають правильне орієнтування і утворюють мережу із багатокутників (квадратів, шестикутників, трапецій тощо) або кілець шириною від 10 см до 2-3 м.

Осередок багатокутників складений однорідним глинистим матеріалом, а тріщини, які його оконтурюють, наповнені валунно-галечниковими уламками таким чином, що утворюють валик (рис. 75). Це пояснюється виморожуванням уламкового матеріалу до денної поверхні, пученням центральних частин багатокутників внаслідок промерзання насиченого талими водами грунту і сповзання уламків у бік знижених тріщин. Внаслідок такого морозного сортування формується рельєф, який називають полігональним (гр. «poly» - багато і «gфnia» - кут).

Серед полігональних форм рельєфу розрізняють кам'яні кільця, багатокутники та смуги, а також плями-медальйони і плямисті тундри.

В результаті сортування неоднорідної ґрунтової маси, насиченої водою, при багаторазовому її замерзанні та відтаванні на рівній поверхні виникають кам'яні багатокутники (багатогранники) і кам'яні кола, а на схилах - кам'яні смуги.

При почерговому замерзанні та відтаванні однорідних глинистих ґрунтів в тундрі часто утворюються так звані плями-медальйони. Це позбавлені рослинності глинисті чи глинисто-щебнисті плями округлої або неправильної форми, розміри яких коливаються від 0,5 м до кількох метрів у діаметрі.

Виникнення таких плям пов'язують з проривом по тріщинах на поверхню рідких глинистих ґрунтів, затиснутих між двома мерзлими шарами порід, які постійно зближуються. Значна кількість таких плям розсіяна серед покритої рослинністю поверхні тундри. Їх поверхня плоска або підвищується над задернованими ділянками на 5 - 20 см. Тундру з таким рельєфом часто називають плямистою або медальйонною (рис. 76).

У районах поширення полігональних поверхонь зустрічається й такий різновид горбів пучення, як байджарахи (байджерахи; якут. - горби) - конусоподібні горби висотою до 3-4 м. Це останці мерзлого грунту, які виникли внаслідок ерозійного розмиву тріщин полігональних поверхонь.

Кріогенні рельєфоутворюючі процеси спостерігаються і при дії морського хвилювання на береги, складені багаторічно мерзлими породами. Такий процес називається термоабразією (гр. «иЭсмз» - тепло. лат. «abrasio» - зіскоблювання) При цьому біля лінії берега виробляється ніша витавання (термоабразійна ніша), яка по мірі заглиблення зумовлює обвалювання карнизу (термоабразійного кліфа), що над нею нависає.

В областях багаторічної мерзлоти дуже добре розвинуті і ерозійні форми рельєфу (улоговини, яри, долини), які тут отримали назву термоерозійних, оскільки вони виникають завдяки не тільки механічному та хімічному, а й термічному впливу поверхневих водотоків на дно і береги, складені багаторічно мерзлими породами.

Необхідно відзначити також, що багаторічно мерзлі гірські породи мають суттєвий вплив на антропогенні форми рельєфу. Вони, зокрема, спричиняють деформацію шляхів сполучення, будівель, трубопроводів тощо.

7.7 Практичне значення вивчення багаторічно мерзлих гірських порід

Оскільки дослідження мерзлотних явищ стало проводитись не так давно, то у знаннях про ці процеси і форми рельєфу є чимало прогалин. Одним із перших серйозних імпульсів до зростання наукових спостережень у геокріолітозоні (гр. «Гб?б» - Земля; «kryos» - холод, мороз, лід; «lithos» - камінь та «zone» - пояс) був період другої світової війни, коли стало очевидним, що військово-стратегічні проблеми полярних областей, включаючи завдання будівництва у високих широтах, не можуть бути вирішені без знання суті кріогенних процесів. Подальше протистояння у вигляді «холодної війни» двох світових систем і супердержав (США та колишнього СРСР), територія яких практично розділяється лише Північним Льодовитим океаном, також посилило цікавість до кріолітозони. Додатковими стимулами вивчення кріогенних процесів стало відкриття тут родовищ корисних копалин світового значення (нафта й газ Східного Сибіру та Печорської низовини, золото Забайкалля та Колими, алмази Якутії, мідні руди Удокану тощо). Не меншим є перелік мінеральної сировини й у Північній Америці (нафта й газ Аляски, руди Канадського щита тощо).Практичне значення вивчення багаторічно мерзлих гірських порід включає наступні позиції:1. Детальні знання будови і термічного режиму сприяють вирішенню численних інженерних завдань, якими супроводжується будівництво промислових і цивільних споруд, прокладання комунікацій (зокрема, Байкало-Амурської магістралі у Росії), розвідка та експлуатація родовищ корисних копалин, використання лісових га гідроенергоресурсів, спорудження злітно-посадочних смуг, чисельних військових об`єктів. Особливої ролі набуває картографування поширення багаторічно мерзлих порід різних типів - суцільного, переривчастого, спорадичного, а також точне визначення меж таликів, на яких інженерна діяльність відбувається за найменших ризиків.2. Вивчення таликів та їхньої динаміки сприяє вирішенню низки гідрогеологічних проблем, оскільки талики є своєрідними «гідрогеологічними вікнами», через які до водоносних горизонтів проникає у вигляді інфільтрації поверхневий стік.3. Необхідність досліджень диктується і завданнями попередження шкідливих наслідків інженерної діяльності людини у полярних ландшафтах, які відзначаються надзвичайною уразливістю і, зазнавши порушень, відновлюються украй повільно. Тому, визначення граничних значень тиску техногенної діяльності у таких регіонах має виразне екологічне значення, оскільки дозволяє керуватися інформацією щодо порогів, за якими стає невідворотним несприятливий розвиток кріогенних процесів та інших складників довкілля геокріолітозони.4. У переліку зазначених проблем важливе місце належить рельєфу та кріогенним процесам зони поширення порід багаторічної мерзлоти, оскільки їхня динаміка визначає багато рис функціонування інших складових довкілля. Прикладом може слугувати ланцюжок типу: техногенне порушення цілісності грунтового та рослинного покриву > поява і динамічний перебіг термокарстових процесів > утворення озерних водойм > наступне їхнє спускання під впливом розвитку полігонального рельєфу > перетворення сухих днищ озерних котловин на ділянки лучної рослинності.

Розділ 8. Аридна морфоскульптура та еоловий рельєф

8.1 Поняття про аридну морфоскульптуру та особливості рельєфоутворюючої діяльності вітру

До аридної морфоскульптури (від лат. «aridus» - сухий) - належать форми рельєфу, що виникають в умовах посушливого клімату (пустелі, напівпустелі, сухі степи).

Особливості поверхні аридних областей формуються завдяки впливу комплексу рельєфоутворюючих процесів:

- діяльності вітру (дефляція, коразія, еолова акумуляція),

- дії гравітації,

- пустельного гіпергенезу,

- площинного змиву,

- ерозії тимчасових водотоків.

На височинах, плато, передгір'ях та в гірських умовах у межах аридних областей домінують головним чином форми рельєфу, що виникли внаслідок аридної денудації й ерозії (педименти, бедленди).

Для рівнинних просторів характерні кам'янисті, щебенисті, глинисті, солончакові та піщані пустелі, а в також великі та малі безстічні западини (Турфанська (154 м) - зах. Китай; Карагіє (132 м) - п-ів Мангишлак). В результаті аридної денудації виникають також острівні гори, та уступи («чінки») плоско-вершинних останців, які в Середній Азії отримали назву «туткулі». Яскравим прикладом аридно-денудаційних пластових рівнів є плато Устюрт, яке з усіх боків оточене урвистими чінками (туткулями).

У межах глинистих та солончакових пустель зустрічаються засолені озерні западини й такири, а поверхня піщаних пустель являє собою сукупність еолово-акумулятивних форм рельєфу (бархани, барханні ланцюги тощо).

В аридних областях різних материків планети є також і форми рельєфу створені ерозією (сухі русла) (рис. 77), які мають специфічні місцеві назви:

- уеди (Північна Африка);

- ваді (Передня Азія);

- сайри (Гобі);

- кріки (Австралія);

- сайї (Середня Азія).

ПРОВІДНОЮ ж при рельєфоутворенні в аридних умовах є діяльність вітру (еолові процеси), оскільки тут майже повністю відсутній рослинний покрив і значні простори покриті незакріпленим дрібноуламковим матеріалом. Форми рельєфу створені вітровою діяльністю називаються еоловими.

Еолові, як і всі екзогенні процеси, виконують три функції:

* руйнування гірських порід (денудація);

* транспортування уламкового матеріалу;

* акумуляція уламків.

Еолова денудація (руйнування), як правило, проявляється у двох процесах: дефляції та коразії.

Дефляція (лат. «deflatio» - видування, здування, розвіювання) - процес видування і розвіювання вітром найдрібніших частинок пухкого ґрунту та піску. Завдяки дефляції утворюються: улоговини видування (дефляційні улоговини); пасмові піски, комірчасті, (барханні) піски, лункові піски (фульджі), яранги, западини великих розмірів (10 і більше кмІ).

Дефляційна улоговина (улоговина видування) - витягнута, переважно овальна, від'ємна форма рельєфу довжиною від кількох до кількох сотень метрів, орієнтована за напрямком виносу пухкого матеріалу за межі його початкового залягання (рис. 78).

Пасмові піски формуються вихороподібними вітровими потоками і являють собою паралельно розташовані вузькі і довгі звивисті пасма, орієнтовані за напрямком пануючих вітрів. Довжина пасмових пісків може досягати кілька десятків кілометрів. Напівзарослі пасма мають висоту від кількох до 80 метрів, а позбавлені рослинності - до 200м. На міжпасмових зниженнях часто зустрічаються такири (рис. 79).

Комірчасті (барханні) піски виникають при нерівномірному розвіюванні пухкого матеріалу і вітрах змінних напрямків, внаслідок поєднання улоговин видування різного розміру та перетинок між ними. Останні є ділянками акумуляції частинок матеріалу, що виноситься з улоговин (рис. 80).

Ще однією специфічною формою рельєфу є лункові піски. Це западини у межах піщаних пустель, що виникають при вітрах, напрямок яких майже не змінюється. Вони в ході дефляції набувають певного орієнтування і часто мають форму у вигляді півмісяця. На Аравійському п-ві (тут їх називають фульджами) глибина таких западин може досягати 70 м (рис. 81).

У глинистих пустелях або в пустелях, поверхня яких складена не дуже щільними пісковиками, завдяки дефляції виникає мережа паралельних борозен розділених вузькими гребенями. Такі форми рельєфу називають ярдангами (тюрк. - урвистий горб, круте пасмо). Вони виникають при смугастому заляганні гірських порід, які зазнають дефляції, або при розвіюванні вздовж доріг та інших штучних утворень, що мають витягнуту форму (рис. 82).

Коли дефляційний процес проходить у взаємодії з іншими денудаційними процесами (гравітацією, ерозією, коразією тощо) формуються гігантські западини (10 і більше кмІ).

Еолова коразія (лат. «corrado» - зіскрібаю) - це процес механічного обточування, шліфування, висвердлювання і руйнування твердих гірських порід уламковим матеріалом, який переміщується під дією вітру.

У кам'янистих пустелях завдяки коразії виникають: кам'яні гриби, монументи, піраміди, стовпи, обеліски, ліси обелісків, острівні гори, колонади, капітелі.

Біля підніжжя крупних уступів у породах, що порівняно легко руйнуються (слабозцементовані пісковики, мергелі, глини, алеврити)

формуються: коразійні арки, тунелі, гроти, печери, ніші, карнизи.

Крім аридних областей нашої планети еолові процеси також представлені у межах непокритих рослинністю ділянок позааридних територій:

* на акмулятивних (переважно піщаних) узбережжях океанів, морів, озер, на косах річок;

* на територіях, де природний рослинний покрив знищений людиною (кар'єри, полігони);

* на територіях тимчасово позбавлених рослиного покриву (сільськогосподарські угіддя).

На сільськогосподарських угіддях, особливо у степовій зоні, внаслідок дефляції має місце видування верхнього шару ґрунтів і виникають чорні пилові бурі.

У тундрі, на позбавлених рослинності ділянках (результат людської діяльності, витоптування оленями тощо), внаслідок видування піску утворюються улоговини, які називаються яреями. Площі яреїв можуть досягати декількох гектарів, а глибина - 2-4 м.

На поверхні пісків, які частково закріплені рослинністю, при нерівномірному розвіюванні і вітрах змінних напрямків утворюється рельєф ніздрюватих пісків, що являє собою хаотичне чергування улоговин видування та перегородок між ними.

На цеглинах у стінах споруд, переважно давніх, спостерігаються густо розташовані невеликі заглиблення, що утворилися внаслідок коразії.

8.2 Еолові акумулятивні форми рельєфу

Формування еолових акумулятивних форм рельєфу тісно пов'язане з транспортуванням уламків, яке залежить від швидкості вітру. Сила, з якою вітер переносить частини сухого грунту або піску, прямо пропорційна його швидкості і обернено пропорційна розмірам частинок, що переносяться.

Велике значення має також і характер руху повітряних мас, виникнення в них горизонтальних та вертикальних струменів і утворення вихорів. Особливо сильні вихори (смерчі, торнадо) здатні піднімати в повітря і переносити на далекі відстані велике каміння, тварин, людей і, навіть, будівлі.

У більшості випадків на поверхні відбувається переміщення частинок грунту шляхом перекочування і сальтації (серії стрибків по дугоподібній траекторії).

При достатній силі вітру тверді частинки піднімаються над поверхнею і утворюють у приземному шарі вітро-піщаний та вітро-пиловий потік. У більш високі шари атмосфери вертикальними струменями піднімаються лише найдрібніші пилуваті частинки, які можуть тривалий час знаходитись в атмосфері і переноситись на відстань у кілька тисяч кілометрів. Такий атмосферний пил, джерелом якого служать пустелі центральних частин материків (Азії, Африки), виноситься і осідає в океанах.

Для еолової акумуляції в аридних умовах характерні певні закономірності. Так. Зокрема, німецький вчений Ф.П. Ріхтгофен та російський вчений В.О. Обручєв обґрунтували концепцію про концентричність еолових процесів у пустелях.

Суть цієї концепції полягає в поділі пустельних районів на три зони:

І - центральні частини внутрішньоконтинентальних пустель (Сахара, Гобі тощо) є в основному областями дефляції та еолового виносу матеріалу;

ІІ - зона накопичення переважно піщаних відкладів з характерним еоловим піщаним рельєфом;

ІІІ - периферійна зона, в якій осідає пил і утворюється лес.

У зоні накопичення еолова акумуляція протікає особливо активно, що призводить до формування комплексу різноманітних форм рельєфу. В залежності від орієнтування еолових акумулятивних форм відносно напрямку вітру їх поділяють на поздовжні, поперечні та поодинокі.

Серед поздовжніх (орієнтованих за напрямком вітру) форм виділяють: горбики-коси, нерухомі дюни, рухомі дюни та піщані пасма.

Горбик-коса є найпростішою акумулятивною формою, що утворюється при обтіканні вітром якої-небудь перешкоди (куща, дерева, великого уламку породи, різкого виступу поверхні). Пісок, який переноситься вітром, починає акумулюватися навколо перешкоди і формує горбик-косу.

З часом перешкода опиняється похованою під навіяним піском і утворюється нерухома симетрична дюна, яку ще називають «горбом навіювання».

При подальшому зростанні сили вітру починається дефляція навітряного схилу горба. Пісок перевалюється через його вершину і зсипається на підвітряний схил. Виникає рухома асиметрична дюна, яка орієнтована за напрямком вітру. Її підвітряний схил крутий, а навітряний - полигий і витягнутий. У плані така форма рельєфу нагадує неправильний овал. Рух дюн відбувається завдяки систематичному перекиданню піску з навітряного схилу на підвітряний (рис. 83).

Необхідно також відзначити, що у вітчизняній геоморфології термін «дюна» застосовують, як правило, до піщаних форм рельєфу позааридних («позапустельних») областей, які зустрічаються на берегах великих водойм або зандрових рівнин. На «Заході» ж терміном «дюна» називають всі акумулятивні еолові форми рельєфу незалежно від кліматичних умов і територій їх утворення.

Піщані пасма («китові спини») є більшими за розміром, у порівнянні з раніше розглянутими, поздовжніми еоловими акумулятивними формами рельєфу. Деякі вчені розглядають їх утворення, як результат струминно-вихрового розподілу швидкостей вітру, що викликає штопороподібний рух вітро-піщаних струменів у горизонтальному напрямку. Вітер видуває пісок зі знижень і накидає його на пасма, що утворюються між зниженнями.

До поперечних еолових акумулятивних форм рельєфу належать: бархани, барханні ланцюги та пасма і параболічні дюни.

Бархан - це рухома акумулятивна форма рельєфу, що в плані має обриси півмісяця і орієнтована випуклим, більш пологим, схилом (15є-18є) на зустріч вітру. Протилежний схил бархана значно крутіший (до 35є). Бархани бувають одиночні, складні та групові (рис. 84, 85, 86).

Формування барханів схоже на формування горбиків-кос, але масштаби цього процесу значно більші. Бархани виникають при великих потужностях вітрового потоку перед якою-небудь перешкодою. Вже на початковій стадії свого розвитку бархан сам стає перешкодою для вітру і вітровий потік, огинаючи його, формує так звані «роги» бархану. Одночасно відбувається і пересипання піску з навітряного схилу на підвітряний.

Рух барханів в цілому відбувається за напрямком вітру. На рівнинній поверхні одиночні бархани рухаються досить швидко (при вітрі 15 м/с за добу бархан може переміститися на 7-20 м).

Бархани мають різноманітні розміри. Висота маленьких барханів, як правило, коливається від 3 до 8 м. У Лівійській пустелі, Каракумах, пустелі Атакама та в інших районах поширення піщаних пустель зустрічаються бархани висотою 35-40 м, а інколи 100 і, навіть, більше метрів.

Маленькі бархани переміщуються шидше ніж великі і при цьому ніби, наповзають на пологі, навітряні схили великих барханів, ускладнюючи їх будову. Такі утворення називають складними або полісинтетичними барханами.

Одиночні бархани зустрічаються досить рідко. Значно частіше спостерігається накопичення кількох, а інколи й десятків чи навіть сотень барханів, де вони зєдеуються іж собою «рогами» утворюючи барханні ланцюги. Довжина барханних ланцюгів може становити десятки кілометрів, а розташовуються вони, як правило, окремими пасмами.

Своєрідну будову і механізм формування мають параболічні дюни. Вони виникають при повторному розвіюванні дюн закріплених рослинністю,яка на нихсформувалась. В результаті руйнування грунтово-рослинного покриву на навітряному схилі дюни формується улоговина видування. Видутий пісок накопичується на підвітряному схилі. В результаті цього середня частина дюни переміщується все далі й далі вперед за напрямком вітру, тоді як її бокові частини, де потужність піску менша і вони добре закріплені корінням рослин, сильно відстають уцьому русі і витягуються за напрямком вітру. Контури такої дюни нагадують параболу (рис. 87). За своєю конфігурацією параболічна дюна схожа на бархан, але співвідношення схилів по ухилах у неї зворотне: увігнутий схил спадистий, а опуклий - крутий.

Еоловими акумулятивними формами рельєфу є також поодинокі пірамідальні дюни та прихилені дюни. Вони зустрічаються досить рідко, але, разом з тим, є найбільшими еоловими утвореннями.

Пірамідальні дюни формуються в результаті дії вітрів різних напрямків за умов, коли кожен з вітрових потоків має область живлення піщаним матеріалом. Вони мають вигляд піщаних горбів висотою сотні метрів з однією гострою вершиною і кількома гребенями, які радіально від неї розходяться (рис. 88).

Яскравим прикладом поодинокої дюни є дюна Сарикум (Саріхум), розташована у Північному Дагестані. Вона має висоту 262 м і розташовується на перетині декількох напрямків вітрових потоків.

На узбережжі аридних областей, поблизу розташованих поряд з морем уступів гірських хребтів або плато виникають значні за висотою прихилені дюни. При їх утворенні уступ виявляється перешкодою, на яку наповзає рухомий пісок. Тому прихилена дюна є своєрідним піщаним шлейфом, навіяним морським вітром на схил, що межує з піщаною рівниною. Така дюна, висотою до 400 м, існує на острові Сокора. Областю живлення для неї служить пляж і піщана поверхня морської тераси.

Піски, що розвіюються та не рухомі піски, як у пустелях, так і на побережжі не мають суцільного поширення. Набагато більшу площу займають давні еолові форми, які в наш час в тій чи іншій мірі закріплені рослинністю. Деякі вчені вважають, що сучасні кліматичні умови навіть у пустельних областях не сприяють розвіюванню та утворенню рухомих пісків. Це явище розглядають як вторинне, зумовлене господарською діяльністю людини, головним чином випасанням худоби при кочовому або відгонному скотарстві та випалюванням трави.

Слід також відмітити, що на навітряних схилах акумулятивних еолових форм майже завжди існують вітрові брижі. Це низькі (висотою 2-5 см) асиметричні піщані валики, які простягаються на десятки метрів і розташовуються перпендикулярно до напрямку вітру (рис. 89).

8.3 Літологічні типи пустель та особливості їх рельєфу

За рельєфом та особливостями геологічних порід, що складають земну поверхню виділяють гірські та рівнинні пустелі.

Гірські пустелі характеризуються різким рельєфом, представленим чергуванням невисоких, але відкритих і скелястих пасм, хребтів, масивів і ущелин з крутими стінами. Дно таких ущелин часто буває плоским, вистеленим щебенем і сухим. Вода в ньому з'являється лише під час злив у вигляді бурхливих потоків.

Рівнинні пустелі є в основному кам'янистими, щебенистими, гравійно-галечниковими, глинистими, глинисто-солончаковими та піщаними.

Кам'янисті пустелі займають головним чином поверхню столових плато, які відокремлені від прилеглої низовинної території крутими уступами або низкою пластових сходинок. Поверхня кам'янистих пустель вкрита тонким (до 1-2 м) плащем уламкового матеріалу - госторокутними уламками брил та щебеню з домішкою гравійного, піщаного та пилуватого матеріалу (рис. 90). У Північній Африці такі пустелі називають терміном «гамада» («хамада»), в Австралії - «джиббер»,а в Монголії - «гобі».

У таких пустелях камені та щебінь досить часто бувають покриті чорною, темно-коричневою або бурою блискучою кіркою, товщиною кілька міліметрів. Таку кірку називають «пустельною засмагою». Вона складається переважно з оксидів заліза та марганцю, які колись були розчинені водою, що містилася в породі. Завдяки капілярному підтягуванню водних розчинів оксиди опинялись на поверхні. При нагріванні вода випарувалась, а оксиди залишались формуючи пустельну засмагу.

Слід відзначити, що багато уламків з часом згладжується еоловою коразією і набуває тригранної форми. Такі уламки називають «вітрогранниками» або «багатогранниками» чи «драйкантерами».

Інколи, під уламковим матеріалом розміщується горизонт суглинків або супісків, в якому майже повністю відсутні великі уламки. Він насичений солями. Ще нижче може розташовуватись товща відкладів, складена сумішами дрібнозему і великих уламків.

Щебенисті пустелі («серіри» - від англ. «serir») являють собою великі плоскі простори столових височин (наприклад, плато Устюрт) а також Сахари (зокрема в Лівії, де навіть одне з нафтових родовищ носить назву «серір»), зайняті скупченням щебеню і гальки зі значною домішкою гравійного, піщаного та пилуватого матеріалу.

Гравійно-галечниковими пустелями називають одноманітні, рівні як стіл, або слабо хвилясті простори, вкриті гравієм і галькою часто в перемішку з піщаним та пилуватим матеріалом. Такі пустелі можуть займати площу у тисячі кмІ (рис. 91). Зрідка в їх межах зустрічаються дуже незначні замкнуті зниження, схожі на блюдця, які заповнені тонким уламковим матеріалом. На блюдцях є характерна для посушливих районів рослинність, яка на решті пустельного простору відсутня.

Глинисті пустелі («плаї») складені з поверхні озерними, алювіальними та пролювіальними глинами і суглинками (рис. 92). Вони мають значне поширення в областях напівсухого клімату помірних широт. Глинистий або суглинковий шар, який складає з поверхні такі пустелі, може бути глинистим чи мулистим алювієм сучасних великих річок, а також давніми озерними та річковими відкладами. Досить багато глинистих пустель у Середній Азії, на півдні Казахстану та в деяких інших районах планети.

Характерною формою рельєфу глинистих пустель є такири (тюрк. - «гладенький, рівний»). Це плоскі, як правило, замкнуті зниження з покритим глинистою кіркою дном, яка в сухий період розбита полігональною мережею тріщин усихання, а у вологий - покрита тонким шаром води (рис. 93).

Такири, як правило, зустрічаються в найбільш знижених ділянках передгірних пролювіальних рівнин та в улоговинах і западинах між піщаними пасмами. Сегменти, які утворюють тріщини, бувають різного розміру й форми. Поверхня кожного з них укрита кіркою у вигляді тонкої плівки, яка при висиханні частково згортається в трубочки, за що дослідники називають їх «папірусом пустелі».

Іноді, на великих просторах глинистих пустель, через відсутність суцільного рослинного покриву, поряд з еоловими процесами розвивається інтенсивна водна ерозія. У деяких місцях мережа яружних форм стає настільки густою, що ерозійні ландшафти набувають характеру типового «бедленду» (англ. - «погані землі»). Це явище спостерігається в пустелях Каракуми, Сахара, Деште-Кевір, Деште-Лут та ін.

Глинисто-солончакові пустелі утворюється за умов, коли дощові води несуть до пустельних улоговин не тільки тонкі глинисті частинки, а й вимиті з гірських порід солі, які залишаються тут при випаровуванні води, поступово нагромаджуючись у поверхневих шарах грунту. Завдяки цьому глинисті породи улоговин, як правило, бувають засолені і в сухий період їх поверхня часто вкривається кіркою солі.

Слід відзначити також, що засолення пустелі може відбуватися й через близьке залягання від поверхні сильно мінералізованих підземних вод. Вони по капілярах можуть досягати поверхні та, випаровуючись, залишати шар солі, який призводить до утворення солончаку.

У різних районах планети глинисто-солончакові пустелі називають по-різному. Так, у Середній Азії для їх означення використовують термін «сор» або «шор», в Африці - «себх», а в пустелях Іранського нагір'я - «кевір».

Поверхня піщаних пустель складена різноманітними піщаними відкладами. Тут у великій кількості зустрічаються еолові денудаційні та акумулятивні форми рельєфу (дефляційні улоговини, пасмові піски, бархани тощо). Необхідно зазначити, що в різних регіонах планети існують місцеві назви піщаних путель. У Середній Азії їх називають «кумами», у Північній Африці - «ергами», а на Аравійському півострові - «нефудами» (рис. 94).

Важливим питанням існування піщаних пустель є походження їхніх пісків. У одних випадках піски мають морське походження (відклади колишніх трансгресій та регресій епіконтинентальних морських басейнів), ав інших - алювіальне (руслові й терасові відклади річок). Допускається також можливість утворення пісків внаслідок вітрового сортування уламків, що сформувалися внаслідок дії процесів гіпергенезу.

Досить висока фільтраційна здатність пісків сприяє легкому проникненню вглиб мізерних, характерних для пустель, атмосферних опадів. У значних товщах піску зворотна віддача таких вод шляхом поверхневого випаровування майже виключається через малу здатність піску до капілярного підняття. Це дає підстави стверджувати, що піски є хорошими збирачами атмосферної вологи і довго зберігають її в собі.

Рослини, які з'являються на рухомих пісках, використовують верхній «висячий» горизонт вологості, а рослини з довгою кореневою ситемою - глибинні запаси підземної води. Пронизуючи своїми коренями піщану масу, рослини сприяють закріпленню пісків і їхньому переходу в стаціонарний стан. Острови рослинності посеред пустель, розташовані у зниженнях, до яких приурочені природні водойми (озера, струмки, джерела) називають оазисами (оазами).

Розділ 9. Рельєф морських берегів, особливості його формування та будови

9.1 Поняття берегова зона. Чинники берегового рельєфоутворення

Берегова зона - це сукупність берега та підводного берегового схилу. Вона є областю сучасної постійної взаємодії суходолу та моря і однією з найважливіших і найбільш яскраво виражених «контактних зон в океані». На її території формується своєрідний комплекс з особливим рельєфом.

Межа берегової зони на суходолі лежить на тій лінії, якої досягають хвилі, під час штормів, а з боку океану - на глибині, де проявляється діяльність хвильових процесів. Довжина берегової зони Світового океану складає приблизно 777 000 км (Чорного моря - 4431 км (в межах України - 1621 км), Азовського моря - 799,8 км).

У будові берегової зони можна виділити шість елементів: берег, берегову лінію, підводний береговий схил, прибережжя, побережжя і пляж.

Берег - це межа суходолу та моря. Він представлений смугою суходолу, яка примикає до берегової лінії водойми, де проявляються результати діяльності хвиль (прибійного потоку).

Берегова лінія («уріз води») - лінія перетину горизонтальної водної поверхні океану (моря, озера, водосховища) з поверхнею суходолу. Оскільки рівень водойм не постійний, то берегову лінію умовно проводять по середньому багаторічному положенню рівня даної водойми.

Підводний береговий схил - смуга морського дна, що примикає до берегової лінії і перебуває під впливом морського хвилювання. В напрямку моря підводний береговий схил поступово переходить у шельф.

Прибережжя - акваторія моря, розташована над підводним береговим схилом.

Побережжя - смуга суходолу вздовж берега водойми, на якій є сліди сучасної і давньої взаємодії суходолу та водойми у вигляді характерних форм рельєфу (найчастіше у вигляді морських терас).

Пляж - смуга пухких наносів (черепашник, пісок, галька), які переносяться хвилями впоперек і вздовж берега.

Характер і конфігурація берега залежить від багатьох чинників, які мали вплив раніше і діють зараз. Всі чинники берегового рельєфоутворення можна згрупувати у дев'ять основних груп:

1) нерівномірність нагрівання суходолу й водної поверхні, внаслідок чого вітри (мусони, пасати, бризи) стають причиною хвилювання води та руйнування берегів;

2) тектонічні рухи та вулканізм (зміна обрисів берега через обвали та осипи, поява нових островів);

3) літологічний склад порід та умови їх залягання (впливає на стійкість берегів);

4) робота річок і льодовиків (формування товщ наносів та руйнування);

5) припливи, відпливи, прибережні течії (переміщення уламків та біомаси, формування відмілин, кос тощо);

6) трансгресії та регресії морів (утворення терас та пухких відкладів);

7) існуючий рельєф берегової зони (можливість виникнення обвалів, осипів, зсувів);

8) вплив біоти (життєдіяльність тварин (головним чином коралів) і рослин);

9) господарська діяльність людини (зведення портових споруд, дамб, штучних островів, насипних та намивних пляжів).

9.2 Морська абразія. Будова абразійного берега

Абразія - (лат. «abrasio» - зіскоблювання) - руйнування хвилями прибою гірських порід, що складають береги океанів (морів).

Прибій - процес руйнування хвилі при зіткненні з берегом, внаслідок чого утворюється плаский потік води (прибійний потік або накат).

Виділяють три основні типи морської абразії:

Механічна - руйнування гірських порід, які складають берег силою гідравлічного удару та шляхом бомбардування і оброблення гірської породи уламками цієї ж або іншої породи;

Хімічна - руйнування здатних до розчинення гірських порід, що складають берег (солей, вапняків, гіпсів) морською водою з подальшим утворенням ніш, карнизів, сот і гротів, які поширені головним чином у районах з теплим кліматом;

Термічна - руйнування морських берегів складених льодом та багаторічно мерзлими гірськими породами в результаті одночасної механічної дії прибою і теплового впливу морської води та повітря.

Абразія призводить до утворення високих та крутих абразійних берегів. Характерним елементом такого берега є кліф - урвистий береговий уступ у нижній частині якого (на рівні урізу води) знаходиться хвилеприбійна ніша (заглиблення або виїмка утворена хвилями прибою). Нижче від неї формується слабко нахилений у бік моря, вироблений у тому ж масиві корінної породи, що й ніша хвилеприбійний майданчик - бенч.

З боку водойми до нього примикає прихилена підводна акумулятивною тераса. У верхній частині бенчу, особливо за умови його значної ширини, нагромаджується шар осадів невеликої товщини, які формують пляж. Осади, що складають пляж, є дуже рухомими й мають ознаки сортування: у зоні прибійного потоку переважають грубі уламки, а в зоні відкочування - дрібні.

Розташування окремих елементів абразійних берегів постійно змінюється. Хвилі, руйнуючи гірську породу, поглиблюють хвилеприбійну нішу, що, в свою чергу, спричиняє обвалювання кліфа. Швидкість протікання цього процесу залежить від геологічної будови берегів. Так, максимальні швидкості руйнування кліфів спостерігалися на берегах, складених пухкими відкладами. Тут швидкість відступання кліфу становить в середньому 2-4 м/рік, максимум - 13 м/рік. На морях, де береги складені піщаними відкладами - швидкість відступання кліфу - 2 м/рік (Балтійське море), а лесовими - 1,5-4 м/рік (Азовське море). Швидкість відступання кліфу, складеного осадовими і вулканогенними породами (район Карадагу, Чорне море), становить 1-3 см/рік, а на берегах, складених гранітами і діабазами, зміни можуть не простежуватися впродовж тисячоліття.

9.3 Акумулятивні морські береги

Акумулятивні береги існують у місцях тривалого і стійкого надходження та накопичення морських наносів Акумулятивні береги існують в місцях тривалого і стійкого надходження та накопичення морських наносів. Це як правило низовинні береги, які утворюються при регресії моря і виході на поверхню частини морського дна на мілководному шельфі, або ж наносний суходіл, який з'явився в результаті виносу річками алювію в море.

Акумулятивні береги формуються, як правило, шляхом переміщення і відкладу уламкового матеріалу на суходолі під водою береговими течіями і морським прибоєм. Хвилі переміщують наноси в підвішеному стані і перекочують їх по дну, поступово переміщуючи в бік берега. При накаті хвилі на берег під прямим кутом пісок викидається хвилею на берег формуючи пляж, а на кромці прибою - береговий вал (рис. 96).

З процесами поперечного переміщення наносів пов'язане також утворення підводних, розміщених в основному вздовж берега, валів - барів. Зону між лініями припливу і відпливу називають зоною осушування

При зниженні рівня моря бари виступають над морською поверхнею у вигляді кос (Арабатська стрілка, п-ів Ханко (Фінляндія)), На березі Мексиканської та Гвінейської заток і на атлантичному узбережжі США висота таких кос може становити 5-7 м, а на їх поверхні навіть відбувається процес перевіювання пісків та формування дюн.

На пляжі при косонабігаючих хвилях можуть з'являтись недовговічні утворення рельєфу - пляжні фестони, які являють собою вали, що розташовуються перпендикулярно до берегової лінії, в її напрямку вони виклинюються і знижуються, відстань між ними від 5 до 70 м і більше.

При масовому переміщенні дрібно уламкового матеріалу пляжів виникає стійкий вздовж береговий потік наносів. В місцях, де потік втрачає свою транспортуючу спроміжність, відбувається акумуляція наносів і виникають нові берегові форми. На внутрішніх кутах беергу з'являються широкі мілководні ділянки, які прилягають до берега і з часом перетворюються в широкі пляжі. На виступах і поворотах берегу наростають коси - невисокі акумулятивні вали (смуги), приєднані одним кінцем до берега. Через те, що закінчення кос не прилягають до початкового контуру берега їх називають вільними акумулятивними формами.

По мірі росту коси в довжину вона починає загинатись у бік берега. Це відбувається, як правило там, де великі глибини і акумулятивні наноси переміщуються припливними або вздовж береговими течіями. Біля входу в затоки (бухти, лимани) коси часто з'єднуються і утворюють пересип - вал, що складається з уламкового матеріалу (галечника, піску. глини) і відокремлює лиман або бухту від моря. Це відбувається в тому випадку, якщо річка, що впадала в затоку (лиман), пересохла. Затока, таким чином, перетворюється в озеро - лиман (Чорноморське узбережжя України).

Є навіть пересип, оспіваний у піснях та віршах - це історичний район Одеси. Його територія виникла внаслідок “замкнення” гирл Куяльницького та Хаджибейського лиманів шляхом їх “пересипання”.

Процес морської акумуляції може йти активно і у вітровій тіні за островами. На захищеній від хвиль ділянці берега виникає акумулятивний виступ, який продовжує наростати, рухатись у бік острова і, в решті-решт, з'єднує його з материком. Такого роду акумулятивна форма морського берегу називається перейма, або томболо. Найчастіше томболо формується при наявності мілкої вузької протоки між островом і материковою частиною.

9.4 Класифікація морських берегів. Стадії їх розвитку

Існує багато різноманітних класифікацій берегів. Коротко розглянем кілька з них:

1) За літологічним складом береги поділяються на мулисті, піщані, кам'янисті, галечникові, скелясті, коралові, льодяні та багаторічно-мерзлі. Самі назви цих береів говорять про їх склад;

2) За поперечним профілем береги поділяються на урвисті без пляжу, круті урвисті з пляжем, низовинні;

3) За походженням береги поділяють на корінні (складені твердими давніми гірськими породами) і акумулятивні (складені алювіальними, пухкими уламковими або органогенними відкладами);

4) За характером розчленованості і обрисів берегової лінії (з врахуванням їх походження) морські береги поділяються на бухтові та рівні. Ця класифікація берегів є найбільш поширеною і вживаною.

А) Бухтові (інгресійні) береги складаються з виступів (мисів, півостровів) та бухт (заток, губ, лагун). Вони виникають при вторгненні (інгресіі (лат.ingressio - входження, вступання) моря в гирло річок. Такі бухти часто закриті, відносно далеко вдаються в суходіл, звивисті, а біля входу в них часто розташовується острів. Із великої різноманітності бухтових берегів найбільш поширені такі підтипи як фіордові, шхерні, ріасові, скидово-брилові (скидового та брилового розчленування), далматинські, лиманні, лагунні (рис. 100).

Фіордові береги - утворилися у результаті затоплення льодовикових долин прибережних гірських країн. Для них характерні довгі звивисті затоки (фіорди), які утворюються завдяки інгресії моря у давні льодовикові троги. Такими, наприклад, є береги Норвегії, Канади, о. Гренландів, о-вів Нової Землі та деяких інших регіонів планети. Шхерні береги - виникають при затопленні низьких льодовиково-денудаційних рівнин і являють собою сукупність дрібних скелястих островів (баранячих лобів, кучерявих скель, льодовикових озів, камів, друмлінів, моренних гряд) та вузьких заток і проток різноманітних обрисів.

Ріасові береги - формуються при затопленні прибережних відрізків річкових долин гірських країн. Власне ріаси - це вузькі звивисті затоки, утворені у результаті інгресії моря у річкові долини. Такі береги зустрічаються на португальському узбережжі Атлантики, у Примор'ї та на Далекому Сході Росії, в районі Севастополя тощо.

Скидово-брилові береги (береги скидового та брилового розчленування) - виникають внаслідок підтоплення тектонічних западин, схожих на грабени, та височин у вигляді горстів, які виступають в обрисах берегової лінії мисами та півостровами. Такий тип розчленування берегової лінії властивий грецькому узбережжю Егейського моря.

Далматинські береги - утворюються при підтопленні складчастих гірських структур, які мають простягання, наближене до загального простягання берегів. Верхівки складчастих структур височать над поверхнею води у вигляді численних островів і острівців, розділених затоками і протоками, загалом орієнтованими паралельно до берега. Це - хорватське узбережжя Адріатичного моря, південний острів Нової Землі тощо.

Лиманні береги - формуються при затопленні гирлових ділянок річкових долин рівнинних узбереж. Типовим лиманним берегом є північно-західне узбережжя Чорного моря з Дністровським, Бузько-Дніпровським, Тилігульським, Березанським та ін. лиманами.

Лагунові береги - виникають на низовинних акумулятивних узбережжях з мілководною прибережною смугою моря. Характерною особливістю берегів цього типу є наявність лагун - водойм, відокремлених від відкритого моря вузькою та довгою смугою нанесеного осадового матеріалу. Лагунові береги зустрічаються на північному узбережжі Мексиканської затоки, південно-східному узбережжі Бразилії тощо.

Береги аральського типу (зустрічаються досить рідко) утворюються при інгресії моря до знижень рельєфу еолових рівнин і характеризуються численними піщаними островами поблизу узбережжя. Такі береги характерні для узбережжя Аралу, а також зустрічаються в національном парку Ленсойс-Мараньєнсіс (штат Мараньян, північна Бразилія), де морська вода затоплює зниження між дюнами). геоморфологія рельєф гіпергенез річковий

Вулканічні береги виникають при затопленні морем вулканічних кальдер і кратерів (о-ви Мадейра, Сантонін, Авачинська губа та ін.). Вони також часто являють собою простори зайняті лавовими покривами або є чергуванням піднять, складених твердими породами та улоговин, що їх розділяють, заповнених морською водою.

Шермові (шармові) береги отримали свою назву від коротких, обмежених прямими лініями (гострокутних у обрисах) і тупо замкнених бухт, розділених між собою більшими чи меншими проміжками. Такі бухти врізані, переважно, в обрамлення коралових рифів, які прилягають до корінного берега. На берегах Червоного моря ці бухти називають шермами (шармами). Формування таких бухт триває досить довго. Скиди, по яких відбувалося опускання грабена Червоного моря, сформували взаємно перпендикулярні системи розломів, які й зумовили прямокутні контури берега такого типу.

Маршові (маршеві, ваттові) острови - більшість геоморфологів вважає, що це найпізніша стадія розвитку берега лагунового типу. Лагуни повністю заповнюються мулистими наносами і перетворюються в низовинні простори маршів або ваттів, які затоплюються під час припливів. Для запобігання затопленню будуються захисні дамби та греблі. Подібні береги зустрічаються в Нідерландах. Німеччині, на півночі Франції.

Б) Рівні береги в свою чергу поділяються на первинно рівні та вирівняні.

Первинно рівні береги утворюються при тектонічних розломах вздовж берега моря. Ці береги урвисті, скелясті. Вони можуть також утворитись при відступанні моря вздовж низовинного суходолу і оголенні слабо нахиленого морського дна. Такі береги можуть бути піщаними або мулистими, майже прямолінійними або мати вигляд плавної кривої великого радіусу.

Вирівняні абразійно-акумулятивні береги формуються з бухтових (інгресійних) в результаті тривалої абразії та акумуляції. На частинах берега, які мають крутий підводний схил і виступають у бік моря відбувається абразія, а в бухтах відбувається акумуляція наносів. В результаті абразійно-акумулятивної діяльності миси зрізуються, а бухти - або заповнюються наносами, або відокремлюються від моря косами і пересипами. В таких берегах чергуються урвисті ділянки, які відповідають колишнім мисам, і низовині місця, заповнені відкладами річок та морського прибою.

Як бухтові, так і рівні береги можуть стати основою для формування біогенних та антропогенних берегів.

Біогенні береги зустрічаються в різних кліматичних умовах. Так, у тропіках суттєву роль у формуванні берегів відіграють рифоутворюючі організми, які створюють коралові та моховаткові рифи. Розрізняють берегові (окаймовуючі), бар'єрні та внутрішньолагунні коралові рифи. На мангрових берегах лісові хащі мангрів, затримуючи піщані або мулисті частинки, які приносяться ріками й припливами, сприяють наростанню акумулятивного берега у бік моря (Червоне море, береги Флоріди, Австралії тощо). Схожа картина має місце і на очеретяних берегах помірного поясу.

Антропогенні береги формуються під впливом людської діяльності - терасування берега, зведення міських кварталів та портових споруд, укріплення природних берегів, насипання та намивання пляжів тощо.

Стадії розвитку берегів.Сучасні береги досить різноманітні. Одні з них залишаються майже незмінними, інші ж знаходяться на різних стадіях вирівнювання або розчленування.

Але всі типи берегів переживають три основні стадії розвитку:

1) на стадії юності берег, як правило, не вироблений, немає терас і намитих пляжів;

2) під час стадії зрілості виробляється пляж, утворюються коси, пересипи;

3) на стадії старості берег виположується стає вирівняним. Виступи бувають зрізані морем, а бухти заповнені відкладами.

9.5 Діяльність людини на морських берегах

Рельєф узбережжя відіграє значну роль у проведенні господарської діяльності. Різні її види та інтенсивність призвели останнім часом до значного антропогенного навантаження на природу узбережжя і змусило вдатися до нового погляду на його стан - визначати узбережжя як «берегові екологічні системи».

Виділення берегових екосистем, які розвиваються в умовах тісного контакту з різними оболонками Землі, необхідне тому, що у вузькій смузі суходолу, що примикає до акваторії морів та океанів (особливо у помірних широтах та тропіках) розміщується велика кількість населення та багато великих міст.

Основними видами діяльності людей у прибережних районах є:

- прибережна навігація;

- прибережне рибальство;

- видобування корисних копалин (насамперед, будматеріалів);

- морекультура (набуває зростаючої інтенсивності через дефіцит продуктів

харчування на планеті);

- створення нових портів та крупних промислових підприємств;

- значне рекреаційне навантаження (забудова приморських територій готелями, намивання пляжів тощо).

Зазначені види діяльності надають береговим зонам статусу екосистем через складність взаємного поєднання та взаємного впливу великої кількості чинників. У цих екосистемах домінують берегові процеси формування рельєфу, які мають певні широтні відмінності і є азональними.

Діяльність гідродинамічних чинників у поєднанні із такими умовами їхнього прояву, як ухили підводного схилу та баланс наносів, визначає розвиток берега абразійним чи акумулятивним шляхом і формує відповідні морфоскульптури. На це накладається вплив численних інших природних процесів - біогенних, хімічних, флювіальних, еолових, гравітаційних та ін., які також утворюють свої морфоскульптури (дельти, ватти, коралові рифи, термоабразійні берегові форми, карстові утворення, кірки цементації та оолітові наноси, обвальні та зсувні форми). Господарська діяльність значним чином враховує зазначені фактори формування берегових процесів.

...