Геологія з основами геоморфології

Поряд із поздовжніми формами акумулятивного рельєфу, на відкритих піщаних просторах утворюються поперечні форми, найпоширенішими із яких, є бархани. Бархани - піщані нагромадження висотою до 30-50 м, які мають у плані серповидну форму і часто розглядаються як один із напрямків еволюції дюнного рельєфу. Загострені роги барханів витягнуті за домінуючим напрямком вітрів. Крутизна довгого навітряного схилу становить 10-15°, а короткого підвітряного - до 35°. Часом бархани, зливаючись один з одним, утворюють барханні ланцюги, довжина яких може досягати 10-15 км. Бархани і барханні ланцюги можуть пересуватись внаслідок пересипання піску з навітряного схилу на підвітряний.

Важливим напрямком акумулятивної діяльності вітру є утворення своєрідного комплексу еолових відкладів, найбільш поширеним із яких є лес. Формування лесових відкладів пов'язане із акумуляцією пилуватих часточок, винесених вітром із пустель, тому основні райони поширення лесів знаходяться на територіях, прилеглих до пустинь. Поширені леси і на значній частині території України. На думку П.А.Тутковського, вони утворились внаслідок розвіювання холодних піщаних пустель, що утворювалися талими водами у прильодовиковій зоні давніх материкових зледенінь. Лесовидний покрив відіграє неабияку роль у формуванні природного комплексу території, наприклад, України. Зокрема, саме з лесовими відкладами пов'язане поширення чорноземних ґрунтів. Характерні властивості лесу (порівняно незначний опір розмиву поверхневими водами й здатність тримати вертикальні стінки) спричинюють інтенсивний розвиток ярів та балок.

Флювіальні процеси та сформований ними рельєф.

Сукупність геоморфологічних явищ , зумовлених текучими водами, називають флювіальними процесами. Про планетарну роль флювіальної діяльності можна судити з сумарної величини твердого стоку річок (об'єму твердих мінеральних часточок, винесених річками у моря та океани у розчиненому чи зваженому стані), яка складає близько 20 млрд. т за рік, що в середньому відповідає змиву шару ґрунту товщиною 3 см за тисячу років з усієї поверхні суходолу, тобто 201 т матеріалу з кожного квадратного кілометра за рік.

З геоморфологічної точки зору виділяють три головних напрямки формування флювіального рельєфу: площинний змив, діяльність тимчасових та постійних водотоків. Перший з них проявляється у нерусловій формі, інші - як різновиди руслового стоку. В геологічній роботі води теж проявляється вище згадувана тріада: руйнування (ерозія) - транспортування - акумуляція.

Площинний змив.

При незначних, але тривалих атмосферних опадах на схилах утворюються міріади цівочок (мікрострумочків) води, які стікають по похилій поверхні схилу, і, не зважаючи на незначну енергію, виконують величезну геологічну роботу. Змиті такими мікрострумочками частинки ґрунту нагромаджуються біля поверхні схилу, де втрачається кінетична енергія водяної цівки. Перенесений площинним змивом матеріал називається делювієм, а сам процес площинного змиву - делювіальним.

Активність делювіального процесу залежить від багатьох факторів: тривалості та інтенсивності атмосферних опадів, складу корінних порід на схилі та особливостей, зумовленої ним кори вивітрювання, крутизни й довжини схилу і т.д. Здебільшого делювіальний процес починається при крутизні схилу 4-5°, а тому делювіальні процеси проявляються не тільки в горах, але й на значних територіях рівнин. Одним із найважливіших геоморфологічних наслідків площинного змиву є виположування схилу і поступове занесення знесеним матеріалом прилеглих понижень рельєфу. Делювіальні відклади на рівнинах представлені в основному супісками та суглинками (часто лесоподібними), утворюють біля підніжжя схилу своєрідний делювіальний шлейф.

Хоча делювіальний змив відбувається досить повільно (1,5-2,0 мм на рік), але саме з ним пов'язана втрата родючості ґрунтів. Цей процес на сьогодні в Україні охоплює 32% території, недобір врожаю на змитих ґрунтах становить 20-60%, а вміст гумусу на чорноземних ґрунтах за останніх 100 років зменшився із 8-16% до 3-4%.

Діяльність тимчасових водотоків

Тимчасові водотоки, як і площинний змив, формуються при відносно короткочасній концентрації води на схилі. Проте, на відміну від цівок площинного змиву, тимчасові водотоки володіють суттєво більшою енергією. Характерними ознаками діяльності тимчасових водотоків є їх лінійне спрямування та формування послідовного ланцюга генетично пов'язаних ерозійних форм, які виразно простежуються в рельєфі: борозна - вибій - яр - балка. Вищою формою розвитку ерозійного рельєфу є річкові долини, але створені вже постійними водотоками.

Ерозійні борозни - це найпростіші форми ерозійного рельєфу, які утворюються при переході від площинного змиву до лінійного стоку. Глибина та ширина їх - до 0,5 м, поперечний профіль має V-подібну або ящикоподібну форму. Схили круті, часто вертикальні, але після припинення стоку води вони швидко виположуються і борозна розширюється.

На розораних схилах, або на схилах із розрідженим рослинним покривом, борозни з часом (після чергових злив) можуть перетворюватись на ерозійні вибої, глибина яких сягає 1-2 м, а ширина 2-2,5 м. Схили теж круті, місцями вертикальні, поперечні перерізи зберігаютьV-подібну форму.

У подальшому такі форми рельєфу стають колекторами стоку для більш потужних потоків дощових і талих вод. При достатньому водозборі частина вибоїв інтенсивно заглиблюється й розширюється, породжуючи нову форму ерозійного рельєфу - яр. Яри мають глибини до 90 м, ширину - 50 м і більше, круті, іноді вертикальні стінки,V-подібну форму. Яр утворює свій власний поздовжній профіль, який вже не співпадає з формою первинного схилу, що є принциповою відмінністю ярів від ерозійних вибоїв, які зберігають поздовжні профілі схилу, лише, дещо згладжуючи їх. Матеріал, що виноситься з яру в процесі руйнування схилу, нагромаджується перед гирлом яру, утворюючи своєрідний комплекс відкладів, що називається пролювієм. Пролювіальні відклади відрізняються несортованістю матеріалу - від глинистого і піщаного матеріалу до щебеню й брил. Пролювій утворює перед гирлом яру віялоподібні у плані форми акумулятивного рельєфу - конуси виносу, які теж відіграють негативну господарську і екологічну роль, засипаючи прилеглі до схилу угіддя та замулюючи водотоки й водойми.

Зростання яру по довжині та вироблення ним поздовжнього профілю, близького до профілю рівноваги, зумовлює зменшення швидкості потоку, а отже, і його потужності. При цьому схили яру поступово виположуються, на них з'являється рослинність, розширюється дно яру (за рахунок активізації бічної ерозії та схилових процесів). Яр перетворюється на балку. Перехід яру в балку відбувається поступово, починаючи з верхньої пригирлової частини яру. У процесі розвитку балки у її дно може врізатись новий яр, причому на схилах балки залишаться рештки колишнього дна, утворюючи майданчики схилових терас.

Слід зауважити, що описана послідовність розвитку форм рельєфу ерозійного ряду витримується не завжди. Не кожна ерозійна борозна перетворюється у вибій, не кожен вибій стає яром, не кожен яр трансформується у балку. Інколи балка утворюється без стадії яру, іноді глибоко врізаний яр досягає підземного горизонту і перетворюється у долину постійного водотоку (струмка чи річки). Тобто, флювіальні процеси мають селективний (вибірковий) характер.

В горах тимчасові водотоки формують своєрідні форми рельєфу - улоговини стоку, які являють собою вибалки, створені короткочасними, але дуже енергійними (в зв'язку зі значним похилом поверхні) потоками зливових і талих снігових вод. З улоговинами стоку пов'язане формування сельових потоків. Селі являють собою грязе-кам'яний потік, у якому вода відіграє роль швидше змастки, ніж транспортного середовища. Утворення таких потоків пов'язується із паводками, викликаними інтенсивним зливами, раптовим швидким таненням гірських снігів та льодовиків, проривом гірських озер. Обов'язковою умовою утворення сельових потоків є нагромадження значної маси уламкового матеріалу на крутих схилах, внаслідок інтенсивного прояву процесів вивітрювання. Катастрофічні сельові потоки зносять і засипають населені пункти, руйнують гірські дороги та лінії зв'язку, часом призводять до людських жертв. В Україні селенебезпечними є деякі райони Карпат та південні схили Кримських гір.

Діяльність постійних водотоків.

Постійні водотоки (ріки, струмки) утворюють найпоширеніші та найвиразніші форми рельєфу в усіх частинах суші, а в умовах гумідного (вологого) клімату формують своєрідний долинний комплекс поверхні, основу якого становлять річкові долини та вододіли між ними. Річковою долиною називають вузькі, витягнуті, в основному від'ємні форми рельєфу, що мають загальний похил від верхів'їв до нижньої течії і вироблені річкою за час її існування. Річкові долини можуть у горах врізатись в схил до 1-1,5 км, а на рівнині мати ширину в кілька десятків кілометрів.

Відмінності у формі та особливостях будови річкових долин визначаються дією багатьох факторів, серед яких найважливішими є: маса і швидкість потоку води, висотне розташування базисів ерозії (перепади висот витоку й гирла), геологічна будова та структурні особливості території, спрямування та інтенсивність новітніх та сучасних тектонічних рухів тощо. У поперечному перерізі долини можна виділити кілька основних елементів річкових долин - русло, заплаву, надзаплавні тераси, корінні береги.

Руслом (річищем) називається найглибша ділянка річкової долини, де постійно протікає річковий потік. Для русел рівнинних річок характерно чергування відносно неглибоких ділянок (перекатів) та заглиблень (плес). Перекати рівнинних річок являють собою піщані обмілини, що перетинають русло під кутом 20-30° і мають асиметричну будову. Узбережні ділянки перекатів називають прибічниками, а найбільш заглиблену центральну частину - коритом перекату. Перекати утворюються на відносно вирівняних ділянках русла і відокремлюються один від одними заглибленими ділянками річища - плесами. Плеса, як правило, розташовуються біля увігнутого в плані берега і з часом можуть змінювати своє положення: матеріал, із якого складається перекат (алювій) поступово переміщується вниз за течією, особливо під час повеней та паводків. В межах русла утворюється русловий алювій, який на рівнинах представлений переважно пісками, часом з гравієм та галькою.

Однією з найважливіших ознак русел рівнинних та передгірних річок є меандрування (звивистість). На порівняно повільних і відносно маловодних річках ширина поясу меандрування менша, а крутизна окремих меандр більша, ніж на великих річках. Меандрування русла, що відбувається у межах заплав, часто призводить до відокремлення закрутів річки від основного русла. В зв'язку із цим на місці колишньої меандри може утворюватись підковоподібне в плані озеро - стариця, що сполучається з річкою під час повеней і великих паводків. В таких озерах нагромаджується старичний алювій, представлений переважно глинами, мулом, торфом із прошарками та лінзами піску.

Заплава - це прилегла до русла і вкрита рослинністю частина дна річкової долини, яка під час повені затоплюється водою. Заплави утворюються майже на всіх постійних водотоків і лише окремі ділянки річкових долин не мають виразних заплав (пороги, водоспади, ущелини тощо). Висота заплави поступово зменшується вниз за течією. Геологічну основу заплав складає особливий тип відкладів - заплавний алювій. Він представлений на рівнинних річках супісками та суглинками, що перешаровуються з горизонтами викопних ґрунтів, які формуються у безповеневі роки. За геоморфологічними особливостями виділяють кілька типів заплав:

сегментні (утворюються при інтенсивному меандруванні русла, характеризуються дугоподібними гривами і міжгривовими зниженнями);

паралельно-гривисті (утворюються здебільшого при широких руслах під час переміщення річищ в напрямку одного із схилів долини, характеризуються наявністю витягнутих вздовж русла паралельних пасем і знижень між ними);

обваловані (поширені на річках похилих передгірних рівнин, відрізняються тим, що русло річки заповнюється крупним алювієм і гіпсометрично лежить вища заплави, яку захищають від затоплення лише прируслові вали).

За особливостями будови розрізняють заплави акумулятивні (із нормальною потужністю алювію) та цокольні (порівняно тонкий шар алювію підстилається корінними породами).

У долинах більшості річок досить чітко простежується два гіпсометричні рівні заплав - заплава низького рівня, яка щорічно заливається водою, та високого рівня, яка вкривається водою лише під час найвищих повеней (видатних повеней, що мають місце через десятки або й сотні років).

Надзаплавні тераси являють собою вирівняні майданчики різної ширини (від десятків метрів до кількох кілометрів), які ніби східці прибудовані до корінних бортів річкових долин і відділяються одна від одної більш чи менш виразними уступами в рельєфі. Серед причин утворення терас найважливішими є:

зміна кліматичних умов;

зміна положення базисів ерозії;

висхідні тектонічні рухи.

Кількість терас на різних річках різна, що зумовлено особливостями розвитку кожної індивідуальної річки. Так, наприклад, на більшості середніх за розмірами рівнинних рік України (таж р. Стир) кількість надзаплавних терас не перевищує 2-3, на Дніпрі - 6, максимальна кількість терас - на р. Вілюй (Східний Сибір) - 22. Відносний вік тераси визначається за її положенням відносно меженного (найнижчого) рівня води в руслі - чим вище знаходиться тераса, тим пізніше вона утворилась. В зв'язку із цим виділяють І-у надзаплавну терасу, ІІ-у надзаплавну терасу і т.д.

Основними морфологічними елементами тераси є: майданчик тераси (власне поверхня тераси), уступ або укіс (більш або менш виразне урвище до майданчика прилеглого знизу терасового рівня), бровку (місце стику) та тиловий (внутрішній) шов. За особливостями будови виділяють три основні типи річкових терас:

акумулятивні (складені повністю алювіальними відкладами);

ерозійні (майже цілком "вирізані" річкою у корінних породах, лише подекуди перекриті незначним шаром алювію);

цокольні (нижня частина тераси - цоколь - складена корінними породами або давнім алювієм, а зверху перекривається товщею алювіальних відкладів, час формування яких відповідає віку тераси).

Морфологічні та генетичні типи річкових долин. Насамперед основними типами річкових долин є:

тіснини (глибоко врізані долини з майже вертикальними схилами);

ущелини (глибокі долини V- подібної форми з опуклими схилами);

каньйони (відрізняються від ущелин східцевидною формою схилів, зумовленою нерівномірною твердістю порід);

долини ящикоподібної (коритовидної) форми (мають широке дно, де русло займає порівняно невелику частину, саме у подібних долинах формуються заплави, а на схилах - комплекси надзаплавних терас).

Однією з важливих особливостей поперечних профілів річкових долин є їх асиметричність, тобто різна крутизна (а часто і різний характер будови) лівого і правого схилів долини. Так, наприклад, у північній півкулі переважає так звана "правобережна" асиметрія, коли праві береги річкових долин вищі і крутіші від лівих. Серед причин, що зумовлюють стійку асиметрію долин, виділяють тектонічні, планетарні (прояв сили Коріоліса, пов'язаної з обертанням Землі навколо осі), екзогенні (нерівномірність схилових процесів на бортах долини) тощо.

З геоморфологічних позицій величезне значення мають планові (площинні) особливості долинного рельєфу. Сукупність річкових долин, розміщених на певній території, називають річковою (долинною) мережею, сукупність водотоків різних розмірів, які утворюють зрештою, єдиний поверхневий водотік, називають річковою системою. У кожній річковій системі виділяють головну ріку, що впадає у певний водний басейн (море, озеро тощо) та притоки. Площа, з якої здійснюється стік води у річку, утворює водозбір (басейн) цієї ріки, а відносно підвищені ділянки рельєфу, які розділяють басейни сусідніх річкових систем, називають вододілами (найвищі точки вододілів утворюють вододільну лінію). Виділяють наступні типи річкових долин:

деревоподібний тип долин (має найбільше поширення на рівнинах);

перистий тип (притаманний поздовжнім долинам складчастих областей);

ортогональний (розломним зонам складчастих областей та розбитим глибинними розломами ділянкам рівнин (ріки Поділля);

паралельний тип (найчастіше спостерігається на похилих передгірних рівнинах та молодих морських низовинах);

радіальний тип (поширений у міжгірних улоговинах та на окремих активних куполоподібних геологічних структурах).

Надзвичайне поширення і різноманітність геоморфологічного прояву флювіальних процесів призводить до формування своєрідних типів флювіального рельєфу, які визначають основні риси сучасної поверхні на окремих (часом досить значних за площею) територіях. Серед них слід відмітити насамперед долинний тип рельєфу, який утворюється комплексами річкових долин і має найбільше поширення серед морфоскульптур помірного поясу. На лесових височинах лісостепової й степової зон України домінує яружно-балковий тип рельєфу. В умовах поширення щільних глинистих порід та сухого клімату тимчасові водотоки утворюють своєрідний сиртовий тип флювіального рельєфу, що являє собою чергування розложистих косогорів та широких знижень між ними (Общий Сирт у Заволжі та ін.). Специфічний тип рельєфу, створений тимчасовими вод стоками у посушливих передгір'ях, який являє собою хаотичні комбінації переплетених яружних систем і ерозійних останців на місці зруйнованих схилів, одержав загальну назву бедленд (зіпсовані землі). Особливий гривистий тип рельєфу утворюється чергуванням паралельних субширотних річкових долин і порівняно невисоких плоских вододілів. Досить поширений на Землі (у тому числі і в Україні) куестовий тип флювіального рельєфу, представлений комплексом паралельних гірських хребтів або пасем, складених моноклінальним заляганням пластів і відпрепарованих глибинною ерозією річок, що утворюють тут глибокі асиметричні долини.

Карст і карстовий рельєф.

Карстом називається сукупність специфічних форм рельєфу та особливостей наземної й підземної гідрографії, що характерні для територій, на яких близько до поверхні підходять розчинні гірські породи: карбонати (вапняк, крейда, доломіт), сульфати (гіпс, ангідрит), галогени (кам'яна сіль). За даними І.М. Коротуна (1999), такі умови сформувались на 1/3 частині суходолу.

Сутність процесів карстоутворення полягає у розчиненні перелічених вище порід підземними водами, які, циркулюючи по тріщинах, поступово розширюють їх і утворюють підземні порожнини (часом навіть печери). Подібну роботу виконують атмосферні, поверхневі, а іноді й морські води, що проникають ззовні у тріщинувату товщу розчинних порід. Розчинну активність води зумовлює наявність різних кислот, насамперед гумінової, сірчаної та інших. Проте головну роль у карстоутворенні відіграє присутність у воді значної кількості СО2, що потрапляє у воду з атмосфери, завдяки біохімічним перетворенням у ґрунтах та корі вивітрювання, внаслідок інших глибинних та зовнішніх процесів.

Серед факторів карстоутворення слід відзначити:

мінеральний склад і потужність розчинних порід, ступінь їх тріщинуватості (найкращі умови для формування карсту відмічаються у дрібнозернистих чистих вапняках значної потужності, в той час як грубоуламкові та черепашкові різновиди вапняків, а тим більше їх незначні прошарки, погано піддаються карстуванню);

рельєф геологічної структури (на похилих поверхнях процеси карстотворення протікають швидше і представлені більшою різноманітністю форм, ніж на крутосхилах);

клімат (особливо температурний режим та режим зволоження);

характер рослинного покриву, який сприяє зростанню хімічної агресивності води (при розпаді рослинних залишків вода збагачується вуглекислим газом, гуміновими кислотами, азотною кислотою тощо).

Особливе місце у карстотворенні посідають гідрогеологічні умови території, тобто умови циркуляції підземних вод у тріщинуватій товщі розчинних порід. У карстових масивах розрізняють три поверхи (зони), відмінні за своїми гідрогеологічними особливостями.

Верхній поверх - зона аерації - охоплює частину розрізу від денної поверхні до першого постійного водоносного горизонту, тобто до дзеркала підґрунтових вод. Проміжний поверх карстової товщі, де спостерігається переміщення рівнів під ґрунтових вод (а зв'язку з періодичним надходженням води з поверхні), одержав назву зони періодичного повного насичення. Її межами по вертикалі виступають найвищий і найнижчий рівні дзеркала підгрунтових вод. Найглибший поверх карстового масиву займає зона постійного повного насичення, обмежена зверху найнижчим рівнем підгрунтових вод, а знизу - поверхнею водотривкого горизонту.

Увесь вищеописаний комплекс факторів призводить до формування поверхневих та підземних форм рельєфу. Поверхневі форми поділяються на так званий непокритий і покритий карст. Непокритий карст утворюється при безпосередньому виході на поверхню порід, що карстуються, а покритий карст формується в умовах, коли карстові породи перекриваються відкладами, які не підлягають карстоутворенню. На відкритих вапнякових поверхнях дощовими або талими водами за рахунок "роз'їдання" тріщин утворюються глибокі борозни (глибиною до 1-2 м), розділені вузькими гребенями. Система таких гребенів і рівчаків формує мікрорельєф каррів (шраттів), який, поширюючись на значних просторах, утворює каррові поля. З часом такі борозни розширюються, гребені звужуються, загострюються і поступово розпадаються на окремі уламки, в зв'язку з чим старі каррові поля являють собою хаотичне нагромадження більших і менших вапнякових брил, над якими підіймаються залишки зруйнованих гребенів. Розчинення вапняків завжди супроводжується акумуляцією нерозчинного глинистого матеріалу червоного (цегляного) кольору, який утворює своєрідну кору вивітрювання, відому під назвою терра роса. При інтенсивній вертикальній циркуляції води, внаслідок розчинення карстових порід утворюються вертикальні канали - понори, які поглинають поверхневі води і відводять їх у глибину карстового масиву. На поверхні понори починаються зяючими отворами або тріщинами, а на глибині утворюють складно переплетену систему каналів вертикальної циркуляції води. Поступовий розвиток гирла понору призводить до утворення своєрідних поверхневих форм карстового рельєфу - блюдець, лійок, колодязів. Тривалі прояви поверхневого карстотворення призводять до утворення значних за площею знижень поверхні, які називають піллями (Попове пілля у Герцеговині займає площу понад 180 км2).

Підземні форми карстового рельєфу не менш різноманітні. Якщо стінки понорів продовжують розчинюватися, понор розширюється і перетворюється на велетенські вертикальні стовбури природних шахт (поблизу м. Верона в Італії така шахта сягає глибини 637 м). Шахти здебільшого успадковують системи глибинної тріщинуватості, в зв'язку з чим розгалужуються і переходять у горизонтальні форми підземного рельєфу, утворюючи печери. За характером сполучення з поверхнею розрізняють печери сліпі (з одним виходом) та прохідні (з виходами на обох кінцях даної печери). Найхарактернішими утвореннями мікро- і нанарельєфу у печерах є натічні форми - сталактити, сталагміти, натічні колони. В окремих печерах, розташованих у позатропічних областях може нагромаджуватися лід. Це так звані крижані чи холодні печери.

Окрім типового карсту, на земній поверхні досить часто зустрічаються форми рельєфу, зовні схожі на карст, але зовсім інші за походженням, які ще іноді називають псевдокарстом. Зокрема, суфозійні форми рельєфу (блюдця, поди), на відміну від карстових, утворені не розчиняючою, а механічною дією води. Особливий генезис має термокарстовий рельєф - провальні та просадочні форми, утворення яких пояснюється таненням підземних масивів льоду у зоні поширення багаторічної мерзлоти. Іноді до псевдокарсту відносять і форми рельєфу, які утворюються при просадках засолених та лесових ґрунтів, внаслідок їх зволоження (блюдця, лійки).

В межах України карст теж досить поширений. Зокрема, соляний карст, поширений у деяких районах Карпат і Закарпаття, Придніпровській низовині. Сульфатний карст - в межах Передкарпаття, а карбонатний - займає найбільші площі, характерний для Полісся, Поділля, Причорномор'я, Донбасу, Слобожанщини.

Геологічна роль льодовиків. Гляціальний рельєф.

Як відомо, із курсу загального землезнавства, льодовики поділяються на два типи: гірські (утворюються в горах, вище снігової лінії) та материкові або покривні (утворюються у тих місцевостях, де річна кількість тепла недостатня для розплавлення твердих опадів, що випадають за цей же ж період).

Нагромаджені у депресіях рельєфу тверді опади (сніг) унаслідок процесів плавлення та сублімації (безпосередній перехід водяної пари у тверду фазу) утворюють фірн - непрозорі зерна та кристали льоду, який при дальших перетвореннях ущільнюється і формує прозорий глетчерний лід, об'єм якого у 10 разів менший від об'єму первинної снігової маси.

Однією з важливих рис утворених льодових тіл є їх рухомість, що зумовлюється як силами гравітації, так і пластичністю льоду. Саме завдяки цій властивості льодовики, які утворилися вище снігової границі, де розміщується область живлення льодовика, сповзають по схилах рельєфу у гіпсометричне нижчі області (часто навіть нижче снігової границі), де знаходиться область абляціі, тобто зона, в якій танення та випаровування переважають над акумуляцією і де відбувається процес руйнування льодовика.

Переміщуючись завдяки силам гравітації і пластичності, льодовики виконують значний обсяг робіт по формуванню рельєфу, причому утворені ними форми поверхні представлені двома головними групами: екзараційними (від грецьк.-"виорювання" - виникли завдяки руйнівній діяльності льодовиків), та акумулятивними формами (утворені при нагромадженні перенесеного льодовиком матеріалу).

Екзараційний рельєф утворюється головним чином під дією рухомої льодової маси, яку можна порівняти з діяльністю бульдозера - льодовик зриває пухкий покрив і шліфує окремі виходи скельних корінних порід, по яких він пересувається. Особливе місце у створенні екзараційного рельєфу посідають процеси фізичного (морозного) вивітрювання, внаслідок яких відбувається інтенсивне руйнування навколишніх скель і корінного ложа.

Серед найпоширеніших форм льодовикої екзарації відзначимо троги (коритоподібні долини, вироблені льодовиками у корінних породах), рігелі (урвища та нерівності льодовикової долини з поширеними слідами льодовикової шліфовки та штриховки), баранячі лоби (окремі брили, один із схилів яких пологий, а інший - крутий, які утворились при русі льодовика), кучеряві скелі (місцеві, де значно поширені баранячі лоби) та ін. Характерними екзараційними формами рельєфу, що утворюються вище снігової границі (переважно у високогір'ї) є льодовикові цирки та кари - кріслоподібні крутостінні заглиблення у схилах гір, в яких знаходяться локалізовані карові льодовики та сніжники, а часто (у більш древніх заглибинах) - карові озера. Поширення цирків та карів на протилежних схилах одного хребта часто призводить до руйнування вершин, які набувають здебільшого заокругленої форми (в окремих випадках, на більш ранніх стадіях розвитку карів, утворюються гостроверхі пірамідальні вершини - карлінги).

Таким чином, екзараційна діяльність льодовиків є одним з вирішальних факторів, що визначає головні риси високогірного альпійського рельєфу, а зрештою, призводить до формування своєрідної льодовикової поверхні вирівнювання у горах. Одним з важливих наслідків руйнівної роботи льодовиків є насичення їх уламковим матеріалом найрізноманітніших розмірів та петрографічного складу, який потрапляє на поверхню льодовика при вивітрюванні навколишніх схилів або вмерзає у його товщу при виорюванні льодовиком свого ложа. Весь уламковий матеріал, що переноситься льодовиком, називається узагальнюючою назвою - морена. Саме здатність переміщувати уламки незалежно від їх розмірів (від глинистих частинок до велетенських брил, маса яких часто перевищує десятки, а то й сотні тонн) і визначає транспортуючі особливості льодовиків, відрізняючи їх від інших екзогенних факторів (вітру, води), де панує вибірковий характер транспортування, залежний від сили та енергії потоку.

Акумулятивна діяльність льодовиків визначається саме особливостями нагромадження підхопленого і перенесеного уламкового матеріалу. Спускаючись нижче снігової границі, льодовики потрапляють у зону абляції, де внаслідок інтенсивного танення льоду втрачаються його транспортуючі можливості і відбувається акумуляція перенесеного льодовиком матеріалу. Моренні відклади утворюють різноманітні форми рельєфу, серед яких найбільше поширення мають берегові морени (формуються поблизу бортів льодовикового язика), кінцеві морени (утворюються на краю льодовика) та основна морена (строкаті за складом і розмірами уламків поля, сформовані при відступанні льодовика по всій площі його поширення). Серед характерних форм моренного мікрорельєфу слід згадати друмліни - витягнуті асиметричні горби (довжина 1-15 км, ширина 0,2-3,0 км, висота 5-15 м), складені моренним матеріалом. Їх утворення пов'язують з нагромадженням уламків у тріщинах, що розбивали край льодовикового язика.

Особливу групу льодовикових утворень становлять флювіогляціальні (воднольодовикові) відклади. Ці відклади формуються потоками талих вод, що витікають з-під льодовика (навіть при похолоданнях клімату. Потоки талих вод завжди насичені твердим матеріалом (внаслідок розмиву морени) і, розливаючись по прилеглій до краю льодовика території (перигляціальна зона), утворюють особливі комплекси акумулятивного рельєфу - похилі піщані зандрові рівнини, серед яких підіймаються численні мікроформи прильодовикового рельєфу (ози, ками), розділені западинами колишніх прильодовикових озер. Ози являють собою досить вузькі (10-150 м) і високі (часом до 50-80 м) пасма, які тягнуться на десятки кілометрів, нагадуючи звивисті залізничні насипи, витягнуті вздовж напрямку руху колишнього льодовика. Формування озів відбувалося при нагромадженні флювіогляціального матеріалу (шаруваті піски, стрічкові глини, гравій) у підльодовикових тріщинах та тунелях в умовах малорухомого відмираючого льодовика. Ками - це куполоподібні піщані горби з крутими (до 45°) схилами і досить плоскими вершинами, які розташовуються поодинці або групами. Їх утворення пов'язується з нагромадженням флювіогляціального матеріалу в прильодовикових озерах в умовах руйнування (відступу) льодовикового язика. Поверхня згаданих зандрових рівнин, складених пісками, після спаду води стає ареною інтенсивної вітрової діяльності, що зумовлює розвиток "насаджених" форм еолового рельєфу - дюн та ін.

Протягом геологічної історії Землі, як уже згадувалося, неодноразово створювалися умови, за яких на поверхні планети формувалися потужні льодовикові покрови. Проте найкраще вивчене четвертинне (плейстоценове) зледеніння, завдяки якому нагромаджені потужні моренні та флювіогляціальні комплекси, а також створені специфічні форми льодовикового рельєфу на території Європи, Азії, Північної Америки. Є чимало гіпотез, автори яких намагаються пояснити причини періодичних похолодань клімату, що зумовлювали розвиток льодовиків у плейстоцені. Серед них - зміни активності Сонця, зміни кута нахилу земної осі до площини орбіти тощо. І хоча єдиної теорії давніх зледенінь не існує, на підставі спеціальних геолого-геоморфологічних досліджень можна стверджувати, що протягом плейстоцену льодовики розвивалися (наступали) неодноразово.

Так, в Євразії виділяють чотири етапи плейстоценового зледеніння (окський, дніпровський, московський і валдайський), розділених епохами значного потепління клімату - міжльодовиков'ями. В усі епохи головним центром зледеніння Європи була територія Скандинавії та півночі Росії. Саме звідси льодовикові покриви, потужність яких у центральній частині перевищувала 1,5-2,0 км, просувалися далеко на південь, часто зливаючись з льодовиками, що сповзали з південних гір альпійського поясу (зокрема, з Карпат). Природно, що чим раніше були утворені ті чи інші льодовикові форми, тим гірше вони збереглися у сучасному рельєфі. І все ж у межах Східно-європейської рівнини можна простежити певну закономірність (зональність) у розміщенні льодовикового рельєфу. З півночі на південь тут виділяють принаймні три основних зони: переважної льодовикової денудації, переважаючої льодовикової акумуляції та перигляціальну.

Зона переважної льодовикової денудації, де збереглися численні форми, пов'язані з екзараційною і діяльністю льодовиків (троги, баранячі лоби, кучеряві скелі тощо), охоплює територію Фінляндії та північно-західної Росії. Екзараційні форми тут часто перекриті акумулятивними утвореннями молодших зледенінь.

Зона переважаючої льодовикової акумуляції поширена на більшій частині Східно-Європейської рівнини - від Балтійського і Білого морів аж до широти м. Дніпропетровськ (по долині р. Дніпро). З дніпровським зледенінням пов'язане утворення обширних зандрових рівнин, сформованих флювіогляціальними потоками перед льодовиковим щитом. Товщі зандрових пісків створили основу сучасних ландшафтів у Волинському та Чернігівському Поліссі (Ковельська, Сарненська зандрові рівнини та ін.). Талими водами дніпровського льодовика були утворені і численні прохідні долини - коритоподібні зниження поверхні, вироблені флювіогляціальними потоками, якими талі води виносилися за межі прильодовикових басейнів. (наприклад, прадолина Стир-Словечна у Волинському Поліссі на Рівненщині).

Типовим для перигляціальної зони є рельєф зандрових рівнин. Найбільш поширеними формами рельєфу тут є параболічні дюни, що утворюються при перевіюванні вітром центральних частин первинних поперечних дюнних пасем. Типовий дюнний рельєф (сьогодні дюни здебільшого закріплені сосновими лісами) поширений на Поліссі, тобто там, де у сучасних кліматичних умовах рельєфотворча діяльність вітру відносно незначна. Цікаву гіпотезу про геоморфологічну роль зледеніння у перигляціальніи зоні висунув відомий український геолог і географ, дослідник Полісся академік П.А. Тутковський. Він вважав, що холодні піщані пустелі (зандрові рівнини) розвіювалися потужними вітровими потоками з льодовика, де над крижаною поверхнею панувало холодне повітря з високим атмосферним тиском. Підхоплені вітром пилуваті часточки виносилися далеко за межі прильодовикової дюни і нагромаджувалися на піднятих ділянках рельєфу (у низинах вони змивалися потоками талих вод), утворюючи товщі лесових відкладів. Отже, характерний для лесових височин лісостепової та степової України, яружно-балковий рельєф теж завдячує своїм походженням епохам четвертинних зледенінь.

Берегові процеси і основні форми узбережжя.

У загальному розумінні берегом називають межу суходолу і водного простору (моря, озера, річки). Хоч на картах берег зображають у вигляді лінії, у природі він являє собою не лінію, а більш або менш широку зону, де відбувається взаємодія водойми та суходолу. У межах берегової зони розрізняють два головних елементи - власне берег (надводна частина узбережної смуги) та підводний береговий схил. Всі основні геоморфологічні процеси, що відбуваються у береговій зоні (руйнування, перенесення, акумуляція матеріалу), здійснюються різними видами руху води - хвилями, течіями, припливно-відпливними явищами.

Оскільки характер геоморфологічної діяльності у береговій зоні залежить від особливостей будови самого берега, доцільно розглянути цю діяльність на прикладі двох основних типів берегів: на берегах крутих (урвистих) та розлогих. На крутих берегах переважають процеси руйнування. Руйнівну діяльність моря у береговій смузі називають абразією (від лат. - "вишкрібати"). Розрізняють три основні види абразії: механічну (визначається ударною силою прибійної хвилі та крупноуламкового матеріалу, що переноситься водою), хімічну (руйнування розчинних порід, що відслонюються на берегах) та термічну (проявляється на берегах, складених мерзлими породами).

Хвилі вибивають біля підніжжя урвистого берега хвилеприбійну нішу, над якою нависає своєрідний береговий "козирок". З часом цей "козирок" обвалюється і берег знову набуває вигляду абразійного уступу - кліфа. Безперервне повторення цього процесу зумовлює відступання кліфа, в зв'язку з чим між урізом води і береговим урвищем формується абразивна тераса (бенч). Перекриваючись шаром гальки, гравію або піску, що утворюються при подрібненні уламків колишнього "козирка", поверхня бенчу поступово перетворюється на пляж. Частина уламкового матеріалу під час штормів та припливів не утримується на пляжевій смузі і виноситься, нагромаджуючись нижче рівня води та утворює підводну акумулятивну терасу (підводний осип), яка співпадає з так званою літоральною зоною. Процес абразії не проникає глибоко в межі суші - чим ширшою стає смуга пляжу, тим менша руйнівна сила прибою, але все ж може досягати значної інтенсивності (до 5-6 м за рдин шторм). В Україні найбільш типовий прямолінійний берег з численними відпрепарованими абразією скелями простежується вздовж Південного берега Криму (від Алупки до Чатирдагу).

Серед найпоширеніших форм морської акумуляції відзначимо берегові підводні вали, які мають висоту до кількох метрів та асиметричну будову (крутий схил у напрямку суші і розлогий - до моря). Складені вали переважно піщаним матеріалом. Подібні вали утворюються внаслідок того, що прибійний потік має більшу енергію, ніж зворотний, в зв'язку з чим на пляжі залишається значна частина перенесеного матеріалу. Подібне походження мають бари та коси, які теж утворюють асиметричні вали, проте значно більших масштабів, ніж згадані берегові та підводні вали. Висота барів і кіс може сягати 50-80 м, а довжина - сотень кілометрів при ширині до 10-20 км. Бари тягнуться на значні віддалі паралельно до берегової лінії, а коси здебільшого підходять до неї під певним кутом, сполучаючись з берегом більш або менш виразно виявленими перешийками. В Україні до класичних барів можна віднести Арабатську стрілку, Джарилгач, Довгий острів та ін., а серед кіс слід назвати: Тендрівську, Бердянську та ін. Часто бари та коси, розростаючись, відділяють від моря мілководні затоки - лагуни (наприклад, Сиваш), які з часом можуть зовсім втратити зв'язок з морським басейном, перетворившись у напівсолоне озеро (у таких випадках ділянку коси, яка відгороджує новостворене озеро від моря, називають пересипом). Утворення кіс і лагун сприяє вирівнюванню берегової лінії, особливо в тих випадках, коли лагуни заповнюються континентальними та морськими відкладами, перетворюючись на заболочені низинні рівнини - марші.

Безперервні зміни положення берегової лінії на Землі, які зумовлюються трансгресіями (наступ моря на сушу) та регресіями (відступ моря), зумовили особливості розвитку різних типів берегів. На практиці найчастіше користуються генетичною класифікацією берегів, за якою всі береги поділяють на дві великі групи - інгресійні (розчленовані) та акумулятивні.

Найбільше поширення серед інгресійних типів берегів мають фіордові, шхерні, ріасові, лиманні, далматинські та інші узбережжя. Фіордові береги утворюються при затопленні вузьких і довгих льодовикових долин (трогів) у прибережних частинах гірських країн (береги Норвегії, Канади, Нової Землі та ін.). Шхерні береги формуються внаслідок затоплення низинних льодовиково-денудаційних рівнин (шхерами називають дрібні скелясті острови, що утворилися на місцях затоплення баранячих лобів, кучерявих скель, друмлінів тощо). Прикладом може служити балтійське узбережжя Фінляндії. Ріасові береги являють собою затоплені нижні ділянки річкових долин у гористих берегах при поперечному розташуванні геологічних структур (ріаси - це вузькі звивисті затоки). Прикладом може бути Севастопольська бухта. Лиманні береги утворюються при затопленні річкових долин на узбережних рівнинах (такі береги поширені, зокрема, на одеському Причорномор'ї). Далматинський тип узбережжя формується при затопленні морем поздовжніх складчастих структур, в зв'язку з чим утворюються численні архіпелаги островів, витягнутих уздовж берега (східне узбережжя Адріатичного моря - Далмація). Еоловий (аральський) тип берегів пов'язаний із затопленням низинних узбережних рівнин з еоловими формами рельєфу (береги Аральського моря ).

Серед берегів акумулятивного типу слід відзначити лагунні береги (азовське узбережжя України), а також численні типи своєрідних берегів, що утворюються у тропічних морях організмами, зокрема, коралами (оторочуючі та бар'єрні рифи, атоли тощо). Залишком подібного бар'єрного рифу, створеного у минулі геологічні епохи (в неогені), Товтровий кряж (Медобори) на Поділлі.

Схили, схилові процеси та рельєф схилів.

Рельєф земної поверхні можна розглядати як безперервну комбінацію найрізноманітніших схилів та відносно горизонтальних (субгоризонтальних) ділянок. Схилами називають похилі поверхні, на яких визначальну роль у переміщенні речовини відіграє складова сили тяжіння, спрямована по схилу вниз. Це має місце при похилі поверхні більше 2. Загалом схили займають понад 80% поверхні суходолу.

Схили поділяються:

за крутизною: круті (кут похилу поверхні схилу до площини горизонту більше 35), середньої крутизни (15-35), розлогі (5-15) та дуже розлогі (2-5);

за довжиною: довгі (понад 500 м), середньої довжини (50-500 м) та короткі (менше 50 м);

за формою профілю: прямі, опуклі, увігнуті та опукло-увігнуті;

за походженням: ендогенні (тектонічні, магматичні) та екзогенні (денудаційні, акумулятивні).

Розрізняють процеси схилоформуючі, які визначають умови первинного утворення схилів, а також схилові, завдяки яким відбувається постійне переформування схилів. Активність і різноманітність схилових процесів визначаються співвідношенням складової сили тяжіння та сил зчеплення часточок пухких порід, що вкривають схил, між собою та з підстеляючими корінними (невивітреними) породами. В цілому ці процеси зумовлюють переміщення (а за сприятливих умов і нагромадження) матеріалу, тобто утворення як денудаційних, так і акумулятивних форм рельєфу. Схилова денудація є одним з найважливіших екзогенних факторів формування рельєфу і виступає основним постачальником матеріалу, з якого потім утворюються алювіальні, морські, льодовикові та інші відклади. Згідно сучасних уявлень, основними факторами денудації, особливо у гірських районах, виступають обвальні, осипні, зсувні, делювіальні та лавинні схили.

Обвальні схили. Обвалом називають відокремлення великих брил від основної маси ґрунту і наступне їх переміщення вниз по схилу. Утворенню обвалів передує утворення тріщини (частіше - системи тріщин) у монолітному тілі крутосхилу. Морфологічними наслідками обвалів є стінки зриву у верхній частині (на схилах крутизною 30-40°) та ніші (на більш крутих схилах). Значні обвальні маси розпадаються на безліч уламків різних розмірів, які, рухаючись до підніжжя під дією сил гравітації, інтенсивно руйнують схил, утворюючи на ньому виразні зазлибини. Акумулятивна частина обвальних схилів характеризується хаотичним горбистим рельєфом з висотою окремих горбів до 25-30 м. Поширюючись переважно в горах, обвали часто повністю перекривають дно вузьких ущелин, утворюючи велетенські загати, за якими формуються озера (Сарезьке озеро на Памірі). В окремих випадках об'єм обвального матеріалу сягає кількох кубокілометрів (один з обвалів в Альпах зніс зі схилу близько 15 км3 грунту, покривши уламками площу 49 км2). Проте найбільше поширення у горах мають порівняно невеликі обвали (з розмірами окремих уламків до 1 м3), які називають каменепадами.

Осипи найчастіше пов'язуються з фізичним вивітрюванням і особливо поширені на схилах, складених мергелями та глинистими сланцями. Класичними формами рельєфу осипу виступають осипні схили, осипний лоток та конус осипу. Власне осипний схил являє собою відслонення корінної породи, що підлягає фізичному вивітрюванню. Продукти вивітрювання (щебінь, жорства), переміщуючись униз по схилу, "виорюють" у ньому своєрідні жолоби - осипні лотки (глибина 1-2 м, ширина до 5-10 м). Рух уламків на схилі триває до того часу, поки похил поверхні осипу не стане меншим від кута природного укосу. З цього моменту починається акумуляція уламків, формується конус осипу. Зливаючись один з одним, осипні конуси утворюють у нижній частині схилу та біля його підніжжя суцільний шлейф грубоуламкового осипного матеріалу, який іменують колювієм (від лат. - "нагромадження"). В Україні обвально-осипні форми рельєфу поширені у найвищих і найбільш розчленованих ерозією частинах Карпат (Ґоргани, Чорногора, Полонинський хребет) та на південних схилах Головного пасма Кримських гір (підніжжя Ай-Петрі, масив Демерджі, Карадаг).

Лавинні схилі утворюються ковзаючими та обвальними масами снігу, особливо характерними для гір з постійним сніговим покривом. Розрізняють три головних типи лавин: осови (снігова маса сповзає широким фронтом, не утворюючи єдиного русла, і охоплює поверхневий шар снігу товщиною до 0,3-0,4 м); лоткові лавини (рухаються періодично по чітко зафіксованих "руслах", часто підготовлених тимчасовими водотоками; мають виразні снігозбірні лійки, сформовані у колишніх карах; лавинні лотки - добре помітні на місцевості коритоподібні зниження, лавинні конуси виносу - снігові маси, перемішані з уламками, знесеними лавиною зі схилу) та стрибаючі лавини, що являють собою різновид лоткових лавин з різкими зламами поздовжніх профілів лавинного схилу. Масштаби, частота лавин, а відтак і їх геоморфологічна роль, залежать від багатьох факторів: від розмірів снігозбірної площі, довжини і крутизни схилу, стану снігового покриву (сухий чи мокрий сніг), нарешті, від стану погоди в момент формування лавини. В Україні у сучасних умовах лавинні схили формуються в окремих частинах Карпат (Чорногора, Свидовець) та Гірського Криму (Бабуган-Яйла, Демерджі-Яйла)

Зсувні схили відрізняються від описаних вище тим, що при зсуві відбувається переміщення вниз по схилу монолітного блоку порід. Іншою особливістю є гідрогеологічна зумовленість зсувів - найчастіше вони виникають в умовах, коли водопроникні пласти (водоносні горизонти) підстеляються водотривкими породами (частіше за все - глинами), особливо якщо падіння водотривких порід співпадає з напрямком падіння схилу. За таких умов водотривкий горизонт стає своєрідною поверхнею ковзання, по якій і відбувається переміщення мас грунту. Зсувами формується особливий комплекс форм рельєфу, головними елементами якого виступають: зсувний цирк, обмежений стінкою відриву; зсувний блок, обмежений похилою зсувною терасою та крутим укосом у напрямку падіння схилу; часто біля підніжжя схилу формується напірний зсувний вал, що являє собою деформовані під тиском зсувної маси корінні породи схилу. Залежно від умов формування і морфологічних особливостей виділяють різні типи зсувів: детрузивні (штовхаючі), що починаються у верхній частині схилу; деляпсивні (сповзаючі), які утворюються у нижній частині схилу; зсуви-спливини тощо. Зсувні явища в Україні є одним з найпоширеніших (після площинного змиву) видів схилових процесів. Крім гірських районів Карпат і Криму, зсуви поширені на окремих ділянках крутосхилів річкових долин (особливо на правому березі Дніпра від Києва до Черкас, лівобережжі Росі, у долинах Ворскли, Псла, Сули, Сіверського Дінця та цілого ряду інших річок).