- •Геолого-географічних наук
- •Геоморфології
- •Властивостей рельєфу
- •Морфологічна класифікація
- •Морфометрична класифікація
- •Генетична класифікація
- •Класифікація за віком
- •Динамічна класифікація
- •Назвіть теоретичні засади розрізнення геоморфологічних процесів.
- •Закономірності формування планетарних форм рельєфу Землі
- •Рельєфоутворювальне значення рифтогенного процесу
- •Грубоуламкові осадки і вулкани
- •Основні ознаки рельєфу материкових виступів
- •Рельєф орогенних поясів материкових виступів
- •Рельєф підводних окраїн материків
- •Ознаки рельєфу геосинклінальних областей у перехідних зонах
- •Рельєф ложа океанів - западин і серединно- океанічних хребтів
- •У рельєфоутворенні
- •Класифікація тектонічних рухів
- •Рельєфоутворювальна роль
- •Землетруси та їхній вплив на формування і зміни рельєфу. Палеосейсмодислокації
- •Морфологічні відмінності вулканів
- •Мікро- та мезорельєф. Особливості денудації вулканічних споруд
- •Роль вулканічних процесів у формуванні рельєфу
- •3.5.4. Грязьовий вулканізм
- •З агальні 4.1 положення
- •Поняття про морфоскульптуру
- •Вплив клімату на генетичні типи екзогенних процесів та інтенсивність їх дії на земну поверхню
- •Зміна клімату в часі й просторі та її геоморфологічні наслідки
- •Закономірності ‘ розвитку екзогенних ’ рельєфоутворювальних процесів
- •Механічне вивітрювання
- •Хімічне вивітрювання
- •Кора вивітрювання
- •Морфоскульптура, створена процесами вивітрювання
- •Корисні копалини кори вивітрювання
- •Робота тимчасових і постійних водних потоків
- •Просторово-часові закономірності роботи тимчасових водних потоків, їх морфоскульптура
- •Робота постійних водних потоків та їх морфоскульптура
- •Будова річкових долин та їх складових
- •Русло (річище), його динаміка й морфологічні особливості
- •Заплава, її утворення і рельєф
- •Річкові тераси, їх утворення, морфологічні й генетичні типи, особливості розвитку
- •Асиметрія річкових долин *
- •Розміщення, угруповання і взаємозв’язки флювіальних форм рельєфу
- •Типи флювіального рельєфу
- •Будова річкових долин у гирлах
- •Практичне значення вивчення флювіального рельєфу
- •Г 4.4 ляціальні процеси і відповідні форми рельєфу земної поверхні
- •Умови виникнення і розвитку льодовиків, їхні типи
- •Діяльність сучасних гляціальних процесів та їх геоморфологічні наслідки
- •Діяльність гляціальних процесів давніх материкових (покривних) зледенінь і морфоскульптура областей їхнього поширення
- •Примітки: * — коливання розміщення краю крижаного покриву внаслідок ритмічних похолодань і потеплінь без повної деградації льодовикового щита; (?) — даних немає.
- •4.4.4. Значення вивчення
- •Поширення і будова гірських порід багаторічної мерзлоти
- •Типи мерзлотних деформацій і прояв їх у будові земної поверхні
- •4.5.3. Практичне значення вивчення багаторічної мерзлоти
- •Природні умови розвитку еолових процесів на Землі
- •Механізми вивітрювання та основних еолових процесів в аридних областях
- •Острівні гори і педименти
- •Умови виникнення і типи карсту
- •Механізм і морфоскульптура карстового процесу
- •Похідні природні явища карстових процесів
- •Закономірності перебігу карстових процесів
- •Псевдокарстові процеси і форми рельєфу
- •Практичне значення вивчення карстових процесів і форм рельєфу
- •С 4.8 хилові процеси
- •І рельєф схилів
- •Класифікації схилів і схилових процесів
- •Механізм схилових процесів і морфоскульптура схилів
- •Н я (за с. Воскресенським):
- •Теоретико-методологічне значення вивчення схилів і процесів, які там відбуваються
- •Зниження межиріч
- •Послідовні стадії
- •Практичні питання вивчення процесів на схилах
- •Берегові процеси 4.9 і форми рельєфу
- •Умови розвитку абразійних та акумулятивних процесів на узбережжях морів і великих озер
- •Підводний береговий схил
- •Механізм хвильової діяльності. Види течій у береговій зоні
- •Механізм абразії,
- •Поздовжньо-берегового і поперечно-берегового руху відкладів та утворення адекватних їм морфоскульптур
- •Переміщення наносів у береговій зоні
- •Морфологічні наслідки поперечного переміщення наносів
- •Поздовжнє переміщення наносів
- •Типи морських берегів
- •Особливості морфології й динаміки берегів припливних морів
- •Коралові береги й острови
- •Денудаційні береги
- •Морські тераси
- •Діяльність людини на морських берегах
- •Гравітаційні
- •Геоморфологічна діяльність донних і постійних поверхневих течій
- •Біогенні чинники формування рельєфу
- •Акумуляція відкладів як домінуючий геоморфологічний процес на океанічному дні
- •Концепція морфокліматичної зональності
- •Зона нівальної морфоскульптури
- •Геокріолітозона - зона кріогенної морфоскульптури
- •Зона флювіальної морфоскульптури
- •Ерозійна морфокліматична зона
- •Аридна морфокліматична зона
- •Морфокліматична зона постійно вологих і сезонно-вологих тропіків
- •1600 МДж/м2 сонячної радіації
- •300 Мм/рік опадів 600-800 мДж/м2 сонячної радіації, давні зледеніння та сучасні умови переохолодження поверхні
- •Інші концепції ярусності рельєфу і геоморфологічних процесів
- •Характеристика геоморфологічних рівнів
- •Як співвідносяться між собою денудація й акумуляція певної ділянки земної поверхні на різних стадіях її тектонічного розвитку?
- •Назвіть головні геоморфологічні рівні Землі.
- •Якими є реальні й абстрактні геоморфологічні рівні?
- •Як представлені у рельєфі геоморфологічні наслідки головних видів господарської діяльності?
- •Наведіть приклади перетворення рельєфу в Україні.
- •Картографування
- •Назвіть основні складові структури наукового дослідження.
- •У чому подібність і відмінність між візуальними й інструментальними прийомами геоморфологічного дослідження?
- •Які принципи побудови легенди великомасштабної геоморфологічної карти?
- •(На прикладі території україни)
- •Висновки
- •373,466 Дюни
- •301 434 Кріп 330, 388 Курумч 38, 172, 341 Кучеряві скелі 232, 247,
- •196 Морена 155 Морфолітогенез 29 Морфоскульптури 22, 43, 44,147,157,158 Морфоструктури 21, 43, 48, 57,112
- •398, 409 Ніша хвилеприбійна 362, 430
- •330,333, 339, 436, 451 Сори (шори) 38 Спрединг 63 Сталагміти 311, 313, 314 Сталагнати (сталагмати) 311
Інші концепції ярусності рельєфу і геоморфологічних процесів
Концепція геоморфологічних рівнів К. Маркова тривалий час за-■: лишалася невизнаною. Однак у 1932 р. В. Варсаноф’єва ввела у наукову літературу термін — поверхні вирівнювання, який на межі 50 —60-х років XX ст. особливо широко застосовували в теоретичній і прикладній геоморфології. Це горизонтальні й субгоризонтальні' ділянки земної поверхні, зазвичай великі за площею, сформовані в епоху тектонічної стабільності як результат відносно повної компен-1 сації ендогенних процесів екзогенними. Згодом поверхні вирівню- і вання стали надійним індикатором ритмічності розвитку рельєфу та ; його ярусності.
Слід зазначити, що К. Марков приділяв основну увагу питанню і множинності денудаційних рівнів. Коментуючи можливе вирішення цього питання, автор зазначає: тим, «що денудаційна поверхня може І бути вигнута та розміщується на різній висоті (це доводять численні | спостереження) легко пояснити механізм коливальних рухів. Якщо | останні супроводжувалися розривами, по площинах яких відбувалося вертикальне переміщення, денудаційна поверхня також розпада- ] лася на ступінчасто розміщені ділянки. Природно, наприклад, що високі денудаційні поверхні Тянь-Шаню походять від єдиного низького та слабкохвилястого денудаційного рівня часів мезозою та палеогену.
У такому напрямі це завдання вирішував В. Девіс та його однодумець Б. Вілліс.
В. Пенк значно ускладнив питання уявленням про так звані передгірні східці. Він розвивав ідею, що багато височин утворюють системи концентрично розміщених сходинок, які іноді оточують досить сильно розчленовану і вищу центральну гірську країну. Ці сходинки В. Пенк назвав передгірними східцями (Ріесітопіїгерре), причому у німецькій літературі трапляються досить численні, проте рівнозначні синоніми цього поняття.
Виходячи з концепції В. Пенка про розвиток схилів, пояснити виникнення передгірних східців досить просто. Це пояснення, здавалося б, підказує сам автор, коли йдеться про вплив місцевих базисів ерозії на збереження колишнього характеру рельєфу, розміщеного вище. Дійсно, якщо відбувався висхідний розвиток рельєфу, то його верхні частини можуть бути представлені навіть рівниною, домінуючою над крутим рельєфом, проте відокремленою від останнього зламом схилу, а тому такою, що продовжує розвиватися самостійно за 426
відомим «низхідним» планом. Якщо після стадії висхідного розвитку підняття сповільнилося і знову відбувається низхідний розвиток, то під крутим рельєфом може виникнути плоский рельєф, а під ним — знову крутий, у разі, якщо підняття знову прискорилося. Можуть, зрештою, виникнути передгірні східці, що складаються з рівнів, розміщення яких підтримується впливом місцевих базисів денудації.
Необхідною передумовою утворення передгірних східців є поступове розширення зони підняття, що відбувається одночасно зі збільшенням висоти. Як писав В. Пенк, збільшуються амплітуда і фаза підняття».
Слід зазначити, що невдовзі після виходу у світ (у 1924 р.) основного твору В. Пенка, що справив на геоморфологів велике враження, у багатьох гірських районах під час дослідження стали виокремлювати передгірні східці.
Таким чином, одна з найпопулярніших наукових теорій у геоморфології 50 —70-х років XX ст. — вчення про поверхні вирівнювання — ґрунтувалася на геоморфологічних ідеях В. Пенка і К. Маркова.
В Україні вивченню поверхонь вирівнювання також приділялася належна увага. Зокрема, у 1964 р. доцент кафедри геоморфології Київського університету Е. Палієнко захистив дисертацію про ярусність рельєфу Копет-Дагу. А в докторській дисертації колишнього завідувача кафедри геоморфології цього навчального закладу І. Рослого «Морфоструктура Донецької височини» детально висвітлено закономірності формування поверхонь вирівнювання Донбасу.
Проблема поверхонь вирівнювання та спроби її вирішення розглянуто в працях Д. Борисевича (1954, 1964), С. Горєлова (1959), Г. Ананьєва (1964), Ю. Мещерякова (1965), С. Бальяна (1968), І. Рослого (1968), О. Адаменка та Ю. Селіверстова (1972), Л. Кінга (1976), Д. Тимофєєва (1979).
Докладніше розрізнення особливостей взаємодії ендо- та екзогенних чинників, що зумовлює формування ярусності рельєфу відображено у понятті регіональний геоморфологічний рівень (О. Маринич, 1961, 1982; О. Маринич, В. Палієнко, 1998).
Було встановлено, що внаслідок тривалої еволюції на поверхні рівнинної частини України сформувалися певні геоморфологічні рівні, різні за походженням і віком та за гіпсометричним положенням і морфологією: подільський, бузько-дніпровський, донецький, півден- нополіський, придніпровський, причорноморський.
Геоморфологічний рівень — це генетичний елемент рельєфу, який має певну морфоструктуру. Рівні складаються з дрібніших рівнів,
що відрізняються деталями будови і морфології. Будова кожного рівня, його висоти, характер поверхні й глибина розчленування зумовлюються неотектонічними рухами та основними екзогенними процесами. Між певними рівнями межі мають різний вид. В одних випадках це круті уступи або спадисті схили, в інших — поступовий малопомітний перехід.
Наприклад, західна частина рівнинної України представлена подільським рівнем із пануючими абсолютними висотами 300 —350 м. Він глибоко- і густорозчленований річковими долинами, а на межиріччях має вирівняну або слабкохвилясту поверхню й охоплює, переважно, Волино-Подільську плиту. Період континентального розвитку більшої частини цієї плити розпочався після регресії неогенових морів наприкінці міоцену. У геологічній будові рівня важливу роль відіграють горизонтально розміщені тортонські та сарматські морські відклади.
Подільський рівень упродовж пліоцену та антропогену зазнав значної денудації і став пластовою розчленованою денудаційною рівниною. Товща антропогенових відкладів тут незначна, а неогенові та давніші породи часто виходять на поверхню.
Бузько-дніпровський рівень має домінуючі висоти 200 — 300 м, його поверхня представлена слабкохвилястою рівниною, розчленованою балками і річковими долинами. На схилах врізаних долин і балок відшаровуються корінні породи і серед них — докембрійські кристалічні. Рівень розміщений у межах Українського кристалічного щита, що впродовж палеогену та неогену перебував у відносно стабільному стані та малоактивному тектонічному режимі, а тому неодноразово вкривався мілководними еніконтинентальними морями. Ці моря залишили малопотужні осадові шари, крізь які виразно простежується розломно-блокова будова кристалічних порід.
Донецький денудаційний рівень має абсолютні висоти від 200 до 250 м, а подекуди і понад 300 м. Складна тектонічна будова, різноманітність літологічного складу порід, близькість базису денудації (рівень Азовського моря) зумовили його інтенсивне переформування, ускладнили морфологію поверхні. Згідно з дослідженнями І. Рослого (1990), тут є чимало різновікових поверхонь вирівнювання різної висоти: від пізньої мезозойської до пізньопліоцен — ранньоантропо- генової.
Південнополіський геоморфологічний рівень характеризується абсолютними висотами від 150 до 180 м. Його поверхня представлена низовинною рівниною, незначною мірою розчленована слабковира- женими річковими долинами. Різні за віком і типом геологічні структури, що складають його основу, зумовлюють існування тут хоча і слабковиявлених, проте різних ступенів рельєфу. Внаслідок інтенсивної континентальної денудації, що розпочалася після відступу палеогенових морів, у багатьох районах було відпрепаровано поверхню крейдових (Волинське Полісся) та докембрійських (Житомирське Полісся) порід. Безпосередньо на цій денудаційній поверхні сформувалися антропогенові малопотужні відклади (переважно льодовикові, водно-льодовикові, алювіальні, озерні, еолові) завтовшки 10 —20 м.
Теорія щодо переважаючого опускання Полісся впродовж антропогену не підтверджується завдяки аналізу будови цього рівня. О. Ма- ринич наголошує, що в будові сучасної поверхні на перший погляд акумулятивної низовинної рівнини велике значення мав денудаційний рельєф. Потужність сучасних алювіальних відкладів і характер їх співвідношення з давніми антропогеновими відкладами доводять, що нині на Південному Поліссі тривають позитивні тектонічні рухи.
Придніпровський геоморфологічний рівень — це похила у бік Дніпра рівнина з абсолютними висотами 100—150 м, розчленована його лівими притоками. Поширений у межах Дніпровсько-Донецької западини цей рівень складений потужними товщами палеогенових морських відкладів. Порівняно велика потужність відкладів антропогену (20 — 30 м), незначна абсолютна висота, місцевий базис денудації (р. Дніпро) зумовлюють відносну стабільність поверхні рівня.
У межах причорноморського геоморфологічного рівня висоти становлять 50 —100 м, поверхня представлена плоскою рівниною без значних відносних перевищень. Тенденція Причорноморської западини до прогинання впродовж майже всієї геологічної історії позначилася на його морфогенезі: це пластова акумулятивно-денудаційна рівнина з великою потужністю антропогенових відкладів (25 — 35, подекуди — 40—50 м), у складі яких переважають породи лесової формації.
У міру формування більш цілісних уявлень про будову рельєфу України з’явилася можливість пов’язати поверхні вирівнювання гірських областей з рівнинними геоморфологічними рівнями, які є фрагментами кайнозойського пенеплену, сформованого на давніх і молодих рівнинах платформ.
Зокрема, аналіз ендо- та екзогенних рельєфоутворювальних процесів, що відбувалися на території України, дав змогу дійти висновку про те, що процеси вирівнювання здійснювалися в умовах стійкого висхідного, переривчасто-висхідного, переривчасто-низхідного та стійкого низхідного розвитку рельєфу. Внаслідок цього у гірському обрамленні України сформувалися різновікові педименти та ярусні педиплени, педипенеплени, квазіпенеплен і поверхні акумулятивного вирівнювання у рівнинній частині території.
О. Маринич та В. Палієнко (1998) порівнювали яруси денудаційного та структурно-денудаційного гірського рельєфу, а також денудаційного та акумулятивно-денудаційного рівнинного рельєфу території України. Так, рівень Урду (абсолютні висоти 1300— 1450 м) в Українських Карпатах зіставляється із Поліським рівнем на рівнині (200 — 250 м), Підполонинський (900— 1000 м) — з Придніпровським (250—300 м), Кічерський (500 — 750 м) — з Подільським (350 — 400 м), і Кросненський (400—500 м) — з Причорноморським (0 — 200 м); поверхня верхнього плато Кримських гір (1000 — 1200 м) зіставляєть- і ся з педиментами Донецького кряжа (250 — 300 м), а нижнього плато (500 — 700 м) — із нижчими (200 — 250 м) акумулятивно-денудаційними рівнями на північно-західній та північній периферії кряжа.