Геоморфологічні методи вивчення новітніх і неотектонічних рухів

Неотектонічні рухи відіграли винятково важливу роль у розвитку рельєфу всіх материків земної кулі, але найбільш виразно вони зафіксовані в рельєфі “молодих” гір (Карпат, Кавказу, Паміру, Гімалаїв та ін.). Загалом, на території України в неоген-четвертинному періоді переважали висхідні рухи. Сумарні амплітуди піднять Карпат досягали (за даними І.Л. Соколовського і М.Г. Волкова, 1965) 2000 м, на рівнинній частині України – 200–300 м з максимальними підняттями (понад 400 м) у північній частині Подільської височини. Основними методами досліджень новітніх і неотектонічних рухів є геоморфологічні та палеотектонічні. Вони дають змогу ідентифікувати тектонічні рухи за вираженням їх у рельєфі або його літологічній основі.

Геоморфологічні методи

Морфографічні методи

Аналіз зовнішніх обрисів рельєфу (морфографічні). Ці методи застосовують для областей, де швидкість вертикальних рухів у кілька разів перевищує швидкість денудації, зокрема, для територій внутріконтинентального, епіплатформенного орогенезу. В таких областях безпосередньо у рельєфі проявляються склепінчасті, склепінчасто-глибові підняття та впадини, що їх розділяють [4]. Виконують аналіз рельєфу в плані й у вертикальному перерізі за геолого-геоморфологічними профілями. На профілях для відображення рельєфу вертикальний масштаб беруть удвічі більшим, ніж горизонтальний, а для показу структур масштаб дорівнює масштабу карти [27]. Це дає змогу бачити співвідношення зовнішньої та внутрішньої будови, вивчати характер неотектонічних деформацій, по-різному виражених у рельєфі. У плані (на космознімках, середньоі дрібномасштабних топокартах) видно закономірно впорядковані вершини та долини, різкі уступи на схилах, заломлення долинних форм, які ідентифікують контури структур. Орографічно добре виражені також окремі тектонічні складки та їхні елементи. Складають структурно-геоморфологічні карти, на яких відзначають межі структур і каркас рельєфу, що їх ідентифікує. Для виявлення підводних піднять і прогинів застосовують батиметричні методи, зокрема, космічну радарну та лазерну альтиметрію. Вимірявши відстані від орбіти супутника до поверхні океану, будують карти її рельєфу.

Морфометричні методи

Морфометричними методами аналізують топографічні карти, різномасштабні космознімки та аерофотознімки, щоб виявити аномалії у рельєфі, глибини врізу річкових долин, крутості схилів, ступеня розчленування рельєфу, які засвідчують характер тектонічних рухів.

Для виявлення областей неотектонічної активності складають:

карти вертикального та горизонтального розчленування. Глибоке 80-150 м/км² вертикальне та густе 1,1-4 км/км² розчленування поверхні стійких порід виявляє ділянки з активнішими підняттями порівняно з прилеглими областями. Для кількісної оцінки диференційованості неотектонічних рухів складають карти градієнта регіонального нахилу (горизонтальний градієнт амплітуд) і загальної розчленованості (сума довжин горизонталей) [42];
карти базисних поверхонь. Базисна поверхня (за В. Філософовим, 1975) – це поверхня, яка проходить через тальвеги долин, які є її каркасом (ребрами). Для побудови карт на топооснову наносять тальвеги всіх долин і з’єднують плавними ізолініями (“ізобазитами”) точки перетину тальвегів з однойменними горизонталями рельєфу (рис. 2.2.8). Аналіз базисних поверхонь найчастіше застосовують для платформних слабогорбистих територій, де щільний рисунок ізобазит у вигляді напівеліпса виявляє локальне тектонічне підняття. Якщо вісь цієї фігури збігається з вододілом, то рельєф буде прямим, якщо ж з долиною – оберненим або інверсійним. Локальні підняття добре відображаються базисною поверхнею, побудованою на підставі виділення тальвегів долин другого порядку. Більші структури (вали) відображаються базисною поверхнею, побудованою на основі долин третього порядку, антеклізи і синеклізи – п’ятого-шостого порядків [44];
карти морфоізогіпс. За методикою Л.Б. Арістархової, плавними лініями з’єднуються позитивні однойменні виступи хребтів, ребер (ігноруючи тальвеги). Їх будують для відновлення тектонічного рельєфу, для визначення кореляційної залежності між відмітками рельєфу і підошвою рельєфотвірних порід.

б
Рис. 2.2.8. Карти базисних поверхонь:
а) ізобазити 2-го порядку на карті 1:50 000;
б) ГІС-модель базисної поверхні 2-го порядку

Методи аналізу річкових долин і річкової мережі

Річкові долини чутливо реагують на тектонічну активність території. Використовують такі методи для виявлення неотектонічних рухів:

аналіз поздовжніх профілів рік. Ділянки ріки з більшими відносними підняттями ідентифікує різкіший ухил русла на поздовжньому профілі, а на ділянках відносних опускань ухил ріки зменшується. Також на складених у великому масштабі поздовжніх профілях виявляють ділянки аномального падіння рік. Дають пояснення таким ділянкам, враховуючи роль літології порід, екзогенних процесів чи тектонічного чинника. Антиклінальні підняття, які продовжують рости, зумовлюють відхилення течій рік і зумовлюють вигини річкового русла. Під час досліджень знаходять так звані висячі долини – ділянки долин, які покинуло русло. Ріка проклала нову долину в обхід зростаючого підняття. Якщо жива сила води здатна перебороти піднімання території, то ріка поглиблює своє русло, глибина її врізу поступово зростає. Утворюються антецедентні долини – прориви ріки через молодші антиклінальні височини. Вони виникають у разі підняття ділянки земної поверхні, на якій вже була закладена річкова мережа, де швидкість ерозії ріки перевищує швидкість підняття місцевості. Антецедентна долина перетинає зростаюче підняття рельєфу і за геологічним віком є старшою за нього. Доказом такого походження долини слугує дугоподібний вигин річкових терас, який досягає максимального значення в осьовій частині височини, що піднімається;
дослідження поперечних профілів річкових долин. У місцях тектонічних піднять для рік характерні вузькі заплави і тераси та в цілому незначна ширина долин. Алювій представлений грубоуламковим матеріалом, належить до перестилаючого типу, його потужність мала або його взагалі немає. Якщо підняття інтенсивні, то долина звужується до ширини заплави, тераси зникають, різко збільшується ерозійний вріз, ріка набуває V-подібного чи каньйоноподібного профілю. Ділянки тектонічних опускань ідентифікують широкі долини рік із меандрами, широкими терасами та слабким ухилом. Алювій на ділянках опускань вистилаючого типу, складений тонким матеріалом, представлений заплавними і старичними фаціями, його потужність значна;
аналіз асиметрії річкових долин. Явище, коли один берег високий і крутий, а інший низький і пологий, часто пов’язують з нерівномірним підняттям берегів. Якщо ріка тече паралельно до зростаючого підняття, то підмиває берег, який має більші абсолютні відмітки висот і гравітаційні максимуми. Проте буває, що ріка поступово зсувається з антиклінального підняття і підмиває протилежний берег. Тому для детальнішої ідентифікації характеру тектонічних рухів використовують геофізичні методи, але наявність асиметрій схилів певної експозиції, які повторюються, є первинним їхнім індикатором;
вивчення річкових терас. Наявність надзаплавних терас свідчить про те, що ріка протікала колись на вищих рівнях, які були прорізані внаслідок періодичного посилення глибинної ерозії. Це посилення, крім кліматичного чинника, здебільшого зумовлене активізацією тектонічних піднять. На ділянках піднять тераси цокольного чи ерозійного типу досягають значної висоти над руслом, кількість їх незначна. В місцях опускань терас акумулятивного типу мало, оскільки відбувається частковий їхній вихід під рівень русла, починаючи з молодших і нижчих; висота терас і різниці їхніх висот знижуються. При багаторазових підняттях суші на схилах долин утворюється система надзаплавних терас. За їхніми абсолютними висотами можна визначити амплітуду, а за відносними – швидкість тектонічних рухів. У разі підняття верхів’їв басейну відносна висота терас поступово зменшується до низів’їв, у разі опускання базису ерозії, навпаки, відносна висота знижується до верхів’їв;
аналіз планової побудови річкової мережі. В зонах піднять велика ріка починає їх огинати. Її міграція буде в напрямі від підняття з формуванням крутого схилу (рис. 2.2.9). Малі ріки стають відцентрового типу. Меандроване русло змінюється спрямленим і врізаним або характерні звужені малого радіусу меандри. В місцях опускань рисунок малих водотоків доцентрового типу, в центрі впадини може виникнути заболочуваність. Для великої ріки у місці опущеного блоку характерні вільні меандри з великими звивинами;
виявлення річкових перехоплень. Розширення басейну та перехоплення течій сусідніх рік може свідчити про тектонічні опускання. Їх зазнає басейн, в який вливаються нові відрізки рік;
аналіз ерозійних врізів. У зонах молодих піднять відбувається активна глибинна ерозія тимчасових і постійних водотоків. Вона виражається у значній глибині малих долинних форм, їхній вузькій і прямолінійній формі, активізації донних врізів у днищах долин і балок. Їхній азимут простягання чітко узгоджується з напрямом тектонічної тріщинуватості регіону. Зростають ерозійні врізи також у підводних долинах на шельфах морів та океанів.

Рис. 2.2.9. Виявлення тектонічних рухів за плановою побудовою річкової мережі [27]:
а – огинання піднять великою рікою;
б – розвиток доцентрових приток у місцях опускань;
в – спрямлення та врізання русла в районі локальних піднять;
г – збільшення меандрованості на ділянках опускань.

Умовні позначення: 1 – обриси орографічних форм (а – додатніх, б – від’ємних); 2 – розриви; 3 – локальні врізи рік різної інтенсивності; 4 – струмковий стік на схилах, де зароджуються структури; 5 – заболоченість; 6 – заозереність; 7-9 – алювіальні відклади на різних ділянках річкової долини (7 – на піднятті, 8 – після підняття, 9 – перед локальним підняттям)

Методи аналізу морських узбереж

Методи аналізу морських узбереж:

аналіз типів берегів. У місцях, де відбуваються опускання берега та підняття морського дна, спостерігають явища наступу моря на сушу. Тут є затоплені чи напівзатоплені форми рельєфу, які утворилися в континентальних умовах. Поширені шхерні, фьордові, лиманні, ріасові, аральського типу береги. Вони абразійного типу, значно порізані мисами, затоками, півостровами. На ділянках тектонічних піднять суші й опускання морського дна відмічають: вирівняні, низинного характеру та акумулятивного типу береги; гирла рік у формі дельт, що розростаються; серії берегових валів, з більшими відмітками висот у бік суші; підняті коралові рифи та ін.;
обстеження морських терас. На ділянках, де берег піднімається, простежується від двох і більше рівнів терас значної протяжності. Якщо піднімається морське дно, а берег опускається, то тераси будуть затоплені;

Методи аналізу поверхонь вирівнювання в гірських країнах

Поверхні вирівнювання (або пенеплени) – слабко хвилясті майже горизонтальні рівнини, які зрізують складчасту структуру гірських споруд. Формуються внаслідок активних ерозійних, денудаційних, абразійних чи абразійно-акумулятивних процесів. В центральній частині гірської країни розташовані найдавніші та найвищі, а на периферії – молоді і низькі поверхні вирівнювання. Чим інтенсивніше піднімається територія, тим активніше відбуваються зовнішні, екзогенні процеси, які руйнують і вирівнюють її поверхню. Кілька рівнів пенепленів свідчить про переривчастість піднять – вони то затухають, то знову посилюються. Абсолютні відмітки поверхонь вирівнювання свідчать про загальну амплітуду і швидкість підняття гірської країни. Різниця висот між суміжними поверхнями дає змогу визначити амплітуду та швидкість рухів за час між виникненням попередньої і наступної поверхонь вирівнювання.

Геоморфологічні ознаки вертикальних тектонічних рухів

Загалом геоморфологічні ознаки тектонічних піднять такі:

наявність ерозійних і цокольних терас у річковій долині;
поширення локальних терас;
різке звуження долин;
аномальні (підвищені) ухили поздовжнього профілю долин;
наявність врізаних меандр;
ерозійні останці в межах акумулятивних терас;
підвищена розчленованість рельєфу;
аномальне підвищення поверхні терас та інших геоморфологічних рівнів;
розвиток куестового рельєфу;
наявність висячих долин;
переважання в рельєфі випуклих схилів;
радіальний рисунок річкової мережі в плані;
перевага денудаційного рельєфу (у випадку великих регіональних піднять);
домінування пасмово-горбистого рельєфу;
активізація карстових зон;
локальне зменшення потужностей неоген-четвертинних відкладів чи їхня відсутність на даній ділянці.

Геоморфологічні ознаки тектонічних опускань:

наявність акумулятивних терас;
різке розширення річкових долин;
гідрографічні вузли;
заболочені поверхні терас і вододілів;
аномальні зниження поверхні терас та інших геоморфологічних рівнів;
наявність похованих терас;
локальне збільшення кількості стариць;
розвиток блукаючих меандр;
переважання ввігнутих схилів;
поширення плоских вододільних поверхонь;
переважання акумулятивного рельєфу (у випадку великих регіональних опускань);
локальне збільшення потужності неоген-четвертинних відкладів.