4. Проявлення у рельєфі магматичних процесів.

Магматизм відіграє важливу і різнорідну роль в рельєфоутворенні. Форми рельєфу, пов'язані з магматизмом, можуть бути напряму пов'язані з магматичними тілами, а можуть бути пов'язані посередньо, завдяки тому, що магматичні породи більш стійкі при ерозії.

Розглянемо, які форми рельєфу утворюють різні магматичні тіла.

Батоліти - утворюють великі позитивні форми рельєфу.

Відпрепаровані внаслідок тривалої денудації лаколіти - часто проявлені у рельєфі у вигляді ізольованих (поодиноких або декількох) куполоподібних гір. їх прикладами є відомі лаколіти у Кримських горах (г. Аю-Даг, г.Кастель) та на Північному Кавказі (у р-ні м.Пятигорська).

Від великих інтрузій часто відгалужуються менші жилоподібні тіла - апофізи, які внаслідок денудаційного препарування утворюють позитивні, видовжені форми рельєфу. Відпрепаровані пластові інтрузії - сіли - іноді бувають проявлені в рельєфі у вигляді сходинок.

Прояви у рельєфі процесів ефузивного магматизму.

За морфологією вулканічних апаратів розрізняють вулкани площинні, лінійні та центрального типу.

Найпоширенішими є виверження центрального типу, продукти виверження яких відкладаються периклінально, тобто навколо жерл вулканів. У результаті виникає акумулятивна форма рельєфу - сам вулкан. В вулканічному процесі майже завжди є дві стадії - експлозивна або вибухова і еруптивна або стадія викиду і накопичення вулканічних продуктів.

Під час першої стадії - вибухової верхня частина каналу розширюється і утворюється негативна форма рельєфу у вигляді лійки - кратер.

Потім йде вилив лави і накопичення пірокластичного матеріалу навколо кратера. Залежно від стадії діяльності вулкану і характеру накопичення продуктів виверження виділяють декілька морфологічних типів вулканів.

Вибухова стадія в діяльності вулкана.

1. Маар. Негативна форма рельєфу, це відносно плоскодонний кратер вибуху з жерлом без конусу. Але ця форма можу бути оточена невисоким валом з пухких відкладів продуктів виверження. Маари часто заповнені водою. Більшість з них відома в Германії. Розміри маарів від 200 м до 3,5 км в діаметрі глибина від 60 м до 400 м.

2.Трубки вибуху. Кратери вибуху, у яких в результаті довготривалої денудації знищена поверхнева частина вулканічного апарату.

Акумулятивна стадія в діяльності вулкана.

Морфологія акумулятивних вулканічних утворень значної мірою залежить від складу ефузивних продуктів.

1. Екструзивні куполи - форми, які утворюються при поступленні на поверхню кислої лави. Така зава з-за швидкого остигання і високої в'язкості не може далеко розтікатися і давати лавові потоки. Вони накопичуються над жерлом вулкану і набирають форми куполу. Розміри до декількох км в діаметрі і не більше 500 м у висоту.

2. Щитові вулкани. Утворюються при виверженні центрального типу, коли лава базальтова. А вона є рідка і рухома і розтікається на великі відстані від центру виверження. Такий вулкан має пологі схили біля 6-8°, рідше більше.

Щитові вулкани характерні для вулканічного ландшафту Ісландії, є на Гавайях.

3. Шлакові конуси. Вони викидають лише уламковий матеріал - попіл, пісок, вулканічні бомби, лапілі. Утворюються при умовах, коли лава пересичена газами і її виверження супроводжується вибухами, під час яких лава розпиляється і її бризки швидко твердіють. Схили шлакових вулканів досягають 45°. Таких вулканів багато в Америці.

Ріст таких форм йде досить швидко. Так шлаковий конус Монте-Нуова в Італії сформувався на протязі декількох днів і досяг висоти у 140 м.

4. Стратовулкани. Найбільш широко розповсюджені. В їх будові приймають участь шари лав і пірокластичного матеріалу. Ці вулкани мають майже правильну форму: Фудзіяма, Ключевська сопка на Камчатці. Вони можуть сягати висоти 3-4 км.

5. Кальдера. Крупні кратери згаслих вулканів. До 30 км в діаметрі.

Форми рельєфу на поверхні лавових потоків.

Навколо площинних та тріщинних вулканів утворюються величезні лавові покрови. (Колумбійське плато, плоскогір'я Декан у Індії).

1. Лавові гроти або лавові печери, - порожнини різноманітних розмірів і форми всередині застиглих лавових потоків. Спочатку при застиганні лави на поверхні потоку утворюється кірка. Якщо ж лава прориває кірку, утворюючи в ній порівняно невеликий отвір, і витікає, то під нею виникає грот або печера.

2. Лавові жолоби - лінійні негативні форми, що утворюються внаслідок обвалювання склепінь лавових печер.

3. Бриловий мікрорельєф, - хаотичне скупчення кутастих або оплавлених брил з численними провалами і гротами, що виникає при застиганні лав з високим вмістом газів та з порівняно низькою температурою потоку.

4. Кишкоподібні (канатні) лави, - поєднання химерних застиглих хвиль, покручених складок, що утворюють лави з високою температурою та і з відносно малим вмістом летких компонентів.

Специфічний рельєф виникає на поверхні лави, якщо вона застигає у воді. Це відбувається при виверженнях підводних вулканів, або ж у результаті вивержень прибережних вулканів, лава яких відразу ж потрапляє в море. У цих випадках лава застигає дуже швидко, майже миттєво, внаслідок швидкого охолодження на її поверхні утворюється тверда кірка, що перешкоджає дегазації (вивільненню з неї газів), у результаті чого формується характерний мікрорельєф кулястих, "подушкових" або матрацеподібних лав.

При підводних виливах на значних глибинах лави та високий гідростатичний тиск

Виливи лави не лише призводять до утворення специфічного типу рельєфу, але й зумовлюють істотні зміни рельєфу, що існував до виверження:

1. Перекриваючи річкові долини, вони можуть визвати перебудову річкової мережі.

2. Лавові потоки на берегах водоймищ можуть змінювати обриси берегової лінії.

Є ще один тип впливу ефузивного магматизму на рельєф.

При вулканічних виверженнях рельєф може раптово і швидко змінюватися, особливо при виверженнях експлозивного типу. Наприклад при виверженні вулкану Кракатау в Зондській протоці в 1883 р. більша частина острова була зруйнована. Вибух вулкану призвів до виникнення велетенської хвилі "цунамі".

Новостворений вулканічний рельєф під впливом подальших екзогенних процесів змінюється і створюється своєрідний вулканічний ландшафт. Талі води, потоки грязі, які нерідко утворюються під час вивержень, дощі інтенсивно еродують схили вулканів, особливо складені свіжим, ще пухким пірокластичним матеріалом. У результаті на схилах утворюються баранкоси - глибокі ерозійні борозни, які радіально розходяться від вершини вулкану до його підніжжя. Борозни, зроблені в пухкому покрові попелу крупними брилами, що були викинуті під час виверження - шарри. Шарри згодом перетворюються на баранкоси.

Загальний малюнок річкової мережі у вулканічних районах також часто має радіальних вигляд. Іншими характерними рисами річкових долин в вулканічних районах є водоспади і пороги, які утворюються в результаті перетину річками застиглих лавових потоків.

У вулканічних областях є специфічна форма вивітрювання і денудаційного препарування. Лавові потоки при застиганні і під дією атмосферних агентів розбиваються на стовпчасті окремості.

Відпрепаровані внаслідок тривалої денудації конусів стратовулканів їх некки -пробки, утворені вязкою лавою, при її застиганні у жерлі вулкану, проявляються у рельєфі як ізольовані поодинокі скелі-"башти" (скеля Devils Tower у штаті Вайомінг, США, Алжір).

Інколи утворюються специфічні інверсійні форми рельєфу. Низини заповнені потоками застиглої лави з часом перетворюються на видовжені столові підвищення. Це відбувається внаслідок тривалої денудації піддатливих порід ложа лавового потоку у його прибортових ділянках, що приводить до препарування самого потоку.

На дні океану поширеною формою рельєфу, що має вулканічне походження є гайоти - поодинокі плосковершинні вулканічні гори заввишки до 2500м над рівнем дна.

Вплив землетрусів на формування рельєфу

Під час землетрусів утворюються тріщини та розриви, по яких відбувається переміщення блоків земної кори у вертикальному і горизонтальному напрямах. Під час землетрусу 1948 р. в районі м. Ашхабада на земній поверхні виникли численні тріщини, протяжність деяких з них досягала кількох сотень метрів. По деяких з цих тріщинам утворились уступи заввишки до 1 м.

Інколи внаслідок землетрусів утворюються грабени та складчасті дислокації. На крутих схилах, на берегах річок і морів, в горах виникають обвали, осуви, селі, внаслідок яких утворюються природні греблі, що загачують річки, утворюються озера (Сарезьке озеро на р. Мургаб, притока р. Пяндж на Памірі). Осуви, обвали та вертикальні переміщення блоків земної кори можуть також викликати перебудову гідрографічної мережі.

Землетруси у морі спричиняють виникнення велетенських хвиль "цунамі", які руйнують береги і змінюють їх обриси.

Лекція 8. Карстові процеси і форми рельєфу.

Карст (за назвою вапнякового плато у Каринтії, на Балканському п-ові) – це сукупність процесів і явищ, пов'язаних з розчиненням скельних порід поверхневими (дощовими, талими), ґрунтовими або морськими водами, що відбуваються у тих районах, де приповерхнева частина розрізу складена легкорозчинними породами (солями), або ж породами, що піддаються вилуговуванню, - гіпсами, вапняками, доломітами. В областях розвитку карсту утворюються комплекси специфічних форм рельєфу та формується своєрідна наземна, а часто також і підземна гідрографічна мережа.

Хоча солі і гіпси розчиняються значно краще, ніж карбонатні породи, проте найпоширенішим є карст у вапняках та у доломітах, що є наслідком більшої поширеності вапняків і доломітів. Відповідно, вапняковий карст є вивчений найкраще. Розвиток вапнякового карсту зумовлюється численними факторами, найважливішими серед яких є:

• ступінь насиченості вод диоксидом вуглецю (СО₂) та гуміновими кислотами, внаслідок чого вода стає агресивною і інтенсивніше розчиняє вапняки;

• пологий рельєф (на рівнинних ділянках місцевості карст розвивається швидше, ніж на крутих схилах, і там його форми набагато різноманітніші);

– однорідність і потужність шарів вапняків (в однорідних і потужних товщах карбонатних порід карст розвивається інтенсивніше, ніж у неоднорідних та тонких шарах);

- відповідна структура порід ( у товщах грубоуламкових органогенних (черепашкових) вапняків карст розвивається значно інтенсивніше, ніж у однорідних дрібнозернистих хемогенних вапняках);

- теплий вологий клімат сприяє розвитку карсту. Крім того, клімат також зумовлює характер рослинності, яка у свою чергу продукує вуглекислоту і гумінові кислоти;

– тріщинуватість порід сприяє інтенсивнішому розвитку підземного карсту, по тріщинах води швидше проникають вглиб товщ і масивів порід, і швидше виводяться за їх межі.

Великий вплив на розвиток карсту має загальний характер циркуляції підземних вод. У геологічному розрізі будь-якої карстової області існують три зони, що відрізняються за своїм гідрогеологічним режимом.

1. Верхня зона – зона аерації або зона вертикальної циркуляції охоплює товщу порід від денної поверхні до дзеркала ґрунтових вод. Це зона, в якій лише періодично (під час дощів, або танення снігу) відбувається вільне вертикальне переміщення ґрунтових вод під дією сили гравітації;

2. Середня зона – зона періодичного повного насичення, її границі співпадають з положенням максимального і мінімального рівнів дзеркала ґрунтових вод. У цій зоні відбуваються різкі коливання рівня підземних вод, зумовлені періодичністю надходження вод з поверхні. Напрямок циркуляції вод у цій зоні близький до латерального (горизонтального), але може спостерігатись і великий нахил поверхні дзеркала ґрунтових вод у напрямку до периферії карстової області. Саме ця зонана йбільш активного розвитку глибинного карсту.

3. Нижня зона - зона постійного повного насичення. Її верхня границя визначається мінімальним гіпсометричним положенням рівня ґрунтових вод, а нижньою границею є поверхня водотривкого шару. Циркуляція вод у цій зоні відбувається постійно. Саме з цієї зони здійснюється живлення річок, якими по периферії карстової області здійснюється відтік підземних вод з карстового масиву.

З кожною із цих зон також пов'язані джерела, що відрізняються за режимом їх функціонування. Для зони аерації типові тимчасові джерела, які б'ють тільки під час дощів або навесні, під час танення снігу. З зоною періодичного повного насичення пов'язані також тимчасові джерела, хоча вони є значно повноводніші і функціонують довше, ніж джерела зони аерації. З зоною постійного насичення пов'язані постійні джерела (воклюзи), що мають постійний дебіт.

Залежно від розвитку і положення карстових форм відносно земної поверхні розрізняють карст поверхневий і підземний.

Форми рельєфу поверхневого карсту.

Якщо поверхня масиву порід, у яких розвивається карст, перекрита грунтово-рослинним шаром, то такий карст називають покритим (похованим), а якщо грунтово-рослинний шар відсутній, то карст називають оголеним. Оголений карст розвивається переважно в областях інтенсивної денудації, (в горах і на плоскогірях), а покритий карст - на рівнинах.

Найпоширенішими є форми оголеного карсту. Серед них розрізняють:

• карри (син. шратти) - системи гостроверхих гребенів і конусоподібних виступів, розмежованих борознами, глибина яких іноді досягає 2 м. Вони утворюються на поверхні скель внаслідок розчинення порід дощовими або талими водами. На тих ділянках, де простягання тріщинуватості масивів співпадає з падінням шарів порід, утворюються системи паралельних гребенів і борізд, у інших ситуаціях виникають системи з їх хаотичним розташуванням. (карові поля)

• понори - канали в породах, по яких поверхневі води потрапляють углиб масиву. На поверхні понори мають вигляд зяючих тріщин або провальних отворів, а на глибині утворюють складну розгалужену систему похилих і вертикальних каналів та порожнин;

• карстові лійки - замкнуті, розширені гирла понорів різноманітної форми: щілиноподібні, блюдцегюдібні, колодязеподібні; На відміну від понорів лійки мають водозбірні пониження значних розмірів;

• природні колодязі або шахти виникають у результаті розширення понорів. Зазвичай вони субвертикальні, однак на окремих ділянках можуть бути похилими або навіть горизонтальними. Глибина карстових шахт досягає десятків і сотень метрів, відомі також і шахти, глибина яких більша ніж тисяча метрів. Найглибшими серед карстових шахт в Європі є: на плато Карст - провалля Бертареллі (Grotta dela Магіа) завглибшки 450 м та Требичський грот (322м), у Піренеях - печера П’єр-сен-Мартен (1322 м), на Кавказі - печера Сніжна (1370 м);

• карстові ванни або "сліпі яри" - пониження, що виникають внаслідок розширення та з'єднання декількох карстових лійок. Котловини є значно глибші ніж лійки, - їх глибина зазвичай становить перші десятки метрів, але може досягати і сотень метрів. В Європі їх називають увалами або долінами (від хорватськ. - dólina);

• полья - величезні плоскодонні карстові пониження, зазвичай з крутими стінками, розміри яких досягають кількох кілометрів, рідше десятків кілометрів. Іноді по дну поль'їв пролягає русло річки, яка витікає з однієї його стінки і зникає у понорі в підніжжі протилежної стінки. Yайвірогідніше, що існують поль'я різного походження, а саме:

1. Полья тектонічного походження. Це грабени або мульди в масивах карбонатних порід, по яких розвивався карст, внаслідок чого їх морфологія ускладнена карстовими формами. Часто в будові тектонічних поль’їв також присутні породи, що не карстуються;

2. Полья, що утворились внаслідок розмиву і виносу некарстуючихся порід, які залягають серед вапняків. У цих випадках розміри і форма поль'їв визначаються морфологією та особливостями залягання геологічних тіл нерозчинних порід. Стінки таких поль'їв є відпрепарованими контактами між нерозчинними породами і вапняками;

3. Формування великої карстової котловини за рахунок об'єднання кількох дрібніших карстових форм рельєфу. Обриси таких пол’їв звичайно мають дуже складну хвилясту конфігурацію;

4. Поль'я, що утворились внаслідок обвалу склепіння підземної галереї, по якій текла річка. Про таке походження деяких поль'їв свідчать існуючі в них природні "мости", - рештки склепінь, які подекуди збереглися після їх обвалу.

Річки і річкові долини карстових областей.

В областях розвитку карсту розрізняють п’ять типів річок, які відрізняються за своїм гідрологічним режимом і морфологією долин:

1. Епізодичні річки. Їхні долини неглибоко врізані і не виходять із зони аерації. Вода в них з’являється тільки під час сильних злив або весняного танення снігу, коли понори, що є у руслі річки не встигають відводити воду в глибину.

2. Постійні річки, дно долин яких лежить вище рівня ґрунтових вод карстового масиву. Це достатньо повноводні річки, які починаються за межами карстового масиву. Вони частково втрачають воду під час проходження через карстовий масив, але не повністю. Долини таких річок в карстових масивах - це часто вузькі, глибокі, крутосхилові каньйони.

3. Постійні річки, долини яких врізані до рівня ґрунтових вод. Цими водами вони в основному і живляться. Морфологія цих річок подібна до річок попереднього типу, але є і відміни. Часто схили долин річок у напрямі до їх початку з'єднуються і утворюють стіну, в підніжжі якої з гроту витікає річка. Долина таким чином має замкнутий верхній кінець. Такі долини мають назву - мішкоподібні долини.

Існують так звані сліпі долини, - без гирла, тобто такі, що закінчуються тупиком. Напівсліпі долини також є замкнуті, однак їх стінка, у якій річка входить під землю є відносно невисока, і під час повеней вода переливається через цю стіну.

4. Річки, які прорізали товщу закарстованих порід повністю, до її підошви, і заглибились у підстильні водотривкі породи. Верхні частини їх схилів, що складені вапняками - круті, а нижні, врізані в підстильні породи,- похилі. Часто на схилах таких долин утворюються осуви і відбувається відсідання блоків.

5. Підземні або печерні річки, які протікають по системі підземних галерей. Вони зароджуються або в межах карстового масиву або за його межами. Іноді підземні річки виходять на поверхню з гротів у вигляді потужних воклюзів.

Підземний карст.

1. Печери карстових областей - це різноманітні підземні порожнини, які мають один або декілька виходів на поверхню. Формування печер розпочинається з розширення тріщин у масивах порід внаслідок проникнення туди вод. Поступово утворюється складна розгалужена система каналів. У результаті подальшого їх розвитку виділяється основний магістральний канал, який з часом розширюється за рахунок сусідних невеликих тріщин, до нього надходить вода з суміжних каналів. Так поступово формується русло підземної річки. У певний момент розвитку карстування масиву ріка раптово знаходить інший канал стоку, - переміщується на глибші горизонти, і тоді вищі галереї підземного русла осушуються. Сліпі печери мають лише один отвір, через який сполучаються з денною поверхнею. Прохідні печери мають два отвори (вхід і вихід), а іноді і декілька отворів. У багатьох печерах, на їх склепіннях, на стінках і на дні, утворюються числені натічні форми мікрорельєфу. З склепінь звисають сталактити, з дна підіймаються сталагміти. Об'єднуючись, вони можуть утворювати натічні колони. Якщо сталактити розташовані близько один від одного, то зливаючись, вони утворюють натічні завіси.

В деяких печерах може нагромаджуватись лід. Це так звані холодні або льодяні печери.

У випадку заглиблення долин на більш низьких горизонтах можуть утворюватися нові галереї. Так утворюється багатоповерховий карст.

Якщо відбувається тектонічне опускання території, карстові порожнини можуть бути заповнені водою або відкладами, тоді формується похований карст.

На відміну від помірних областей, для яких характерні переважно негативні форми рельєфу, у тропічних областях розвиваються в основному позитивні форми карсту у вигляді веж або конусів, які височать над деяким загальним рівнем - базальною поверхнею.

В тропічному карсті в процесі його розвитку виникають пониження, які поділяють весь карстовий масив на окремі підвищення. Пониження заглиблюються до рівня базальної поверхні, а далі розвиток тропічного карсту йде в напрямі розширення цих понижень і відповідно зменшення розмірів підвищень до їх повної ліквідації. В кінцевому випадку цей процес призводить до утворення вирівнених карстово-денудаційних поверхонь. Звичайно процес вирівнювання йде в одному напрямі і там, де він почався, утворюється рівнина, яка має назву окраїнна рівнина карсту. Окраїнні рівнини займають різне гіпсометричне положення. В одних випадках воно визначається гіпсометричним положенням (рівнем) морської поверхні, в інших випадках - гіпсометричним положенням некарстуючихся порід, ще в інших - гіпсометричним положенням рівня ґрунтових вод. Однак зазвичай всі окраїнні рівнини, незалежно від їх гіпсометричного положення, періодично затоплюються.

Розрізняють чотири морфологічні підтипи тропічного карсту: куполоподібний, баштовий, конічний та улоговинний (котловинний).

Куполоподібний карст. Має вигляд куполоподібних останцевих підвищень, які розділені вузькими увігнутими сідловинами. Відносна висота цих куполів коливається в межах 25 - 150 метрів, у поперечнику вони сягають 80 метрів. Часто особливо у внутрішій частині масиву, куполи відділені один від іншого вузькими крутостінними ущелинами - картсовими провулками, які іноді перетинаються.

Баштовий карст. Частіше за все розташований по периферії області розповсюдження куполоподібного карсту. Для нього характерні крутостінні ізольовані один від одного підвищення, які нагадують башти або стовпи. Відносна висота їх сягає 300 метрів і більше. Підвищення-башти розташовані на значній відстані одна від одної і відокремлені плоскими пониженнями. Ці пониження є як би продовженням окраїнної рівнини в межах карстової області. Під час злив вода стоїть в пониженнях і вона агресивно діє на підніжжя башт. Часто башти пронизані печерами і природними шахтами, а на їх поверхні розташовані карри і карстові воронки.

Розвиток карстово-денудаційної поверхні тут йде виключно в ширину внаслідок заїдання схилів підвищень до їх повного знищення. Знищенню сприяє і розвиток підземного карсту, який пронизує башти - система ходів і печер розвивається і збільшується у розмірах.

Конічний карст. відрізхняється від баштового морфологією підвищень, які мають форму майже правильних конусів і схили їх значно пологіші. Вони утворюються, коли розвиток баштового карсту припиняється внаслідок тектонічного підняття. тоді відбувається новий цикл врізання, рівень денудації знижується і вода після злив вже не стоїть в пониженнях і підніжжя підвищень вже руйнуються. Схили підвищень виположуються за рахунок схилових процесів.

Улоговинний карст. Він характеризується розвитком увігнутих карстових улоговин, які відділені одна від одної гостроверхими вапняковими гребенями. Формуванню цього типу карсту сприяє велика глибина залягання дзеркала ґрунтових вод і сильна тріщинуватість вапняків.

Для тропічного карсту характерний також широкий розвиток типових форм рельєфу звичайних карстових областей.

Форми рельєфу псевдокарсту.

Крім справжнього карсту в деяких районах зустрічаються форми рельєфу, які зовні нагадують карст. Це глинистий карст і термокарст.

Глинистий карст. Розвивається в аридних та семіарідних областях, у районах поширення товщ сильно карбонатних глин і суглинків, а також лесів. За тріщинуватістю, карбонатністю, пористістю порід ці райони нагадують карстові. Але тут процес розчинення порід підсилюється суфозією - механічним винесенням глинистих і алевритистих часточок ґрунтовими водами. Внаслідок суфозії на поверхні цих порід утворюються просадочні западини - суфозійні блюдця. В сильно карбонатистих суглинках і глинах при умові добре розвинутій тріщинуватості виникають глибокі підземні ходи і провали, які дуже нагадують справжній карст. Це - глинистий карст.

Зовсім іншу природу має термокарст. Тут також утворюються різні поверхневі провальні і просадочні форми рельєфу, проте всі вони пов'язані з таненням похованих шарів і лінз льоду.

До проявів псевдокарсту відносяться також і псевдокарстові блюдця -блюдцеподібні пониження у рельєфі, що виникають в районах поширення лесових товщ внаслідок просідання поверхні у результаті зменшення об’єму лесів при їх зволоженні.