Реконструкції давнього рельєфу

Значну увагу в палеогеоморфологічних дослідженнях приділяють реконструкціям палеорельєфу. Виконують такі дослідження:

змін рельєфу протягом геологічних епох;
місцеположення давніх областей зносу й осадонагромадження;
палеодолин рік;
давніх озерних і болотних котловин;
центрів зледенінь і напрямів поширення льодовиків;
рельєфу дна та глибини морських басейнів минулого;
положення давньої берегової лінії;
центрів давніх вулканічних вивержень та ін.

Для визначення характеру палеорельєфу важливо вирахувати направленість тектонічних рухів геологічного минулого. Тектонічні рухи минулого визначають шляхом аналізу потужностей, перерв, неузгоджень і циклічності осадових товщ. Потужність відкладів в епіконтинентальних морях і великих континентальних басейнах осадонагромадження зазвичай відповідає амплітудам тектонічного опускання (компенсаційне осадонагромадження). Перерви в осадонагромадженні свідчать про різку зміну спрямованості тектонічних рухів з низхідних на висхідних. Для оцінки їхньої тривалості визначають вік підстилаючих і перекриваючих утворень.

Важливі ознаки тектонічних рухів – неузгодження. Крайові неузгодження формуються з динаміки берегової лінії, що видно з опускання чи підняття території, зміни положення берегової зони. Про трансгресію моря (а отже, опускання прилеглої суші або підняття морського басейну) свідчать молоді утворення, які перекривають давніші. Коли регресія (відбуваються підняття суші або опускання морського дна), то молодші шари мовби вкладені в давніші і відділяються від них абразійним уступом. Кутові неузгодження, які виражаються в зміні кута падіння шарів нижче і вище за час перерв, утворюються до і протягом перерв в осадонагромадженні. З тектонічними рухами високих порядків і періодичними змінами клімату пов’язані тонка шаруватість і дрібна циклічність осадових товщ, а більша циклічність – зі змінами співвідношень піднять та опускань.

Зміни рельєфу протягом геологічних епох. Визначають за геолого-геоморфологічним профілем, прокладеним через досліджувану область. Характер давнього рельєфу видно з покрівлі порід певного геологічного періоду. Горбоподібне залягання порід, з крутими западинами чи виступами, свідчить про розчленований давній рельєф, а пластоподібне горизонтальне залягання – на його рівнинність. Хвилястий палеорельєф має незначні контрасти “западин” і “піднять” покрівлі порід.

Зміну рельєфу визначають також за літологічним складом порід. Існування морських басейнів пов’язані з відповідними осадами – вапняками, глинами, морськими пісками. Якщо відбувається підняття і суша змінює море, то формуються континентальні відклади, наприклад, кора вивітрювання. Якщо підняття продовжується, то у сусідні басейни седиментації надходять маси кремнезему та заліза. Формуються скупчення бокситів, фосфоритів, розсипні родовища, вогнетривкі глини, кварцові піски [19]. Подальший темп піднять зумовлює зростання абсолютних середніх значень рельєфу та його розчленованості, а також посилений темп денудації. У сусідніх басейнах накопичуються карбонатні осади. Після припинення піднять діють тільки ерозійноденудаційні процеси і розпочинається неперервно-перервний процес вирівнювання гірської країни. Свідченням активної дії денудації є останці (релікти). За інтенсивних екзогенних процесів часто формуються поверхні вирівнювання.

Якщо реконструюють давній рельєф за його останцями, то важливе значення має визначення його віку і стадії денудації, на якій відбулося його поховання (чи збереження). Під час палеореконструкцій у місцях поширення поверхонь вирівнювання пам’ятають, що вони зрізають давніші від часу їхнього формування відклади, і покриті молодшими від них породами.

Місцеположення давніх областей зносу та осадонагромадження. Процес осадонагромадження відбувається в морських басейнах або найбільш знижених ділянках суші – в озерних, болотних улоговинах, річкових долинах, міжгірських і передгірських западинах, акумулятивних низовинах. У морських басейнах і на суші осадонагромадження пов’язане з діяльністю води, що бере участь у руйнуванні гірських порід, транспортуванні й акумуляції продуктів руйнування. Осадонагромадження може відбуватися у вигляді уламків гірських порід, внаслідок механічного перенесення у воді та повітрі; хемогенним випаданням в осад з водних розчинів; органогенним, завдяки залишкам організмів і продуктів їхньої життєдіяльності.

Ознакою осадонагромадження на суші є те, що в пониженнях палеорельєфу завжди наявні більш давні горизонти відкладів, які його перекривають і яких немає на додатних формах палеорельєфу. Чим гіпсометрично вище був розташований елемент давнього рельєфу, тим молодшими відкладами він перекритий.

Області зносу – це тривало існуюча зона розмиву, яка постачає уламковий матеріал в область осадонагромадження. Області зносу – це зазвичай ділянки земної кори, яким властиве стійке підняття протягом десятків, іноді сотень мільйонів років (наприклад, Український щит). У палеогеографії поняття “суша” і “область зносу” часто є синонімами (за винятком підводних областей зносу).

Про наявність, форму, розміри та фізико-географічні умови давніх областей зносу свідчать континентальні відклади: кори вивітрювання, викопні ґрунти, пролювій, делювій, алювій, моренні й озерні відклади. Також важливе значення для визначення місцезнаходження давніх областей зносу має характер змін осадових товщ поблизу передбачуваного їхнього місця знаходження.

Реконструкції палеодолин рік. Можливі за наявності в розрізі лінзовидних утворень гравійногалечникового чи піщаного матеріалу. Якщо їх немає, то давні русла вивчають за кернами, які дають змогу відновити лише їхні фрагменти. Визначають напрям течії рік, максимальну ширину та вік долин.

Ознаки палеорусел такі:

наявність серед морських, озерних або наземних відкладів руслових і дельтових утворень або конусів виносу. Ознаки дельт – чітка шаруватість, яка не порушується діяльністю донних організмів і великий вміст уламків дерев, які виносяться річковими потоками;
звивисті контури в плані та коритоподібні в профілі;
виразне опріснення у зміні залишків фауни або геохімічні показники;
зміни за площею петрографічного складу грубоуламкових відкладів або мінерального складу піщаних зерен [25].

Поховані русла також виявляють за допомогою аерофотознімків і великомасштабних космознімків. Вони можуть поєднувати фрагменти тилових швів річкових терас, ланцюжки видовжених боліт, зникаючі потоки [1].

Давні озерні котловини виявляють за специфічними тонкозернистими відкладами з переважанням мергелистих глин, які мають правильну тонку горизонтальну шаруватість [27]. Ця шаруватість є наслідком сезонності в утворенні відкладів: протягом року надходить різний за механічним складом матеріал і його інтенсивність надходження різна. Багато озерних осадів характеризуються великою домішкою органічної речовини – сапропелю, наявністю значної кількості прісноводих молюсків і залишків рослинності. Характерна невелика потужність озерних відкладів – десятки метрів. Розрізняють відклади прісноводних і солоних озер. Глибоководні озерні відклади представлені бітумінозними сланцями, чорними вапняковими та доломітизованими глинистими сланцями і піщано-глинистими вапняками. Прибережні відклади складаються з зелених і червоноколірних алевритових глин, глинистих алевролітів і пісковиків, водоростевих надбудов. У розрізах озерні котловини можна виявляти за лінзовидним характером залягання товщі відкладів. Озерний вапняк Петерсон у США пізньоюрського-ранньокрейдового часу залягає лінзою потужністю до 70 м на площі 20 000 км² [31].

Давні болота реконструюють за їхнім низинним місцеположенням у рельєфі, а також переважанням глинистого матеріалу у відкладах, великою кількістю залишків рослин, особливо їхніх кореневих систем, наявністю пластів вугілля і горизонтальною шаруватістю.

Важливе значення для палеогеоморфології і четвертинної геології має відтворення давніх зледенінь і напрямів руху льодовика. Ознакою зледеніння на цій території є поширення морен, яким властиво:

погане сортування відкладів: разом перебувають глинистий, алевритово-піщаний і грубоуламковий матеріал;
наявність у відкладах праскоподібних і подряпаних валунів;
близьке до паралельного розташування продовгуватих валунів стосовно один одного;
віддаленість виходів корінних порід, якими складені валуни;
незрілий мінералогічний і хімічний склад (зберігаються нестійкі до вивітрювання мінерали – польові шпати, слюди, гідрослюди;
слабка обкатаність і великі граничні розміри уламків;
брак або специфічний характер шаруватості відкладів,
стратиграфічна стійкість відкладів.

У зонах розвитку льодовиків поширені також озерно-льодовикові (лімнологічні) відклади, для яких характерна шаруватість льодовикових та озерних горизонтів – “стрічкові глини”.

Давні зледеніння пов’язані з троговими долинами, а також згладженими виступами корінних порід – “баранячими лобами”, “кучерявими” скелями. У потужних розрізах лесів спостерігають геокріологічні текстури – специфічні натічні форми у вигляді клинів, які утворилися внаслідок ковзання відталого піщано-глинистого матеріалу вздовж мерзлої поверхні. Матеріал клинів несортований і не шаруватий. Їх ще називають соліфлюкційними текстурами (рис. 2.4.1).

Рис. 2.4.1. Клиновидні структури, які ідентифікують давні соліфлюкційні процеси:

а) за В.В. Бердніковим, 1976 [7];
б) соліфлюкційна текстура в товщі верхньоплейстоценових лесів (кар’єр с.Бояничі Сокальського р-ну Львівської обл.).
Цифрами позначено соліфлюкційні зрушення порід

Напрям руху льодовика визначають за такими ознаками:

однаково зорієнтованими борознами, подряпинами на поверхні льодовикового ложа;
впорядкування довгої осі валунів в одному напрямі – в напрямі руху льодовика;
впорядкування в одному напрямі друмлінів та озів;
у “баранячих лобів” згладжений схил розташований з боку руху льодовика;
у розкиданих по площі валунів визначається бісектриса кута між сторонами конуса, який вони умовно утворюють [15].

У прильодовиковій зоні визначають поширення камів, кінцевоморенних пагорбів, реконструюють площі поширення зандрових рівнин. Зандри утворені плоскими та великими конусами виносу, які біля краю льодовика складені валунно-гравійно-галечниковим матеріалом, а на відстані від краю – товщами пісків з лінзами гравію та галечнику. На значних відстанях від краю льодовика (100 км і більше) зандрові рівнини складені однорідним погано відсортованим піщаним матеріалом з грубою косою шаруватістю руслового типу. Зандрові флювіогляціальні піски широко розповсюджені на півдні Українського Полісся.

Реконструкція рельєфу дна та глибини морських басейнів. Головний метод реконструкції нахилу дна – визначення первинного залягання підошви шару, що перекриває дно. Для визначення рельєфу дна дуже показовими є рифові комплекси. Похоронені рифові будівлі можуть досягати у висоту від 700-800 до 1500 м над дном моря [10]. Для них характерна послідовна заміна від суші вглиб басейну лагунних відкладів саме рифовими, потім рифовим шлейфом і глибоководними утвореннями. Схили пасм і пагорбів нерідко асиметричні, крутішими є схили, обернені в бік відкритого моря. У плані пасма часто звивисті, їхні вершини сплющені, іноді мають сідловину, відбиваючи місце розташування внутрішньої лагуни. Прикладом давнього рифового утворення є Товтрове пасмо на Подільській височині, утворене в морях неогенового періоду.

Що пологіший і рівнинніший був рельєф дна, то одноманітніші осади, які відкладалися у водоймі, і навпаки, чим розчленованіший був рельєф дна, тим різкіше мінялися за площею їхній склад, потужності та гранулометричні особливості. Від’ємні нерівності дна заповнюються найінтенсивніше, часто містять грубоуламковий матеріал абразійного походження, тому добре зберігаються, навіть за можливого наступного розмиву.

Глибину морів можна визначити за літологічним складом відкладів: вапняки, крейда та кремнієві породи, які утворюються з органічних решток, формуються у морях, глибиною 50-200 м; глинисті породи, рідше алевроліти і пісковики – до 500-700 м; глинисті, кремнієві, вапнякові мули – до 3000 м; червоні глини і кремнієвий мул, збагачення осадів сульфідами, іноді виливи базальтових лав – на глибинах понад 3000 м.

Положення давньої берегової лінії ідентифікують викопні органічні залишки прісноводного та морського характеру, які між собою не змішуються. Берегова лінія є також зоною поділу відкладів областей зносу і областей осадонагромадження. Берегова зона пов’язана з давніми береговими формами рельєфу – ніші, кліфи, піщані підводні вали (бари).

Про прибережне положення суші свідчать кори вивітрювання, а також поверхневі текстури у вигляді слідів крапель дощу, відбитків слідів тварин, тріщин усихання тощо. Умови мілководдя підтверджують оолітові вапняки, черепашники з уламків черепашок, релікти нір морських раків, поверхневі текстури брижів, механічна сортованість черепашок молюсків, розміщення видовжених органічних залишків паралельно один до одного і відповідно до берегу (рис. 2.4.2) [11].

Рис. 2.4.2. Вздовжберегове орієнтування черепашок тентакулітів, белемнітів [15]

Давні вулканічні виверження. Важливо визначити умови вивержень – у наземних чи підводних умовах. Ознакою підводних умов є специфічна морська фауна у складі ефузивно-осадових порід.

З’совують положення центрів вивержень. З наближенням до них збільшується потужність ефузивних утворень, зростає частка пірокластичного матеріалу та розміри уламків. З віддаленням від місць вивержень поліпшується сортованість пірокластичного матеріалу [11].

Давні вулканічні кратери виявляють також за кільцеподібною формою або її фрагментами на космічних та аерофотознімках. Таку форму творять дугоподібні гребені хребтів, відцентровий або доцентровий малюнок ерозійно-балкових форм, кільцеві вигини рік. У межах Вулканічного хребта Українських Карпат, утвореного неогеновим вулканізмом, за кільцевою формою вершин виділяються г. Маковиця, Бужора, Тупий та ін.

За результатами досліджень будують карти з широкою загальною реконструкцією геоморфологічної обстановки на певний етап розвитку земної поверхні [2]. Наприклад, карта реконструкції континентів та океанів у ранньому докембрії (А. Городницький, 1978) [1]. Створюють також карти окремих типів рельєфу, наприклад, дольодовикової поверхні в областях зледенінь, або певних морфометричних чи генетичних характеристик палеорельєфу.