32.Процеси та умови утворення гляціального рельєфу .Поширення гляціального рельєфу по Землі.

• ПРОЦЕСИ УТВОРЕННЯ ГЛЯЦІАЛЬНОГО РЕЛЬЄФУ. Екзарація – руйнація льодовиком гірських порід

• Нівальні денудаційні процеси – руйнівна дія снігового покриву на гірські породи через посилене морозне вивітрювання

• Транспортування і пересунення льодовиком моренного матеріалу

• Дія флювіогляціальних вод – перенесення твердого дрібного (пісок, гравій, глина) моренного матеріалу талими льодовиковими водами

УМОВИ УТВОРЕННЯ ГЛЯЦІАЛЬНОГО РЕЛЬЄФУ.

• Наявність сучасного або реліктового зледеніння

• Морфологічний тип зледеніння – наприклад схилові льодовики будуть давати власні форми (кари, карлінги, цирки), які будуть відрізнятись від долинних льодовиків (трогові долини)

• Рельєф – на рівнинах і в горах льодовики сформували майже неповторні особливі форми рельєфу, які майже несхожі між собою. Причина – різна крутизна і розчленованість земної поверхні

• Клімат – обумовлюють наявність і потужність системи зледеніння

• Літологія гірських порід – стійкіші до денудації гірські породи (граніти, гнейси, мігматити, доломіти) руйнуються повільніше ніж осадові (сланці, вапняки, пісковики)

-Історія розвитку території – в рельєфі Землі відображені результати дії 4-х епох зледеніння як у горах, так і на рівнинах. Епохи зледеніння відбувались упродовж плейстоценової епохи антропогенового періоду кайнозойської ери

33. Заплава – це піднята над меженним рівнем води в річці частина дна долини, покрита рослинністю і затоплюється під час паводків або повіді. Заплава утворюється майже на всіх ріках – гірських і рівнинних, які мають змінний рівень води і знаходяться в стадії врізання, акумуляції або стабільного стану повздовжнього профілю. Заплава відсутня лише на ділянках у вузьких ущелинах і каньйонах, а також в місцях розвитку порогів і водоспадів. Заплава складена алювіальними відкладами. Заплава формується завдяки розмиваючо-акумулятивній дії річкового потоку, яка підпорядковується фазам водного режиму ріки – межені та повіді. Активна фаза нарощування алювію та росту заплави відбувається під час повіді, коли збільшуються маса води і швидкість її течії, різко зростає жива сила потоку.  З падінням рівня води у межень піщаний матеріал, що нагромадився біля випуклого берега, виходить з-під води й утворює прируслову обмілину. Саме з неї і починається утворення рельєфу поверхні заплави. Описаний процес, повторюючись щорічно, веде до зміщення русла ріки вбік увігнутого берега та до розширення прируслової обмілини. З часом піщані відкладення прируслової обмілини, що розширюється, виявляються перекритими намитим більш тонким матеріалом (суглинком, супіском), поселяється рослинність; прируслова обмілина поступово перетворюється на справжню заплаву. Починаючи від прируслової обмілини й до підніжжя І надзаплавної тераси на поверхні заплави зустрічаються наступні форми рельєфу: • гриви – система паралельних дугоподібних гряд (витягнуті пасма); відносна висота грив коливається від кількох десятків дециметрів до декількох метрів; виникають внаслідок переривчасстого процесу нарощування прируслової обмілини, за рахунок приєднання все нових «порцій» алювію в період весняної повіді; • міжгривні западини – повздовжні зниження, що розділяють гриви; • прирусловий вал – перша грива, що контактує з руслом й формується після спаду повіді й появи скупчення свіжих відкладених великих наносів потужністю до кількох десятків сантиметрів; • старичні западини – утворюються через спрямлення рікою омегоподібних меандр в місцях вершин – після їх зближення, стачування шпори й прориву шейки крутих меандр під час повіді; внаслідок різкого збільшення нахилу в прориві тут відбувається швидке поглиблення русла, і сюди переходить основна течія ріки; верхня частина петлі прорваної звивини швидко мілішає в результаті акумуляції наносів, інша зберігається ряд років спочатку у виді затону – затоки, а потім у виді стариці – заплавного озера; • коси – витягнуте акумулятивне пасмо, яке з’являється на контакті між течією, яка сходить із заплави під час повіді, і течією води ріки, що йде по основному руслу; • заводь – відокремлена косою від русла частина русла – затока ріки; • заплавні останці – підвищені пагорби серед заплави, що були частиною шпори меандри; • поодиноке каміння – форма нанорельєфу – валуни, принесені водою і відкладені на піщаній поверхні заплави. Заплави не є застиглими формами рельєфу. Гривистий рельєф заплави змінюється. У результаті діяльності схилових процесів і нерівномірної акумуляції заплавного алювію гривистий рельєф нівелюється і поверхня заплави з часом міняється. Незадерновані піски нерідко розвіюються вітром і тоді виникає вже еоловий рельєф – дюни.

Класифікації заплав. Відповідно до різних показників можна виділити 4 основні класифікації заплав. 1. Класифікація заплав за висотою. Висота заплави – положення поверхні заплави відносно рівня води в річці в меженну фазу. Отже висота заплав залежить від висоти повіді. За висотою виділяють 2 типи заплав: • низька заплава – починається одразу від берегу ріки, затоплюється регулярно і має незначні висоти; в рельєфі морфологічно виражена нечітко; • висока заплава – платоподібне утворення, до низької заплави обривається уступом і має добре виражену бровку; затоплюється водою лише в окремі роки під час потужної повіді. Загалом висота заплав змінюється від 0,1 до 15-20 м (у Нижньої Тунгуски). Ширина заплав також змінюється в широких межах – від 0 до 40 км (як у Волги) і більше у великих рік. 2. Класифікація заплав за геологічною будовою. За ступенем покритості корінного ложа заплави алювієм виділяються 2 типи заплав: • цокольні – заплави з малопотужним алювієм, який залягає -на породах неалювіального походження або на древньому алювію таким чином, що меженне русло ріки врізане в ці породи; поява цокольних заплав найчастіше зв’язана з інтенсивною глибинною ерозією ріки; • акумулятивні – заплави з нормальною потужністю алювію. 3. Класифікація заплав М.І.Макавєєва. В основу покладений зональний принцип розгляду будові і розвитку заплави, розходження висот окремих ділянок заплави і характер осадків, які їх складають. Виділені 3 типи заплав: • прируслова – найбільш висока частина заплави завдяки розвитку прируслового валу і грив; • центральна – поверхня заплави злегка знижена до центра заплавного масиву й характеризується згладженим рельєфом; • притерасна – найбільш знижена ділянка заплави, що примикає до корінного берега ріки або до уступу І надзаплавної тераси. 4. Класифікація заплав за характером рельєфу. В цій системі розрізняють сегментні, паралельно-гривисті й обваловані типи заплав: • сегментні – характерні для меандруючих рік, у будові виділяють 3 вище розглянуті зони й найбільш типові форми рельєфу – гриви, міжгривні западини, прируслові вали тощо; притаманні для обох берегів рік; • паралельно-гривисті – виникають на великих ріках з великою шириною долини й обумовлені тенденцією ріки зміщуватися увесь час в один бік (наприклад під впливом сили Коріоліса, тектонічних рухів); в рельєфі цих заплав наявні довгі повздовжні гриви і западини між ними; паралельно-гривисті заплави однобічні (на відміну від сегментної) – розвинуті тільки біля одного з берегів; • обваловані – характерні для рік, які перетинають передгірні похилі рівнини; внаслідок падіння швидкостей при виході на рівнину такі ріки інтенсивно відкладають винесений матеріал – русло ріки виявляється піднятою над прилягаючою рівниною й обмеженою прирусловими валами (як дамбами) висотою до трьох і більше метрів, які можуть прориватись під час повіді і паводків.

35.  Флювіальний рельєф створений тимчасовими водотоками на рівнинах і в горах Флювіальний рельєф створений тимчасовими водотоками на рівнинах. З діяльністю тимчасових водотоків, які виникають після сильних злив або танення снігового покриву, зв’язана поява численних форм рельєфу, переважно ерозійних – борозн, протяжин, рівчаків, улоговин, ярів, балок. Ерозійна борозна – невелика ерозійна негативна формa нанорельєфу. Характеризується наступними рисами організації: • є вихідною формою тимчасових водотоків; • в плані має лінійний характер; • незначні за розмірами – глибина 5–50 см, ширина (від брівки до брівки) подібна або небагато перевищує глибину; • за поперечним профілем борозни – V-подiбні або скринеподібні; • молоді борозни мають круті й обривисті, незадерновані схили; • глибина і морфологічна виразність борозн униз по схилу поступово збільшується по мірі збільшення кількості стікаючої води; • борозни розвиваються на делювіальних схилах з пухкими відкладами, після переведения площинного змиву у лінійний, п1сля зливових дощів або інтенсивного танення снігу; • борозни можуть утворювати розгалужені (деревоподібні) системи, розташовуючись в декількох метрах поміж собою; • при подальшому домінуванні лінійно-глибинної водної ерозії борозни перетворюються у ерозійні рівчаки – прогресивний шлях розвитку борозн; • за умов припинення стоку схили швидко виполажуються, ширина борозн збільшується, схили заростають рослинністю – регресивний шлях розвитку борозн, коли вони перетворюються на ледь помітні в рельєфі безрусельні зниження – ерозійні протяжини.

Ерозійний рівчак (вимоїна) – більш велика, негативна форма мікрорельефу, яка характеризується такими рисами: • також відрізняється лінійною формою; • на відміну від борозн, рівчаки більші за розмірами – глибина до 1-2 м, ширина до 2-2,5 м; • поперечний профіль в більшості випадків V-подібний, скринеподібним може бути як у старих рівчаків, так i в тих, що закладені у менш піддітливих до водної ерозії породах – вапняках, мергелях; • схили також круті, незадерновані або слабко задерновані, на бортах можуть виходити кopінні породи; • для утворення рівчаків потрібен більш потужний водотік і більш велика площа водозбору; тому вимоїни зустрічаються на схилах значно рідше ерозійних борозн і звичайно відстоять між собою на десятки метрів; • вище вершини рівчака може бути розвинена ерозійна протяжина; • ерозійні рівчаки (як і борозни) піддатливих до розмиву породах (пісок, суглинок, леси) можуть утворитися упродовж лише однієї зливи або за кілька днів весняного сніготанення; • служать колектором для лінійного стоку дощових і талих вод; • при достатньому водозборі частина рівчаків, поглиблюючись і розширюючись у процесі врізання, поступово перетворюються у яри – прогресивний напрямоу розвитку вимоїн; • у випадку послаблення водної ерозії, виполажування схилів і їх задернування вможливий регресивний шлях еволюції, коли рівчаки перетворюються на ерозійні улоговини – безрусельні витягнуті западини.

Яр – лінійна негативна форма флювіального мікро-, а інколи й мезорельефу, що утворилася в результаті діяльності зливових і талих снігових вод. Основні геоморфологічні особливості ярів наступні:  • розміри більш значні ніж у рівчаків – глибина від 2 до 60-80 м (у лесах), ширина до 50 м і більше; загальна довжина яру з відгалуженнями може бути понад 10 км; • поперечний профіль у ярів найчастіше V-подібний; іноді яри характеризуються плоским дном, ширина якого не перевищує декількох метрів; • повздовжній профіль яру не узгоджується з формою схилу, який він прорізує (яр має власний повздовжній профіль), а рівчаки i борозни повторюють повздовжній профіль схилу (його кривизну); • яр – активна ерозійна форма; найбільш рухливою ділянкою є його вершина, що внаслідок регресивної (відступаючої) ерозії може вийти за межі схилу і просунутися далеко в межі вододілу; швидкість росту яру в довжину рідко перевищує кілька метрів на рік, але відомі випадки, коли вона досягає 60-80 м і більше; • врізаючись глибоко в ґрунт, яри спускають (дренують) підземні води і іноді можуть мати постійно діючі струмки води; • в геоморфологічній будові яр складається з таких елементів: 1)вершинний перепад – обрив висотою до 1-3 м, з якого яр й починається; 2)схили яру – круті, голі або слабко задерновані, містять виходи корінніх порід і обриви в цих місцях, схили ускладнені борознами і осипищами; бровка схилу чітко виражена; 3)днище – вузьке або слабко розширене; 4)конус виносу – акумулятивна форма, розташована біля гирла яру, що виникає внаслідок накопичення твердого матеріалу (пролювію) з яру; • крутизна і морфологія яружних схилів визначається характером порід, що їх складають: яри, врізані в піщані породи, мають мінливі осипні схили, схили ярів, складені лесом або лесоподібними суглинками, вапняками, відрізняються великою крутизною; • 6iля вершини ярів іноді можуть спостерігаються нечітко виражені в рельєфі зниження, що мають в плані еліпсоподібну, округлу або (часто) лопатеву форму – водозбірні зниження яру; • іноді вище вершини яру розташовуються слабко заглиблені (1,0—3,0 м), лінійно витягнуті зниження, що мають коритоподібний поперечний профіль і задерновані похилі схили, що без чітко виражених брівок переходять у поверхню вододілів – безрусельні ерозійні улоговини та протяжини; • яри можуть мати відгалуження і утворювати складні просторові системи; розвинуті також і поодинокі яри; • класифікують яри за наступними показниками: за локалізацією яри поділяються на – схилові (привододільні, балочні – на схилах балок, берегові в долинах річк), донні – на днищах балок, заплавах рік; за стадіальним генезисом – вторинні або вкладені (донні яри) та первинні (всі типи схилових ярів); • основні умови виникнення ярів: 1)підвищений рельєф, завдяки якому водні потоки мають круте падіння і значну живу силу; 2)зливовий тип літніх опадів і швидке танення снігів навесні; 3)наявність рихлих гірських порід, які легко піддаються розмиву і разом з тим утримуюють вертикальні стінки (леси і суглинки); 4)розорювання схилів, будівництво грунтових доріг на них; • з часом виробивши профіль рівноваги, яр перестає рости – схили відступають йпоступово виполажуються делювіальними плащами і заростають, дно вирівнюється і розширюється за рахунок триваючої бокової ерозії, яр перетворюється в балку.

Балка – негативна форма флювіального мезорельефу, лінійного простягання. Головні риси геоморфологічної організації:  • перехід яру в балку відбувається поступово: він починається знизу і поступово просувається нагору по яру; у той час як у нижній частині вже сформувалася балка, у верхів’ях яр може ще продовжувати рости; • схили балки більш похилі i задерновані, ніж у ярів; • у балок частіше є рівне й розширене днище (скринеподібний паперечний профіль), проте у верхів’ях поперечна форма балки – V-подібна; • на відміну від ярів, балки ростуть переважно за рахунок бокової ерозії і роздвигання (відступання) схилів; • розміри балок значні – ширина від 30 м до 300 м i більше, глибина від кількох метрів до 40-30 м i понад; довжина разом з боковими відгалуженнями може сягати 50 км і більше; • за формою в плані балки бувають – поодинокі та гіллясті (мають декілька бокових гілок – балок різного порядку); за складністю балки діляться на – прості і складні; за простяганням – прямі, криволінійні та деревоподібні; за довжиною – короткі і великі; • головні морфологічні елементи балки (як i яру) – тальвег (лінія найбільших глибин форми рельєфу по днищу), бровка, схили, днище; • на днищі як правило розвинуте русло тимчасового (а для великих балок й постійного) водотоку; • в балках можуть бути розвинуті – балочні тераси – площадки з уступами, що з’являються при врізанні донного яру у днище балки і складені погано сортованим балковим алювієм; • вище верхів’я балки в бік вододілу продовжуються лощиною – безрусельною і витягнутою западиною в рельефі; • біля гирла (на виході з них) балки утворюються конуси виносу – тут накопичується матеріал (пролювій) винесений з них і акумульований у вигляді плоско-випуклої поверхні, що знижується до периферії; конуси виносу балок – дрібні форми, які покривають площу в сотні квадратних метрів; • у подальшому, при появі на днищі балки постійного водотоку значної довжини, балка перетворюється на річкову долину – форми флювіального рельєфу, будова якої зумовлена вже характером постійного водотоку – ріки. Описана вище схема послідовності розвитку флювіальних форм рельєфу на рівнинах суходолу: борозна – рівчак – яр – балка – річкова долина є ідеальною моделлю. Такий принцип еволюції не зовсім обов’язковий. З наведеного правила еволюції ерозійних форм є винятки: • ерозійна борозна може перетворитись у тупикову стадію свого розвитку – ерозійну протяжину; так не кожна борозна може стати рівчаком; • ерозійний рівчак також має тупиковий варіант власного розвитку – перехід у ерозійну улоговину; не кожен рівчак може перейти у яр; • яр може зразу стати річковою долиною, якщо ще в період енергійної глибинної ерозії може врізатися до рівня ґрунтових вод і, минаючи стадію балки, перетворитися в долину струмка з постійним водотоком; • при посиленні донної epoзії балка знову може стати яром, й не перетвориться в річкову долину; • не кожна балка у своєму розвитку проходить яружну стадію – так, за умов гумідного клімату на територіях, покритих лісом, багато ерозійних форм типу балок, які ніколи не були ярами і формувалися споконвічно по типу балок або власне балок.

Флювіальний рельєф створений тимчасовими водотоками у горах. У горах при формуванні флювіальних форм відіграють такі умови: 1)більша крутизна схилів, 2)велика розчленованість території, 3) більша ніж на рівнинах інтенсивність ерозії, 4)більше оголених схилів; 5)більша кількість атмосферних опадів. Проте морфологічна різноманітність водно-ерозійних форм у горах незначна. У горах флювіальні форми складаються з наступних частин: • водозбірна лійка – заглиблення у вигляді амфітеатру, схили якого прорізані ерозійними борознами і вимоїнами; борозни і вимоїни розгалужуюються догори, а донизу сходяться в один рів; в плані лійка нагадує трикутник з одним витягнутим кутом донизу; лійки дуже різноманітні; • канал стоку – глибокий i вузький рівчак, що йде вниз по схилу з V-подібним поперечним перерізом; у каналі стоку концентрується вода в наноси з борозн і рівчаків водозбірної лійки; • третій елемент – конус виносу пролювію біля підніжжя схилу, який являє собою нахилену рівнинну ділянку; якщо тимчасові гірські водотоки впадають у ріку, їх конуси виносу здатні відтіснити або навіть перегородити долину ріки; підмитя рікою конуси виносу тимчасових водотоків утворюють у долинах гірських рік псевдотераси, що морфологічно схожі на справжні річкові тераси.

36. Рівнини, їх генезис, будова та класифікації Рівнини – ділянки земної поверхні суходолу, які відзначаються відносно рівним характером рельєфу та незначними відмінностями висот (рис. 2). Рівнини – один з провідних елементів мегарельєфу материків та островів. Рівнини, як правило, є результатом тривалого розвитку земної кори – чим вона старіша, тим вища ймовірність поширення рівнинних просторів. До загальних рис геоморфологічної будови рівнин слід віднести наступні: • рівнини відрізняються незначною амплітудою (перепадами) висот між двома точками сусідніх ділянок; • синеклізам фундаменту відповідають акумулятивні та пластові рівнини; • в межах антекліз сформувались денудаційні рівнини; • для великих рівнин (які є мегаформами), так як, наприклад, Східно-Європейська, характерне чергування окремих складових рівниних макроформ – височин (наприклад, Волино-Подільської, Середньоруської, Донецької та ін.) і низовин (Причорноморської, Прикаспійської, Придніпровської тощо); • загальний вигляд поверхні рівнин – вирівнений, але не абсолютно – бувають хвилястими, нахиленими, плоскими тощо; • крутизна нахилених поверхонь в середньому не перевищує 1-4°. Рівнини найчастіше характеризують через 3 провідних показника – висоту, морфологію поверхні, генезис.

 Генетична класифікація рівнин. В залежності від того, як утворилася рівнина виділяється 3 типи рівнин та декілька їх різновидів. Акумулятивні рівнини. Акумулятивними прийнято називати такі рівнини, чохол яких складений відкладами четвертинного віку. До них відносяться Велика Китайська, Індо-Гангська, Паданська, Месопотамська, Прикаспійська, Нижньопечорська, Нижньоколимська, а також деякі низинні ділянки височин. Акумулятивні рівнини характеризуються кількома загальними рисами: • виникають внаслідок засипання первинних нерівностей рихлими осадками; • з поверхні складені потужними товщами (до кількох кілометрів) новітніх, неоген-четвертинних відкладів; • геологічні відклади мають слабко консолідований характер; • рівнини приурочені до синклінальних западих різної глибини; • геологічний фундамент не впливає на морфологію акумулятивних рівнин, бо значно опущений; • де тектонічні прогини неглибокі, то й чохол малопотужний і формується хвиляста рівнина (наприклад, Придніпровська височина); • денудація сильно послаблена або має локальний розвиток; • морфологія рівнин зумовлена поверхневими пухкими утвореннями як виниклими на місці, так і були принесені з сусідніх ділянок; • акумулятивні рівнини – це насамперед низовини; Щукін І.С., залежно від місця утворення і провідного чинника, серед акумулятивних рівнин виділяє кілька підтипів: 1)алювіальні рівнини (поділяються на дельтові, заплавні та надзаплавно-терасові); 2)флювіогляціальні (зандрові) похилі рівнини – розвинуті на великих просторах Північної Америки та півночі Євразії, що зазнали материких зледенінь; 3)озерні рівнини.

38.  МОРФОГЕНЕТИЧНІ ТИПИ БЕРЕГІВ Морфогенетичні типи берегів – групи різних за морфологією та походженням берегів За цим комплексним показником всі береги можна поділити на наступні типи та підтипи: 1. ІНГРЕСІЙНІ БЕРЕГИ Інгресійні береги – береги, які сформувались під час після останнього четвертинного покривного (Валдайське) зледеніння (закінчилось 25 тис. р. тому) Виникали внаслідок потужної трансгресії моря та затоплення рельєфу тодішньої суші, що й обумовило різноманіття типів інгресійних берегів: 1.1. Фіордові береги – виникли внаслідок затоплення крайових льодовикових трогових долин Складовою частиною цих берегів є затоки – фіорди Фіорди – вузькі, звивисті і довгі затоки, які мають круті, а місцями й прямовисні схили, з яких зриваються високі водоспади Географія фіордових берегів – узбережжя Скандинавських гір, о-ви Нова Земля, о. Ісландія, о. Гренландія, о-ви Канадського Арктичного архіпелагу,  тихоокеанське  узбережжя Патагонських Анд,  о-ви Шпіцберген  та ін. 1.2. Шхерні береги – виникли внаслідок затоплення низьких моренних рівнин після зникнення материкових покривних льодовиків Складовою частиною цих берегів є шхери Шхери – сукупність дрібних островів (баранячі лоби, курчаві скелі, ками, моренні пагорби) та вузьких і мілких проток й заток між ними. Географія шхерних берегів – узбережжя Балтійського моря в районі Фінляндії, узбережжя Карського моря, узбережжя Ладожського оз. 1.3. Ріасові береги – виникли внаслідок затоплення прибережних ділянок річкових долин і балок в гірських і передгірських районах Складовою частиною цих берегів є ріаси Ріаси – витягнуті, широкі затоки з крутими та покатими схилами, іноді невеликі бухти. Географія ріасових берегів – континентальне узбережжя Японського моря, Севастопольська бухта, західне узбережжя Кантабрійських гір (Піренейський пів-ів) та ін. 1.4. Лиманні береги – виникли внаслідок перегороджування прибережних ділянок малих річкових долин і балок піщаними пересипами на рівнинних берегах з наступним затопленням вище розташованих ділянок або внаслідок затоплення річкових долин (губи – відкриті лимани – відокремлюються косами). Складовою частиною цих берегів є лимани Лимани – витягнуті неглибокі, часто засолені озера з похилими схилами, в молодості зберігають зв’язок з морем протокою. Географія лиманних берегів – узбережжя Чорного і Азовського морів 1.5. Береги Далматинського типу – виникли внаслідок затоплення морем грабенів, які тягнуться паралельно берегу Характерною ознакою є чергування витягнутих островів, проток і заток згідно з геоструктурами, що витягнуті паралельно берегу. Географія берегів Далматинського типу – континентальне узбережжя Адріатичного моря в Хорватії 1.6. Лопатеві береги – виникли внаслідок затоплення морем грабенів, які тягнуться перпендикулярно берегу Характерною ознакою є чергування витягнутих півостровів (є горстами) і заток згідно з геоструктурами , що витягнуті упоперек берегу. Географія лопатевих берегів – континентальне узбережжя Егейського моря в Греції 1.7. Береги Аральського типу – виникли внаслідок затоплення морем ділянок поширення піщаних дюн, як форм еолового акумулятивного рельєфу Затопленими є міждюнові западини Характерною ознакою є чергування мілководних акваторій, які включають низку дрібних піщаних островів – колишніх дюн. Географія берегів Аральського типу – в межах колишньої і сучасної акваторії оз. Аральське море

2. КОРІННІ АБРАЗІЙНІ БЕРЕГИ Корінні береги – є денудаційними і первинними, тобто слабко обробленими водою Корінні береги мають тектонічне походження, їх простягання обумовлене тектонічними розломами та скидами Береги круті, скелясті, обривисті 3. ВИРІВНЕНІ АБРАЗІЙНІ БЕРЕГИ Виникають в результаті зрізання абразією скелястих виступів (мисів, півостровів) і нерівностей берегової лінії Наслідком є вирівнювання берегової лінії 4. АБРАЗІЙНО-АКУМУЛЯТИВНІ БЕРЕГИ В даному типі берегів поєднані одночасно і абразійні і акумулятивні процеси У таких берегів є кліфи та пляжі. Виступи берегів продовжують руйнуватись, бухти заповнюються наносами 5. АКУМУЛЯТИВНІ БЕРЕГИ Для акумулятивних берегів притаманна перевага процесів акумуляції наносів на широких площах Форма берегової лінії і берегу визначається акумуляцією наносів, береги рівні, скель немає 6. КОРАЛОВІ БЕРЕГИ Коралові береги утворюються внаслідок росту полипових живих організмів – коралових рифів, скелетна оболонка яких складається з рифового вапняку Коралові береги розвиваються лише в теплих тропічних широтах і на мілководді Приурочені до підводних схилів континентальної суші, островів За розмірами, характером розвитку і поширення виділяється 4 типи коралових рифів, які й обумовлюють відмінності у коралових берегів Оточуючі коралові рифи – утворюють коралові тераси навколо невеликого острову, безпосередньо до нього приєднуючись Бар'єрні коралові рифи – утворюють коралові тераси уздовж берегу Найбільш відомий – Великий бар'єрний риф Австралії (на фото) довжиною 2,5 тис. км Кільцеподібні коралові рифи – формуються як барєрні навколо невеликого острову, який опускається Краї рифових споруд постійно піднімаються, утворюється вал, який виходить з під води і утворює кільцеподібної форми острів – атол  Процес утворення атоллових коралових островів є стадійним Внутрішньолагунні рифи – утворюються всередині внутрішньої мілкої затоки атолу На фото – це темного кольору округлі лінії

39.  Поверхневий карстовий рельєф До поверхневих карстових форм рельэфу відносяться карри, карровы поля, жолоби і рови, лійки, блюдця і западини, котловини, поля, останці. Карри. Карри – система вузьких гребенів, які розділені борознами. По борознам йде стік води під землю. Утворюються внаслідок розчинення порід по тріщинам і напластуванню порід, а також по оголеній поверхні карстових порід. Можуть бути і на приморських ділянках закарстованих берегів, так і далеко від них Карри за генезисом розрізняють: 1)форми, що виникли на оголеній поверхні розчинної гірської породи; 2)форми, що утворилися під грунтово-рослинним покривом з наступним його зникненням. За морфологією карри поділяють на: жолобкові, стінні, комірчасті, трубчасті (у виді трубкоподібних циліндричних поглиблень у гіпсах), карри у вигляді слідів, борознисті (деревоподібні), меандрові, тріщинні (закладені по тріщинам у породі), структурні (вироблені каррові заглиблення в хімічно відносно чистому вапняку, розділені вузькими гребенями, що відповідають сильно кременистим прошаркам). Каррові поля. До них відносять ділянки земної поверхні з дуже щільним розвитокм каррів, особливо тріщинних. В Англії такі поля називаються карстовими мостовими (бруківкою). Карстові рівчаки та жолоба. Характеризуються порівняно глибокими й обов’язково крутими бортами. Розвиваються уздовж розкритих тектонічних тріщин в карстовому масиві (як правило на контакті пластів карстових і нерозчинних порід), або уздовж тріщин отседания схилів. Вони тягнуться на десятки і сотні метрів, а іноді і на кілька кілометрів, досягаючи різної ширини і глибини. На кінцях вони замкнуті, на дні можуть мати численні заглиблення.

Карстова лійка. Карстова лійка – негативна форма рельєфу різних розмірів і морфології, переважно замкненої форми. Морфологія і морфометрія залежить від їх походження. За генезисом розрізняють 3 типи карстових лійок: • поверхневого вилуження (коррозійні); утворюються за рахунок виносу вилуженої на поверхні карстової породи через підземні канали в розчиненому стані; • провальні або гравітаційні; виникають шляхом обвалу покрівлі підземної порожнини, що виникла за рахунок розчинення карстових порід на глибині і виносу речовини в розчиненому стані; • просочування (коррозійно-суфозійні); зустрічаються в покритому та задернованому карсті; формуються шляхом вмивання і просідання пухких покривних відкладень у колодязі і порожнини цоколя карстових порід, виносу часток у підземні канали і винесення через них у скаламученому і завислому стані. За асиметричністю лійки поділяються на симетричні (виникають в масивних вапняках або в горизонтальних пластах розчинних порід) та асиметричні (характерні для моноклінально падаючих пластів карбонатів) – один борт крутий і обривистий, протилежний – похилий і задернований. За морфологією в плані зустрічаються лійки – округлі, овальні, складні. За формою поперечного перерізу лійки ділять на конусоподібні та блюдцеподібні (мають розширене плоске днище). За глибиною лійки представлені – глибикими та неглибокими (глибина всього кілька метрів) різновидами. Карстова лійка є найбільш типовою формою карстового рельєфу. Карстові блюдця і западини – це нечітко виражені дрібні лійки. Сліпі яри – форма рельєфу, що виникає на місці злитих поміж собою кількох карстових лійок по днищу первинної ерозійної мережі (яру, рівчаку, дріюній балці). Поверхневий стік в сліпих ярах відсутній. Карстові котловини. До карстових котловин відносяться великі негативні замкнені форми, які складаються з 2-х і більше злитих в одній заглибині карстових лійок. Як і лійки котловини можуть мати різне походження – провальне, просочування, поверхневого вилуження, в комбінації з водноерозійними процесами. Карстові ували та вали. На відміну від охарактеризованих форм ували та вали – це позитивні форми. Є результатом зближення лійок і котловин, майже повного зникнення розділяючого їх простору, в якому залишається лише округле з м’якими схилами витягтуне пасмо. Різниця між першими та другими в розмірах, перші простягаються на кілометри і мають значну відносну висоту, а другі дуже дрібні – висотою до кілької метрів і довжиної до десятків метрів.

Карстові долини. Це негативні, широкі й витягнуті форми, що виникли на місці древньої і поглиненої порожнинами карстового масиву поверхневої мережі водотоків, днище, яких поступово перетворилося на систему карстових лійок, котловин, увалів, каррових полів тощо. На зрілих стадіях розвитку карстового масиву карстові долини розділяються увалами. Карстові полья. Карстові полья – обширні (площею до 100-200 км2), плоскодонні з крутими бортами западини. Розвинуті в межах спрацьованого (майже зруйнованого коррозією) або існуючого (в межах певного базису карстування) карстового масиву. На днищі карстових полів часто виходять на поверхню нерозчинні породи, що підстелюють карстовий масив. Походження карстових полів різне й складне. Найчастіше виділяють такі шляхи їх утворення: 1)тектонічні, 2)коли вони виникли шляхом підземного механічного виносу нерозчинної породи, що залягає серед закарстованих вапняків або на контакті з ними, 3)що утворилися шляхом злиття групи суміжних лійок і котловин (увалу) при їхньому зростанні в горизонтальному напрямку, 4)провальні. Карстові останці. Карстові останці характерні в основному для досить зрілих стадій розвитку карсту. Вони численні і різноманітні, дуже швидко розвиваються в соляному карсті. В карбонатному карсті з’являються в межах карстових полів і в тропіках з вологим кліматом. В карстових полях останці – це рештки майже зруйнованого карстового масиву. У карбонатному карсті тропічних областей останці дрібні. Для тропічного карсту характерні високі і крутосхилові останці у вигляді стовпів, конусів, плосковерхих веж і більш дрібні конусоподібні і куполоподібні форми. Схили останцов можуть бути голими, вкритими ерозійними борознами, всередині містять реліктову печерну підземну мережу. Отже, серед поверхнекого карстового рельєфу різко переважають негативні форми рельєфу над позитивними.

41.  Підземний карстовий рельєф Перехідні форми: Понор – заглиблене місце з каналом, по якому йде поглинення води під землю. Пов'язані із тріщинами. Гроти, навіси, ніши. Підземні форми представлені кількома характерними видами. Карстовий колодязь – негативна форма, що має глибину понад 20 м, а глибина більша за ширину (діаметр). Днице можна бачити. Карстова шахта – негативна форма, глибиною понад 20 м, глибина також більша за ширину. Порожнина може бути звивстою, трапляються й горизонтальні площадки і вертикальні стінки. Можуть сягати значних глибин – до 1 км і більше.  Карстові печери – горизонтальні і субгоризонтальні порожнини, сполучаються з поверхнею природним входом (“дірка”). Велику роль у розвитку печер відіграють підземні карстові води та тріщинуватість порід. Печери складаються з галерей (довгі коридори) та залів (місця розширення порожнини). За типом сполучання із денною поверхнею печери діляться на: 1)сліпі – один вхід, галерея закінчується пробкою; 2)прохідні – у таких є два або більше входів, з обох сторін (кінців) печери.  За температурою печери ділять на: 1)теплі – підземне повітря перевищує 0°С; 2)холодні або льодяні – нисхідні порожнини, в яких застоюється холодне повітря з температурою нижче 0°С, що спричиняє накопичення в печері снігу та льоду (Кунгурська на Уралі, Великий Бузлук в Кримських горах на Карабі-яйлі). За гіпсометричним положенням і будовою печери ділять на: 1)одноповерхові – одна існуюча галерея; 2)багатоповерхові – система горизонтальних порожнин, що знаходяться одна над одною, виникають внаслідок підняття карстового масиву, посилення глибинної ерозіїі річки до базису ерозії якої й тяжіє заглибитись печерна річка. За умов розвитку печер в карбонатних породах стінки порожнин ускладнені наноформами карбонатних новоутворень з бікарбонату кальцію, який випадає в осадок і кристалізується. Основні форми новоутворень – сталактити, сталагміти, сталагнати, геліктіти, настінні натічні форми, кораліти тощо.

42. ПРОВАЛЬНИЙ РЕЛЬЄФ Генезис і розвиток зон зрушення гірських порід і численних провалів земної поверхні на території Кривбасу пов’язано з підземним способом видобування залізних руд. Гірничими роботами охоплені потужні крутопадаючі поклади, розробка яких ведеться суцільним способом. Характер розвитку процесів зрушення гірських мас напряму корелює з глибинами ведення видобувних робіт. Аналіз техногенного провального рельєфу торкається проблем просторового-часового розвитку гірничого масиву Криворіжжя (Шадрин, Бойчук, 1986; Шадрін, 1990), а також геоморфологічної будови провальних зон (Казаков, 1999; Сметана, 2001). До глибин 0-150 м, після відпрацювання верхніх горизонтів руд, земна поверхня над виробками являє собою кровлю. Остання штучно або природньо обвалюється, що призводить до утворенню перших форм провального рельєфу – різноманітних лійок, колодязів. З просуванням видобувних робіт по простяганню покладу формується низка лійок, які можуть зливатись у провальну котловину (наприклад на РУ ім. Р.Люксембург). Заповнення відпрацьованих підземних порожнин відбувалося осадовими породами наносів кристалічного щита та сланцьовими породами висячого боку. Відмічається співпадіння зони зрушення із зоною провалення. Зі зниженням глибин гірничих робіт перша стала зростати швидше й перевищує останню зону в кілька разів. Перші форми провального рельєфу (лійки) утворилися у 1934 р. на шахті Профінтерн (відвід сучасного РУ Суха Балка). Провалення здійснене штучно (під загрозою неконтрольованого самопровалення), внаслідок чого виникла провальна лійка глибиною 35-40 м. Пізніше спостерігалося й самопровалення земної поверхні. Іноді, при цьому гинули люди. На глибинах 150-300 м гірничий масив деформується новим типом техногенних порушень – з’являється масове зрушення гірських порід висячого боку. Так як шаруваті породи Кривбасу мають круте падіння, то зрушення відбувається відсіданням по рівню найнижчого на даний час горизонту гірничих робіт. У підсумку за зоною безпосереднього провалення земної поверхні утворюється зона терас і тріщин протяжністю 100-200 м. Тріщини відсідання приурочені до контактів різнорідних порід (рис. 1). На середніх за глибиною горизонтах (300-600 м) зрушення набуває прогресуючий характер. Приращення зони зрушення відбувається крокоподібно, з кроком зростання зони на 50-200 м. Величину кроку зрушення визначає відстань поміж крайніми тріщинами розриву. Частота виходів воронок (в 2-3 рази) зменшується. З подальшим розвитком гірничих робіт за простяганням та глибиною в зону зрушення захоплюються все більші площі земної поверхні, при чому – переважно сільськогосподарського призначення або зайняті житловою та промисловою забудівлею.

Опускання добувних робіт на глибини понад 600 м (а зараз всі підземні рудники працюють на глибинах за 1 км), зумовило появу інших наслідків для рельєфу. Перше – лійки формуватись припинили. Друге – розвиток провального рельєфу відбувається за рахунок зростання зони зрушення. Причиною таких явищ є масове зрушення всієї товщі порід висячого боку за умов повних підземних виробок простору. Масове зрушення порід викликає заповнення відпрацьованого простору й пережимання його зрушеним матеріалом на рівні середніх шахтних горизонтів. Саме це й є перешкодою перепуску обвалених порід униз по відпрацьованому простору та формуванню воронок. Проте на земній поверхні зростають обсяги деформацій розтягнення гірських порід (Шадрін, 1990), що обумовлює чітку просторово-територіальну диференціацію зони зрушення на підзони – зони терас і тріщин і плавних рухів. Зі зниженням глибин робіт до 1200-1500 м зона зрушення продовжує зростати, хоча темпи, у зв’язку з закупорюванням порожнього відпрацьованого простору породами висячого боку, стали повільнішими. На сьогодняшній день зони зрушення і провалення в Кривбасі займають площу понад 3 тис. га. Морфологія провалля. Після кар’єрів і відвалів – провальний рельєф являє третю групу серед основних форм техногенного рельєфу в Криворізькому регіоні. За генетичними ознаками провальний рельєф слід віднести до гірничо-промислового класу антропогенного рельєфу, виникнення якого зобов’язане технологіям підземного виймання гірських мас. За морфогенетичними рисами організації провальний рельєф рудників Криворіжжя може бути поділений на 2 типи: 1)власне провальний рельєф; 2)рельєф зони зрушення (Казаков, 1999).

Власне провальний рельєф. За розмірами – це форми мезорельєфу. Найбільш поширеними формами є провальні лійки. В межах однієї провальної зони їх буває декілька. Розташовані групами і приурочені до родовищ залізних руд пластового простягання. Розміри сучасних провальних лійок сягають до 150-200 м глибини, діаметр – від кількох десятків метрів до 200-400 м. У кожної лійки простежується низка морфологічних елементів – бровка, схили, днище (переважно конусоподібної форми). Схили ускладнені різними посттехногенними денудаційними і акумулятивними мікро- та наноформами – зсувами, обвальними і осипними схилами, обривами, ерозійними борознами та рівчаками, делювіальними та колювіальними конусами, притуленими засипними відвалами тощо. За механізмом утворення описані 3 типи провальних лійок (Смірнов, Зорін, 1989): 1)первинні – виникають при проваленні покрівлі над верхніми відпрацьованими горизонтами залізних руд; 2)вторинні – є результатом перепускання провалених порід на ще нижчий відпрацьований горизонт; 3)комбіновані. Форма лійок залежить від механізму їх утворення. Сметаною М.Г. (2001) описані 5 морфологічних типів лійок: 1)чаша, що має форму напівкулі; 2)чаша з центральним колодязем; 3)напівчаша; 4)колодязь; 5)комбінована провальна чаша на місці старого провалу. Цим же автором виділена особлива форма провального рельєфу – провальний колодязь, як результат провалення порід на значну глибину – до 200-300 м. Провальний колодязь має дуже круті схили (60-90°), часто асиметричні за будовою. Зустрічаються провальні западини, до складу яких входять по 2-3 лійки. Їх контур замкнений, лійки розділяються певним простором. Такі западини запропоновано називати – провальною котловиною. Довжина таких котловин може бути більшою за лійки – до 400-500 м. На схилах розвинуті посттехногенні форми рельєфу. Глибокі провальні лійки, у випадку близького розташування, можуть з’єднуватись і породжувати грандіозні провальні западини, що названі – провальними каньйонами (на РУ ім. Р.Люксембург). Для їх схилів також притаманні посттехногенні форми рельєфу. На земній поверхній провальні форми рельєфу утворюють закономірні поєднання. Територіальна сукупність провальних лійок, котловин і каньйонів названа – провальним полем. 2. Рельєф зони зрушення. Розвинутий по периферії провальних полів. Так як, в зоні зрушення гірські породи та земна поверхня опускається плавно або блоками з утворенням тріщин, то формуються характерні форми цієї зони – тріщини відсідання та тераси відсідання, з характерною для терас будовою. Далі за терасами йде зона з плавними рухами земної кори, де прямі зміщені природні поверхні чергуються з такими формами, як техногенні вали, хвилясті поверхні, мікрозападини. Зараз довжина зон зрушення сягає до 2-2,5 км, ширина до 1,0 км, площа однієї зони може становити 100-150 га. Сукупність зони зрушення, провальних полів на певній ділянці гірничого відводу рудників запропоновано виділити в особливу геоморфологічну систему з такою назвою, як провальна зона, вкладаючи в цей термін геоморфологічний зміст. Провальна зона єдина не лише на системному, а й генетичному рівні – усі її складові зумовлені одним типом технологічного процесу – підземного видобування корисних копалин.

43. Зсуви – виникають в результаті сповзання мас пухких порід униз по схилу під дією сили тяжіння При цьому контакт між з'їхавшим блоком породи і схилом зберігається В результаті зсувів формуються зсувні схили Умови утворення зсувів і зсувного рельєфу: 1. Літологія гірських порід – найкраще зсуви утворюються у пухких і пластичних породах – глинах, суглинках, лесах, які можуть плавно сповзати При сповзанні порода змінює свою попередню структуру Скупчення безструктурної зсувної маси біля підніжжя схилу називається – деляпсій 2. Тектонічна будова території – кращі умови обумовлюють моноклінальне залягання порід, підняття території, сейсмічні поштовхи і землетруси 3. Гідрогеологічні умови – вихід ґрунтових вод близько до земної поверхні, що зменшується тертя при русі порід по схилу 4. Геоморфологічні умови – важливу роль відіграє кут нахилу схилу, який має бути 10-15° і більше, підрізання схилу річкою або морем, вік схилу – чим він старіший, тим кращі умови розвитку 5. Кліматичні умови – кількість атмосферних опадів і режим їх випадіння Часто зсуви відбуваються після дощів, коли породи змочуються і стають важчими 6. Антропогенні умови – підрізання схилів при будівництві або прокладенні доріг, навантаження схилу різними будівлями, неправильне зрошення земель і обводнення порід та ґрунтових вод, вибухи на кар'єрах, просочування вод з підземних комунікацій Будова зсуву Найбільш типові морфологічні елементи зсуву: Зсувний цирк – місце зриву породи, негативна форма рельєфу Стінки зриву зсуву – уступ від бровки схилу до тілу зсуву Тіло зсуву – складене деляпсієм – зсунутою породою Тиловий шов – місце переходу тіла зсуву і стінку зриву Поверхня сковзання – увігнута крива, яка розділяє тіло зсуву від корінного схилу Зсувна тераса – площадка зсуву тіла зсуву, дуже нерівна, на ній може бути присутній "п'яний ліс“ – нахилені дерева в різні боки Зсувний схил – схил тіла зсуву від площадки до підніжжя  Напірний зсувний вал – формується біля підніжжя тіла зсуву

Класифікації зсувів 1. За формою в плані.  Виділяються 8 типів  зсувів:  Циркоподібний Фронтальний Глетчероподібний зсув Ложкоподібний Зі звуженою горловиною Неправильної форми Кутній зсув Язикоподібний 2. За характером розвитку. Виділяються 3 типи зсувів: Поодинокі – невеликі за розмірами Зсуви площадного розповсюдження – виділяються тоді, коли вони займають понад 20% території – на схилах великих річкових долин, великих балок, гірські хребти, складені пухкими породами Зсуви лінійного простягання – мають витягнутий характер, розміщуються уздовж річок, балок, доріг, берегів морів 3. За типом провідного підрізання схилу. Виділяється по тому, який ерозійний процес є причиною підрізання підніжжя зсувного схилу Виділяються 4 типи зсувних схилів: ерозійні  абразійні (південний берег Криму, район узбережжя Чорного моря в районі Одеси, узбережжя Тарханкутського пів-ву) антропогенні  змішаного підрізання 4. За активністю. Виділяються 4 типи зсувів: активні – свіжі стінки зриву, горбистість поверхні тіла зсуву, наявність зсувної тераси, великі швидкості руху частково активні – швидкість руху тіла зсуву менше 1 м/рік частково стабільний – немає явних ознак руху порід стабільний – тривалий час знаходиться у нерухливому стані 5. За віком. Критерій виділення типів зсувів – абсолютний вік. Виділяється 3 типів зсувів: молоді – активні, чітко виражені морфологічні елементи старі – розмиваються, частково виполажуються, це стабільні або частково стабільні давні – відсутні ознаки сучасних ознак зсування 6. За глибиною охоплення схилу виділяються 6 типів:  Опливини – потужність 30 см – 1,5 м Зсуви з потужністю 2-5 м;  Дрібні зсуви (5-10 м),  Середні зсуви – 10-20 м,  Глибокі зсуви – 20-50 м,  Дуже глибокі зсуви – понад 50 м 7. За механізмом зміщення порід. Виділяються 3 типи зсувів: зсуви сповзання – мають типову морфологічну будову зсуви видавлювання – виникають в результаті видавлювання пухких порід під тиском вище розташованих порід зсуви випливання (деляпсивні) – виникають при випливанні порід піщаного або глинистого складу при великому напорі підземних вод

44.  Процеси та умови виникнення кріогенного рельєфу. Поширення кріогенного рельєфу Кріогенний рельєф – це рельєф, походження якого пов’язане з існуванням та функціонуванням багаторічної мерзлоти. Формується під впливом кількох процесів (мерзлотних) і під дією певних умов. Головними процеси утворення кріогенного рельєфу є: • замерзання та відтаювання підземних вод і грунтів в межах діяльного шару, з чим пов’язане вздуття – збільшення об’єму грунту внаслідок переходу води з рідкої фази у тверду; • соліфлюкція – сповзання порід униз по схилу, в результаті танення мерзлих грунтів (так звана “течія грунту”) в межах діяльного шару навесні, течуть і уламкові скельні відклади (куруми); • видавлювання між- або підмерзлотних підземних вод взимку на денну поверхню з подальшим утворенням наледів; • сортування неоднорідної маси дрібнозему, яка насичена водою і періодично замерзає і відтаює. Серед вирішальних умов можна виділити наступні: • наявність багаторічної мерзлоти; • холодні кліматичні умови; • наявність підземного льоду в різних формах – кристалів, жил, лінз, клінів, прошарків; • наявність, над-, між- і підмерзлотних підземних вод; • наявність діяльного шару – верхній шар земної кори, породи якого відтаюють в теплу пору року; • наявність пухких дрібноземних відкладів – є не обов’язковою, але дуже сприятливою. Кріогенний рельєф має обмежене розповсюдження на Землі. В географії кріогенного рельєфу простежуються наступні закономірності: 1)цей рельєф є там, де існує сучасна багаторічна мерзлота – райони півночі Євразії, центральної та північно-східної Азії, півночі Північної Америки; 2)у високогір’ї, де наявні сучасні суворі кліматичні умови.

45.  Власне мерзлотні форми кріогенного рельєфу До власне мерзлотного кріогенного рельєфу відносяться мікро- та наноформи, які можна об’єднати у 3 групи: 1)форми пов’язані з вздуттям грунтових мас; 2)форми зумовлені сортуванням дрібнозему; 3)форми пов’язані з утворенням наземних льодових форм – наледі. Форми вздуття земної поверхні. Це найбільш розповсюджений тип деформації мерзлих ґрунтів. При замерзанні підземних вод виникають позитивні форми рельєфу, які називаються горбами вздуття. В залежності від тривалості існування, типу деформації геологічних відкладів розрізняють кілька типів горбів вздуття: • торфяні горби вздуття – утворюються в межах торф’янистої тундри, де наявні вологі кліматичні умови та болота, які сприяють наростанню торфу, з подальшим формуванням взимку крижаних або мерзлих ядер таких горбів; переважно однорічні, але можуть існувати й довгий час; часто у вершинній частині розбиті радіальними морозобійними тріщинами; торфяні горби утворять групи, але зустрічаються й поодиноко; висота горбів від 3 до 7 м, форма різна, але частіше округла; на полях поширення торфяних горбів розвинуті єрсеї – звивисті канали, які розділяють горби на болотах; • горби-могильники – горби, які характеризуються морфологією, що нагадує могильні горбики (звідси й назва типу горбів); місця, де ці горби утворюють скупчення називають – горбисті марі; • гідролаколіти (пінго – на Алясці, булгуннях в Сибіру Росії) – великі, багаторічні горби вздуття; формуються внаслідок притоку до місця вздуття міжмерзлотних або підмерзлотних вод, які замерзаючи утворюють дуже великі підземні крижані ядра; поверхня розбита тріщинами, з яких у літню пору витікає вода; висота гідролаколітів до 70 м, діаметр фундаменту до 200 м.2

Форми видавлювання між- або підмерзлотних підземних вод. Якщо підземні води (між- або підмерзлотні) знаходять вихід на поверхню, вони формують особливі крижані форми рельєфу – наледі. Наледі часто утворюються й у річкових долинах при промерзанні рік до дна. Такі наледі називають таринами. Великі наледі зберігаються протягом більшої частини літа, проте більшість з них тане. Геоморфологічне значення наледів полягає в тім, що в районі їх розвитку особливо енергійно відбувається морозне вивітрювання порід, що складають схили річкової долини, танення наледів веде до інтенсивної соліфлюкції ґрунту. На місці розтанутих наледів формуються налідні галявини – нагадуються неглибокі котловинки, яким бракує рослинності, а дно вкрите річковим алювієм різного розміру та морфології. В межах цих галявин русла рік надзвичайно мінливі й утворюють систему недовговічних і мінливих проток – рукавів.

Форми зумовлені сортуванням дрібнозему. Внаслідок систематичного й багаторазового замерзання та танення грунту, сортування неоднорідної ґрунтової маси, насиченою водою на земній поверхні з’являються структурні ґрунти. Серед них розрізняють: кам’яні багатокутники, кам’яні кільця, кам’яні смуги, плями-медальйони, полігональні, валікові: • кам’яні багатокутники – ледь випуклі ділянки (плями) в’язкого дрібнозему, оточені валиками каміння; зустрічаються найбільш часто; • кам’яні кільця – виникають тоді, коли кам’яні валики сусідніх плям не торкаються один одного. У поперечнику розміри кам’яних кілець і багатокутників у полярних тундрах коливаються від 1 до 2 м, у гольцьовому поясі гір – від 0,25 до 0,5 м. Ширина кам’яного бордюру 30-50 cм. Сортування матеріалу при утворенні кам’яних кілець і багатокутників відбувається шляхом виморажування більш великих уламків і відсування їх до периферії плям, які складаються з дрібнозему. • кам’яні смуги – утворюються на похилих поверхнях під впливом соліфлюкції кам’яні багатокутники здобувають видовжену форму, витягаючись згори униз по схилу; чергуються зі смугами дрібнозему; ширина смуг може змінюватись в значних межах – від 5 см до 5 м; • плями-медальйони – розвинуті в результаті почергового замерзання і відтаювання однорідних глинистих ґрунтів у тундрі; являють собою “голі” (позбавлені рослинності) глинисті плями округлої або неправильної форми, величина яких коливається від 0,5 м до декількох метрів у діаметрі, розсіяні в безлічі по поверхні тундри; поверхня плям плоска або піднімається над задернованими ділянками на 5-20 см; тундру з таким рельєфом називають плямистою; появу плям пов’язують із проривом по тріщинах на поверхню рідких глинистих ґрунтів, які затиснуті між двома мерзлими блоками, що поступово зближаються шарами мерзлоти – сезонної і багаторічної. • полігональні грунти – це форми мікрорельєфу, що являють собою правильні багатокутники (найчастіше п’яти- і шестикутники) діаметром до кількох метрів, розділені тріщинами; зустрічаються у полярних районах; утворення полігональних ґрунтів обумовлене виникненням морозобійних тріщин в умовах однорідного дрібнозему; здавлювана з усіх боків маса дрібнозему всередині полігону формує ледь випуклу поверхню; морозобійним тріщинам відповідають зниження в рельєфі; такі форми виникають тоді, коли тріщини не проникають глибше діяльного шару ґрунту; • валікові увігнуті полігони – формуються, якщо морозобійні тріщини проникають глибше діяльного шару, в них утворюються крижані клини, що не встигають розтанути за теплий сезон року; з часом вони ростуть (в глибину і ширину), розбиваючи мерзлу породу на окремі блоки; якщо оточуюча порода досить пластична, вона видавлюється в сторони і нагору по контакті з крижаними клинами й утворюються валіки, центральна частина полігонів залишається зниженою. Висота валиків коливається від 0,2 до 0,75 м, ширина тріщин, що розділяють блоки, досягає 1,0 м, а діаметр полігонів – 25-30 м.

Термокарстовий і соліфлюкційний кріогенний рельєф Термокарстовий рельєф пов’язаний з активною денудацією багаторічномерзлих порід (танення підземного льоду) під дією сонячного тепла, під впливом діяльності людини – після рубання лісу, під ріллею, при ритті канав, на ділянках лісових пожеж і т.д. При цьому утворюються переважно негативні форми рельєфу – просадні. Величина термокарстових форм і морфологія варіює у великих межах. Термокарстовий рельєф умовно поділяють на 2 типи – термоабразійний і термоерозійний. 1. Термоабразією називається термічний вплив морського хвилювання на береги, складені мерзлими ґрунтами. При цьому в лінії берегу виробляється ніша відтаювання і термоабразійна тераса. З поглибленням ніші нависаючий над нею карниз обвалюється, формується термоабразійний кліф.  2. Термоерозійні форми – це балки, яри, рівчаки, долини, що виникають під впливом не лише механічної і хімічної, але й термічної дії поверхневих водотоків на дно і береги, складені мерзлими ґрунтами. До термокарстових форм також відносяться різноманітні термокарстові западини – лійки, котловини осідання (в Якутії Росії такі котловини називаються аласами, мають діаметр до кількох кілометрів). До таких западин часто приурочені термокарстові озера. П.А. Соловйов детально простежив послідовність формування аласів і довів, що в цілому розвиток аласного рельєфу – поступове руйнування товщі льодового комплексу термокарстом й іншими процесами. Він виділяє кілька стадій розвитку аласних улоговин, давши кожній стадії якутську назву. Перша стадія. Початок термокарсту в наш час звичайно дає локальне збільшення глибини літнього відтаювання ґрунтів. У межах льодового комплексу це веде до утворення так званого початкового билара – пласкої ділянки з окремими просадками і тріщинами в грунтах над жилами льоду. Якщо термокарстові процеси продовжуються, то формується справжній билар – ділянка, до лійки з’єднались в полігональну мережу улоговин, які розташовані над жилами льоду. Горби поміж улоговин (байджарахи) отримують округлої або плосковершинної форми. Друга стадія – ійо. Це слабо виражена западина, звичайно розташована посеред билару. На дні можуть виникнути водоймища. На цих – ранніх стадіях термокарст розвивається нерівномірно: при висиханні водоймищ він може припинитися, просадні явища в цьому випадку загасають.  Третя стадія – дюйодя. Але якщо просадковий процес продовжується, то виникає неглибока улоговина з чітко вираженими бортами і горбистим мікрорельєфом схилів і дна, цілком позбавлена рослинності. Горбистість поступово збільшується за рахунок витаювання крижаних жил. Четверта стадія – стадія тимпи. При витаюванні льоду усієї товщі льодового комплексу утворюються котловини з плоским або слабоувігнутим дном і горбистими або обривистими бортами. Улоговина заповнюється водою і являє собою термокарстовое озеро. Надалі, оскільки в Центральній Якутії випарування переважає над опадами, озеро починає висихати і в улоговині оголюється дно, на якому незабаром формуються соковиті трав’янисті луки. Сама велика форма аласного рельєфу – аласні долини. Вони являють собою протяжні системи западин, які сформувались після руйнації перемичок між окремими аласами і їх з’єднання на тертиорії. Термоерозійні форми часто закладаються уздовж термокарстових знижень або по тріщинам полігональних ґрунтів. В останньому випадку формуються досить специфічні позитивні форми рельєфу – байджарахи – останці мерзлого ґрунту, що складали ядро (блок) мерзлотного полігону. Розміри байджарахів від одного до багатьох метрів за висотою, від 3 до декількох десятків метрів у діаметрі фундаменту

Соліфлюкційний рельєф – рельєф утворений внаслідок процесу соліфлюкції: 1)течії униз по схилу розмерзлого ґрунту 2)переміщення уламкового матеріалу униз через почергове замерзання і відтаювання води у порожнинах між ними Форми соліфлюкційного рельєфу: 1. Соліфлюкційні вали, язики, тераси 2. Куруми, курумові полі, курумові (кам’яні) “річки”. Витягнуті куруми –  кам’яні річки

46. Флювіальний рельєф створений тимчасовими водотоками на рівнинах. З діяльністю тимчасових водотоків, які виникають після сильних злив або танення снігового покриву, зв’язана поява численних форм рельєфу, переважно ерозійних – борозн, протяжин, рівчаків, улоговин, ярів, балок. Ерозійна борозна – невелика ерозійна негативна формa нанорельєфу. Характеризується наступними рисами організації: • є вихідною формою тимчасових водотоків; • в плані має лінійний характер; • незначні за розмірами – глибина 5–50 см, ширина (від брівки до брівки) подібна або небагато перевищує глибину; • за поперечним профілем борозни – V-подiбні або скринеподібні; • молоді борозни мають круті й обривисті, незадерновані схили; • глибина і морфологічна виразність борозн униз по схилу поступово збільшується по мірі збільшення кількості стікаючої води; • борозни розвиваються на делювіальних схилах з пухкими відкладами, після переведения площинного змиву у лінійний, п1сля зливових дощів або інтенсивного танення снігу; • борозни можуть утворювати розгалужені (деревоподібні) системи, розташовуючись в декількох метрах поміж собою; • при подальшому домінуванні лінійно-глибинної водної ерозії борозни перетворюються у ерозійні рівчаки – прогресивний шлях розвитку борозн; • за умов припинення стоку схили швидко виполажуються, ширина борозн збільшується, схили заростають рослинністю – регресивний шлях розвитку борозн, коли вони перетворюються на ледь помітні в рельєфі безрусельні зниження – ерозійні протяжини.

Балка – негативна форма флювіального мезорельефу, лінійного простягання. Головні риси геоморфологічної організації:  • перехід яру в балку відбувається поступово: він починається знизу і поступово просувається нагору по яру; у той час як у нижній частині вже сформувалася балка, у верхів’ях яр може ще продовжувати рости; • схили балки більш похилі i задерновані, ніж у ярів; • у балок частіше є рівне й розширене днище (скринеподібний паперечний профіль), проте у верхів’ях поперечна форма балки – V-подібна; • на відміну від ярів, балки ростуть переважно за рахунок бокової ерозії і роздвигання (відступання) схилів; • розміри балок значні – ширина від 30 м до 300 м i більше, глибина від кількох метрів до 40-30 м i понад; довжина разом з боковими відгалуженнями може сягати 50 км і більше; • за формою в плані балки бувають – поодинокі та гіллясті (мають декілька бокових гілок – балок різного порядку); за складністю балки діляться на – прості і складні; за простяганням – прямі, криволінійні та деревоподібні; за довжиною – короткі і великі; • головні морфологічні елементи балки (як i яру) – тальвег (лінія найбільших глибин форми рельєфу по днищу), бровка, схили, днище; • на днищі як правило розвинуте русло тимчасового (а для великих балок й постійного) водотоку; • в балках можуть бути розвинуті – балочні тераси – площадки з уступами, що з’являються при врізанні донного яру у днище балки і складені погано сортованим балковим алювієм; • вище верхів’я балки в бік вододілу продовжуються лощиною – безрусельною і витягнутою западиною в рельефі; • біля гирла (на виході з них) балки утворюються конуси виносу – тут накопичується матеріал (пролювій) винесений з них і акумульований у вигляді плоско-випуклої поверхні, що знижується до периферії; конуси виносу балок – дрібні форми, які покривають площу в сотні квадратних метрів; • у подальшому, при появі на днищі балки постійного водотоку значної довжини, балка перетворюється на річкову долину – форми флювіального рельєфу, будова якої зумовлена вже характером постійного водотоку – ріки. Описана вище схема послідовності розвитку флювіальних форм рельєфу на рівнинах суходолу: борозна – рівчак – яр – балка – річкова долина є ідеальною моделлю. Такий принцип еволюції не зовсім обов’язковий. З наведеного правила еволюції ерозійних форм є винятки: • ерозійна борозна може перетворитись у тупикову стадію свого розвитку – ерозійну протяжину; так не кожна борозна може стати рівчаком; • ерозійний рівчак також має тупиковий варіант власного розвитку – перехід у ерозійну улоговину; не кожен рівчак може перейти у яр; • яр може зразу стати річковою долиною, якщо ще в період енергійної глибинної ерозії може врізатися до рівня ґрунтових вод і, минаючи стадію балки, перетворитися в долину струмка з постійним водотоком; • при посиленні донної epoзії балка знову може стати яром, й не перетвориться в річкову долину; • не кожна балка у своєму розвитку проходить яружну стадію – так, за умов гумідного клімату на територіях, покритих лісом, багато ерозійних форм типу балок, які ніколи не були ярами і формувалися споконвічно по типу балок або власне балок.

47. Підводні окраїни материків – частина континентів, які затоплені водою морів і океанів. Відомо, що близько 35% всієї площі материків припадає на затоплену частину. З неї 2/3 цього рельєфу знаходиться у північній (материковій) півкулі, решта в південній (океанічній). Визначена закономірність – чим більший за розмірами океан, тим меншу частку від його площі займає підводна окраїна материків (в Тихому – ця цифра становить 5%, але в Північному Льодовитому – до 50%). Підводні окраїни є складовою геотектури – материків. За морфоструктурними ознаками поділяється на 3 мегаформи рельєфу – шельф, материковий схил та материкове підніжжя.Шельф.  Шельф визначається як прибережна, відносно мілководна частина дна і в структурно-геологічному відношенні є продовженням прилеглого суходолу під водами Світового океану. Понад 90% площі шельфу складають затоплені рівнини материкових платформ, які упродовж четвертинного періоду кайнозою періодично затоплялися (в міжльодовикові епохи) та звільнювались з під вод океану (в часи материкових покривних зледенінь). Отже, верхня межа шельфу (на відміну від її бровки) не була ніколи постійною.  Серед геоморфологічної організації шельфу можна виділити кілька провідних рис: • поверхня шельфу переважно рівнинна – середні нахили становлять дуже незначні цифри – від 0,3 до 1,0°; • загальний нахил шельфу – від берегової лінії до ложа океану; • так як шельф – затоплена рівнина, то на його поверхні зустрічаються форми мезорельєфу, що сформувались свого часу в континентальних (субаеральних) умовах – гляціальні форми (моренно-акумулятивні поверхні, льодовикові долини), флювіальні форми (затоплені річкові долини з м’якими й округлими вододілами, рис. 2-3), структурно-денудаційні форми (пасмовий рельєф), абразійні форми (бенчі – берегові уступи колишніх і затоплених берегів); • на шельфі також поширені форми рельєфу, які виникли вже на самому дні Світового океану – в субаквальних умовах – акумулятивні рівнини, які складені сучасними морськими осадками, що залягають на континентальних відкладах або на корінних породах; • на шельфі також розвинені біогенні побудови коралових рифів; • так як шельф є продовженням прибережних частин суходолу, то й на шельфі поширені доволі великі знижені (відповідають синеклізам) та підвищені (приурочені до антекліз) ділянки; • нижньою межою шельфу є бровка – порівняно помітний перегин контуру дна, від якого починається материковий схил з помітно більшими величинами крутизни поверхні дна; • глибина розташування бровки шельфу непостійна й коливається від 50-60 м до 1000 м (в Охотському морі); • попередній факт говорить, що утворення шельфу йшло не лише за рахунок затоплення суходолу, а й внаслідок опускань окраїн материків; • дно сучасного шельфу ускладнене субаквальними процесами – хвилюванням моря, припливами й відпливами, океанськими течіями;

48. ЕОЛОВИЙ АКУМУЛЯТИВНИЙ РЕЛЬЄФ Звичайно поширений для піщаних пустель. Зустрічається й у позапустельній зоні (узбережжя морів, надзаплавні тераси річок). Представлені багатьма формами рельєфу. Основною акумулятивною формою є дюни. Дюни розвиваються і утворюють генетичний ряд дюнових форм.  А. Горбик-коса Б. Нерухлива горбиста  дюна В. Рухлива витягнута за вітром дюна  серпоподібної  форми Морфологія дюн різна, залежить від напряму вітрів, їх постійності і змінності. На поверхні дюни завжди ускладнені характерними формами нанорельєфу – піщаними хвилями. Такири – неглибокі замкнені западини або глинисті рівні ділянки. В суху пору року глина висихає, тому поверхня такирів розтріскується на окремі полігони Соляні рівнини з торосами солі.