Аналіз історії розвитку рельєфу за геолого-геоморфологічним профілем

Історія розвитку рельєфу – це послідовна зміна геологічних подій певної території від найдавніших часів, про які є дані на профілі, і до сучасного періоду. Геологічні події охоплюють тектонічні підняття або опускання, морські трансгресії чи регресії, наступання або відступання покривних льодовиків, врізання флювіальної мережі чи акумуляція наносів у річкових долинах. Аналіз історії розвитку рельєфу є важливим в оцінці території з погляду перспективи на наявність корисних копалин та для прогнозування його подальшого розвитку. Характеристикою історії формування рельєфу закінчують будь-яке регіональне геоморфологічне чи геологічне дослідження.

У характеристиці розвитку рельєфу студенти опираються на теоретичні знання з курсу загальної геоморфології та геології.

Рельєф є продуктом взаємодії ендогенних та екзогенних сил. Ендогенні, або внутрішні, рухи Землі призводять до підняття чи опускання земної поверхні. Оскільки за законами розвитку природні сили завжди напрямлені до рівноваги, то процеси, що відбуваються на земній поверхні, покликані знівелювати чи виповнити нерівності додатного чи від’ємного характеру. Отже, екзогенні (зовнішні) сили Землі, такі як ерозія, денудація, розчленовують і знижують ділянки піднять тим сильніше, чим інтенсивніше відбувається процес підняття. На ділянках опускань активними є процеси відкладання (акумуляції) матеріалу, який заповнює зниження рельєфу. Процеси акумуляції розвиваються тим інтенсивніше, чим більша амплітуда тектонічних опускань. Відповідно, рельєф зони тектонічних піднять значно розчленований із малою потужністю пухких відкладів (або їх взагалі нема). Рельєфу зон тектонічних опускань властиві мінімальні абсолютні і відносні висоти та велика потужність відкладів.
Під час значних тектонічних піднять територія виходить з-під дна моря, відбувається відступання (регресія) моря, і починають панувати континентальні природні умови. Протягом тектонічних опускань відбувається наступ (трансгресія) моря, суша перетворюється на морське дно, і панує морський режим осадонагромадження.

Про існування морських умов осадонагромадження свідчать відклади, в яких знайдено відповідну викопну фауну. На профілі і карті вони позначені індексом m. У глибоких морях накопичуються переважно глини, у середніх і мілких – вапняки, у мілких – піски, на узбережжях біля високих абразійних берегів відкладається галька. Вапняки формуються у теплому кліматі.

Про континентальні умови свідчить те, що у розрізі нема відкладів якого-небудь періоду, епохи чи віку, тобто стратиграфічне неузгодження порід. У цьому випадку відбувалися переважне розмивання і денудація відкладеного раніше матеріалу, що виявляється у нерівній покрівлі порід. Ознакою існування суші є також континентальні відклади – льодовикові, водно-льодовикові, алювіальні, делювіальні еолово-делювіальні, озерні. Ці відклади часто наявні лише у верхніх шарах земної кори, що відклались в останній контанентальний етап геологічної історії – четвертинний, оскільки у попередні континентальні періоди вони були розмиті наступними морськими трансгресіями.

За певними континентальними відкладами визначають геологічні події, що відбувались у минулому. Наприклад, льодовикові відклади (морени), які представлені звичайно несортованим валунним суглинком чи супісками, свідчать про наступ покривного льодовика і панування холодного клімату. На розрізі вони позначені індексом g (від лат. glacialis – льодовий). Водно-льодовикові відклади, представлені сортованими пісками і галечниками, є ознакою відступання (танення) льодовика і потепління клімату. Матеріал у цьому разі сортований розталими водами льодовика від грубоуламкових фракцій внизу розрізу до дрібноуламкових уверху. На профілі водно-льодовикові (флювіогляціальні) відклади позначено як f (від лат. fluvius – ріка і glacialis – льодовий). Чергування по розрізу морен і водно-льодовикових відкладів свідчить про повторення льодовикових і міжльодовикових епох. Проте іноді після пласту льодовикових відкладів нема пласту водно-льодовикових утворень. Це означає, що ці утворення були зденудовані і винесені за межі цієї ділянки.

Інколи в одному пласті порід змішані водно-льодовикові відклади різного віку (на заданій території – дніпровсько-московського, fQ₂^dn-ms). Це пояснюють тим, що одночасно із наступом льодовика часто відбувалось і його танення. Тому водно-льодовикові відклади молодшого віку (fQ₂^ms) поєднались із давнішими відкладами (fQ₂^dn), які залишились від попередніх фаз зледеніння. Оскільки льодовик продовжував наступати, то морена перекрила водно-льодовикові відклади дніпровсько-московського віку.

Льодовикові і водно-льодовикові відклади не тільки залягають у глибині розрізу, а й виходять на денну поверхню і творять сучасний рельєф межиріч.

Льодовикові відклади представлені на заданій території невисокими моренними пагорбами, що утворюють пологохвилястий і пологогорбистий рельєф, а також заболоченими моренними западинами. На профілі і карті ці западини позначені умовним знаком озерних відкладів – l (від грец. limnē – озеро). Водно-льодовикові відклади виповнюють долини стоку талих льодовикових вод.

Континентальними є також відклади річкової акумуляції – алювіальні (позначені як a (від лат. alluvio – нанос, намив)). Перш ніж накопичаться річкові відклади, відбувається врізання долин у підстильну поверхню (ерозія). Це може бути поверхня льодовикових, водно-льодовикових, а також морських відкладів.

За будовою річкової долини можна проаналізувати момент і місце закладання, фази її розвитку. Початок закладання долини визначають за вихідним положенням русла, яке, як звичайно, є біля тилового шва найдавнішої тераси на рівні покрівлі наймолодшого пласта, прорізаного річкою в момент формування долини. Також за будовою річкової долини можна визначити час її закладання методом вікових рубежів: “долина молодша від наймолодшого пласта гірських порід, який вона прорізає, і давніша від найдавнішого пласта, який її виповнює (лежить у долині)”.

Після визначення місця і часу закладання долини можна в загальних рисах простежити фази її розвитку, визначені кількістю терасових рівнів, їхньою шириною і висотою, розміщенням і потужністю пачок алювіальних відкладів. Кількість терасових рівнів (заплави і надзаплавних терас) свідчить про кількість фаз врізання ріки. Висота тераси відображає глибину її врізання.

В асиметричної річкової долини розвиток відображається від пологого схилу до крутого з декількома фазами поглиблення (глибинна ерозія) і розширення (бічна ерозія). Сучасне положення русла свідчить про бічне зміщення русла у цьому напрямі. Глибинна ерозія активізується в разі тектонічних піднять території, зниження базису ерозії або зміни кліматичних умов (збільшенні опадів, інтенсивне танення снігу, льодовика та ін.). Бічна ерозія відбувається у випадку зміщення русла під час його меандрування.

Серед алювіальних відкладів розрізняють три фації: руслову (а_r), заплавну (а_z), старичну (а_s). Частину матеріалу, яка відкладається у руслі ріки називають русловим алювієм. Цей алювій формується з продуктів ерозії дна і берегів певної ділянки ріки та ділянок, що лежать вище від неї. У разі зміщень русла алювій формується у вигляді відповідного пласта в долині ріки. Для нього характерний переважно середньо- і грубоуламковий склад та коса шаруватість відкладів. Заплавний алювій утворюється під час відкладання матеріалу в період повеней і паводків у межах заплави ріки. Він представлений дрібнішими фракціями і має горизонтальну шаруватість відкладів. У відчленованих від основного ділянках русла (старицях) накопичується глинистий та мулистий матеріал, який називають старичним алювієм. Розміщення старичної фації алювію свідчить про те, що у цьому місці колись було русло ріки. Ширина цих відкладів приблизно відповідає ширині давнього русла.

Делювіальні відклади d (від лат. deluo – змиваю) свідчать про змивання і перенесення матеріалу нерусловими водними потоками на схилах. Вони відкладаються власне на схилах і в їхніх підніжжях, де мають більшу потужність. Їм властива несортованість матеріалу.

Еолово-делювіальні відклади vd – це відклади, що формуються у прильодовиковій (перигляціальній) зоні внаслідок дії вітрів і тимчасових водних потоків. Сильні вітри зносять пилуватий матеріал із поверхні льодовика, який відкладався плащоподібно на прилеглій території. Водні потоки на схилах розмивають і перевідкладають сформований льодовиком матеріал. Ці еолово-делювіальні відклади представлені лесами і лесовими суглинками.

Певні складності зумовлює пояснення фактів виклинювання порід. Пласт в розрізі може зникати з різних причин (див. рис. 6). По-перше, шар може зникнути внаслідок зміщення його по розлому в земній корі. У такому випадку його можна знайти за лінією розлому вище або нижче по розрізу. По-друге, пласт може перерватися внаслідок розмивання, що відбулося в континентальну епоху. По-третє, пласт може виклинюватися в тому місці, де в минулому була берегова лінія того басейну, в якому він відклався. І по-четверте, пласт можуть фаціально заміщувати в горизонтальному напрямі породи, що мають однаковий генезис і вік, але різний літологічний склад. Таке явище простежується у випадку зміни умов осадонагромадження в горизонтальному напрямі (глибини басейну, джерела зносу і відстані до нього).

Важливою складовою історії розвитку рельєфу є характеристика сучасних рельєфотвірних процесів, які відбувались в голоцені і продовжують формувати рельєф сьогодні. Такими процесами є бічна та глибинна ерозія і пов’язані з нею зміщення ріки, площинний змив, ерозія тимчасових водотоків, заболочення у старичних озерах та реліктових водно-льодовикових улоговинах, а також обвальні, осипні і зсувні процеси. Вони виявляються за генетичними типами голоценових відкладів.

Завершують аналіз прогнозом подальшого розвитку рельєфу. Висловлюють передбачення про напрямленість тектонічних рухів (підняття чи опускання) і, відповідно, зміни ерозійно-акумулятивної діяльності ріки, посилення чи послаблення денудаційних процесів. Прогнозують розвиток рельєфу внаслідок зміни кліматичних умов (збільшення чи зменшення кількості опадів, висоти снігового покриву, радіаційного балансу).

В описі історії розвитку території висвітлюють таке.

Морські трансгресії і регресії: глибина сучасного моря, наявність викопної флори і фауни.
Наступи та відступи покривного льодовика: кількість льодовикових і міжльодовикових епох, особливості льодовикової і водно-льодовикової акумуляції, наявність долин стікання талих льодовикових вод.
Формування річкової долини: «моменти» закладання елементів долин (терас, заплави), фази ерозійної та акумулятивної діяльності, глибина врізу долини, напрям зміщення русла, механізм утворення річкових терас.
Сучасні геоморфологічні процеси, які вплинули на розвиток рельєфу: місця річкової ерозії та акумуляції, делювіальний змив та ін.
Прогноз подальшого розвитку рельєфу.

На кожному з етапів рельєфотворення зазначають:

Час початку геологічних подій.
Характер тектонічних рухів.
Морський чи континентальний режим осадонакопичення.
Склад, потужність і характер залягання відкладів.
Характер морфології давнього рельєфу (гірський, рівнинний, сильно чи слабко розчленований, узгодженість із сучасним рельєфом).
Кліматичні умови.

Під час виконання завдань треба дотримуватися послідовності викладу. Історію розвитку рельєфу описують у геологічній хронології, починаючи від найдавніших періодів до сучасних, завершуючи аналізом рельєфотвірних процесів і передбаченням майбутніх геологічних подій.

Деякі події, такі як морське осадонакопичення, розмивання й акумуляція алювію, наступ і танення льодовика, тектонічні підняття й опускання на геолого-геоморфологічному профілі і карті не показані. Про них можна здогадатися за тими відкладами та формами рельєфу, які вони залишили після себе і які відображені на профілі та карті. Правильність «здогаду» залежить від розуміння студентами причин формування рельєфу і механізму геоморфологічних процесів.