Грязьовий вулканізм

Процеси спостерігаються на Керченському півострові та прилеглій акваторії Чорного моря. Виникнення їх зумовлене особливостями геологічної будови та нафтогазоносністю цього району. Грязьові вулкани пов`язані з антиклінальними складками, у ядрах яких залягають пластичні глини. Гази, що вириваються з глибин 5 — 7 км по розривних порушеннях, викидають на поверхню перем`яту глинисту масу з уламками порід (сопкову брекчію), яка утворює сопкові поля. Серед діючих грязьових вулканів виділяються групи постійно діючих (Булганацька, Тарханська) та періодично діючих (Джау - Тепе, Восходівський). Перша характеризується відносно спокійним режимом виверження. Грязьові вулкани тут розташовані в овальних улоговинах, на дні яких підносяться конуси з глинистої брекчії заввишки 1,5 - 2 м і містяться грязьові озера. Друга - активними викидами протягом кількох діб, що супроводжується вибухами та локальними землетрусами, іноді самозайманням газу. В рельєфі — це конічні горби або похилі підвищення заввишки до 60 м.

Періодичність активізації вивержень грязьових вулканів досить значна. Лише за останні роки зафіксовано десятки вивержень вибухового типу, виникнення нових грифонів та сальз на сплячих вулканах, прояв руйнівних грязьовулканічних процесів. Так у 1982 р. активізувався Джарджавський вулкан, 1986 р. — сопка Андрусова, 1988 — 1990 р. — Насирський вулкан.

Матеріальні втрати від вивержень грязьових вулканів досить значні. Вони включають знищення будівель, селищ, тощо. Так, було знищено селище біля вулкану Джау-Тепе. Активні вулкани виділяють пари ртуті, вміст якої в атмосферному повітрі перевищує фонові значення в 10-100 разів, і спричиняє виникнення шкідливих для здоров’я людини геохімічних аномалій.

Особливої уваги заслуговують одержані за останні роки дані про активізацію грязьових вулканів в зоні Південно-Азовського розлому. До нього тяжіють гора Гнила, Голубицький та Темрюцький морські вулкани, Сопка, Північно-Ахтанизівський, Синя Балка, Булганацький та інші вулкани.Сюди ж відносяться ділянки деяких криптодіапірових та діапірових структур, з частиною яких пов`язане виникнення нових островів та обмілин в акваторії Азовського моря та Керченської протоки, що може стати причиною погіршення умов судноплавства, а, враховуючи ймовірний вибуховий характер розвитку подій, катастрофічних наслідків.

1.2.3. Стихійні явища екзогенного походження

Серед екзогенних процесів, прояв яких пов`язаний з зональнимии і азональними природними факторами, найбільшої уваги з точки зору ймовірної катастрофічності заслуговують селеві, гравітаційні, (зсуви, обвали, осипища), карстові та абразійні процеси.

Селі

Селеві явища характерні для районів Карпатських і Кримських гір. Тут вони оцінюються як катастрофічні з об`ємом виносу 10000-100000 м³ селевого матеріалу та повторюваністю 1 раз на 5 років. За даними Держкомітету України по геології та використанню надр у Криму селевими басейнами зайнято 9 % площі, Закарпатській області — 40 %, Чернівецькій — 15 %, Івано-Франківській — 33 %, Львівській — 8 %.

На формування селів в Карпатах великий вплив справляють структурно-геологічні та геоморфологічні умови. Найбільш селеактивними є флішеві Карпати. Селеві явища типу водно-кам`яних та грязе-кам`яних потоків почастішили в Карпатах в останні десятиріччя через площинні вирубки лісів. Селі спостерігаються в басейнах річок Косовки, Шопурки, Тересви, Прута, Бистриці, Надвірнянської та у верхів`ях Чорної Тиси. Спостерігаються вони також в басейнах Черемоша, Серета, Дністра, Пістинки, Боржави, Ріки, Ужа, передгір`ях Вулканічного хребта. До районів із значним ступенем сельової небезпеки відносяться Свидовецький, Чорнотисенський, Діловецький, Великобичківський, Делятинський, Яремчанський та деякі інші.

Частіше селі виникають під час літніх злив. Вони руйнують дороги, мости, житлові будинки, різні споруди, уламковий матеріал заносить земельні угіддя навіть на низьких терасах і, найголовніше, вони становлять загрозу для життя людини. Серед природних факторів, які сприяють виникненню селевих явищ, велике значення мають інтенсивне ерозійне розчленування басейнів гірських річок, наявність крутосхилів, які сприяють посиленню поверхневого стоку, слабка денудаційна стійкість флішових товщ при одночасно значній їх тектонічній тріщиноватості, значна потужність пухкого матеріалу на схилах і широке розповсюдження територій позбавлених рослинності. До важливих чинників селеутворення необхідно віднести кам`яні обвали та осипища, снігові лавини, вітровали та вітроломи.

Виникненню селів в Криму сприяють сланці та піщаники тавричної серії, верхньоюрські конгломерати, крейдові мергелі, які легко руйнуються в процесі вивітрювання; розрідженість (а в деяких місцях і відсутність) рослинного покриву, невелика кількість опадів і випадання їх у вигляді злив, значні енергії рельєфу і густа ерозійна мережа, а також, часто нераціональне господарське освоєння території. Найселенебезпечнішими територіями вважаються Уснутсько-Воронський та Ялтинсько-Кастропольський райони.

Найбільш селеактивні басейни річок в південно-східній частині гірського Криму (на схід від Алушти до Судака). Південно-західна частина Кримських гір, яка знаходиться на захід від Ялти, відноситься до категорії середньої селеактивності, північна частина гірського масиву відрізняється слабкою селеактивністю і охоплює верхів`я долин Альми, Качі і Бельбеку.

Селеві потоки Криму відносяться до типу водоком`яних. За динамічними властивостями селеві потоки відносяться до категорії текучих, турбулентних. Швидкість таких потоків не відрізняється від швидкості водного потоку і досягає 1,2 — 4 м/с.

В Криму розроблений і впроваджується комплекс протиселевих споруд: будуються кам`яні стінки в руслах балок в ярів, зливовідводи, проводяться поглиблення і розчистка русел, споруджуються земляні загати в руслах балок і ярів, терасуються лісом гірські схили. Інтенсивна робота по захисту території від селів, особливо в останні роки, приносить свої результати. Руйнівні селі спостерігаються значно рідше. Наприклад у долинах ярів, розташованих на Південному березі Криму, селі проходять з періодичністю 11 — 12 років.

Карст

В помірних широтах карстовий ландшафт характеризується нерівною поверхнею з замкнутими улоговинами, відсутністю значних поверхневих водотоків, глибоким заляганням грунтових вод, наявністю підземних порожнин, зникаючих річок, потужних джерел, своєрідними червоноколірними грунтами та специфічною рослинністю. Дренуюча роль карсту поліпшує властивості ландшафту в надмірно зволожених місцевостях і посилює нестачу вологи в посушливих.

Для карстонебезпечних районів характерна можлива деформація земної поверхні при будівництві, експлуатації гідротехнічних цивільних і промислових споруд. Підземні карстові форми рельєфу використовують як об`єкти спелеотуризму.

В межах України розвинуті всі типи карсту (в тому числі і особливо небезпечний відкритий карст). За карстовим районуванням розробленим в 1971 році Б..М.. Івановим і уточненим в 1980 році В..М.. Дублянським і О.О. Ломаєвим (1980) на території України виділено 14 карстових областей і 55 районів. Поверхневі карстові форми рельєфу поширені практично у всіх областях України, підземні — відомі лише в 10 карстових областях і 34 карстових районах.

За різними даними карстові процеси розвиваються на площі від 30 до 60 % території України. Висока ступінь враженості карстовими процесами виявлена в межах Волинської (100%), Тернопільської (100%), Хмельницької (78 %), Миколаївської (78%), Рівненської (73 %), Львівської (64%) областей України, а також в Криму (62%). Найбільша щільність карстових поверхневих форм (лійок, карстових ровів) спостерігається у південно-східній частині Подільської височини, в пониззі р. Золота Липа (Тернопільська область), та в південно-східній частині Передкарпаття.

Карстопрояв, як відомо, локалізується площами розповсюдження порід, що карстуються і залягають або безпосередньо з поверхні, або на глибині, в зоні дренування підземних вод.

Території Волинського Полісся, Подільської височини, Деснянсько-Сейсмського межиріччя, північної і південної частини Донбасу, пониззя Дніпра, Тарханкутської височини, передгір`я та яйли Кримських гір характеризуються поширенням карбонатного карсту; Розточчя та південно-східна частина Закарпаття, центральна частина Передкарпаття та Донбасу - соляного карсту.

В межах Подільської височини широко розповсюджені форми поверхневого і підземного карсту. Порожні печероподібні гроти, ніші, аномально розширені тріщини в вапняках, колодязі, які поглинають воду, характерні для Толтрового кряжа. Лантухоподібні та лейкоподібні западини діаметром від декількох до 200 м. і глибиною до 5 м, розповсюджені на межиріччя Стріпи і Серета. В межиріччі рік Серет і Нічлава, в районі с. Більче, і низині Збруча вони досягають 100 м. в діаметрі.

В районі с. Кривче можно спостерігати гіпсові печери. Карстові лійки (за місцевою назвою вертеби) розвинуті по долинам річок Гнилий Потік, Горожанка, біля с. Журавно та в інших місціх. Між толтровими грядами і Опіллям на схилах і межиріччях лівих притоків Дністра (р. Стріпи, Серета, Нічлави і частково Збруча) відомі унікальні печери гіпсового карсту — Кристальна, Озерна, Вертеба, Мокра, Оптимістична та ін. Карстові форми, як правило, розміщені в межах підземних блоків, де крейдяні і гіпсові відклади залягають порівняно високо.

На Донецький височині наземні форми карсту представляють карри, стародавні і сучасні воронки.

Карри розвинуті на поверхні нижньокам`яновугільних вапняків в басейні р. Волновахи. Вони не досить чітко виражені. Звичайно це дивовижні за формою гребінці на з`їденій кавернами вапняковій поверхні.

Воронки стародавні відомі на південному заході і північному заході Донецької височини. На південному заході височини воронки досягають значних розмірів, деякі з них — до 30 - 40 м. в діаметрі і 25 - 30 м. в глибину. Воронки виконані переважно каолінистою речовиною, вапняковим елювієм, палеогеновими глауконітовими пісками, крейдовими породами. Деякі воронки менших розмірів виконані пліоценовими червоноколірними породами. Стародавні воронки у більшості випадків відкриті кар`єрними розробками. Це дає змогу припустити, що багато з них ще невідомі через те, що поховані і в рельєфі не виявляються. Вік стародавніх воронок південно-західної і північно-західної частини височини палеогеновий.

Воронки сучасні зустрічаються в долинах річок Волновахи, Бахмутки. За способом утворення воронки провальні, воронки просідання і воронки поверхневого формування, тобто вилуговання. Воронки провальні утворюються в місцях наявності підземних пустот — печер. Вони розповсюджені на південному заході височини. Воронки просідання спостерігаються біля м. Слав`янська. Тут вони виникають в зонах підземного вилуговання хемогенних порід або на ділянках забору розсолів. Утворення мінеральних озер в Слав`янську пов`язано із зоною розвантаження підземних вод. Часто вони антропогенові.

В Карпатах карст розвинутий в північній частині на межиріччі Великої і Малої Угольки, де поширені вапняки і вапнякові брекчіїї юрського віку. На схилах вапнякових скель південної зони експозиції місцями спостерігаються карри у вигляді жолобів, багато підземних лабірінтів, відкрито більш 20 печер. Найбільш відомі з них такі печери: Загадка, Дружба, Чур, Кам`яний міст система печер Білі Стіни.

Карст Закарпатського прогину пов`язаний із виходами на поверхню соленосних утворень середнього міоцену. Найбільш повно соляний карст вивчений в межах Солотвинської котловини, де описані форми поверхневого і підземного карсту. На ділянках, де пласти солі виведені на поверхню, поширений відкритий карст. Він представлений соляними пірамідами, соляними столами, соляними грибами (висота від 1-2 до 4-6 м). В основі цих форм утворюються воронки, які сполучаються між собою і утворюють вузькі карстові жолоби. Над відпрацьованими камерами соляних шахт на поверхні виникають воронки глибиною 10-12 м. і діаметром 20-30 м.

У степовому Криму карст спостерігається в карбонатних неогенових породах, у результаті чого утворилися порожнини, каверни, провалля. Яйлинські масиви Кримських гір — край класичного голого (середземноморського) карсту. Це одна з найбільш відомих карстових територій нашої країни. На поверхні верхньоюрських вапняків, які легко карстуються, сформувались найрізноманітніші форми карстової морфоскульптури: карри, понори, колодязі, шахти, печери, карстові долини, та ін. Нараховується декілька тисяч великих карстових воронок. В надрах яйлинських масивів відомо більше 500 карстових порожнин, в тому числі Червона, довжиною 13,7 км, карстові шахти “Каскадна” на Ай-Петрі (глибина 400м) і “Молодіжна” на Карабі-яйлі (глибина 261 м). З плолщами розвитку верхньоюрських вапняків, що карстуються, пов`язано інтенсивне поглинання поверхневих вод, повсюдний розвиток суходолів. На схилах та у підніжжя яйл, де товщі вапняків підстилаються водонепроникними породами (піщаниками, конгломератами і сланцями середньої і нижньої юри), атмосферні води, які проникають в глибину масивів, виходять у вигляді потужних джерел, іноді цілих підземних річок (річка Салгір, що бере початок з карстового джерела Аян, р. Чорна та ін.). Майже всі річки Кримських гір живляться глибинними карстовими водами. Карстові джерела відмічені і під рівнем моря в районі мису Айя. Таким чином, яйлинські масиви є потужними природними конденсаторами вологи.

Широкий розвиток карстових процесів на яйлинських масивах почався після виходу верхньоюрських вапняків з під рівня моря — в кінці палеоген-неогену. Більші за розміром ерозійно-карстові котловині розміщені на верхньому стародавнішому плато яйл, яке раніше вступило в період континентального розвитку; на нижньому плато широко розповсюджені більш дрібні карстові форми: карри, воронки, колодязі, тощо.

Тріщиноватість вапняків, їх велика потужність поверхневих зон дробіння і розривів в вапняках сприяли розвитку карсту в глибину і формування глибинних систем карстових шахт, печер, тунелей, по яким циркулюють підземні води. Великі форми підземного карсту — печери — найбільш повно виражені на Чотирдагу, Карабі-Яйлі, Ай-Петрінський і Долгоруківський яйлах.

В Причорномор`ї широко розвинуті мікрозападини. Виділяють поди, подоподібні зниження і степові блюдця. Поди розповсюджені переважно в східній частині Причорномор`я, де займають до 20 % території. Це плоскодонні замкнені зниження круглої або овальної форми, довжиною до 10 км і більше, глибиною до 5-8 м. Навесні і в час дощів вони перетворюються в озера, які потім пересихають. Поди мають чітко виділені схили різної стрімкості, розгалуджену ерозійно-роздолову мережу. Подоподібні зниження можуть не мати чітких границь, вони неглибокі (1,5-2м), часто не є базисами ерозії для балок і ярів їх площа більше 1 км².

Степові блюдця геоморфологічно виражені менш чітко у порівнянні з попередньо розглянутими западинами, мають невеликі розміри (менше 1 км²), діаметр — сотні метрів, глибина 3-4 м, пологі схили, не пов`язані із стоком в них вод балок і ярів.

Поди пов`язуються з товщею важких суглинків і глин переважно середньо-верхньоантропогенових, які відрізняються низькою водопроникністю, а блюдця — з типово-лесовими добре проникними легкими і середніми суглинками і супісками верхнього антропогену.

Походження мікрозападин Причорномор`я пов`язано з цілим рядом факторів: впливом морфології території (субгоризонтальні поверхні, наявність безстічних знижень, слабке ерозійне розчленування); наявність реліктових западин різної генези, перекритих лесами (балки, яри, мікроформи долин річок, лимани, затоки моря, карстові форми, мерзлотні полігони); наявність просадкових лесоподібних суглинків, які сприяють карстово-суфозійному просіданню.

Зсуви

Одним з найнебезпечніших і дуже поширених екзогенних явищ є зсуви. Значна територія України (біля 50 %) за особливостями геологічної будови належить до зсувних зон. Найбільше уражені зсувами території Закарпатської (98 на 1 км²), Івано-Франківської (78), Чернівецької (90), Одеської (105), Миколаївської(41), Харківської (46) областей та Криму.

В Українських Карпатах поширені блокові зсуви видавлювання розміром до 5 км², зсуви потоки. Зсувні форми розвинуті на схилах річкових долин Передкарпаття (Покуття, Серето-Прутське межиріччя, схили Покутсько-Буковинських Карпат, Ломницько-Бистрицьке межиріччя) та в Солотвинському, Ясинському, Іршавському Низькогір`ях. Їх виникнення визначається виходами на поверхню потужних товщ олігоценових і міоценових піщано-глинистих порід, неглибоким заляганням підземних вод, постійним підрізанням схилів сучасними водотоками. Часто сильно дислоційований дрібноритнічний фліш з переважанням глинистих сланців перекритий делювіальними відкладами, що також сприяє утворенню зсувних форм рельєфу.

В районах розвитку зсувів всі зусилля повинні бути спрямовані на заходи по перерозподілу стоку на схилах та по залісенню. Стародавні зсувні форми розповсюджені в Ясинському та Ворохто-Путилівському низькогір`ях. Ці схили закріплені трав`янистою рослинністю і мають дрібнобугристу поверхню. Місцями на них починають розвиватись сучасні зсуви. Але частіше всього сучасні зсуви розміщені в верхів`ях балок з постійним водотоком, а також в нижній частині стрімких схилів. Зсувні форми виникають також в зонах активних тектонічних порушень.

Зсуви — спливини та фронтальні зсуви зустрічаються і на схилах долини р. Пруту та його приток. Протяжність зсувних схилів тут 4-6 км, потужність деформуючого горизонту 12-14 м, ураженість зсувами 60-80 %.

В Криму зсуви формуються частіше вздовж берега моря, але відмічені вони також і на схилах річкових долин, які складені глинистими сланцями. Виникнення зсувів пов`язано з ділянками розповсюдження водоупорних глинистих порід тавричної формації, абразією, господарською діяльністю людини (підрізка схилів під час їх освоєння, штучним перезволоженням окремих ділянок схилів).

Зсувні форми розвиваються на схилах з крутизною від 15⁰ і більше, рідше на схилах з крутизною 10-15⁰. Виділяють зсуви стародавні, які знаходяться в стабільному стані і сучасні, активно діючі. Найчастіше розвиваються сучасні зсуви в нижній частині схилів, де враженість ними сягає 25 %. Стародавні схили характерні для межирічь, сучасні — для понижених ділянок схилів. Потужність стародавніх схилових накопичень сягає 70-100 м, сучасних — 25-30 м. Зсувні накопичення обводнені, найбільша обводненість спостерігається в місцях підвищеного вмісту великоуламкового матеріалу. Живлення зсувних накопичень відбувається тріщинно-карстовими водами і атмосферними опадами, чому сприяє наявність шлейфу глибового навалу у підніжжя верхньоюрських відкладів, розорювання схилів, суглинково-щебнюватий склад антропогенових відкладів. Площами склизання для зсувів є поверхні вивітреної зони сланцево-піщаникових порід або стародавні зсувні накопичення. Кількість зсувів зменшується з заходу на схід. Такому розподілу зсувів сприяє більша інтенсивність найновіших тектонічних рухів на південному заході Кримського узбережжя у порівняння з його східною частиною.

До протизсувних заходів відноситься і активне будування морських берегоукріпних споруд, укріплення русел річок, терасування схилів, спорудження різних дренажних заходів. Така ж протизсувна програма в загальних рисах характерна для Причорномор`я взагалі і, для узбережжя Чорного та Азовського морів, зокрема. Тут поширені фронтальні зсуви. Особливо великих розмірів вони сягають в районі Одеси, Маріуполя, Бердянська (від 6 до 118 тис. м²). Більше ніж на 50 % вражено зсувами схили Дністровського, Тилігульського, Хаджибейського лиманів.

В рівнинній частині території України зсувні процеси зосереджені також в межах Подільської височини (верхів`я Південного Бугу) на межиріччі Дністер-Південний Буг, на правобережжі долини Дніпра та в басейні його лівих приток Сули та Псла, в басейні р. Сіверського Дінця, на південно-західних схилах Середньоруської височини. Значною мірою ними охоплені береги каскаду Дніпровських водосховищ (Київське, Канівське — до 20 % берегів, Кременчуцьке, Дніпродзержинське — до 50 %). Найпоширенішим типом є зсуви — спливини. В районі Канівських дислокацій переважають фронтальні зсуви.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: