2. Характеристика геоморфологічних рівнів

Розглянемо механізм формування абразійно-акумулятивного рівня, ширина якого залежить від платформного або геосинклінального ре­жиму розвитку земної кори і який облямовує практично всі материки та острови. Вузькі зарубки на схилах поверхні материків, залишені рівнем водойми, під впливом хвильової діяльності можуть просува­тися вглиб материків, залишаючи за собою поверхню абразійно-аку­мулятивного рівня. Сама абразійно-акумулятивна діяльність здатна створити рівні значної ширини, еквівалентної ширині ерозійно-дену­даційних пенепленів.

Розглянемо, як із невеликої зарубки на схилі материка, викарбува- ної певним рівнем водойми, формується простора абразійно-акуму- лятивна рівнина. Простежимо процес формування елементарної хви- леприбійної ніші, яка має виразне заглиблення у вигляді грота в ко­рінне підніжжя схилу. Нагадаємо, що за певних критичних пара­метрів міцності порід, які складають схил, відбувається обвалення карниза, що нависає над нішею, і формується переважно вертикальна стінка кліфу. Грубоуламковий матеріал хаотично нагромаджується біля підніжжя і зазнає дії хвильової діяльності. Його подрібнення та обкочування, спричинені поперечно-береговим рухом водних штор­мових мас, зумовлюють поступове переміщення вглиб акваторії і роз­міщення на певній відстані від берега залежно від розмірів та похилу підводної частини берегової зони. Ця абразійна діяльність за багато­разового повторення відсуває берегову лінію далеко всередину матери­ка і може знищити значну товщу порід поверхні. На думку О. Карпін- ського, абразія є могутнішим чинником перетворення рельєфу, ніж денудація в материкових умовах.

Механізм утворення профілю підводної берегової платформи та­кий. Підводний профіль найкрутішим буває поблизу берега, де про­дукти руйнування є найбільшими і представлені у великій кількості. У бік моря він стає більш спадистим там, де продукти руйнування стають дрібнішими і частина з них переноситься у вигляді суспензії. У кожній точці схилу величина крутості відповідає величині існую­чої хвильової енергії, що дає змогу розмістити певну кількість про­дуктів руйнування конкретних розмірів, що потрапляють сюди.

Отже, профіль рівноваги берегової платформи має вигляд увігну­тої кривої. Він утворюється тоді, коли встановлюється рівновага між величиною хвильової енергії та кількістю й структурою матеріалу, що зазнає перенесення.

Щодо розмірів прибережних підводних рівнин, то вони можуть простягатися вздовж берега на необмежену відстань, а ширина рівни­ни перпендикулярно до берега є обмеженою.

Нижній край рівнини розміщується не нижче від того рівня, який зазнає дії хвиль. Зазвичай глибина становить 200 м. З другого боку підводна абразійна чи абразійно-акумулятивна рівнина завжди збе­рігає певний, хоча і незначний ухил. За його величиною можна визна­чити, на якій відстані від берега відбудеться занурення рівнини до 200-метрової ізобати. На думку В. Зенковича, максимально можлива за постійного рівня моря ширина підводної рівнини досягає 300 км. Проте коливання рівня моря може зумовлювати необмежену ширину підводної рівнини.

Зовсім невипадково нижня межа підводних рівнин розміщується на глибині, що збігається з глибиною обмеження шельфу. Якщо по­рівняти рівні максимального зниження рівня Світового океану впро­довж четвертинного періоду (160 м для епох зледеніння) і найбіль­шого підвищення під час четвертинних трансгресій (+70 м для ймо­вірного підвищення внаслідок гіпотетичного, але можливого танення сучасних материкових льодовикових покривів), то різниця між ними становитиме 230 м. Саме в цьому діапазоні висот земної поверхні та глибини підводних рівнин, які оконтурюють окраїни материків, три­валий час відбувалися процеси хвильової діяльності на різних гіпсо- і батиметричних рівнях. Ці рівні утворили щось на зразок полиці (від англ. — shelf) на периферії материкових виступів. Очевидно, що саме складне четвертинне формування абразійно-акумулятивного рівня в умовах ритмічного коливання рівня Світового океану стало основною причиною для того, щоб вважати ізобату 200 м фронталь­ною межею цього рівня.

Верхньою (тиловою) межею поширення абразійно-акумулятивно­го рівня є межа максимального сучасного припливу. Вона разом з висотами максимальних хвиль зумовлює морфологічні ознаки сучас­ного положення геоморфологічного рівня, відображеного розміщен­ням сучасної хвилеприбійної ніші. Щодо минулих етапів коливання рівня Світового океану, то верхня межа може визначатися за поло­женням давніх дельт та естуаріїв, відмерлих кліфів тощо. На думку К. Маркова, якщо дослідник навчиться розрізняти обидва види май­же рівнин (абразійно-акумулятивний рівень окраїн материків і дену- даційно-акумулятивний рівень поверхні сучасних платформних рівнин), то можна буде визначити площі, зайняті ними.

У межах зазначеного рівня простежуються продовження колишніх річкових долин з терасовими комплексами, затоплені та частково пе­реформовані абразійно-акумулятивною діяльністю нагромадження ле- сових товщ з похованими грунтами — свідками неодноразової зміни клімату, а також затоплені дюнні ландшафти колишніх прибережних надводних акумулятивних рівнин, карстові комплекси, сформовані в минулому у субаеральних умовах, та інші природні явища розвитку абразійно-акумулятивного рівня окраїн материків.

Ерозійно-акумулятивний, або денудаційний рівень, за К. Марко­вим, є иенепленом. Так само, як профіль абразійно-акумулятивного рівня є профілем його рівноваги, так і денудаційний рівень розглядає учений як певну зрілу поверхню, а її профіль — як профіль рівнова­ги денудаційного рівня. Аналіз взаємодії ендо- та екзогенних про­цесів дає змогу дійти висновку, що вертикальну складову ерозійного процесу потрібно розглядати як вертикальний розріз денудаційного рівня, яким є профіль рівноваги ріки.

Вихідне положення щодо формування пенеплену — це уявлення про тривале поступове переформування геосинклінальної кори на платформну. З погляду взаємодії ендо- та екзогенних чинників ви­никнення гірської системи на місці геосинклінальної западини су­проводжується висхідним розвитком рельєфу. Сукупність екзоген­них рельєфоутворювальних процесів не здатна компенсувати і навіть призупинити підняття гірських країн у мобільних геосинклінальних областях.

У переформуванні рельєфу гірської країни велике значення ма­ють ерозійні процеси. Останні, виробляючи поздовжній профіль рівно­ваги під час донної ерозії, значно розчленовують гори і формують вузькі, глибоко врізані ущелини — каньйони. Річково-долинні систе­ми гірської країни створюють численні схилові поверхні, які на почат­кових стадіях врізання характеризуються великою стрімкістю. Надзви­чайно різноманітний склад гірських порід, їхня дислокованість, нерів­номірні підняття деяких блоків порід складчасто-брилової будови значно розширюють реальну площу земної поверхні, яка є місцем поширення великої кількості екзогенних процесів рельєфоутворення.

Ерозійні проирси. Розчленовують первинні межиріччя, надають їм мозаїчної будови у плані, зумовленої закладанням водних потоків (спочатку тимчасових, а потім — постійних) різних порядків. Із по­явою і зростанням численних поверхонь схилів їхні поверхні усклад­нюються завдяки морфологічним неоднорідностям та вибірній ерозії різних за міцністю порід. Реальна площа гірської країни зростає на кілька порядків завдяки інтенсивному її розчленуванню.

Флювіальні процеси, виконуючи роль могутнього транспортуючо­го чинника, переносять продукти руйнування, утворені внаслідок різних екзогенних рельєфоутворювальних процесів. Так, течія гірських річок виносить більшу частину продуктів руйнування за межі гірської країни та сприяє її зниженню.

Подальшу ієрархію екзогенного рельєфоутворення встановити важ­ко, оскільки гірські системи формуються в різних морфокліматичних зонах, мають неоднакову висоту внаслідок впливу вертикальної ярус­ності.

Схилові процеси на розчленування вихідних поверхонь реагують найпершими. Інтенсивність процесів вивітрювання, зумовлюється різним складом і властивостями гірських порід, перепадами темпера­тур, наявністю ніваційних процесів та значною крутістю поверхонь схилів, що сприяє розвитку гравітаційних процесів — обвалів, осипів, лавин, зсувів. Відбувається осідання межиріч. Оголюються корінні породи, схили набувають значної стрімкості. Нагромаджений біля підніж та в руслах уламковий матеріал переміщується інтенсивними флювіальними потоками, руйнується під час перекочування, волочін­ня, сальтації. Дрібні фракції уламків, іноді навіть у завислому стані, виносяться за межі гірської країни і разом з іншими продуктами руйнування створюють на периферії гір передгірні рівнини.

Гляціальні процеси характерні для великих за розмірами гірських країн. Маса глетчерного льоду не тільки має потужну денудаційну

дію на речовину гір, а й часто дає початок різним за розмірами річкам. Згори донизу вздовж профілю льодовикових утворень відбуваються ніваційні процеси, альтипланація і формування високогірних карів, трогів, вирівнювання поздовжнього профілю долин, транспортування значних за обсягами моренних нагромаджень до тальвегів водних потоків. Фронтальна частина гірських льодовиків, нагромаджуючи моренні товщі, сприяє утворенню й тимчасовому існуванню льодови­кових озер, а з появою руслового стоку в зоні абляції диференцію­ються процеси сортування уламкового матеріалу.

Кріогенні процеси, поширені у прильодовиковій частині та вище від снігової лінії, за відсутності умов для нагромадження стійких льодовикових утворень руйнують рельєф гір насамперед унаслідок морозобійного розтріскування гірських порід, утворення поліїв та альтипланації. Вони часто формують широкі нагірні тераси, що усклад-' нюють морфологію поверхні схилів. Зі зміною кліматичних умов тераси перетворюються на місця нагромадження глетчерного льоду, що сприяє формуванню льодовиків. На схилах яскраво виявляється транспортувальна діяльність кріогенних процесів у вигляді рухомих курумів. Так, зазначені процеси зумовлюють транспортування зруй­нованого матеріалу до підніжжя схилів.

Вивітрювання, передусім температурне та морозне, карстові про­цеси, суфозія, дефляція і коразія та інші екзогенні рельєфоутворю- вальні процеси також беруть участь у вирівнюванні гірської країни та формуванні пенеплену. Однак перед тим як буде сформована гра­нично вирівняна поверхня, рельєф гірської системи зазнає виразного поетапного перетворення.

Під час глибинного врізання басейнових річкових систем різного порядку поступово виробляються їхні поздовжні профілі.

Цей поетапний механізм формування рівнини на місці зруйнова­ної денудацією гірської країни є лише абстрактною моделлю прояву в рельєфі процесу перетворення геосинклінальної земної кори на платформну. Під час розгляду описаного процесу виникає чимало запитань, що можуть стати темами теоретичних і прикладних геомор­фологічних розвідок.

1. Як коригують зазначений процес та різні за знаком вертикальні блокові тектонічні рухи?

2. Які чинники перешкоджають формуванню ідеальної рівнини?

3. Як виливають на остаточне руйнування гірської країни зміни кліматичних умов тривалого періоду геологічного часу, упродовж якого відбувається вирівнювання?

4. Як впливають на деформації земної кори платформного типу, яка щойно утворилася, геосинклінальні процеси в сусідніх орогенних областях?

5. Які зовнішні й внутрішні чинники виливають на формування поздовжніх профілів — невирівняного, вирівняного, граничного?

6. Як впливають на вироблення профілів коливання абсолютного і відносних базисів ерозії тощо?

7. Як співвідносяться різні генетичні типи рівнин у межах єдино­го пенеплену?

8. Яке значення мають первинні та залишкові поверхні у форму­ванні пенеплену?

9. Якими є типи деформацій денудаційного та акумулятивного рівнів пенеплену?

10. Що таке множинність денудаційних та акумулятивних рівнів?

Рівень снігової лінії — це найпроблематичніший серед інших рівнів

К. Маркова. Вчений зазначав, що тільки два перших рівні — абра­зійно-акумулятивний і денудаційно-акумулятивний максимально на­ближені до поверхні геоїда як їхньої базисної поверхні.

Серед так званих високих геоморфологічних рівнів для подаль­шого аналізу К. Марков обрав лише рівень снігової лінії. Згодом це дало підстави вважати, що вчений інтерпретує рельєф земного сухо­долу у вигляді чотирьох основних його ярусів. Він стверджує, що такі геоморфологічні рівні безумовно існують. Розрізняють високі геоморфологічні рівні, але не про всі з них можна висловитися ствердно, і не кожний із них має однакове геоморфологічне значення.

Вибір К. Марковим рівня снігової лінії для опису ярусності функціонування екзогенних геоморфологічних процесів зумовлений, очевидно, феноменальністю самого поняття. Як відомо, це поверхня, на якій встановлюється рівновага між кількістю твердих опадів, які випадають і тануть. Теоретично положення снігової лінії є ознакою рівноваги між акумуляцією й абляцією снігових опадів у середньоріч­ному балансі та є горизонтальною поверхнею. Таким чином, нехтується вилив короткочасного порушення рівноваги акумуляції й абляції та вилив місцевих особливостей рельєфу. Тому вчений, прагнучи довести важливу роль снігової межі у формуванні ярусності, абстрагується від впливу численних чинників, що спричинюють значні висотні коли­вання снігової лінії у часі й просторі. На їхнє значення автор вказує лише конспективно.

Верхню межу висотної зони, в якій спостерігається додатний ба­ланс між нагромадженням твердих опадів та їхньою абляцією, нази­вають хіоносфєрою. Рельєфоутворювальне значення хіоносфери (зони мінусових температур) К. Марков не розглядав, це питання ще по­требує докладнішого вивчення.

Розглядаючи наслідки існування такого феномену, як снігова лінія, можна також абстрагуватися на початкових стадіях аналізу і з’ясувати гіпотетичну послідовність формування рельєфу в межах цього рівня.

Деяке коливання висотного положення снігової лінії впродовж доби зумовлюється тим, що денні температури сприяють деякому підви­щенню висоти рівня, а нічні — зниженню. Внаслідок цього виникає! певний висотний діапазон добової зміни температури з плюсових на мінусові, тобто основний чинник екзогенного рельєфоутворення — вода — впродовж доби в межах зазначеного діапазону змінює свій агрегатний стан, наслідком чого є значний розвиток морозного вивіт­рювання. Звільнений із суцільної товщі масиву гірських порід улам- ] ковий матеріал завдяки процесам кріопланації (альтипланації) пере­міщується вниз по схилах, а в межах зазначеного висотного діапазо- і ну виникає нівальна ніша. Поступово вона просувається своєю тиль­ною частиною вглиб масиву гірських порід, поблизу найактивніших ділянок цього процесу відбуваються концентричні (діаклазоподібні) руйнування літогенної основи, що зумовлює формування каррів. За умови постійного додатного балансу нагромадження твердих опадів над абляцією в них нагромаджуються опади за схемою сніг —фірн— ] глетчерний лід і вони часто перетворюються на ділянки живлення льодовиків.

Морозне вивітрювання, соліфлюкція, льодовикова денудація та аку­муляція є характерними для рівня снігової лінії. Найважливішим * серед них є морозне вивітрювання. Кріопланація (зокрема, курумо- ; утворення), льодовикові екзарація і транспортування, гравітаційні про- ’ цеси (обвали, осипи, снігові лавини, каменепади тощо) лише прибира- і ють вивітрілий уламковий матеріал, відкриваючи нові масиви гірських ¹ порід для морозного вивітрювання. Денудація майже однаково інтен- І сивно руйнує різні за міцністю гірські породи.

З часом поверхні, вирівняні зазначеним процесом, стають такими і великими, що на місці колишніх межирічних (міжгірськодолинно- льодовикових) просторів височать тільки гострі піки карлінгів, маси­ви нунатаків тощо. На місці гірських країн або рівнинних ділянок ] суходолу, розміщених вище від снігової лінії, поступово утворюються сплощені, «зрізані» зазначеними процесами, вирівняні поверхні, кон- і центричні базисній поверхні Землі (поверхні океану, яка уявно про­довжується під материками).

Яке значення має встановлення факту існування рівня снігової лінії для розуміння взаємодії у формуванні рельєфу ендо- та екзо­генних чинників? Для відповіді на це запитання насамперед потрібно з’ясувати наведені нижче питання, кожне з яких може стати темою окремої геоморфологічної та палеогеографічної розвідки.

1. Якою мірою рівень давньої снігової межі є результатом співвідно­шення її початкової висоти та тих змін, що виникли під дією коли­вальних рухів земної кори різного знаку?

2. Якою є роль ритмічних онтимумів і мінімумів кліматичних умов планети у формуванні снігових меж, наприклад, за четвертинний пе­ріод?

3. Як міцність різних гірських порід, що складають гірські області, впливає на різновисотні положення снігової межі та їхній геоморфо­логічний наслідок — різновисотну рівневу морфоскульптуру?

4. Як односпрямовані диференційовані рухи деяких блоків земної кори у гірських областях деформують геоморфологічний рівень сніго­вої межі?

5. Як на формування геоморфологічного рівня снігової лінії впливає коливання рівня Світового океану, особливо у прибережних районах?

6. Як великі льодовикові масиви (концентратори низьких темпе­ратур на локальних ділянках) знижують положення снігової лінії та який геоморфологічний ефект цих змін?

7. Чи взаємодіють гляціоізостазійні, тектонічні ознаки районів знач­них гірських зледенінь за висотних коливань снігової межі?

Поняття «рівень вершинної поверхні гір* (за К. Марковим, верхній денудаційний рівень і вершинна поверхня гір) на час виходу у світ праці вченого спричинило багато суперечок. Уведене у 1889 р. у геоморфологію В. Пенком поняття про верхній денудаційний рівень відображало феноменальне і часто спостережуване явище відносної постійності рівня високих гірських вершин. На його думку, що швид­ше відбувається підняття гір, то швидше руйнуються їхні вершини. Тому через найвищі точки гір можна провести «навколо всієї Землі абсолютний верхній денудаційний рівень, вище за який не може піднятися жодна вершинаРозміщення верхнього денудаційного рівня залежить від різних чинників: інтенсивності вивітрювання, ха­рактеру порід, швидкості підняття. Якщо кожний із них змінюється у просторі поступово або якщо їхній сумарний вилив створює передумо­ви для відносно рівномірного зниження висоти гір у різних точках земної поверхні, то може з’явитися дивна постійність висоти гірських вершин, яка часто вражає дослідника.

Наведемо спрощене пояснення проблеми вершинної поверхні гір як верхньої базисної поверхні — гранично можливого верхнього рівня взаємодії ендо- та екзогенних чинників для планети Земля.

Гіпотетичний рівень вершинної поверхні гір має право на існу­вання внаслідок таких причин.

1. Земля є відносно «гарячою» термодинамічною системою по­рівняно з Марсом, Венерою, Меркурієм, Місяцем. Процеси радіоак­тивного розпаду хімічних елементів у мантії та зовнішньому ядрі нашої планети відбуваються значно інтенсивніше, ніж на зазначених планетах. Свідченням цього є велика пластичність астеносфери, інтен­сивна магматична діяльність, сейсмічна активність, значні градієнти сучасних тектонічних рухів в орогенічних областях. Різниця висот між орогенічними областями материкових виступів і навколишніми рівнинно-платформними ділянками видаються значно меншими щодо масштабу, ніж на поверхні інших планет земної групи. Так, висота меркуріанських гір сягає 2 — 4 км, місячних — 9 км, марсіанський вулканічний кратер Нікс Олімпік височить на 25 км, тобто майже втричі вищий за Еверест. При цьому маса Меркурія усього лише в 1,4 раза більша за масу Місяця, Марс має масу вії разів меншу, ніж Земля, а маса Місяця менша, ніж маса Землі у 81 раз і його тектоніч­на активність набагато нижча за земну. Ці дані та відомості про слабкі біполярні магнітні поля в Меркурія і Марса, відсутність будь- якого потужного магнітного поля у Венери і Місяця свідчать про меншу кількість «ядерного пального», тобто матеріалів та елементів, яким властивий радіоактивний розпад, що супроводжується виділен­ням теплоти. Значно менша маса цих планет зумовила більш швидке закінчення інтенсивного «гарячого» етапу розвитку їхніх глибинних сфер. Тому відсутність у їхній будові сфер у вигляді астеносфери не дає змоги повного мірою виявитися тектонічній ізостазії, що значно обмежує граничну висоту зростання гірських споруд. Щодо різниці висот на Землі, то вони спричинені більшою пластичністю астеносфе­ри, що, в свою чергу, є наслідком відносно гарячого стану планети (за винятком регіонів на окраїнах Тихого океану — аномальної сунер- структури земної кори).

Доведено, що геотектурним елементом можна визнати лише первин­ний Тихий океан. Його розвиток відбувався під дією ендо- та екзоген­них чинників. В усіх достовірних гіпотезах утворення Тихого океану пов’язується з великою космічною подією на ранніх стадіях розвит­ку Землі, що спричинило виникнення основної неоднорідності струк­турного плану Землі — її поділ на океанічну (протоТихий океан) та материкову півкулі. Останнім часом О. Сорохтін і С. Ушаков (1991) запропонували гіпотезу походження Місяця внаслідок руйнування близько 4,6 млрд років тому крупнішої планети — Протомісяця, за­хопленої Землею із сусідньої орбіти, при цьому щільне ядро Прото­місяця впало на Землю.

Тому тривалий аномальний розвиток тектонічних процесів в окраїн­них частинах Тихого океану спричинив аномально великі відмінності відносних позначок земної поверхні (від Джомолунгми до Маріан- ської западини). Однак це характерно лише для одного місця на Землі.

Спостерігається певна закономірність: що вищі гори на Землі, то більшою є їхня маса і тим глибше вони занурюються в пластичну мантію. Доказом цього є аномально висока потужність земної кори у межах великих орогенних областей (до 80 км).

На Землі, на відміну від інших планет земної групи, є унікаль­ні зовнішні геосфери — атмосфера , гідросфера та біосфера, де від­буваються інтенсивні екзогенні рельєфоутворювальні процеси. Аку­мулятивні процеси під час розвитку рельєфу зазвичай згладжу­ють відмінності земних висот, деструктивні — найбільше виявлені в орогенних областях, де представлені численними генетичними ти­пами.

Зі збільшенням висоти місцевості на порядок зростає площа гірської країни, водночас збільшується, принаймні на порядок, і швидкість руй­нування гір. У цьому процесі беруть участь численні екзогенні рель­єфоутворювальні процеси — від звичайного морозного вивітрюван­ня до карстових процесів. Що вищі гори, то ширший спектр екзоген­них процесів, більша енергетика кожного з екзогенних процесів і площа, на якій виявляється руйнівна дія екзогенного рельєфоутворення. Зазначені умови і процеси відсутні на поверхні інших планет земної групи.

На думку К. Маркова, тільки певне поєднання багатьох чинників сприяє утворенню порівняно простого виду вершинної поверхні. Внаслідок того, що інтенсивні геосинклінальні процеси створюють надвисокі гори, спостерігаються такі явища:

а) надмірне навантаження земної кори спричинює її тектонічну ізостазію, яка можлива лише в умовах сучасного термодинамічного стану Землі, досить високого порівняно з іншими планетами земної групи;

б) гірські споруди зазнають аномально інтенсивного руйнування екзогенними процесами, що є наслідком існування атмосфери, гідросфе­ри та біосфери. Сфера дії екзогенних чинників у гірських областях на порядок вища від такої на рівнині. Для цього району характерні значні енергія і пластика екзогенних процесів.

Унаслідок сукупного впливу двох груп різних чинників гранич­ним рівнем висоти гір на Землі — вершинною поверхнею гір є рівень 8 —9 км (практично максимальний рівень гір Середземноморсько- Гімалайського геосинклінального поясу).

І ГЕОМОРФОЛОГІЧНИЙ ЕТАП 5.41 РОЗВИТКУ ЗЕМЛІ

У розвитку неорганічної речовини, що входить до складу рельєфу нашої планети, виокремлюють кілька етапів.

Догеологічний етап був найтривалішим і характеризувався надто гарячим станом планети аби сформувалися певні гірські породи й оформився зовнішній вигляд поверхні Землі. Первісна земна кора мала базальтовий склад, властивий корі океанічного типу. На цьому етапі, від якого не залишилося слідів, оскільки внаслідок потужного теплового потоку, що зумовив хаотичну конвекцію в мантії, та інтен­сивне метеоритне бомбардування були відсутні умови для формуван­ня стабільної кори.

Катархейський етап (4,0 —3,5 млрд років тому) був періодом зародження ранньої континентальної кори внаслідок перероблення первісної кори базальтового складу. На ранньоархейському етапі (3,5 —3,0 млрд років тому) відбувалося активне формування конти­нентальної кори, в межах якої виокремилися так звані граніт-зелено- кам’яні області та грануліто-гнейсові пояси. Ці відмінності у будові тогочасної земної кори могли виявлятися у рельєфі поверхні планети.

Геологічний етап, який триває й понині, характеризується постій­ною зміною матеріальних мас, впливом ще не до кінця вивчених енер­гетичних полів, що постійно змінюють хімічний склад земної кори, зумовлюють розвиток геологічних процесів різної інтенсивності тощо. Впродовж геологічного етапу рельєф земної поверхні неодноразово змінювався, проте докази таких змін виявлені лише у певних харак­теристиках гірських порід, скам’янілих органічних рештках, будові земної кори тощо. Взаємодія ендо- та екзогенних процесів відобра­жена в існуючих великих і незначних нерівностях земної поверхні — її рельєфі. Однак більшість давніх форм земного рельєфу, зокрема допалеозойського періоду, в сучасному вигляді майже не збереглися. Великі западини — геосинкліналі, авлакогени тощо були поховані під потужними осадовими товщами, а на їхньому місці сформувалися найвищі гірські системи. Останні внаслідок тривалого вирівнювання були повністю зруйновані, проте значно пізніше сформувалися зно­ву. Ці процеси чергувалися впродовж довгого часу.

Нинішній етап у розвитку Землі називають ще геоморфологічним. За період його існування наша планета за найголовнішими ознаками (наявність планетарних форм рельєфу та інших великих нерівно­стей) майже не змінилася. Початок цього етапу припадає на той час в еволюції Землі, коли два великих первісних суперконтиненти — Гондвана і Лавразія, які розвивалися як єдине ціле у палеозої та ранньому мезозої, а в пізньому мезозої розділилися на окремі части­ни («розосередилися»), що завдяки горизонтальному переміщенню, зумовленому наявністю потужних течій мантійної речовини під зем­ною корою, набули упродовж кайнозою форми сучасних континентів. Залишками фрагментів суперконтинентів є підводні гірські хребти континентального типу на дні Атлантичного, Північного Льодовитого та Індійського океанів. Басейн Тихого океану — особливо давнє та унікальне утворення, у рельєфі дна та берегів якого відображено різно­манітні впливи процесів, властивих рухам речовини мантії. Геомор­фологічний етап розвитку Землі успадкував тільки одну виразну озна­ку попередніх етапів — наявність могутньої западини Тихого океану, що залишилася на поверхні планети ще з часів догеологічного етапу як слід визначної космічної події.

Формування головних ознак сучасного рельєфу почалося з посту­пового розвитку основних «тіл» сучасних материків унаслідок утво­рення молодих платформ, які з’єднали давні материкові «ядра» у вигляді щитів і плит. Особливо яскравий приклад утворення такого первісного «тіла» сучасного материка — Євразія, яка має два давніх «ядра» (Східноєвропейське та Сибірське), з’єднаних між собою й «оброслих» молодими платформами Західного Сибіру, Турану та Західної Європи.

Пізніше у формуванні сучасного вигляду найбільших форм земної поверхні (геотектури Землі) та їхніх окремих частин (морфострук- тур) велике значення мав розвиток молодих гір і міжгірних западин та процес відродження давніх гір, тобто прояв мезозойського і кайно­зойського орогенезів. На теренах Євразії таким чином були утворені Альпійсько-Гімалайська система гірських масивів і середземномор­ських западин (Середземного, Чорного та південної глибоководної частини Каспійського моря), високі нагір’я і западини Центральної Азії, Східноазійська острівна дуга.

На формування сучасної берегової лінії материків значно вплива­ли евстатичні коливання, зумовлені періодичним розвитком і дегра­дацією давніх крижаних покривів упродовж плейстоцену. Усі гео­морфологічні наслідки цих явищ ще до кінця не з’ясовані. Проте ймовірне підвищення рівня Світового океану в пізньо- та післяльодо­виковий періоди майже на 100 м унаслідок танення криги останнього зледеніння могло мати велике значення для формування сучасного шельфу та берегової лінії.

Макроцикл формування глобального пенеплену. Зазначені особ­ливості глобального характеру, які відображують основні події гео­морфологічного етапу в розвитку Землі, можна встановити під час вивчення процесів внутрішньої динаміки планети, що брали участь у формуванні найбільших нерівностей її поверхні впродовж основних циклів орогенезу. Потужні процеси внутрішньої динаміки та форму­вання орогенних поясів, які з’єднали основні частини сучасних мате­риків, згодом сповільнилися і завдяки цьому почали переважати екзо­генні процеси. Відомо, що прояв екзогенних процесів за умови віднос­ного тектонічного спокою сприяє вирівнюванню рельєфу.

Згідно з аналізом регіональних матеріалів сформувалася думка, що на початку геоморфологічного етапу розвитку Землі (можливо після завершення першої фази об’єднання основних «тіл» сучасних материків) відбувався досить тривалий макроцикл глобальної дену­дації, який здійснювався у відносно спокійній тектонічній обстановці і спричинив утворення так званої базальної поверхні вирівнювання, або глобального пенеплену. Цей давній пененлен пізніше став осно­вою для формування сучасної поверхні земного суходолу.

Макроцикл формування денудаційно-ярусного рельєфу. Упро­довж пізнього мезозою й усього кайнозою поверхня давнього гло­бального пенеплену зазнала неотектонічних рухів різних знаків (під­няття й опускання) та амплітуди. Тому на рівнинах, які мали в основі платформи, поступово формувалися височини і низовини, в ороген- них областях відбувалося підняття гірських масивів та опускання міжгірних западин.

Слід зазначити, що на фоні різноманітних тектонічних рухів, які виявлялися впродовж геоморфологічного етапу розвитку Землі, без­перервно відбувалися процеси денудації та акумуляції, особливо де­нудаційний розвиток рельєфу, що значно ускладнило процес геомор­фологічного перетворення земної поверхні.

Вважають, що перший геоморфологічний макроцикл формування базальної поверхні вирівнювання змінився циклом формування де­нудаційно-ярусного (у підвищених районах) та акумулятивно-плас­тового (у знижених) рельєфів. Розпочавшись, імовірно, ще за часів палеогену (а можливо і в пізній крейдовий період), другий макро- цикл тривав досить довго.

Макроцикл терасового геоморфологічного розвитку. Початок цього макроциклу припадає на кінець неогену — початок антропоге­ну, що зумовлено палеогеографічними подіями, які визначають спе­цифіку антропогенового періоду: пожвавленням тектонічних рухів па платформах і в геосинклінальних областях, епейрогенічними тек­тонічними підняттями та ритмічним розвитком природи внаслідок чергування епох похолодання й потепління. Вчені вважають досто­вірною палеогеографічною реальністю неодноразові (принаймні існу­ють докази щодо чотирьох) коливання рівня Світового океану з амплі­тудою до 100 м упродовж четвертинного періоду. Оскільки ці явища мали глобальний характер, то вони мали чинити великий вилив на інші природні явища та процеси, насамперед на загальний перебіг і характер процесів денудації та акумуляції. Так, розвиток гідрогра­фічної системи Землі та ерозійних і акумулятивних процесів у річко­вих долинах та на їхніх схилах (у водозбірних басейнах) у періоди низького рівня Світового океану (тобто у льодовикові епохи) і під час його підвищення (тобто у міжльодовикові) був різним. Зазвичай цей розвиток для різних частин річкових басейнів відбувався неодно­часно і ускладнювався впливом інших чинників (геологічних, кліма­тичних тощо).

За високого океанічного рівня відбувалося загачування річкового стоку і посилювалася акумулятивна складова екзогенних процесів. За низького — посилювалася тенденція щодо врізання всіх річкових русел і виникнення явищ перезаглиблення долин. Отже, ритмічні за­глиблення долин і подальша акумуляція відкладів на фоні епейроге­нічного підняття континентальних масивів спричинювали виникнення в річкових долинах потужних акумулятивних терас (та перезаглибле- них річкових русел) і відповідних шлейфів наносів біля підніж схилів. Дійсно, у долинах усіх великих річок поширені серії четвертинних терас із потужними акумулятивними покривами, а також досить витри­мані у профілі давні або сучасні перезаглиблеиі річища, поховані під наносами. Дослідження річкових терас угору по долинах виявило їхні тісні зв’язки з грядами кінцевих морен і водно-льодовиковими конусами давніх льодовиків. У багатьох приморських районах можна встановити кореляцію між серією четвертинних річкових і давніми морськими терасами, які є свідками коливання рівня Світового океану.

Таким чином, загальний характер другого геоморфологічного мак-' роциклу, відображений у різноманітних тектонічних деформаціях дав­нього глобального пенеплену і розвитку складного денудаційно-ярус- ного та акумулятивно-пластового рельєфу, істотно ускладнився на­прикінці пліоцену — на початку антропогену. На значних за площею територіях земної поверхні утворилися льодовикові та водно-льодо­викові форми рельєфу, а в усіх річкових басейнах, які не зазнали безпосереднього впливу зледеніння, сформувалися серії добре вияв­лених акумулятивних терас із відповідними відкладами на схилах. Земна поверхня ускладнилася морфогенетично й поступово набула сучасного вигляду. Усе це зумовлює потребу розрізняти в межах геоморфологічного етапу розвитку Землі ще один, третій і останній — макроцикл терасового геоморфологічного розвитку.

Запитання для контролю