Кріогенна морфоскульптура. 
Кріогенна морфоскульптура

Вступ

Об'єкт дослідження. Кріогенна морфоскульптура.

Предмет дослідження. Вивчити, ретельно розібрати та проаналізувати, кріогенну морфоскульптуру нашої Землі.

Актуальність теми. Чому і де, в якій місцевості, на яких континентах розповсюджено мерзлоти на поверхні Землі. За яких умов вони утворилися і як давно. Коли було виявлено перші кріогенні відкладення, які корисні копалини там можна знайти.

Задачі. Дізнатися як більше всього про Кріогенну морфоскульптуру.

Мета: Зробити кріогенно-морфоскульптурний аналіз Землі.

Як частина сучасного морфогенезу (сукупності процесів, які змінюють земну поверхню) льодовикові процеси відіграють важливу роль у перетворенні земних ландшафтів. Нині вони поширені на великих площах земної поверхні, завдяки їхній діяльності постійно змінюється рельєф полярних і високогірних областей. Отримані в результаті сучасних досліджень нові дані щодо діяльності льодовиків дають змогу глибше вивчати наслідки льодовикових процесів у минулому, відтворити палеографічні умови тих часів, зрозуміти роль покривних зледенінь у змінах природи та еволюції людини, реконструювати важливі космічні та астрономічні родії, що зумовлювали ритмічність періодів похолодання і потепління на Землі в минулому. 1.2 Льодовикові процеси і рельєф, утворений ними, відіграють важливу роль, здійснюючи значні перетворення земної поверхні та впливаючи на функціонування інших складових навколишнього середовища. По-перше, знання щодо льодовикових процесів і відпорної морфо скульптури є підставою для пошуку деяких корисних копалин. І хоча сама діяльність покривних льодовиків не створює розсипищ корисних копалин промислового значення, а лише сприяє їхньому похованню, проте руйнування або пере відкладання порід, які містять корисні компоненти, можуть сформувати льодовикові чи водно-льодовикові розсипища. По-друге, геоморфологічні знання про гляціальний морфогенез і морфо скульптуру сприяють вирішенню низки завдань з інженерного використання рельєфу та відкладів льодовикового походження, зокрема щодо розміщення певних інженерних споруд (поселень, промислових об?єктів, комунікацій, гідроенергетики тощо), вивчення і прогнозування сучасних льодовикових процесів для запобігання їхньому несприятливому розвитку, а також щодо розроблення спеціальних захисних споруд для забезпечення нормальної роботи гірських автошляхів, рекреаційних зон .

По-третє, льодовикові процеси та утворений ними рельєф земної поверхні є потужним екологічним чинником, і на це потрібно завжди зважати. Зростаючий вплив господарської діяльності людини із часом призведе до зміни глобальних показників атмосфери, гідросфери, літосфери та біосфери, що неминуче вплине на перебіг льодовикових процесів. Тому розв? язувати актуальні екологічні проблеми, не володіючи знаннями про ці важливі геоморфологічні процеси і льодовиковий рельєф, буде важко.

Виникнення і тривале існування мерзлих гірських порід на великій площі суходолу зумовлене низкою причин. Однією з них існування у минулому на теренах Північної Америки та Євразії потужних льодовикових покривів, які проморожували верхню частину літосфери на значну глибину. Під час відступу льодовикових покривів, відбувалася деградація мерзлих товщ, що поширилася до межі, де середньорічна температура становить близько -1°С і нижче. Водночас навіть там, де льодовикові покриви у минулому були відсутні, наприклад на теренах більшої частини Середнього Сибіру, колишні кліматичні мінімуми спричинили появу мерзлих гірських порід, які існують і нині внаслідок різ континентального клімату і значного вистуджування поверхні Північної Євразії в холодну пору року. Навіть сучасне потепління клімату, притаманне голоценовому періоду (приблизно останні 10тис. років), виявилося нездатним спричинити повну деградацію багаторічної мерзлоти.

Поширення мерзлих гірських порід зумовлене не лише суворим кліматом. Значною мірою їхнє виникнення і тривале існування залежить від структури і вмісту вологи у породах, характеру рослинності, стійкості снігового покриву та експозиції схилів. Вертикальна поясність природних умов зумовлює виникнення мерзлих порід вище за снігову лінію, навіть в умовах відсутності там снігових опадів у наслідок значної сухості повітря.

У сучасну епоху на гірські породи, що тривалий час перебувають у мерзлому стані («багаторічна мерзлота»), придає, за винятком Антарктида та Гренландії, понад 10% площі земного суходолу (Р. Дж. Райс, 1980). Лише у Північній півкулі площа геокріолітозони становить понад 22 млн км. У напрямі з півночі на півночі на південь вона поділяється на три підзони, майже однакові за площею:1)суцільного поширення порід багаторічної (близько 7,5 млн км);2)їхнього диз`юнктивного поширення (близько 7,3 млн км). 3) спорадичного поширення мерзлих порід (близько 7,2 млн км). Південна межа геокріолітозони не збігається з якоюсь певною паралеллю, у східних материків, де переважають континентальні умови, вона заходить далеко на південь. Водночас з мерзлотою далеко на південь проникають деякі характерні елементи морфологічного комплексу рельєфу цієї зони. Такі морфологічні елементи трапляються далеко за межами свого зонального поширення на так званих орографічних островах у верхніх поясах високогірних країн помірних широт і навіть у тропіках.

Товщина мерзлих гірських порід у геокріолітозоні зазвичай зменшується в напрямі від полюсів на південь і північ, варіюючи залежно від рельєфу, складу гірських порід, клімату та інших чинників. Вона може сягати десятків і сотень метрів (це типові значення товщини шару багаторічної мерзлоти для районів, охоплених нині господарською діяльністю), а рекордні значення спостерігаються в районі верхів?їв р. Мархи в Сибіру (1400−1450 м.). Для хребта Удоканки — 1000 м (о.Елсмір Канадського архіпелагу).

Лід у мерзлих породах присутній у різних формах: у формі льодового цементу (замерзла вода у порах та капілярна вода), льодових включень і великих льодовитих тіл — лінз або жил. За умовами утворення розрізняють синта епігенетичні породи багаторічної мерзлоти. Сингенетичні мерзлі породи утворюються водночас із нагромадженням осадків, а епігенетичні - після нагромадження порід.

На різній глибині породи багаторічної мерзлоти характеризуються певними особливостями. Найближчий до поверхні шар упродовж нетривалого теплого сезону року зазнає відтавання, внаслідок чого в ньому відбувається надзвичайно сильні порушення. Його товщина коливається у широких межах: від кількох сантиметрів до 3 м залежно від різних чинників (географічної широти, рельєфу, експозиції схилів, характеру рослинного покриву, теплопровідності і теплоємності порід, наявності в них різної кількості льоду, наявності чи відсутності шару води, що вкриває їх, тощо). Сезонна динаміка шару багаторічної мерзлоти зумовила назву діяльний шар. Навесні і влітку цей шар зазнає танення, яке починається з поверхні та поширюється вниз, проте в внаслідок наявності мерзлої породи тала вода не може вільно проникати вглибину. Однією з найхарактерніших особливостей, притаманних влітку районами поширення багаторічної мерзлоти,є наявність водонасичених поверхневих горизонтів гірських порід, що зумовлюється таненням льоду в діяльному шарі та сніготаненням. Восени, коли температури знижується, новий цикл замерзання виявляється затиснутим шар рідкої води, і перш ніж увесь діяльний шар замерзне, залишки цієї води можуть зазнати значного «кріостатичного» тиску. Товщина діяльного шару має практичне значення для будівництва інженерних споруд і проведення певних агротехнічних заходів у геокріолітозоні.

Починаючи від покрівлі мерзлих порід углиб приблизно до 15 м, гірські породи постійно перебувають у мерзлому стані. Щоправда, температури тут залежно від сезону від сезону дещо змінюються, але не до плюсових. Цей шар називають шаром сезонно змінних мінусових температур. Коливання температури також спричинює зміну об?єму порід, що сприяє діяльності процесів формування рельєфу.

Залежно від впливу конкретних чинників розміщені нижче за цей шар гірські породи характеризуються певною постійною температурою впродовж року. Це — шар постійних мінусових температур упродовж всього року. Породи шару є справжнім породами багаторічної мерзлоти.

Водночас навіть у підзоні суцільного поширення порід багаторічної мерзлоти трапляються ділянки обмеженої площі, в яких багаторічника мерзлота відсутня. Це так звані талики. Їхнє існування зумовлене аномальним нагромадженням тепла у гірських породах та на земній поверхні, внаслідок чого мерзлота деградує (з часом відбувається розмерзання порід). На таких ділянках породи з багаторічною мерзлотою не формувалися завдяки значному локальному зігріванню геологічних шарів, які залягають з поверхні. Талики здебільшого поширені під багатоводними ріками та великими озерами, а також у місцях виходу на поверхню з-під мерзлої товщі води у вигляді джерел. Проте необхідною умовою для нагромадження достатньої кількості тепла, яке б перешкоджало промерзанню гірських порід, є розмір озер, які мають бути у поперечнику понад 0,6 км та завглибшки понад 1,8 м і річок, які повинні мати ширину русла понад 0,6 км. Зважаючи на те, що більшість річок Північної Євразії тече з півдня на північ, то легко пояснити факт відсутності мерзлих порід під такими річковими долинами, оскільки з водною масою до геокріолітозони проникає значна кількість тепла. Тому і тайга Сибіру здатна по долинах великих річок просунутися далеко на північ. Значна кількість наскрізних таликів властива гірським районами,іноді вони трапляються у рівниних низовинах, що, очевидно, зумовлено динамікою водних потоків у горах та на рівнинах. Талики мають велике гідрогеологічне значення, оскільки крізь них відбувається інфільтрація поверхневих вод до глибок водоносних горизонтів.

Отже, різноманітність чинників формування рельєфу у зоні поширення порід багаторічної мерзлоти є досить значною: кількість опадів тут становить 250−300 мм/рік, наявність хоча й нетривалого, проте без морозного сезону, активне функціонування рослинності впродовж короткого теплого сезону, значне обводнення порід у поверхневих шарах, різноманітні за гранулометричними складом гірські (більшість, якщо не вся територія зони, перебувала під впливом покривних зледенінь, які залишили тут відклади різних розмірів), своєрідність температурного режиму порід у профілі, численні річки, озера й болота, під якими за певних умов існують фологічні умови тощо. Тому можна пропустити наявність значного різноманіття так званих кріогенних геоморфологічних процесів, відповідної складності їхніх механізмів і багатої та своєрідної морфоскульптури.

Комплекс форм рельєфу, властивих районами поширення багаторічної мерзлоти, зазвичай називають перигляціальним. Цей термін досить поширений у працях західноєвропейських і північноамериканських дослідників. У науковій літературі колишнього СРСР утвердилася назва «мерзлотний», або «кріогенний», рельєф. На думку І.Щукіна (1964), форми рельєфу і процеси, які мають статус перигляціальних ,є утвореннями, сформованими по периферії крижаних щитів давніх зледенінь переважно внаслідок діяльності талих льодовикових вод. Своєрідні геоморфологічні утворення рельєфу геокріолітозони (кріогенна морфоскульптура) є зазвичай сучасними формами, які формуються майже «на очах». До того ж виникають вони поза будь-яким зв? язком з льодовиками, на значній відстані від них і часто в районах відсутності зледеніння.

Найпоширенішими в геокріолітозоні є дрібні або середні за розмірами мерзлотні форми. Більш форми, які трапляються в районах багаторічної мерзлоти, — це або тектонічні форми, або утворені діяльністю і значні за розмірами нерівності, поверхню яких моделюють, перетворюють характерні елементи власне мерзлотних процесів.

Усі відомі мерзлотні форми за генезисом і тими фізичними процесами, які брали участь в їхньому утворенні, поділяють на такі групи.

• 1. Форми, пов? язані з формуванням морозних тріщин і повторно жильного (льодові клини)
• 2. Структурні форми, утворені морозним сортуванням пухкого матеріалу, а також процесами інволюції.
• 3. Форми спучування (гідролаколіти) і полії.
• 4. Форми, спричинені нівальним вивітрюванням та альтипланацією.
• 5. Термокарстові форми.
• 6. Форми, утворені процесами соліфлюкції (детальну характеристику зазначених процесів і форм рельєфу земної поверхні, утворених ними, подано у підрозділі поширені лише у межах схилів у зоні багаторічної мерзлоти).

Сезонні зміни агрегатного стану води у діяльному шарі (замерзання і відтанення) спричинюють утворення у холодну пору року морозних тріщин у діяльному шарі, здатних глибоко проникати у шар із сезонними змінами температур. Особливо часто це відбувається на ділянках поверхні, з яких зимові вітри здувають пухкий сніг. Вони заглиблюються на 2−4 м нижче від діяльного шару, навесні заповнюються водою, яка наступного холодного сезону замерзає, утворюючи жильний лід, або льодові клини. На поверхні тріщини утворюють мережу, чарунки якої мають вигляд полігонів.

Тріщини зорієнтовані хаотично, хоча досить часто утворюють геометрично досконалу мережу, численні лінії якої розміщені паралельно або перпендикулярно до різних елементів рельєфу — бровок річкових терас, схилів, берегів озер тощо. Це відбувається внаслідок того, що простягання таких різних морфологічних елементів відображує напрями розподілу напружень, які виникають у діяльному шарі за сезонного чергування замерзання та від танення води, що заповнює його. Тому мерзлий ґрунт діяльного шару розпадається на багато окремих блоків, розділених тріщинами. Розміри блоків варіюють від 10−20 м (ширина тріщин, які розділяють блоки, становить 0,5−1,0 м) до 40−60 і навіть до 300−1000 м. З часом глибина проникання тріщин у товщу мерзлих порід збільшується, доки напруження, які виникають щосезону, не врівноважуються розмірами блоків по вертикалі й горизонталі. Замість льоду в таких клиноподібних зниженнях, які щоліта відтаюють до певної глибини, у тріщинах нагромаджуються пухкі осадові породи, органічна маса і поступово формується тепло ізолювальна маса, яка забезпечує стабільність розвитку тріщин, а льодові клини заповнюються мінеральними й органічними утвореннями. Льодові клини, що утворюються у морозних тріщинах, під час свого наростання в ширину у верхній частині, витискують угору ґрунт, яким вони були вкриті, і межі полігонів стають виразно окресленими невисокими валами, розділеними зниженням, що нагадують канави. Так виникають валикові полігони з льодовими клинами. Під час наростання льодових жил у ширину їхні виразні краї поступово згладжуються, зокрема внаслідок екзогенних процесів, і полігони набувають округлих обрисів у плані, свідчить про зрілість полігонального рельєфу.

За подальшого розвитку полігонального рельєфу у разі танення жильного льоду колишні тріщини перетворюються на досить широкі улоговини, де може зібратися така кількість води, що утворяться озера або розпочнуться процеси від танення (термокарсту) багаторічної мерзлоти.

Іншим видом морфологічних ознак рельєфу, які формуються завдяки утворенню морозних тріщин, є полігони морозного розтріскування, які виникають тоді, коли морозні тріщини не проникають глибше за діяльний шар. За таких умов вони можуть виникати навіть так, де багаторічної мерзлоти зовсім немає, наприклад у горах на півдні помірних широтах. Поверхня полігонів дещо опукла завдяки витисканню ґрунту до центру, що зумовлюється змінами об?єму гірських порід під час замерзання та від танення діяльного шару (маса порід у цьому випадку обмежена підошвою діяльного шару і земною поверхнею).

Морозне розтріскування і формування повторно-жильних льодових клинів надає рельєфу геокріолітозони своєрідного «структурного» вигляду. Певні ділянки земної поверхні неначе «впорядковуються» завдяки фізичним напруженням, які виникають у процесі розтріскування діяльного шару мерзлих порід чи під час проникнення льодових жил на певну глибину. Проте у межах самих полігонів відбуваються процеси, що зумовлюють формування кам? янистих кілець і багатокутників («медальйонів»), кам? янистих смуг і смуг, складених дрібнозернистим метеріалом.

Кам?янисті кільця і багатокутники спостерігаються зазвичай на рівних горизонтальних поверхнях із дуже зволоженим глинистим або суглинковим ґрунтом, який містить певну кількість щебеню різних розмірів, а місцями — валуни та брили (такий літологічний склад гірських порід характерних для сучасної геокріолітозони, оскільки значна її площа у минулому була зоною акумуляції покривних зледенінь і складена з поверхні основною мореною, яка має саме такі різні фракції уламкових порід). Саме це різноманіття порід є вирішальним під час формування зазначених форм. На поверхні розміщені рівні або ледь опуклі ділянки чи острівці дуже дрібної землистої маси, зазвичай сирої та в? язкої, облямованої невисоким бордюром кам? янистого матеріалу. Якщо каміння має плитчасту форму, то в бордюрі воно часто поставлене «на ребро», тобто паралельно межами полігону. Бордюр складається з кількох концентричних смуг, в яких розміри уламків зростають у напрямі до зовнішнього краю. Вигляд таких утворень залежно від форми полігону, у межах якого вони сформовані, нагадує кілець і багатокутників варіює у рівнинній частині кріолітозони переважно у межах від 1 до 2 м, а в горах Південного Сибіру у межах плоских та округлих вершин він зазвичай менше ніж 0,25−0,50 м. Ширина кам? янистого бордюру становить 30−50см. Правильні округлі обриси кам? яних кілець і багатокутників надають їм подібності з медальйонами, тому за значного поширення зазначених форм рельєфу поверхня набуває вигляду медальйонної тундри.

Сортування кам? янистого матеріалу й досі не має однозначного пояснення. Проте загальними ознаками, на думку більшості дослідників, воно виглядає так.

Основним процесом, який є основою сортування матеріалу, представленого різними уламками, є процес виморожування. Його зазнають усі види уламків, проте найактивніше цей процес впливає на уламки найбільшого розміру. Саме вони найшвидше опиняються на поверхні завдяки замерзанню і таненню води у діяльності шарі. За такої ритмічної зміни агрегатного стану води відповідні зміни об?єму порід зумовлюють повільне, незначними поштовхами «витискання» уламків у бік найменшого опору-до поверхні. З появою на поверхні уламки починають просуватися до меж конкретного полігона завдяки сезонній зміни агрегатного стану води. Першими їх досягають уламки найбільших розмірів, утворюючи обрамлення, подібне на медальйон.

У формуванні зазначених форм рельєфу бере участь ще один процес — інволюція. Це утворення значної групи текстур (цим терміном позначають сукупність ознак будови гірських порід, зумовлених орієнтуванням і відносним розміщенням компонентів породи), які виконують не лише у консолідованих породах, а й у пухких відкладах під впливом чергування процесів замерзання — танення. У найпростішому випадку механізм інволюції полягає в тому, що під час осіннього полодання вода, яка міститься у діяльному шарі між покрівлею мерзлих порід і фронтом промерзання, зазнає такого кріостатичного тиску, що проривається на поверхню, виносячи із собою ґрунтову масу, переважно дрібнозернисту, яка замерзає у вигляді горба. Під час потепління такий земляний горб осідає і глиниста маса, винесена з глибини діяльного шару, опиняється у центрі полігона. Тому на глибині діяльного шару гірські породи виявляються дислокованими, зі зміненим виглядом свого первинного розміщення і співвідношенням окремих частин. Отже, відбувається втягнення уламків, різних за розмірами, у процес мерзлотного деформування порід, внаслідок чого утворюються своєрідні текстури.

Кам?янисті смуги та смуги, складені дрібнозернистими матеріалом. Утворюються на спадистих поверхнях схилів, де зазначені процеси ускладнюються повільною течією діяльного шару — соліфлюкцією. Під впливом останньої кам? янисті багатокутники набувають довгастої форми, витягуючись униз по схилу, а якщо він стрімкий — перетворюються на щебенисті й глинисті смуги, які чергуються між собою. Ширина смуга варіює від 5−10 см до 3−5м.

Припускають, що вода яка виступала на поверхню льоду, має замерзнути, утворивши нерівну, горбисту поверхню на попередньо рівний поверхні льоду. Саме так виглядає процес утворення форм, які російською мовою називають «наледь», а якутською — «тарин». Проте у суворих умовах сибірських зим вода на поверхні льоду з? являється з інших причин, ніж в умовах України. Там узимку у разі сильних морозів (до -30 -40) на поверхню льодового покриву, утвореного на річці, або на поверхню її терас, або взагалі на поверхню поза долиною знизу виливається вода (з ріки чи з ґрунту), яка одразу замерзає. Повторюваність цього процесу зумовлює формування льодового пагорба, розміщеного у місці виливу воду (у руслі, на терасі, під схилом, на межиріччі тощо). Ця група форм рельєфу, поверхню якого складають льодові маси, є наземними поліями — водою, що виступила на повехню льоду.

Утворення річкового полію починається зі спучування у вигляді пагорба на поверхні річкового льоду. Надалі він розтріскується, даючи вихід річковій воді, яка перебуває у русі внаслідок існування льодового покриву під динамічним тиском. Тріщини на поверхні пагорбів річкових поліїв зазвичай мають радіальне розміщення і ширину від кількох сантиметрів до 0,5 м. Після розтріскування поверхні пагорба вода повністю витікає з-під нього.

З настанням теплого сезону річкові полії руйнуються і формуються численні звивисті струмочки талої води, які розрізають тіло полію, причому танення відбувається не тільки згори, а й знизу, під впливом теплоти води, що збереглося в руслі. У цьому разі з-під товщі льоду потрібно до фронтальної частини гірського льодовика витікає русловий потік, який промиває собі шлях (у вигляді каньйона) під товщею льоду задовго до своєї появи на поверхні.

Ось як описує свої враження про огляд В. Стецюк. «Прямуючи руслом, розміщеним під кількадесятметровою товщею льоду, відчуваєш непередавані враження. Спочатку грот, по дну якого тече вода, весело видзвонюючи по галечнику в річковому руслі, має досить значний поперечник — близько 6 м. Сонячне світло майже відсутнє, проте деяка частина його все-таки досягає гроту й огортає все навколо прозорою синявою. Поперчник гроту-русла поступово зменшується, покрівля льоду притискає тебе до землі, чи точніше — води,і потім ніби поринаєш у глибоко фіолетову пітьму. Бредеш навпомацки, намагаючись триматися дна руслового потоку, повільно пересуваючи ноги. Врешті-решт майже цілковита тиша, за винятком плюскотіння води, і дивна кольорова пітьма так лякають, що без вагань повертаєш назад і за деякий час знову радієш усім кольорам природи (долина Західного Сакукану, права притока р. Калар, Станове нагір?я, 1969 р.)».

Крім того, спостерігається явище замерзання підземних вод, які залягають відносно близько поверхні. У такому разі льодове ядро у гірських породах зумовлює спучування поверхні, складеної мінеральними масами, внаслідок чого формується виразне підвищення — пагорб. Для визначення цього явища вживають різні терміни:пагорби спучування якути називають булгуньяхами, північноамериканські ескімоси — пінго, а науковці - гідролаколітами.

Під час формування пагорбів спучування спостерігається процес, подібний до утворення поліїв, проте у цьому разі прориву підземних вод на поверхню не відбувається. Замерзання підземних вод призводить до спучування товщі гірських порід, розміщених над горизонтом підземних вод. Утворення деяких пагорбів має сезонний характер, а їхнє льодове ядро руйнується упродовж наступного літа, тому такі пагорби належить до поліїв, сформованих підземними водами. За умови, що виливу підземних вод не відбувається, виникають пагорби спучування, які існують упродовж тривалого часу, оскільки температурний режим маси деформованих гірських порід і підземного льодового ядра є подібним на режим товщі мерзлих порід геокріолітозони. Пагорби можуть сягати значних розмірів — до 20−40 і навіть 70 м заввишки і до 150−200 м у поперечнику. Вони характеризуються значною тривалістю існування: їх зростання відбувається упродовж десятків, а іноді - сотень років, такими самими тривалими є терміни природного руйнування.

За формою гідро лаколіти зазвичай мають вигляд округлого чи овального куполоподібного горба, з досить крутими схилами та ледь приплюснутою вершиною. Іноді спостерігається деяка асиметричність. Здіймаючись серед рівнинних просторів, такі горби виділяються на горизонті своїми різкими профілями з відстані, що становить десятки кілометрів.

За топографічними положенням великі гідролаколіти приурочені переважно до низовинних заболочених просторів, займаючи днища озерних котловин зі спущеними або повність заповненими торфом озерами.

На схилах численних вершин гір Уралу та Південного Сибіру у так званій зоні «гольців» (округлі вершин гір Південного Сибіру часто позбавлені деревної і чагарникової рослинності. За відсутності ґрунтово-рослинного покриву кристалічні породи, з яких вони складені, зазнають різких коливань температури, властивих гірським областям, тому відбуваються інтенсивні процеси температурного і морозного вивітрювання ї)можна спостерігати нагірні тераси, вироблені у корінних породах гірських схилів, субгоризонтальні та горизонтальні ділянки яких зрізають гірські породи по одній площі, незважаючи на умови залягання їхніх структурних елементів. Схили, на яких розміщено кілька ярусів таких терас, мають ступінчастий вигляд. З ним часто морфологічно поєднується плоска, вершинна поверхня гір, яка нагадує плато, з кількома невисокими останцями різної величини.

Яруси нагірних терас не займають певного висотного рівня на схили тієї самої вершини чи суміжних вершин, а розміщуються безладно. На узбережжі Чукотки (широта близько 69?), за спостереженнями В. Обручева, вони спускаються до самого підніжжя гір. А на Яблоневому хребті Забайкалля (широта 51−53 ?), зона поширення терас розміщена на висотах між 1700 і 2500 м. Приблизно до такої самої висоти вона достягає на Становому нагір?ї.

Утворення нагірних терас характерне для висотної зони, якій властиві певні особливості клімату. На теренах Сибіру, Північно-Східного Сибіру і гір Південного Сибіру цю зону називають зоною гольців. Тут найактивнішими процесами є морозне та ніваційне вивітрювання, до яких додається соліфлюкція, зумовлена присутністю глибині порід багаторічної мерзлоти.

Нагірні тераси формуються на породах різного літологічного й петрографічного складу: магматичних, метаморфічних і осадових, проте на щільних скелястих породах тераси мають найвиразнішу морфологічну скульптуру. Так у межах хребта Удокан, де зона гольців представлена гірськими породами магматичного і метаморфічного походження, зокрема базальтовими покривами, нагірні тераси, окреслені різкими уступом, складеним великими уламками (до 0,5−1,0 м поперечнику) із майже горизонтальною поверхнею тераси.

Процес формування нагірних терас такий: місцем їхнього зародження можуть бути первинні нерівності схилів гір, які виникають за різних причин: нівацій ні незначні уступи по краях сніжників, місця зриву гірських обвалів, тектонічні уступи тощо. У таких місцях на певному рівні на схилі внаслідок морозного вивітрювання утворюється спочатку незначна за розмірами ніша, яка надалі поглиблюється і просувається всередину гірського масиву у вигляді задньої стінки кару під час гляціальних процесів. Цьому сприяє нагромадження в такій ніші снігу, який, танучи і надалі замерзаючи, зумовлює зволоження поверхні кристалічних порід, проникнення талих вод у тріщини і зумовлює процес інтенсивного морозного вивітрювання. За відсутності цілорічного снігового покриву і наявності багаторічної мерзлоти морозне вивітрювання є особливо інтенсивним. Таке місце називають «Сніговим забоєм» (за аналогією з нижніми або фронтальними частинами гірничих виробок — шурфів, свердловин, шахт, штолень тощо). У межах уступу, де відбувається просування і розширення площі нагірної тераси, кристалічні породи, які зазнають руйнування, завжи перебувають у «свіжому стані», не вкриті чохлом продуктів вивітрювання і тому легко зазнають подальшого перетворення. Великі уламки, утворені внаслідок руйнування, поступово сповзають до підніжжя уступу (під дією власної маси і сезонного або добового замерзання — танення діяльного шару порід багаторічної мерзлоти). Слід зазначити, що діяльний шар в області поширення кристалічних порід має свої особливості функціонування. Це не водо насичений шар, а зона поширення поверхневих тріщин у кристалічних породах та зона ритмічного нагрівання — охолодження їхньої поверхні, внаслідок чого на ній осідають краплі води, яка, замерзаючи, сприяє руху кристалічних уламків донизу. Причому біля підніжжя уступу їхній рух не припиняється.

Ділянки нагірних терас вище від зрізу корінних порід, ухил якої становить 3−5?, вкрита тонким (2 — 5 м) шаром продуктів вивітрювання, що вже на глибині від кількох десятків сантиметрів до 1,5 — 2,5 м скуті багаторічною мерзлотою. Верхній шар цього елювію, який тане влітку (власне, діяльний шар), забезпечую соліфлюкційний рух продуктів руйнування у напрямі ухилу поверхні. Поверхневий уламковий матеріал зазвичай складається із гострокутного щебеню і брил з певною домішкою суглинистого матеріалу. Просуваючись по поверхні нагірної тераси, уламковий матеріал, врешті-решт, опиняється на схилі і продовжує рух по ньому у вигляді колювіальних розсипів. Після досягнення днища найближчої долини біля підошви схилу формується потужний соліфлюкційний шлейф, складений уже добре переробленими уламками, зі значно більшим умістом дрібних фракцій уламків. Це — акумулятивна тераса, утворення якої пов? язане з процесом формування верхньої денудаційної нагірної тераси.

Згідно з даними спостереження, відбувається не тільки швидке регресивне зміщення («задкування») уступу терас і зростання їхньої ширини, а й поступове зниження поверхні. Останній процес значно повільніший унаслідок захищеності корінних порід шаром пухкого матеріалу. Припускають, що вершині частини гір можуть таким чином зазнавати зрізування на всьому їхньому просторі, що зумовлює утворення рівних поверхом (рівнів альтипланації) можна побачити останці знищених гірських мас у вигляді ізольованих острівних височин з крутими, подекуди прямовисними схилами і плоскою вершиною. Альтипланція (від лат. Altus — високий; planation — вирівнювання) — формування плоских поверхонь на певній висоті. Згодом вони також зруйнуються. У літературі їх називають топами, або тумпами.

Суть явища термокарстових процесів І. Щукін (1964) трактує як танення підземного льоду, який міститься у пухких гірських породах, що супроводжується місцевим просіданням та утворенням знижень земної поверхні. Отже, подібність зі справжнім карстом простежується тільки у зовнішніх морфологічних ознаках (особливо тих, які стосуються поверхневого карсту), а суть процесів є різною.

Як і під час справжніх карстових процесів, так і під час термокарстових з масиву гірських порід витісняється певній їхній об?єм, що стає можливими завдяки переходу води з кристалічного стану в рідкий. Унаслідок пластичної, зумовленої присутністю надлишку води, зменшується об?єм породи та її маса. Це виявляється у формуванні на земній поверхні компенсаційних знижень різної форми і розмірів, які, власне, і є формами термокарстових процесів. Тому основною причиною здійснення цих процесів є танення мерзлих пухких гірських порід.

Причинами, що зумовлюють танення мерзлих порід і виникнення просідань і провалів, є такі.

Кліматичні. Вони домінували на початкових етапах вивчення кріогенних процесів у зоні поширення порід багаторічної мерзлоти. Загальне потепління, підвищення порід багаторічної мерзлоти. Загальне потепління, підвищення середньорічної температури зазвичай спричинювало деградацію мерзлоти, що виявлялося, зокрема, у посиленні термокарстових процесів. Це явище є цілком імовірним і відбувалося впродовж голоценового періоду завдяки нетривалим коливанням клімату. За таких умов локальне просідання льоду порівняно з навколишніми просторами, що було спричинене особливостями формування гірськ порід.

Пізніше виникла гіпотеза щодо термокарстових процесів. Зокрема у Центральній Якутії, за незмінної середньорічної температури повітря внаслідок посиленням температурних контрастів літнього і зимового сезонів. У разі теплішого літа ставало можливим глибше сезонне танення порід, яке поширювалося дещо глибше діяльного шару, що і призводило до сильнішого просідання земної поверхні.

Мають значення також інші кліматичні чинники — щільність і висота снігового покриву, що змінюються з року в рік і призводить до виникнення умов, унаслідок яких зменшується глибина сезонного промерзання і збільшується глибина танення.

Місцеві. Вони порушують тепловий режим мерзлих порід і сприяють утворенню термокарстових форм рельєфу на обмежених ділянках. Прикладом можуть бути замкнені зниження рельєфу, де є різні за розмірами озерні акваторії. Вода у замкнених водоймах прогрівається швидше, ніж мерзлі мінеральні маси порід діяльного шару, і має теплоємність, яка зумовлює танення мерзлих порід, що ложем водойми. Танення може поширюватися вглиб та вшир, захоплюючи сусідні ділянки із жильним льодом, що зумовлює злиття мерзлотних полігонів і значне розширення акваторій озер.

Техногенні. Виникають у разі порушення цілісності ґрунтового і рослинного покриву технічними засобами під час господарської діяльності в геокріолітозоні. Це призводить до застою талих вод у первинних мікроформах рельєфу, утворених пересуванням гусеничного транспорту, перетягуванням з місця на місце устаткування геологічних розвідувальних свердловин, прокладанням комунікацій без належного врахування термічного режиму мерзлих порід тощо. Загальним результатом є поступове сезонне збільшення площ, на яких відбувається просідання земної поверхні й формування озерних водойм, ерозійних процесів, термічної абразії тощо.

Термокарстові процеси можуть тривати впродовж різного часу. В одних випадках танення мерзлих порід може зупинитися через кілька сезонів, а утворені під час цих процесів озера почнуть заростати й перетворюватися на торфовища, в інших — розмерзання може тривати надто довго, що зумовить утворення таликів. Важливу роль у розвитку термокарстового процесу відіграє рельєф, зокрема тоді, коли маса талих вод, що нагромаджуються у термокарстовій котловині, має змогу вільно стікати, залишаючи западину сухою, при цьому не відбувається зігрівання мерзлих порід і їхнє танення призупиняється.

Форми термокарстових знижень є досить різноманітними і залежить від багатьох чинників — літологічних, метеорологічних, гідрологічних тощо.

Термокарстовий процес, розпочавшись під неглибокими озерцями центральних частин полігонів, обмежений валиками, поступово поширюється і на жильний лід, що спричинює виникнення значних за площею озер. Якщо таке озеро пізніше буду осушене, наприклад унаслідок його перехоплення регресивною ерозією ріки, остання дренує озерну водойму і воно перетвориться на плоске зниження розміром від десятків метрів до кількох у поперечнику. У Большеземельскій тундрі такі зниження називають хасиреями. Вони сполучені між собою річковими долинами, заповнюються талими водами на короткий час і весь теплий сезон вкриті луговою рослинністю.

У Центральній Якутії значно більші за розмірами озерні зниження називаються аласами. Слід зазначити, що западини такого типу можуть виникати тоді, коли термокарстовий процес починається з танення жильного льоду. У районах із різко континентальним кліматом полігональна мережа жильного льоду має чарунки розмірами від кількох до 10 — 15 метрів. За таких розмірів блоки полігонального рельєфу руйнуються так швидко, що танення мерзлих порід і руйнування валиків, які обмежують полігони, призводить до формування надто великих за розмірами запади у вигляді аласів. На певних стадіях цього процесу центральні частини полігонів перетворюються на окремі пагорби заввишки кілька метрів, які якути називають байджерахами.

Танення може зазнавати не лише суцільна товща мерзлих порід, а й окремі її складові - льодові жили і клини, ґідролаколіти тощо, тому танення льодового ядра гідролаколіту, просідання й провал його склепіння у літній час також є термокарстовим явищем.

До недавнього часу дослідження мерзлотних явищ майже не проводилися, тому в знаннях щодо цих процесів є чимало прогалин. Однією із причин для проведення наукових досліджень у геокріолітозні була Друга світова війна, коли стало очевидним, що військово-стратегічні завдання щодо полярних областей, зокрема завдання будівництва у високих широтах, не можуть бути вирішені без знання суті кріогенних процесів. Подальше протистояння під час «холодної війни» двох супердержав також посилило інтерес до кріолітозони. Додатковими стимулами вивчення кріогенних процесів стало відкриттям тут багатющих родовищ корисних копалин (нафта і газ Західного Сибіру, Печорської і Вілюйської низовини, золото Забайкалля й Колими, алмазів Якутії, мідних руд Удокану тощо.) Досить значущими є родовища мінеральної сировини і в Північній Америці - нафта, газ і золото Аляски, руди Канадського щита тощо.

кріогенний морфоскульптура гірський рельєф.

Висновки

• 1. Детальні знання будови і термічного режиму порід сприяють вирішенню численних інженерних завдань будівництва промислових та цивільних споруд, прокладання комунікацій (зокрема, Байкало-Амурської магістралі в Росії), розвідування й експлуатації родовищ корисних копалин, використання лісових і гідроенергоресурсів, будівництва злітно-посадкових смуг, військових об?єктів. Особливого значення набуває картографування поширення мерзлих порід різних типів — суцільного, переривчастого, спорадичного, а також точне визначення меж таликів, на яких інженерна діяльність може здійснюватися за найменших ризиків.
• 2. Вивчення таликів та їхньої динаміки сприяє розв? язанню низки гідрогеологічних проблем, оскільки вони є своєрідними «гідрогеологічними вікнами», через які до водоносних горизонтів проникає у вигляді інфільтрації поверхневий стік.
• 3. Потреба досліджень зумовлена також попередженням шкідливих наслідків інженерної діяльності людини на полярних ландшафтах, які відзначаються надзвичайною вразливістю і, зазнавши порушень, відновлюються досить повільно. Тому визначення граничних значень тиску техногенної діяльності у таких регіонах має екологічне значення, оскільки дає змогу з? ясувати пороги, за якими стає невідворотним несприятливий розвиток кріогенних процесів та інших складових довкілля геокріолітозони.
• 4. У переліку зазначених проблем важливе місце відводиться рельєфу та кріогенним процесам зони поширення порід багаторічної мерзлоти, оскільки їхня динаміка визначає багато особливостей функціонування інших складових довкілля.

Список використаної літератури

• 1. Эдельштейн Я. С. Основы геоморфологии: учебное пособие./ Я. С. Єдельштейн. — Москва — Ленинград: Госгеолиздат, 1947. — 285 с.
• 2. 10. Эдельштейн Я. С. Основы геоморфологии: учебное пособие./ Я. С. Єдельштейн. — Москва — Ленинград: Госгеолиздат, 1947. — 285 с. 3. Блаженов В. А., Худякова Т. М. География России: Пособие. — Книга I. — Воронеж: Воронежский государственный педагогический университет. — 2000. — 256 с.
• 4. Географический энциклопедический словарь. М. — 1960.
• 5. Льды в истории земли // Науки о земле. — М.: Знание. — 1983. — № 5.