2.1.2 Розривні порушення та їх прояви у рельєфі
Розривні порушення (диз’юнктивні) – це різні тектонічні порушення суцільності гірських порід, часто супроводжуються переміщенням розірваних частин геологічних тіл відносно однієї частини до іншої. Це тріщини, глибинні розломи (до верха мантії), надглибинні розломи (коріння доходять до мантії).
Розривні порушення відбиваються на рельєфі. У випадку скидів (рис.2.1 а), насувів (рис. 2.1 б) може утворитися ступінчастий рельєф (рис.2.1 в), якщо блоки зміщенні в одному напрямку; або складний гірський рельєф, якщо блоки зміщені відносно один до одного у різних напрямках (брилові гори).
Розрізняють столові брилові та складчасто-брилові. Перші виникають на ділянках не зім’ятих у складки. Другі виникають на місці розвитку стародавніх складчастих структур (Алтай, Тянь-Шань). Великі складчасті порушення часто поєднані з розривними. Відокремлення антиклінарій і синкліналій супроводжується утворенням обмежуючих розломів, горст-антикліналів або грабен-синкліналів.
а- скид, Біллєфьорден, Шпицберген. б – насув, західна Норвегія
Рис. 2.1. Уступи рельєфу, які утворилися в результаті розривних порушень: а – скид; б – насув; в – ступінчастий рельєф.
2.1.3 Рельєфоутворююча роль неотектоніки
Головна роль у формуванні основних рис сучасного рельєфу ендогенного походження – це нові тектонічні рухи, тобто ті, які мали місце у неоген-четвертинний час.
Областям, де слабко виражені вертикальні позитивні тектонічні рухи у рельєфі відповідають рівнини, плато і плоскогір’я з тонким чохлом четвертинних відкладів Східно-Европейської платформи.
Областям інтенсивних тектонічних занурень відповідають низовинні рівнини з великою товщею відкладів неоген-четвертинного віку – Прикаспійська низовина.
Областям інтенсивних тектонічних рухів відповідають гори: Кавказ, Памір, Тянь-Шань.
Таким чином, рельєфоутворююча роль сучасних тектонічних рухів проявилася у деформації поверхні, в утворенні позитивних і негативних форм рельєфу різного порядку.
Про неотектонічні рухи говорять:
1) наявність морських і річкових терас;
2) деформації морських і річкових терас і стародавніх поверхонь денудаційних вирівнювань;
3) затоплення морських берегових форм і підводних карстових печер, яке не можна пояснити коливанням рівня морського океану;
4) антецедентні долини, які утворються в результаті пропилювання рікою тектонічного підвищення, яке утворилося внаслідок розривного порушення (Рис.2.2).
Рис. 2.2 Антецедентні сквізні ущелини рукавів річки Гердиманчай
(Азербайджан).
Існують непрямі ознаки: ділянки, які тектонічно підіймаються, характеризуються збільшенням щільності і глибини ерозійного розчленуванням у порівнянні зі стабільними територіями.
2.2 Магматизм і рельєфоутворення
Магматизм, як інтрузивний, так і ефузивний, грає важливу роль у рельєфоутворенні. Форми рельєфу, які пов’язані з інтрузивним магматизмом, можуть бути результатом безпосереднього впливу магматичних тіл і наслідком руйнації осадових гірських порід.
Батоліти часто знаходяться у центральних частинах антикліноріїв, вони утворюють великі позитивні форми рельєфу, поверхня яких ускладнена дрібнішими формами, (що виникли в результаті дії екзогенних процесів).
Лаколіти зустрічаються поодинці або групами і часто у вигляді позитивних форм рельєфу, у вигляді куполів.
Від лаколітів часто відходять жилоподібні відростки апофізи.
Пластові інтрузії виглядають у рельєфі як східці, аналогічні структурним східцям, які утворилися в результаті вибіркової денудації в осадових породах.
Чітке відображення у рельєфі знаходять утворення, пов’язані з діяльністю ефузивного магматизма або вулканізму.
Залежно від характеру виверження вирізняють:
площинні;
лінійні;
центральні.
Площинні виверження призвели до утворення лавових плато (Колумбійське плато).
Сьогодні основним видом вулканічної діяльності є центральний тип вивержень, при якому магма поступає з надр до поверхні до певних точок, які розташовані на перетині двох або декількох розломів. Над центральною точкою розташована акумуляційна форма – вулкан.
Стадії вулканізму:
експлозивна (вибухова);
еруптивна (стадія викиду і накопичення вулканічних продуктів).
В залежності від стадії, характеру накопичення продуктів виверження виділяють декілька морфометричних типів вулканів:
1. маари;
2. екструзивні купола;
3. щитові вулкани;
4. шлакові вулкани;
5 стратовулкани.
Маар – негативна форма рельєфу, воронкоподібна або циліндрична, яка утворюється в результаті вулканічного вибуху. Це реліктові утворення (велика кількість знаходиться в області Ейфель (Німеччина) та у центральній частині Франції). Маари часто заповнюються водою і утворюють озера. Розміри мааров від 200 м до 3,5 км у діаметрі та глибиною 60 – 400 м.
Кратери вибуху, в яких в результаті довгої денудації знищена поверхнева частина вулкану, називають трубками вибуху. Давні трубки вибуху у більшості випадків заповнені ультраосновною магматичною породою – кімберлітом. Кімберліт – діамантоносна порода, і більшість родовищ діамантів (у Південній Африці, Бразилії, Якутії) пов’язано з кімберлітовими трубками.
Екструзивні куполи – вулкани, що утворилися з кислої лави (ліпаритової), яка із-за великої в’язкості не розтікається і не утворює лавові потоки. Вона накопичується над жерлом вулкану і приймає форму куполу з характерною центричною структурою. Розміри таких куполів змінюються до декількох кілометрів у перетині і висотою не більше 500 м.
Щитові вулкани (рис. 2.3) утворюються при вивержені центрального типу в тих випадках, коли вивергається рідка і рухома базальтова лава, яка розтікається на великі відстані від центру виверження. Коли потоки лави накладаються один на одного, то формується вулкан з відносно пологими схилами 6 – 8° (рідко більше), Ісландія, Гавайї.
Щ итові вулкани характерні для вулканічного ландшафту Ісландії. Вони невеликих розмірів, погаслі. Прикладом щитового вулкану є гора Динг’я. Основа її біля 6 км у перетині, відносна висота – біля 500 м. Для геологічного розрізу вулкана характерна шаруватість, яка зумовлена багатьма виливами лави.
Цей вид вулканів характерний і для Гавай. Гавайські вулкани більші за ісландські. Найбільший з Гавайських островів – Гавайї – складається з трьох вулканів (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа та Килауєа) щитового типу. З них Мауна-Лоа підіймається над рівнем моря на 4170 м. Його основа розташована на глибині 5 тис. м. Тому загальна висота цього вулкану становить більше 9000 м. Це найбільший за об’ємом складаючого його матеріалу вулкан на земній кулі. Не дивлючись на розміри, схили гавайських вулканів пологі. Біля основи вулканів максимальний ухил поверхні становить 3°, вище поступово збільшується до 10°, а з висоти 3 км знову зменшується. Вершина вулкана має вид лавового плато, посередині якого розташовано величезний кратер, який має вигляд лавового озера.
Рис.2.3 Найбільший щитовий вулкан у сонячній системі Олімпус Монс
(діаметром біля 600 км2 )
Шлакові вулкани (рис. 2.4) – викидають лише твердий уламковий матеріал – попіл, пісок, вулканічні бомби, лапілі. Вони утворюються за умови, якщо лава перенасичена газами та її виділення супроводжується вибухами, під час яких лава розпилюється, її бризки швидко твердіють. Крутизна схилів шлакових вулканів становить 45°.
Б агато шлакових конусів розташовано у Вірменії. Більшість з них розташовано на схилах більших вулканів, дрібніші форми часто утворюються на лавових потоках. Ріст таких конусів може проходити дуже швидко. Так, шлаковий вулкан Монте-Нуова (Італія, біля Неаполя) зформувався за декілька діб на рівному місці і зараз являє собою пагорб висотою до 140 м.
Рис. 2.4 Шлаковий вулкан
Стратовулкани – в їх будові беруть участь як потоки лав, так і потоки пірокластичного матеріалу. Вони мають майже правильну класичну форму: Фудзіяма (рис.2.5), Ключевська Сопка, Попокатепетль (Мексика). Висота вулканів становить 3 – 4 км, іноді – 6 км. Багато стратовулканів покриті снігом та льодовиками.
Рис. 2.5 Стратовулкан Фудзіяма (Японія)