Долини, перевали та проходи гірських систем

В порівнянні з рівнинами в гірських системах виявляється більш густе ерозійне розчленування. Причиною цього являються: 1) більша кількість випадаючих в горах атмосферних опадів, ніж на прилеглих рівнинах,   2)  мала проникність для води у  щільні корінні породи,  3)  крутизна схилів, що зумовлює швидке стікання дощових вод, які збираються в потужні струмки з великим падінням і високою ерозійною здатністю,   4)  велика участь в живленні і утворенні водостоків підземних вод  і нарешті,  5)   участь в утворенні водостоків у високих горах талих вод багато численних снігових льодовиків. Долини гірських систем-областей складчастої структури можуть знаходитись в відповідності з тектонічною структурою або в протиріччі з нею. В зв’язку з цим потрібно розрізняти по відношенню до  тектоніки гірські долини  повздовжні , поперечні , діагональні .  Повздовжні долини в свою чергу діляться на синклінальні, антиклінальні та моноклінальні. При освоєнні гідрографічною сіткою первинного тектонічного рельєфу першими по часу закладення є синклінальні долини та долини-грабени.
 
Пізніше утворюються притоки синклінальних рік, що закладають свої долини на крилах антикліналей, які їм належать. Поперечні долини схилів антиклінальних хребтів, що мають падіння згідно з падінням пластів, що їх складають, можна назвати катаклінальними.  Це долини невеликих, коротких річок або непостійних гірських струмків, що мають вигляд  вузьких ущелин з крутим падінням тальвегу, часто зі східчастим повздовжнім профілем. При специфічних умовах геологічної будови и розвитку річкової сітки в складчастих горах може наступити повна інверсія первинного тектонічного рельєфу. При такій інверсії головні повздовжні долини будуть мати антиклінальну будову, а розділяючі їх гірські ланцюги – синклінальне. Закладені на схилах синклінальних хребтів поперечні долини мають падіння зворотне падінню пластів і можуть бути названі анаклінальними. Вони відрізняються ще більш різко вираженим східчастим повздовжнім профілем з сильно зближеними уступами.

Повздовжні долини, що витягнуті по простяганню складчастості оголюють часто в своїх бортах на великих відстанях одні і ті ж гірські породи і характеризуються морфологічним одноманіттям: рівномірною шириною, однаковою крутизною схилів. У моноклінальних повздовжніх долин обидва схили, що складені різними породами можуть бути неоднакової крутизни, при чому характер асиметрії зберігається на великих відрізках. Поперечні долини зазвичай перетинають осі складок і їх морфологічне вираження – гірські ланцюги – перпендикулярно до їх простягання. Це витікає із способів утворення поперечних долин, що приводять до перехватів і об’єднання в загальну систему долин річок, на початку абсолютно самостійних. Котловиноподібні  розширення поперечних долин набувають характерний вигляд в тих випадках, коли річка перетинає навхрест простягання широкий антиклінальний горизонт, який броньований з поверхні порівняно не дуже потужною товщею міцної породи, а в ядрі ж складений легко вивітрюючою і розмиваючою породою. В гірських системах сухого континентального клімату, що піддались четвертинному зледенінню на схилах долин іноді спостерігаються терасоподібні уступи, які на перший погляд можна прийняти за алювіальні річкові тераси. Проте вони складені не із шаруватого алювію, а з не шаруватої і несортованої маси. Це так звані моренні „тераси осідання”, тобто відкладені на борти долини бокові морени зниклих льодовиків. В горах вологого клімату вони більшою частиною вже розмиті атмосферними опадами і перетворились місцями в цілі „ліси” земляних пірамід. В сухому ж кліматі вони зберігаються значно довше, а інтенсивне фізичне вивітрювання в період нерівномірного осідання поверхні льодовика сприяло швидкому накопиченню матеріалу бокових морен при тимчасових зупинках цього процесу.

Гребенева лінія гірських ланцюгів і хребтів являє собою чергування підвищень або вершин та понижень або виямок. Ті з цих виямок, які утворюють найбільш низькі і найдоступніші місця для переходу хребта по долинах стікаючих з нього в протилежних напрямках річок називають перевалам. По характеристиці перевальної сідловини слід розрізняти форми повздовжнього профілю перевалу – в напрямку підступу до перевалу та форму поперечного профілю – в напрямку осі хребта. Якщо гребінь хребта гострий, то і перевальна сідловина в повздовжньому профілі буває дуже вузькою : місцями вершинна площадка сідловини всього декілька метрів ширини. При округлій гребеневій частині хребта і сідловина в повздовжньому профілі доволі широка, часто зі значною рівною площадкою. Розрізняють три типи гірських перевалів, але вони в чистому вигляді представлені досить рідко :

1) Первинно – тектонічні перевали являються структурними утвореннями, що виникають одночасно з основними тектонічними формами гір – антиклінальними горами складчастої структури або горстами і грабенами глибових гір. Ці перевали являють собою або місцеві поглиблення антиклінальної осі складок, або обумовлені поперечними диз’юнктивними дислокаціями. В чистому структурному вигляді такі перевали невідомі:  всі вони то в більшій, то в меншій мірі змінені дією екзогенних факторів.

2)  Річкові деструкційні перевали. Круті схили гірських хребтів завжди бувають порізані ерозійними ущелинами річок або ритвинами невеликих гірських струмків. Всім цим водостокам властива здатність поступово відсовувати в процесі розвитку водозбірні лійки вверх по схилу. При цьому нерідко задня стінка такої відступаючої вверх лійки в кінці кінців перетинаються з водозбірною лійкою струмка або річки протилежного схилу хребта і в цьому місці гребеневої лінії утворюється виямка. Так як схили водозбірної лійки круті і дещо увігнуті, то і утворена при їх перетинанні виямка гребеня повинна представляти собою на початку вузьку вирізку з гострим повздовжнім профілем. Проте така форма перевалів річкового походження в природі зустрічається рідко. Крутизна схилів, морозне вивітрювання, дефляція сильними вітрами та інші процеси денудації викликають швидке пониження перевальної частини гребеня : повздовжній і поперечний профіль її округлюються і перевальне пониження набуває вигляду сідловини.

3) Льодовикові деструкційні перевали. В високих горах, що перебули плейстоценове зледеніння, багато перевалів, які були сформовані ще в дольодовиковий період, пізніше були сильно змінені льодовиками і фірнами. Початкова форма льодовикового перевалу, що утворився в результаті перетину задніх стінок цирків, які ростуть назустріч один одному з протилежних схилів хребта порівняно вузька, гіперболічна в поперечному профілі і дуже вузька та гостра в повздовжньому профілі виямки гребеня. В більш пізнішій стадії розвитку, коли поступово понижуюча скелиста перетинка між двома цирками зовсім зникне і обидва цирки зіллються своїми фірнами, то пройде округлення повздовжнього профілю перевалу, а поперечний профіль набуває коритоподібного вигляду.

Довгі гірські ланцюги іноді перериваються глибокими і широкими плоскодонними пониженнями, які називають гірськими проходами. Іноді по лінії гребеня хребта в цьому низьколежачому пониженні спостерігається дуже слабо виражений в рельєфі вододіл. Проте частіше такий вододіл відсутній і через гірський прохід може протікати одна-єдина річка з постійним падінням в одну сторону. Проте такий гірський прохід не можна ототожнювати з наскрізною долиною. Морфологічно насамперед це вузька, крутостінна ущелина, яку річка займає на всю ширину, часто не залишаючи по сторонам хоча б вузької смужки горизонтального рівного простору. Щодо гірських проходів, то це в більшості випадків тектонічне утворення – поперечний грабен чи рідше занурення антиклінальної осі хребта. Гірські проходи являються найбільш зручними і часто на великих відстанях майже єдиними шляхами для масового переходу через гірську систему.
 

 Походження гірських систем, типи їх складчастості

Гірські системи утворюються в рухомих зонах земної кори – геосинкліналях – активних ділянках, де відбуваються постійні тектонічні рухи. Для земної кори характерні коливальні рухи, що являють собою надзвичайно повільні підняття та опускання, які проходять зі швидкістю від долей міліметра до декількох сантиметрів в рік. Амплітуда коливальних рухів в геосинкліналях може сягати 15-20 км. Коливальні рухи бувають декількох порядків, розрізняючись по величині амплітуди коливань, тривалості їх періоду і територіальному обхвату земної поверхні. Коливальні рухи першого порядку охоплюють періоди біля 150 млн. років і можуть проявлятись одночасно на великих територіях порядку цілих материків. Рухи інших порядків, накладаючись один на одного , в одних випадках сумують в своїй дії і прискорюють рух в певному напрямку ;в інших випадках вони мають протилежні знаки і послаблюють загальний ефект.

На першому етапі геосинкліналь характеризується загальним опусканням, але накладення на нього хвильових рухів визиває диференціацію геосинкліналі на різко виражені, лінійно витягнуті зони частих піднятть та занурень, які можна назвати первинними. На цьому етапі первинні прогини інтенсивно прогинаються і розширюються, а надалі в осьових частинах виникають центральні підняття, які розширюючись як би „накочуються” на сусідні первинні підняття, що призводить до того, що останні поступово перетворюються в зони прогину.

На окраїні геосинклінальної зони прогин, який компенсує крайнє центральне підняття, насувається на край платформи і тут утворюється передовий прогин. На цьому етапі в зоні опускання може проявлятись вулканізм у вигляді підводних виливів переважно базальтових лав. В кінці цього етапу починається загальне підняття, геосинклінальна зона з морського дна перетворюється на сушу з різко контрастним рельєфом. Цей етап називається орогенічним. Утворення гірських хребтів супроводжується зім’яттям геосинклінальних осадових товщ, введенням в них глибинних магматичних тіл, що застигають у вигляді гранітних або гранодіоритових батолітів, метаморфізацією осадових порід. Пізніше в складчастій земній корі виникають глибокі розломи, які розбивають її на окремі валуни, що витримують диференційні рухи (опускання і підняття ) ; по розломах можуть проходити наземні вулканічні виливи.

 Поява розломів в складчастих зонах говорить про те, що земна кора тут вже в значній мірі консолідована, тобто ущільнена попередніми процесами складкоутворення, введенням інтрузій, метаморфізацією порід і втратила свою пластичність: на подальші напруження в ній вона стала реагувати не пластичними деформації, а розривами. Таким чином, утворення складок в зоні орогенезу слід визнати первинним явленням, а розломів – переважно вторинним.

У чергуванні опускань і піднятть, які супроводжуються складчастістю спостерігається певна циклічність в їхньому розвитку. Нині в розвитку Землі( і в еволюції геосинклінальних поясів ) виділяють такі основні тектонічні цикли:

1) Байкальський (1000...550 млн. р. тому ). Це сукупність тектонічних процесів, що завершили наприкінці протерозою розвиток тогочасних синкліналей. Байкальські складки неодноразово перебудовувались пізнішими фазами тектогенезу, зокрема герцинською і альпійською складчастостями.

2) Каледонський (545...375млн. р. тому ). Це епоха інтенсивного прояву тектонічних процесів в ранньому палеозої. В геосинкліналях проявляється складчастими деформаціями, а на платформах – активізацією розломно-блокової тектоніки.

3) Герцинський ( 375...220 млн. р. тому ). Це одна з найактивніших в історії Землі деформацій земної кори, що відбувалася з девонського періоду до початку тріасового періоду.

4) Кіммерійський ( 220...80 млн. р. тому ). Це тектонічно активна епоха планетарних деформацій земної кори в ранньому і середньому мезозої.

5) Альпійський ( від 80 млн. р. тому ). Це наймолодша за геологічним віком і одна з найбільш тектонічно активних епох планетарних деформацій земної кори. Вперше проявляється після завершення кіммерійської епохи в крейдяному періоді і вважається незавершеною до цього часу.

 Класифікація складчастих утворень основана на механізмі їх формування і виділяються наступні типи складчастості:

1) Глибова складчастість  є відображенням в заляганні поверхневих пластів вертикальних рухів глибинних глиб земної кори. Звичайна форма таких складок – коробчата. В потужних пластичних товщах коробчата форма складки вверх по розрізі може розм’якати , переходячи в куполоподібну. В складчастих зонах цей тип складчастості широко розповсюджений і утворює фон для других типів.

2) Складчастість нагнітання виникає в результаті пошарового перетікання пластичних порід (глин, гіпсу, кам’яної солі), які відтікають з одних місць і накопичуються в інших, утворюючи в останніх ядра нагнітання або витікання . Основною причиною переміщення пластичного матеріалу є нерівномірне навантаження зверху, що обумовлено частіше всього наявністю розривів в покриваючій товщі. Частіше всього ця форма складчастості буває розвинута в передових прогинах і на зануреннях великих антикліноріїв.

3) Складчастість глибинна або метаморфічна, грає дуже велику роль в глибоких частинах складчастих зон. Вона зв’язана з процесами в спливання всередині пластичних покриваючих товщ тіл гранітних, граніто - гнейсових або магматичних куполів, а також куполів чи валів, що складені  метаморфічними сланцями. В процесі гранітування і регіонального метаморфізму щільність порід, внаслідок насичення їх газами і порами, зменшується, що сприяє їх в спливанню

4) Складчастість загального зім’яття виникає в результаті горизонтального зжимання в земній корі. Причини, які викликають цю складчастість вузько місцеві: а) гравітаційне сповзання порід по схилам тектонічного підняття;б) розсуваючи дія на навколишні породи глибинної складчастості або складчастості нагнітання; в) горизонтальний тиск на навколишні породи розповзаючої під дією сили тяжіння верхньої частини відносно піднятого блоку земної кори.

З точки зору походження гір розрізняють три основні групи:

1) Тектонічні. Під тектонічними гірськими системами в подальшому будуть розумітись такі гори, які виникли в результаті описаних вище складчастих або глибових деформацій земної поверхні при орогенічних процесах.

2) Вулканічні. Вулканічні утворення формуються завдяки акумуляції рідких і твердих продуктів навколо еруптивних центрів, які частіше всього бувають представлені ізольованими вулканічними конусами, що піднімаються іноді серед абсолютно рівних просторів, які складені з поверхні невулканічними відкладами.

3) Ерозійні. Щодо ерозійних гір, то під ними розуміються сильно розчленовані постійними і періодичними річками високі плато, які складені потужними товщами недислокованих осадових порід, які представляли спочатку абсолютно рівні простори столового типу.

 

Складчасті та глибові гори 

Повертаючись до тектонічних гір слід відмітити, що вони виникають  в результаті дислокації земної кори і слідуючого за цим загального підняття. Але ці дислокації бувають двох видів: а) пласти гірських порід можуть бути зім’яті в складки інтенсивності і форми–плікативні дислокації і, б) земна кора виявляється розламаною на окремі глиби, що витримують при цьому вертикальне та горизонтальне переміщення відносно один одного – диз’юнктивні дислокації в зв’язку з цим тектонічні гори можна поділяти на складчасті та глибові перші утворюються в мобільних геосинклінальних зонах земної кори. Щодо глибових гір, то  вони виникають, як правило, в областях повторного орогенезу.

Як ми вже бачили, складки можуть бути дуже різноманітні по механізму і місці утворення, і по своїй морфології. Ми роздивимося головні типи складчастих гірських систем.

 1. Моноантиклінальні гірські системи. Гірські системи цього типу зустрічаються порівняно рідко і являють собою одинарний брахиантикліналь значних розмірів, іноді відкладений на крилах основної складки дрібною складчастістю другого порядку у вигляді так званих кулісних складок, а також розломами. Ці системи характерні для областей перехідних від геосинкліналей до платформ. Характерною моноантиклінальною гірською системою є масив Блек Хілз  Північної Америки.

2. Гірські системи повної складчастості. Поодинокі складки  зустрічаються порівняно рідко. Частіше багато складок розміщуються тісно одна біля другої більш чи менш паралельно, утворюючи пучки складок. Простягання складок в загальному співпадає з простяганням усієї складчастої області, яка часто утворює дугоподібний вигин. Паралельність складок в складчастій зоні нерідко трішки порушується, коли спостерігається галуження (віграція) складок. По характеру складок та іншим особливостям можна виділити декілька типів гірських систем, які утворені повною складчастістю.

А) Тип Юри характеризується тим, що всі складки мало розрізняються по амплітуді і утворені виключно шаруватими осадовими породами. Складки при цьому порівняно простої будови – прямі, а іноді косі або злегка відкинуті, але не лежачі і представляють правильне чергування антикліналей та синкліналей. В відносно молодих горах цього типу часто ще відмічається спів падання орогенічного рельєфу з тектонічним : хребти і ланцюги відповідають антикліналям, повздовжні долини між ними співпадають з синкліналями ( Центральний Копетдаг ). А в більш древніх горах первинний рельєф вже не відповідає сучасній орографії. В багатьох випадках відмічається зближення і попарне злиття хребтів в місцях замкнення складок.

Б) Складні складчасті гори з інтрузіями магматичних порід. Ускладнення в будові складчастих гір може вносити неоднаковий по амплітуді розвиток окремих складок. Найбільш високі по амплітуді і абсолютній висоті складки в осьовій частині складчастої зони виходять і найбільш зруйнованими, ніж менш високі периферичні. В силу цього в них можуть бути виведені денудацією на поверхню  такі пласти, які в других складках, а також глибинні інтрузії магматичних  порід в вигляді потужних батолітів, що утворюють центральні кристалічні масиви гір.

В) Гори покривного типу. В горах цього типу тектонічні покриви виникають в результаті розривів земної кори і зміщення крил розривів по дуже похилим та хвилястим поверхням скидача. ”Висячі” крила таких розривних порушень, що мають вид потужних пластів зі складчастою структурою налягають один на одного у вигляді лусок – „ лускова структура „. Сам механізм утворення цих лусок пояснюється гравітаційними процесами – зісковзуванням окремих глиб земної кори по схилам гірського хребта під дією сили тяжіння. В морфологічному відношенні гори лускової структури подібно простим складчастим горам складаються з ряду паралельних ланцюгів, що витягнуті більшою частиною в напрямку загального простягання нагір’я.

Глибові гори виникають при повторному на тих ділянках земної поверхні, що пережили вже геосинклінальний процес складчастого гороутворення з усіма супутніми йому процесами: ущільненням гірських порід шляхом механічного зжимання, їх метаморфізацією, входженням магматичних інтрузій. В результаті цих процесів проходить консолідація даного відділу літосфери, втрата пластичності та здатності складаючих його гірських порід до пластичних деформацій. В зв’язку з цим, коли в земній корі знову виникають орогенічні напруження, то даний відділ реагує на них, як жорстка маса, не зминаючись в складки, а розламуючись на окремі глиби, що зміщуються відносно один одного в вертикальному та горизонтальному напрямках. При цьому відносно підняті глиби утворюють позитивні орографічні елементи – гірські хребти і масиви, а відносно опущені – долини і міжгірні депресії.

Морфологічна диференціація глибових гір витікає із числа і розміщення скидів, характеру зміщення окремих глиб відносно один одного. В тому випадку, коли по лінії одиночного розлому одне його крило вийде на значній протяжності високо підняте над іншим крилом, зберігши початкове, близьке до горизонтального положення поверхні, то утворюється більш-менш висока скидова ступінь. Її обривистий скидовий край може бути сильно розчленований ерозією, але зверху знаходиться рівне, нерозчленоване плато. Якщо підняте крило прийме положення косо поставленої глиби ; в цьому випадку ми маємо напівгорст. В поперечному розсіченні такий хребет асиметричний : схил, що відповідає площині скиду зазвичай крутий і має чітко виражену підошву ; протилежний схил більш похилий і довгий, і частіше всього переходить в рівнину дуже поступово. в рівнину дуже поступово. Напівгорстам можна протиставити горстові гірські масиви. Вони представляють собою підняті над навколишніми просторами відділи літосфери, які оконтурені скидами принаймі з двох сторін  або по всій периферії. В залежності від вигляду глиби, горстові підвищення може представляти або гірський масив, або ж гірський ланцюг чи хребет.

З точки зору структурних особливостей, серед глибових гір можна виділити ще два різновиди. 1) Столові глибові гори, які представляють собою розламану скидами столову систему. Відділи первинної поверхні, яка розламана і піднята в окремих глибах на різну висоту, складені горизонтальними або похилими, але не зім’ятими  в складки пластами осадових порід. 2) Складчасті глибові гори, що представляють розламану скидами іноді раніше підняту на різну висоту складчасту систему. Окремі глиби можуть відрізнятися в середині себе складною тектонікою і виявляють на поверхні значну різноманість та часту зміну гірських порід.

 
Рівнини – обширні вирівняні простори з незначним перевищенням висот. В залежності від абсолютних висот поділяються на височини (плато)  і низовини (з висотами до 200 м). В межах низовин проходить акумуляція пухких відкладів. Пухкі відклади нагромаджуються у пониженнях утворюючи осадову товщу, та нівелюючи нерівності поверхні. Височини відрізняються розвитком процесів як акумуляції так і ерозії. Деякі з них можуть мати значне розчленування, нагадуючи гори (однак від гір височини відрізняються меншими абсолютними висотами та відсутністю дислокацій). З морфологічної точки можна розглядати плоскі, хвилясті, увігнуті рівнини.

            За генетичними ознаками  (походженням, особливостями геоморфологічних процесів) виділяють такі типи рівнин:

-          первинні (морські) рівнини – утворилися внаслідок зниження рівня моря та перетворення мілководної частини на сушу. Для них характерний досить одноманітний рельєф із нахилом в сторону моря (Зх-Сибірська, Прикаспійська, част. Причорноморської низовини);

-          алювіальні – формуються потужними алювіальними наносами великих річок (Дунайська, Месопотамська, Ріонська);

-          водно-льодовикові (зандрові) – низовини складені пісками, піщано-глинистим матеріалом, що нагромадились талими льодовиковими водами. Для них характерні численні ози, ками, западини, параболічні дюни (Ковельська, Сарненська зандрові рівнини);

-          озерні рівнини – утворились на місці колишніх озер. Для них характерна увігнута поверхня та терасовані узбережжя  (Ільменська, Полоцька низовини);

-          моренні рівнини – як правило підвищені території із численними льодовиковими наносами (Валдайська височина);

-          лесові рівнини – належать як правило до високих, складені товщами лесів та лесовидних відкладів що перекривають первинний рельєф. Для них характерні глибокі річкові долини, суфозійний рельєф (Подільська височина);

-          вулканічні плато – поширені в районах проявів давніх тріщин них виливів лави (Вірменське плато, Колумбійське лавове плато).

-          абразійні низовинні рівнини – створені діяльністю моря у береговій зоні, як правило являють собою вузькі прибережні смуги (Приазовська);

-          денудаційні рівнини (плато) – утворилися внаслідок тривалих процесів руйнування давніх гірських систем. Поширені в Центральній Азії, Казахстані.

 
 

 Літературні джерела

1. Географічна енциклопедія України. т.1.(А-Ж). К:УРЕ,1989
2. Географічна енциклопедія України. т.2.(З-О). К:УРЕ,1990
3. Географічна енциклопедія України. т.3.(П-Я).К:УРЕ,1993
4. И.С. Щукин «Общая геоморфология» т.2.  М:1964г.
5. М.В. Багров, В.О. Боков, І.Г.Черваньов „ Землезнавство” К :2000
6. Й. М. Свинко, М.Я. Сивий „ Геологія” К : 2003
7. Я.О. Мольчак, Л.В. Ільїн „ Загальне землезнавство” Луцьк:1997
8. Н.С. Подобедов„ Общая физическая география и геоморфология” М: 1974
9. Б.Н. Гурский, Г.В. Гурский „Геология” Минск: 1985