8. Морські тераси

896. У прибережній смузі суходолу та морського дна поряд із сучас­ними формами рельєфу трапляються різні реліктові форми узбереж­ного рельєфу, утворені за інших рівнів океану, вищих або нижчих ніж сучасний. Зміна рівня моря під час пліоцену та антропогену відбувалася внаслідок зміни об’єму води у Світовому океані відповідно до чергування льодовикових періодів та епох потепління. На основі дослідження вмісту льодовиків було доведено, що у міжльодовико­вий період підвищення рівня океану не перевищувало 10 м щодо су­часного, а під час льодовикових епох він знижувався на 100—120 м нижче за існуючий рівень. Тому гіпсометричне розміщення антро­погенових берегових форм вище за 10-метрову ізогіпсу або нижче за 120-метрову ізобату зумовлене тектонічними рухами земної кори.

897. Комплекси абразійних і акумулятивних берегових форм рельєфу та прибережних типів відкладів, які простежуються вище або нижче за сучасний рівень моря, називають давніми береговими лініями. При цьому «піднятими» береговими лініями називають ті, які нині пере­бувають вище від сучасного рівня океану, а «зануреними» — ті, які затоплені водами Світового океану.

898. Морфологічно «підняті» берегові лінії — це так звані морські тераси, тобто нахилена або слабконахилена поверхня морського по­ходження, що з’єднана з уступом того самого віку, що й вона. З боку моря така тераса обмежена уступом, який є одновіковим із нижче розміщеною терасою. Залежно від морфології та походження розріз­няють кілька типів терас. Найзагальнішим є поділ на берегові та донні тераси. Перші — це переважно давні надводні форми у вигля­ді берегових валів, тобто це берегові акумулятивні форми, які утвори­лися за іншого щодо сучасного положення рівня моря. Морський генезис такої форми легко визначається за наявністю відповідної макро- та мікрофауни в осадових породах тіла тераси. Проте висот-

899. _не положення берегової лінії, за якого сформувалася ця тераса, мож­на встановити лише приблизно. Якщо йдеться про море без при­пливів, то вважають, що на помірно глибокому береговому схилі пе­ревищення берегового валу над рівнем води становить близько 2 м, тому висота рівня моря, за якого сформувалася ця тераса, приблизно має дорівнювати висоті її поверхні мінус 2 м.

900. З азвичай трапляються донні тераси, які є поєднанням берегової форми, що має вигляд кліфу, та ділянки колишнього підводного схи­лу. Часто спостерігаються серія або східці таких терас. У кожній із них виокремлюють такі елементи: тиловий шов, уступ, поверхню, бровку тераси. Залежно від геологічної будови розрізняють тераси акумулятивні (повністю складені пухкими морськими осадками, гео­логічно одновіковими її поверхні), цокольні (лише верхня части­на розрізу тераси складена морськими відкладами, одновіковими їй) та корінні, або абразійні (тераса цілком вироблена у породах, які старші за неї) (рис. 132).

Основні методологічні положення геоморфології та етапи її становлення 9

Загальні закономірності будови рельефу землі 26

2.5.1. Морфологічна класифікація 43

2.5.2. Морфометрична класифікація 45

2.5.4. Класифікація за віком 55

Ендогенні чинники. Проиеси і форми рельєфу 61

3.1.3. Рельєфоутворювальне значення рифтогенного процесу 64

3.1.4. Основні ознаки рельєфу материкових виступів 68

3.1.5. Рельєф 68

материкових платформ 68

3.1.6. Рельєф орогенних поясів материкових виступів 78

3.1.7. Рельєф підводних окраїн материків 90

Е^]/ ^2£Г]з 92

3.1.8. Ознаки рельєфу геосинклінальних областей у перехідних зонах 94

3.2.3. Землетруси та їхній вплив на формування і зміни рельєфу. Палеосейсмодислокації 120

3.5.1. Морфологічні відмінності вулканів 134

'''^ иіЛ'Ч 138

3.5.2. Мікро- та мезорельєф. Особливості денудації вулканічних споруд 140

3.5.3. Роль вулканічних процесів у формуванні рельєфу 142

3.5.4. Грязьовий вулканізм 144

4.1.1. Поняття про морфоскульптуру 150

4.1.2. Вплив клімату на генетичні типи екзогенних процесів та інтенсивність їх дії на земну поверхню 150

4.1.3. Зміна клімату в часі й просторі та її геоморфологічні наслідки 154

4.1.4. Закономірності ‘ розвитку екзогенних ’ рельєфоутворювальних процесів 155

4.2.1. Механічне вивітрювання 162

4.2.2. Хімічне вивітрювання 166

со₂. 168

4.2.3. Кора вивітрювання 171

і зональні закономірності її поширення 171

4.2.5. Корисні копалини кори вивітрювання 176

4.3.1. Робота тимчасових і постійних водних потоків 178

4.3.3. Робота постійних водних потоків та їх морфоскульптура 190

П771/ ЩЩг Г^із ЩЩ4 оІ5 ЕЗб 203

4.3.8. Асиметрія річкових долин * 211

4.3.10. Типи флювіального рельєфу 227

4.3.11. Будова річкових долин у гирлах 228

4.4.1. Умови виникнення і розвитку льодовиків, їхні типи 232

4.5.1. Поширення і будова гірських порід багаторічної мерзлоти 261

4.5.2. Типи мерзлотних деформацій і прояв їх у будові земної поверхні 267

324. 4.5.3. Практичне значення вивчення багаторічної мерзлоти 285

4.6.1. Природні умови розвитку еолових процесів на Землі 287

4.6.2. Механізми вивітрювання та основних еолових процесів в аридних областях 292

4.6.4. Острівні гори і педименти 309

4.7.1. Умови виникнення і типи карсту 311

4.7.2. Механізм і морфоскульптура карстового процесу 312

678. ^Е = ^ядк²ь, 365

_/ :> 370

по-.. 510

морфологи 510

Рис. 132. Типи морських терас: а — акумулятивна; б — цоколь­на; в — абразійна; г — серія аку­мулятивних морфологічних еле­ментів; висотне положення рівня моря, за якого утворилися ці тера­си, визначається за висотою заля­гання морських осадів, що склада­ють тераси; морфологічні елементи терас: 1 — поверхня тераси; 2 — уступ; З — бровка; 4 — тиловий шов, який фіксує положення дав­ньої берегової лінії (на рис. д і е показано, що у разі визначення рівня давнього моря потрібно ви­ходити із висотного положення тилового шва тераси)

13. Основи геоморфології.

складають так звані спектри, які водночас є схемою зіставлення терас | із різних ділянок узбережжя. Дані про геологічну будову, висотне] положення, генезис окремих фрагментів терас узагальнюють і, таким! чином, отримують інформацію про характер та інтенсивність верти-1 кальних тектонічних рухів, коливання рівня моря, які спричинили! утворення серії морських терас різного походження.

Відомості щодо походження і будови морських терас дають змогу використати їх для певних палеогеографічних реконструкцій, зокре- ■ ма з’ясувати характер і масштаби післяльодовикової трансгресії. ,з|

Трансгресію океану, зумовлену таненням покривних льодовиків З останнього (валдайського — за вітчизняною схемою, вюрмського — ; за європейською, вісконсинського — за американською) зледеніння, і називають пізньольодовиковою, або фландрською. Упродовж зледе­ніння рівень Світового океану, внаслідок того що близько 35 млн км³ його вод було законсервовано у крижаних покривах, був нижчим, ніж сучасний, на 90—100 м (на думку деяких дослідників — на 130 м). Під час танення та відступу покривних льодовиків Європи й Амери­ки 18—17 тис. років тому рівень океану почав підніматися, внаслідок чого затоплювалися простори сучасного шельфу.

На зміну рівня моря під час фландрської трансгресії, що мала гляціоевстатичну природу (зміни рівня океану, зумовлені льодови­ком), накладалися новітні тектонічні деформації узбережжів, ізоста­тичні підняття районів давнього та сучасного зледенінь, сильні штор­мові нагони тощо. Тому аналіз морфологічних індикаторів транс­гресії є досить складним і потребує комплексного підходу.

Фландрська трансгресія мала значний вплив на формування шель­фу та узбереж. Оскільки у період трансгресії берегова зона мігрува­ла вверх по шельфу, то у товщу його осадків потрапляли різні вклю­чення та субаеральні берегові утворення. Сучасна берегова лінія по­чала формуватися лише після того, як рівень океану досягнув позна­чок, близьких до сучасного нуля глибин. Тому вважають, що вік су­часної берегової лінії становить 6 тис. років і вона є наслідком фландр­ської трансгресії.