Геологічна діяльність

Карбонатные породы (известняки, доломиты и др.) превращаются в мраморы, полнокристаллические мономинеральные агрегаты кальцита, обладающие массивной текстурой. Разнообразная окраска мраморов связана с неоднородностями исходных пород.

При метаморфизме карбонатных железисто-магнезиальных осадочных пород, а также основных и, отчасти, средних магматических пород образуются амфиболиты (соответственно пара- и орто-), состоящие главным образом из роговой обманки и среднего плагиоклаза и обладающие полнокристаллической структурой и сланцеватой текстурой.

Постепенное нарастание интенсивности метаморфизма полнее всего можно проследить на примере преобразования первично-глинистых (пелитовых) пород. К метаморфическим породам, возникшим за их счет и отвечающим сравнительно невысоким температурам, но значительному ориентированному давлению, относятся филлиты. Метаморфические изменения выражены в них появлением мельчайших кристалликов слюд и сланцеватой текстуры. Кристаллы, не различимые невооруженным глазом, придают породам сильный шелковистый блеск, хорошо видимый на плоскостях сланцеватости. Несколько более глубоко метаморфизованные породы того же глинистого ряда представляют серицит- и хлоритсодержащие сланцы. В этих породах первичные глинистые минералы уже полностью перекристаллизованы и кристаллические зерна новообразованных минералов имеют вполне различимые на глаз размеры, т.е. структура пород полнокристаллическая. Текстура сланцеватая.

В условиях более высоких температур и давления возникают кристаллические сланцы, существенную роль, в которых играют слюды. Для кристаллических сланцев характерны средне- и крупнозернистая структура, и сланцеватая текстура. К ним относятся слюдяные сланцы, состоящие из кварца, слюды и небольшого количества полевых шпатов. По преобладанию той или иной слюды различают мусковитовые, биотитовые и двуслюдяные сланцы. Если в кристаллических сланцах роль главного минерала играет роговая обманка, сланцы называются роговообманковыми. При дальнейшем нарастании температур слюдяные сланцы переходят в парагнейсы. Гнейсы состоят преимущественно из кварца, полевых шпатов и слюд; меньшая роль принадлежит амфиболам и пироксенам. Породам присущи полнокристаллическая средне- и крупнозернистая структура и гнейсовая (полосчатая) текстура.

Нарастание метаморфизма прослеживается и по магматическим породам. Общее направление метаморфических изменений для первично кислых и средних пород заключается в переходе их на ранних стадиях в слюдяные ортосланцы, а затем и ортогнейсы. Для основных пород этот ряд представлен хлоритсодержащими сланцами, в которых обычно присутствуют в больших количествах тальк, эпидот, актинолит (минералы класса силикатов). При более глубоком метаморфизме сланцы превращаются в ортоамфиболиты. Ультраосновные породы преобразуются в тальковые сланцы, а затем в серпентиниты. Серпентиниты состоят главным образом из серпентина и имеют присущую ему зеленую окраску разных тонов, доходящую почти до черной. Структура скрытокристаллическая, текстура массивная.

При ультраметаморфических условиях, характеризующихся сочетанием очень высоких температур и давлений, многие из перечисленных пород переходят в гранулиты - кварц-полевошпатовые породы, содержащие значительные количества гранатов (преимущественно пиропа); структура полнокристаллическая мелко- и тонкозернистая, текстура гнейсовидная. При большем давлении образуются эклогиты, массивные породы с плотностью 3 ,35- 4,2 г/см , состоящие преимущественно из двух минералов - граната и пироксена (омфацита).

Перечисленные породы представляют наиболее распространенные в земной коре продукты регионального метаморфизма, но далеко не исчерпывают всего их многообразия.

Из пород, связанных с локальным метаморфизмом, упомянем роговики, возникающие на контакте внедрившейся магмы с вмещающими, преимущественно глинистыми породами. Основным фактором метаморфизма при этом является тепловое воздействие расплава, кроме того, давление его на консолидированные породы и привнос некоторых летучих. Роговики обладают микрокристаллической структурой, различной, часто серой до черной, окраской, массивной текстурой. Определенный микроскопически минеральный состав зависит от исходного состава первичных пород. Наиболее обычны кварц, полевые шпаты, амфиболы, пироксены. Роговики часто бывают рудоносны.

Метаморфічна основа Українського кратона, який охоплює Український щит і його схили, стабілізувалась у ранньому протерозої, проте в окремих зонах слабко метаморфізовані утворення належать і до пізнього докембрію. Відповідно виявився регіональний і динамосланцевий метаморфізм. Регіональний метаморфізм, який відбувається у твердих породах, є одним із чинників стабілізації, кратонізації. Потім уже жорсткі породи внаслідок тектонічних напружень розколюються, що відкриває шляхи для мантійних флюїдизатів. Можна припустити, що вони переміщувалися й локалізувалися і під час метаморфізму, з огляду на існування синметаморфічних дайок метабазитів і метаультрабазитів. У такому разі ці утворення метаморфізувалися разом із вмісними породами рами на різних рівнях; чим глибше, тим інтенсивніше, проте зазвичай вони метаморфізовані слабше, ніж вмісні утворення. Мантійний матеріал, який проникав на етапах активізації в зони розломів, під час нових дислокацій опинявся у зонах динамометаморфізму і бластезу, де формувалися філіти й інші сланці, бластичні породи, аж до пегматоїдних утворень.

Регіональний метаморфізм чітко маркує різновікові, складені специфічними формаціями та структурно-формаційними комплексами блоки земної кори, які розрізняються й за ступенем алмазоносності, - архони, протони і тектони за А.Д.Янсе [8] (табл. 2). Вони містять прояви специфічної еклогітової фації.

Еклогітова фація - поняття більше мінералого-петрографічне, ніж територіальне. Прояви відповідних порід не беруть участі в загальній метаморфічній зональності, більше контрольовані тектонічними умовами, наявні у складі фацій різного ступеня метаморфізму (частіше в тектонічних зонах), подекуди спорадично трапляються на значних площах у складі різних формацій, у тім числі й неметаморфічних (гранітоїдних та ін.). В Українському кратоні еклогіти та еклогітоподібні породи за становищем і складом належать до трьох типів, які об'єднують за “уламковою” або будиноподібною будовою: еклогіти у вигляді уламків у брекчійових, звичайно експлозивних структурах; еклогітоподібні породи (будини) у стратиформних утвореннях у тектонічних зонах; еклогітоподібні породи у вигляді “брил” субстрату в гранітоїдних масивах.

Прояви першого типу, найближчі до кімберлітів, трапляються зрідка; їх виявлено у складі уламкового матеріалу брекчій Скальовської ділянки (пониззя р. Велика Вись), у брекчіях Прип'ятського валу, де поширений характерний для кімберлітів та еклогітів піроп.

До другого, так званого, кокчетавського типу належать еклогітоподібні породи Кіровоградського протона (Клинцівський і Павлівський прояви), які містять алмази, що їх вважають метаморфогенними. Породи у вигляді будин трапляються у складі флішоїдної метаграувакової формації нижнього протерозою, проте алмази виявлено лише у Клинцівській тектоно-метасоматичній зоні, де локалізоване і золоте зруденіння [4]. Власне зона належить до одного з елементів Кіровоградського глибинного розлому. Зазначимо, що породи тут не є типовими еклогітами. Клінопіроксен близький до омфациту, проте він, а також основний плагіоклаз і карбонат заміщені облямівками не піропу, а гранатів змінного складу (містять піроповий, альмандиновий, андрадитовий, гросуляровий і спесартиновий компоненти). Трапляються кварц і скаполіт. Акцесорні мінерали представлені алмазом, цирконом, апатитом, сфеном, ільменітом, рутилом, корундом, муасанітом.

У Клинцівській зоні були прогресивний Fe-Mg-Ca метасоматоз та регресивний лужно-кремнекислий. Перший - сухий (без участі води) - відбувався у відновлювальних умовах. Як наслідок виникали дрібнозернисті облямівки новоутворених мінералів, що нагадують келіфітові. Тривав обмін компонентами між сусідніми мінералами за участю флюїдизату в системі (у міжзерновому просторі). Змін зазнали ортокристалосланці попередньо метаморфізовані в умовах амфіболітової фації.

Таблиця 2 Алмазоносні мегаструктури та структурно-формаційні докембрійські метаморфічні комплекси Українського кратона

*Прояви порід з ознаками еклогітового метаморфізму; динамометаморфізм, бластез і пірометаморфізм, пов'язані зі структурами активізації, наявні в усіх комплексах.

**До алмазоносних формацій метаморфічного походження, можливо, належить еклогітова; динамосланцеві та сланцеві формації, метаморфізовані флюїдизатно-експлозивні утворення наявні у структурах активізації всіх блоків і зон.

Новоутворені породи мають ознаки еклогітів, тому їх називають еклогітоподібними. Це також і не типові скарни, вони дрібнозернисті й не містять первинних гідроксильних мінералів. Породні асоціації зони подібні до алмазоносних утворень кокчетавського типу, містять відповідні алмази. Власне скарнові мінерали, скарни, гідротермально-метасоматичні й гідротермальні золотоносні породи утворилися пізніше, на регресивному етапі за участю води. З ними пов'язані концентрації золота.

У Марківській тектонометасоматичній зоні (район злиття Гірського та Гнилого Тікичів, Павлівська та Межирічинська ділянки) алмазоносні породи містять амфібол, шпінель, дистен, графіт. Алмази на обох проявах наявні не лише в еклогітоподібних, а й у вмісних утвореннях.

Мінеральні співвідношення свідчать, що еклогітизація є проявом скоріше сухого, без участі гідроксилвмісних мінералів, метасоматозу порід певного складу, аніж крайнього ступеня метаморфізму. Метасоматоз спричинили мантійні флюїди та флюїдизати. Це дає змогу припускати, що дрібні алмази можуть бути як привнесеними, так і утвореними in situ. І лише пізніше у названих тектонометасоматичних зонах широко виявився регресивний метасоматоз за участю води.

Еклогітоподібні породи наявні у всіх структурно-формаційних комплексах архонів, протонів і тектонів у складі різних формацій - лейкогранулітової (Приазов'я, Середнє Побужжя), гіперстенових гнейсів і кристалосланців (Побужжя) та ін.

Еклогітоподібні утворення гранітоїдних масивів (третій тип) несуттєво відрізняються за складом і, можливо, походженням, однак вони містяться у гранітному матеріалі двоякої природи. Їх виявлено в ультраметаморфічних автохтонних плагіогранітогнейсах у вигляді реліктів субстрату в складі амфіболіт-плагіогранітового комплексу (Росинсько-Тікицька зона, район смт Погребище) та у двопольовошпатових параавтохтонних гранітогнейсах кіровоградського типу, теж у вигляді реліктів субстрату, подібного до порід Клинцівської зони (басейн р. Інгул, район смт Новгородка). Магматичні алохтонні гранітоїди (Букинський, Новоукраїнський, Уманський масиви), які належать до формації габро-монцонітів, монцонітів і гіперстенових гранітів, транспортували еклогітоподібні породи з глибин, на яких магма формувалася. Можливо, там виявився ефект еклогітизації дайок з наступною їх гранітизацією (так званий ефект Седергольма). Алмазоносність еклогітоподібних порід третього типу не досліджували.

Гранулітова та амфіболітова фації монофаціально метаморфізованих комплексів кристалічної основи архонів охоплюють відповідним чином метаморфізовані породи основного та ультраосновного складу і брекчієподібної, брилової будови; залягання у стратиформних утвореннях згідне або січне, дайкоподібне. Нерідко наявні ознаки діафторезу та вторинної біотитизації, флогопітизації, амфіболізації, епідотизації тощо. Подібні брекчії знайдено в берегових відслоненнях чарнокіт-гранулітового комплексу в долині р. Південний Буг нижче м. Гайворон, у районі с.Брацлав, на Поділлі у відслоненнях р. Мурафи (околиці с.Чернівці) та в інших місцях. Формуються такі утворення, ймовірно, після першого етапу стабілізації в археї, посередньо вони свідчать про експлозивну діяльність і проникнення мантійного матеріалу, проте зачислювати ці породи до метаморфізованих найбільш ранніх кімберлітів можна з великими застереженнями.

До епідот-амфіболітової і зеленосланцевої фацій архонів належать брекчієві породи, сформовані в межах основи пізніше, на етапах активізації. Вони безпосередньо стосуються проблеми алмазоносності.

На схід від Криворізького прогину, у межах амфіболіт-плагіогранітового структурно-формаційного комплексу до зони широтного Девладівського глибинного розлому приурочені тіла метаультрабазитів масивної та брекчієподібної будови з ознаками метаморфізму середніх і низьких фацій. Є також кременисті й інші кори звітрювання. Завдяки виявленню останнім часом на щиті метаморфізованих кімберлітів і лампроїтів протерозойських етапів активізації названі прояви можуть бути досить перспективними з погляду можливої алмазоносності.

У Приазовській частині Азово-Нижньодніпровського архона виявлено тіла трубчастої та дайкоподібної форми (“Мрія”, “Конка” та ін.) з ознаками метаморфізму, січними жилами гранітів [5]. У них знайшли дрібні алмази. Будова порід масивна, рідше - брекчієподібна. Виділяються уламки мантійних порід з ознаками метасоматичних перетворень, виявлено мінерали-супутники алмазу. Подібні утворення ми описали і в Придніпровській частині архона, у районі смт Мала Софіївка.

У зеленокам'яних поясах Середнього Придніпров'я О.Б.Бобров та ін. [1] виявили слабкометаморфізовані брекчії, походження яких пов'язують із вулканічними апаратами. Ці породи однозначно свідчать про експлозивні прояви, що відбувалися в археї, проте їхні можливі зв'язки з алмазоносними утвореннями поки невизначені.

Поліфаціально метаморфізовані комплекси нижньопротерозойської основи протонів (гранулітова-зеленосланцева фації), на відміну від описаних вище (переважно метавулканогенних), є метатеригенними, складають протоплатформний чохол, серед якого вирізняються і виступи архейської основи.

У Кіровоградському протоні, в межах масивів кіровоградського та коростенського комплексів, описано слабкометаморфізовані дайкоподібні тіла кімберлітів [2, 7] і лампроїтів [6]. Вони належать до перших докембрійських етапів активізації нижньопротерозойської протоплатформи. Кімберлітами складені протяжні дайки в межах Лелеківського масиву гранітоїдів (район м. Кіровограда). Епілейцитові лампроїти (Руськополянський прояв) містяться у гранітоїдах, подібних до рапаківі. У кімберлітах зафіксовано ознаки алмазоносності.

У субмеридіональній зоні зчленування Подільського та Кіровоградського блоків - від Звенигородки до Первомайська - на ізольованих ділянках поширена поліфаціально метаморфізована конгломератово-брекчієва формація однозначно не з'ясованого походження. Можливо, у її формуванні брали участь експлозивні процеси (з огляду на уламковий вигляд порід і наявність у їхньому складі метабазитів і метаультрабазитів).

Отже, можна виділити ранньорифейський етап формування метаморфізованих кімберлітів і лампроїтів, виявлення та дослідження яких є одним із перспективних напрямів у вирішенні проблеми алмазоносності Українського щита.

Сланцеві й динамосланцеві формації, зазвичай слабкометаморфізовані, наявні в усіх блоках і відповідних структурно-формаційних областях. Їхньою особливістю є переважно слюдистий склад (філіти та ін.), слабкий ступінь метаморфізму, видовженість формаційних тіл, розташованих у накладених тектонічних зонах, більш молодий (верхньодокембрійський і фанерозойський) вік. Слюдистість (тобто калієвість) є ознакою первинних формацій лампроїтової групи, проте, вочевидь, є й змінені кімберліти. Сланці, які по них розвиваються, містять амфіболи низьких ступенів метаморфізму, серпентин, тальк, карбонати.

Плоскопаралельна форма тіл зумовлена локалізацією експлозивного матеріалу в зонах розломів, однак у них же (внаслідок розтягання) такої форми можуть набувати первісно трубчасті тіла.

Відмінності між сланцевими та динамосланцевими формаціями чітко не визначені. Сланцеві формації складені розсланцьованими й метаморфізованими флюїдизатно-експлозивними утвореннями, динамосланцеві - динамометаморфізованими в зонах розломів породами структурно-формаційних комплексів основи з домішкою перетвореного експлозивного матеріалу, який надійшов на етапах розтягнення. У період стискання в них іноді виникають фації високих тисків. Різниця полягає ще й у тому, що сланці містять порфіробласти (піроксени, гранати, польові шпати та ін.) реліктового походження, а в динамосланцях вкрапленики переважно новоутворені. Крім того, у сланцях зберігаються малозмінені первинні породи, розсланцьовані по периферії або в січних зонах.

Петрографічні та, особливо, мінералогічні дослідження, які передбачають виділення мінералів-супутників алмазу, дають змогу досить упевнено твердити про наявність експлозивного матеріалу і, як наслідок, про можливу алмазоносність метаморфічних порід, навіть якщо вони вже належать до кір звітрювання.

У Подільсько-Білоцерківському архоні сланцеві формації поширені на Середньому Побужжі (ділянка між містами Гайворон і Первомайськ). Вони контрольовані зонами розломів, градієнтними уступами, тектонометасоматичними зонами, проявами кондалітової та мармур-кальцифірової формацій, асоціюють із силіманітовими і гранат-силіманітовими гнейсами, кварцитами, кальцифірами. Такі зони сприяли проникненню на етапах активізації флюїдизатно-експлозивного матеріалу, його розсланцюванню, метасоматичним перетворенням вмісних порід і розвиткові лінійних кір звітрювання. Як наслідок, по карбонатних товщах формувалися селадонітові, біотитові, філітові та інші сланці, кальцифіри і скарни, родовища графіту завалівського типу і мангану (Хощеватська група), залізистих кварцитів та ін. Процес був перманентним, ті ж самі структури активізувалися неодноразово від докембрію до межі неогену й четвертинного часу.

Флюїдизатно-експлозивний матеріал мав лампроїтовий і кімберлітовий склад. Є прямі ознаки його алмазоносності (мінерали-супутники, дрібні зерна алмазу) [6]. Подекуди збереглися склуваті і шлакоподібні текстури, хоча первинні породи заміщені, залежно від складу, різними корами звітрювання. Наприклад, у районі хутора Антонева на Південному Бузі виявлені опал-пеліканітові породи, в які перетворилися флюїдизити; у них збереглися форамініфери неогену. Зони другого порядку в районі Гайворон-Завалля мають широтне простягання. До цього ж району територіально тяжіє Савранське поле золоторудних родовищ. Метаморфізм у зонах часом підвищувався аж до утворення силіманіту.

Сланцеві формації у Волинському блоці локалізовані в облямуванні Білокоровицької, Овруцької та Вільчанської западин. Від Білокоровицької структури вони простежуються в південно-західному напрямі аж до західного краю щита, району м. Шепетівка (Білокоровицько-Новоград-Волинська вулканотектонічна зона активізації [4]). У цих структурах поширені флюїдизити лужно-кремнекислого складу (лампроїтова група), характерні тектонічні, тектонометасоматичні зони, зрідка - експлозивні апарати центрального типу (Збраньківський та ін.). Паралельно виявився магматизм основного й середнього складу. Породи перетворені в різні, переважно філітоподібні сланці бузкового кольору, шовковисті, нерідко бластопорфірові (св. 6363 та ін.), подекуди брекчієподібні. Вони часто перешаровані з пісковиками (збраньківська світа верхнього докембрію в Овруцькій структурі). Породи містять мінерали-супутники алмазу, можливо, є одним із його джерел для слабкометаморфізованих алмазоносних конгломератів, які залягають вище за розрізом (нижньобілокоровицька підсвіта або формація олігоміктових кварцових метаконгломератів у Білокоровицькій структурі).

До системи розломів уздовж західного схилу Українського щита (район м. Славута, смт. Ізяслав та ін.) приурочені субмеридіональні(?) тектоноексплозивні і тектонометасоматичні зони, у яких розвинені біотитові, тремолітові, талькові, фібролітові, філітоподібні сланці, що містять у складі флюїдизатно-експлозивні утворення.

У Кіровоградському блоці сланцеві формації також наявні в накладених тектоноексплозивних і тектонометасоматичних зонах, де розвиваються відповідні лінійні кори звітрювання. Їх знайдено поблизу м. Кіровограда (Лелеківська зона кварцитів і сланців, до якої територіально тяжіють дайки кімберлітів), у районі сіл Липняжка, Скальове та на інших ділянках. Первинні породи звичайно заміщені залізистими, кременистими, пеліканітовими корами звітрювання, які нерідко зберігають текстурні й мінеральні ознаки первинних порід.

Подібні структури є і в інших блоках Українського щита, а також у зонах зчленування блоків. Особливо показовим з цього погляду є Криворізький прогин, де сланцеві формації достатньо поширені, а в їхньому складі виділені й потенційно алмазоносні. До них належать брекчієподібні сланцеві утворення новокриворізької світи нижнього протерозою, розкриті св. 18152 та іншими в районі південного замикання Криворізького прогину, деякі сланці скелюватської та гданцівської світ. Сланці гданцівської світи мають, імовірно, верхньодокембрійський вік. У складі всіх цих стратиграфічних підрозділів широко розвинені серицитові, хлоритові, біотитові, талькові, амфіболові, “вуглисті” й інші сланці, нерідко з домішкою карбонатного матеріалу. Особливо характерні прояви первинно флюїдизатно-експлозивних структур і сланців для Саксаганського насуву. Наймолодші прояви експлозивної діяльності належать до неогену.

У прогині в основі розрізу (скелюватська світа) представлена також формація олігоміктових конгломератів; сланці в них, поряд із кварцом, складають уламки, трапляються в цементі та прошарках. Ці метаконгломерати за складом, будовою та віком подібні до конгломератів Вітватерсранду. В них також є золото й уран, однак алмазів поки не виявлено, лише їхні супутники. Сланцеві та метаморфізовані конгломератові формації притаманні також зелено-кам'яним прогинам, тектоноексплозивним і тектонометасоматичним зонам Азово-Нижньодніпровського архона.

За віком сланцеві формації Українського щита належать головно до верхнього докембрію.

Динамосланцеві формації приурочені до зон зім'яття і глибинних розломів, які розділяють блоки основи або розташовані всередині них на межі блоків вищого порядку. Прикладом перших є розломи зони зчленування Подільсько-Білоцерківського блока з Кіровоградським, де сформувався Звенигородський прогин. До внутрішньоблокових належать Прибузька зона розломів північно-західного орієнтування, Кіровоградський, Інгуло-Кам'янський і багато інших глибинних розломів. У їхніх межах формуються мілоніти, бластомілоніти, псевдотахіліти по різних породах основи. Вони метаморфізуються, перетворюються у сланці, подібні до сланців описаних вище формацій. Однак у ці зони у вигляді згідних дайок вкорінюється магматичний і розсіяний флюїдизатно-експлозивний матеріал, який змішується із вмісними утвореннями в тектонометасоматичних зонах. Прикладом таких зон може слугувати вже згадана Клинцівська, де розвинені біотитові сланці, а також еклогітоподібні породи з алмазами кокчетавського типу. Акцесорні мінерали (гранати змінного складу, корунд, циркон, апатит, ільменіт, муасаніт тощо) подібні до таких з рівненських трубок і дайок “мінет” - порід лампроїтової групи формацій, а також дайок кімберлітів розташованої поблизу Щорсівської ділянки.

На завершення зазначимо, що метаморфогенні формації Українського кратона зіставні з алмазоносними формаціями Бразилії, Африки та інших регіонів, однак з погляду алмазоносності майже не досліджені. Виділення таких утворень та з'ясування їхніх перспектив необхідно враховувати під час проведення геологознімальних та розшукових робіт.

3. Генетична класифікація форм рельєфу

Рельєф складається з форм, що сполучаються між собою, -- тривимірних тіл, що займають певні обсяги земної кори. Вони обмежені двомірними (поверхневими) елементами, або гранями (схилами, горизонтальними й субгоризонтальними поверхнями). Форми можуть бути позитивними, або опуклими (височини, гори та інше.), і негативними, або ввігнутими (улоговини, річкові долини та інше), простими й складними -- ускладненими другорядними нерівностями. В залежності від величини форм розрізняють рельєф декількох порядків: мегарельєф, що включає як планетарні форми (наприклад, материкові виступи, ложе океану), так і форми трохи меншого порядку (гірські системи, рівнинні країни); макрорельєф (гірські хребти, між гірські западини, височини, низовини); мезорельєф (яри, підводні каньйони, пагорби); мікрорельєф (карстові воронки, степові блюдця та інше); нанорельєф (дрібні западини, кротячі й сурчині купки, термітники та інше.). Цей розподіл рельєфу є умовним, оскількі точні кількісні границі між наведеними категоріями не встановлені.

Рельєф - результат постійної взаємодії внутрішніх (вулканічних, тектонічних) і зовнішніх (денудація, акумуляція) геологічних процесів. Наслідком перших є вертикальні зміщення земної кори, наслідком других - вивітрювання, руйнування гірських порід, перенесення, відкладення та перевідкладення продуктів вивітрювання.

Форми Р. можуть бути позитивними, або опуклими (горби, височини, гори), і негативними, або ввігнутими (западини, улоговини, річкові долини), простими і складними. За розмірами форм Р. розрізнюють: планетарні форми Р. (материки і ложе океанів), мегарельєф (гірські системи, рівнинні країни), макрорельєф (гірські хребти, міжгірські западини), мезорельєф (горби, яри, підводні каньйони), мікрорельєф (карстові воронки, лунковий або барханний рельєф), нанорельєф (термітники, кротові купки і т.ін.). Антропогенні форми Р. - насипи, виїмки, канали, греблі, кар'єри, відвали, терикони тощо. Сучасний Р. суші включає різновікові елементи зі слідами як висхідного, так і низхідного розвитку. Вивченням генезису Р. займається геоморфологія. На рис. показані характерні елементи гірського рельєфу.

Зовнішні, або морфографічні, ознаки рельєфу, що характеризують форму схилів, їхнього сполучення, довжину й орієнтування найважливіших орографічних одиниць, а також кількісні характеристики рельєф (див. Морфометрія), не завжди можуть бути надійною основою для його комплексної оцінки, оскільки нерідко форми з однаковими зовнішніми рисами мають різне походження й розвиваються по-різному. При морфогенетичному аналізі рельєфу варто розрізняти ендогенні рельєфотворчі фактори, обумовлені внутрішніми силами Землі (переважно тектонічні рухи й вулканічна діяльність), і екзогенні, пов'язані із променистою енергією Сонця (текуча вода, льодовики, вітер, прибій хвиль на берегах морів й озер, виборче вивітрювання та інше). Під безпосереднім впливом сили тяжіння на поверхні Землі протікають гравітаційні процеси (зсуви, гірські обвали та інше). Чималу роль у формуванні рельєфу грає також діяльність людини.