10 месяцев назад
Нету коментариев

Sorry, this entry is only available in
Украинский
На жаль, цей запис доступний тільки на
Украинский.
К сожалению, эта запись доступна только на
Украинский.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

МОРФОСТРУКТУРИ

Досить проста, на перший погляд, схема будови сучасної поверхні Ровенської області насправді є результатом складного і тривалого процесу взаємодії внутрішніх і зовнішніх сил, інтенсивність і напрямленість яких неодноразово змі­нювались.

Територія Ровенської області розташована в межах кількох значних морфоструктур.

  1. Український щит. Це найдавніший структурний елемент не тільки на тери­торії Ровенської області, але й на Україні в цілому. У його будові беруть участь докембрійські породи (граніти, гнейси, мігматити тощо), які нерідко виходять на поверхню, утворюючи своєрідні гранітні поля та урвисті береги окремих річок. Ця морфоструктура заходить у межі Ровенської області своєю північно-західною окра­їною і, поступово знижуючись на північ, круто обривається у напрямку до Прип’ятського прогину. У межах області Українському щиту відповідає знижена ділянка сучасної поверхні, яка простягається на схід від лінії Березове—Блажове—Клесів— Соснове—Корець.
  2. Волино-Подільська плита— це розбитий складною системою розломів і перекритий товщею палеозойських, мезозойських та кайнозойських відкладів західний схил Українського кристалічного щита, який велетенськими сходами спадає до розта­шованої за межами області Львівсько-Волинської западини.

Саме Волино-Подільська морфоструктура є основою більшої частини території області, проте у рельєфі вона виявляється неоднаково. На крайньому півдні області чітко виділяється північне урвище Подільського плато, яке відповідає північному піднятому краю монокліналі, шо спадає на південь, до Дністра. Далі на північ Волино-Подільська плита поступово заглиблюється і служить основою Волинської височини і південної частини Волинського Полісся. Таким чином, Волино-Подільська морфоструктура здебільшого прямо виявляється у рельєфі, утворюючи підняття Волино-Подільської височини.

В окремих місцях на території області описувана морфоструктура ускладню­ється дрібнішими структурними елементами, які ще яскравіше підкреслюють текто­нічну зумовленість сучасного рельєфу. Прикладом може бути Повчанська флексурна складка, якій відповідає добре виявлена у рельєфі Повчанська височина у межи­річчі Стира та Ікви.

Разом з тим саме до описуваної морфоструктури приурочена і западина Малого Полісся, яка розділяє Волинську та Подільську височини. На думку деяких дослідників, структурна зумовленість цієї западини цілком ймовірна.

  1. Поліська морфоструктура становить основу північної частини області, не­мовби продовжуючи на північ Волино-Подільську плиту, від якої відокремлюється системою субширотних розломів. Кристалічний фундамент тут розташований близько до поверхні, перекритий лише відкладами крейди, палеогену та антропогену. Най­новіші дані буріння свідчать, що підняття кристалічного фундаменту на північ від Володимирця продовжуються у субширотному напрямку, з’єднуючись, очевидно, з відомим Ратнівським виступом (Волинська область).
  2. Турівська депресія являє собою південну окраїну Прип’ятського прогину і займає лише невелику смуту території області на північному сході Дубровицького району. Ця структура, відокремлена значним субширотним розломом від Україн­ського щита, відзначається глибоким заляганням кристалічного фундаменту і прямо відбивається у сучасному низовинному рельєфі Полісся.

МОРФОСКУЛЬПТУРИ

У процесі завершення формування описаних морфоструктур, тобто з того часу, коли ці структури поступово ставали сушею, вони потрапляли під вплив екзогенних процесів, які остаточно формували сучасний рельєф області, утворюючи на них складний комплекс морфоскульптур (річкових долин, моренних та зандрових рівнин, еолових форм рельєфу тощо). Оскільки різні морфоструктури перетворювалися у сушу неодночасно, то прояви екзогенних сил на кожній з них досить сильно від­різняються (рис. 13).

Схематична геоморфологічна карта Рівненської області...

Схематична геоморфологічна карта Рівненської області…

Але протягом наймолодшого з геологічних періодів — антропогену, коли вся територія Ровенщини вже була сушею, відбулися події, які спричинилися до пере­будови доантропогенового рельєфу області і відіграли вирішальну роль у форму­ванні сучасної поверхні. Ці події пов’язані з насуванням на територію Ровенщини потужних материкових льодовиків з півночі протягом плейстоцену.

Як показують дослідження багатьох авторів, на територію Західного Полісся найбільш потужні льодовики поширювалися під час окської та дніпровської епох зледеніння. Проте, мабуть, ранкьоплейстоценозе (окське) зледеніння безпосередньо описуваної території не досягало. У той же час потужні потоки талих вод, які витікали з-під льодовика, переносили на територію Ровенщини значну кількість улам­кового матеріалу, утворюючи нижній комплекс флювіогляціальних (водно-льодо­викових) відкладів. Під ними й були поховані осадки палеогенових морів. Проте вод­но-льодовикові відклади окського часу не відіграють відчутної ролі у формуванні сучасного рельєфу області, оскільки вони поховані під товщею молодших на­шарувань.

Під час максимального (дніпровського) зледеніння північна частина Ровенської області була ареною безпосередньої діяльності льодовика. Саме тоді на території області утворилися моренні горизонти, представлені гравійно-галечниковим мате­ріалом або суглинками з великим вмістом валунів кристалічних порід та кременю.

Південна межа просування дніпровського льодовика під час обох стадій точно не визначена. Нерідко південною межею максимального зледеніння вважають кін­цево-моренні утворення, які зливаються з верхнім моренним горизонтом і просте­жуються у Роввнській області у вигляді великої дуги від Рафалівки на Володими­рець—Бережницю—Дубровицю. Ця смуга кінцево-моренних горбів добре виявлена в рельєфі і є частиною відомого Волинського або Любомль—Столинського моренного пасма. Проте моренний горизонт простежується і далі на південь від описаного пас­ма — типові моренні відклади виявлені за допомогою численних свердловин у Кос­топільському, Сарненському районах, на півдні Володимирецького району.

Зазначимо, що на крайньому північному сході області (на схід від долин Горині і Случі) моренні відклади, як правило, відсутні і лише в окремих свердлови­нах трапляється один горизонт валунних суглинків моренного походження. Відсут­ність морени на цій території, очевидно, слід пояснювати тим, що льодовик навіть у період свого максимального розвитку не зміг подолати піднятого північно-західного виступу Українського щита і лише по окремих понижених ділянках (дольодовико­вих долинах) врізався у край кристалічного масиву.

Під час наступних етапів зледеніння — у московський та валдайський часи — льодовики не досягли території Ровенської області, проте саме тоді утворилися основні маси піщаних водно-льодовикових відкладів, які збереглися значно краще, ніж подібні відклади дніпровської, а тим більше окської епохи зледеніння.

Епохи великих плейстоценових зледенінь залишили незгладимий слід у сучас­ній будові поверхні області, особливо у її північній частині. Під безпосереднім впливом льодовика сформувався кінцево-моренний рельєф, представлений численни­ми горбами та пасмами, складеними гравійно-галечниковим, крупнопіщаним та суг­линковим матеріалом зі значним вмістом валунів кристалічних порід, кременю тощо. Проте в поліській частині Ровенської області найбільш поширені форми рельєфу, створені талими льодовиковими водами — зандрові рівнини, які з півдня примика­ють до кінцево-моренного пасма і утворилися внаслідок перевідкладання моренного матеріалу (головним чином пісків) талими водами льодовика; іноді — ози, що являють собою досить вузькі (до 70—100 м) піщано-гравійні вали з численними валунами. Простягаючись на 2,5—3 км, ці вали нагадують велетенські насипи, які підіймаються над плоскою рівниною Полісся на 7—12 м, а часом і на 15—20 м. Ози утворилися внаслідок нагромадження моренного матеріалу та флювіогляціальних відкладів у крайових тріщинах дніпровського льодовика та у підльодовикових рус­лах. Від кінцево-моренних утворень ози відрізняються здебільшого лише просто­ровим розташуванням відносно давнього краю льодовика: якщо кінцеві морени витягнуті вздовж краю льодовика, то ози, як правило, простягаються вздовж лінії руху давнього льодовика. Слід зауважити, що на описуваній території ози виявле­ні гірше, ніж на сусідній Волині. На Ровенщині збереглися лише останці озових насипів на північному заході області (поблизу Рафалівки, Білого озера та інших).

Не менш важливу роль у формуванні сучасного рельєфу області відіграли поверхневі водотоки. їх геоморфологічна роль головним чином виявилася в утво­ренні річкових долин — одного з найголовніших елементів сучасної поверхні об­ласті. За підрахунками О. М. Маринича (1963), на давні та сучасні річкові долини припадає близько 45% території південного Полісся.

Головні річкові долини області (Прип’ять, Стир, Горинь, Случ) склалися ще а дольодовиковий час, успадкувавши основні напрямки тектонічних ліній.

Долина Прип’яті охоплює всю північно-західну окраїну області і з півдня замкнена смугою крейдяних горбів, на яких збереглися залишки кінцево-моренних утворень Волинського пасма. Долина Прип’яті утворилась у дольодовиковий час, про що свідчить наявність давніх алювіальних відкладів, перекритих мореною. У межах Ровенської області вона має широку (до 3—5 км, а місцями до 7 км) заболочену заплаву з двома рівнями: низька заплава підіймається над руслом на 0,5—2 м, а висока — на 2—3 м.

Алювіальні відклади тут досить потужні (25—30 м) і представлені дрібно- і середньозернистими пісками з прошарками суглинків.

Перша надзаплавна тераса в межах області виділяється лише на правому березі долини і лежить на 5—8 м вище рівня води, досягаючи ширини 12—20 км. За ступенем заболоченості вона мало відрізняється від заплави. Це можна поясни­ти тим, що Прип’ять успадкувала на цій ділянці давню артерію стоку талих льодовикових вод.

Друга надзаплавна тераса, яка простежується вздовж північної межі Волинсь­кого моренного пасма, піднята на 15—20 м над рівнем води і складена в основному піщаними відкладами. Очевидно, формування цієї тераси відбулося під безпосереднім впливом талих льодовикових вод. Отже, її доцільно розглядати як утворення дніп­ровського часу.

Долина Стиру заходить на територію Ровенської області на двох ділянках: у середній течії (між Берестечком і гирлом р. Чорногузка) та в нижній течії (Старий Чарторийськ—Зарічне).

Середньостирська ділянка росташована в межах Волинської висо­чини. Корінними породами, в яких розвивалася долина Стиру на цій ділянці, є від­клади крейди. При цьому в окремих місцях Стир майже повністю прорізує крейдяну товщу, досягаючи відкладів палеозою. Природно, що структура корінних порід знач­ною мірою зплинула на напрямок долини Стиру та на її морфологію. На думку окремих авторів, меандрування Стиру на цій ділянці тісно пов’язане зі згаданими вже дислокаціями поблизу Повчі.

На цій ділянці долина відзначається чіткими обрисами, глибоким врізом (40— 60 м) і складається з чотковидної заплави та залишків першої і другої надзаплавних терас.

Ширина заплави від 100—150 м до 1—1,5 км. Вона складена з піщаного та суглинкового алювію, товща якого також змінюється від 3 м до 20—22 м. Оскільки русло звивисте, то заплава, як правило, зберігається лише на одному з берегів. Поверхня її здебільшого заболочена, проте іноді (поблизу с. Торговиця), незважаючи на значне розширення, залишається сухою.

Перша надзаплавна тераса краще збереглася уздовж правого берега, де вона тягнеться майже суцільною смугою, то розширюючись до 4,5—5 км, то звужуючись до 0,5—0,6 км (нижче гирла р. Липа). На лівому березі рівень першої надзаплавної тераси часто переривається. Морфологічно на цій ділянці вона являє собою плоску слаборозчленовану поверхню, підняту на 7—10 м над рівнем заплави. Здебільшого перша тераса складена піщано-суглинистим алювієм (подекуди з прошарками галь­ки), перекритим лесовидними породами потужністю до 1,5—2,6 м. Проте іноді (по­близу с. Хрінники) лесовий покрив відсутній і тоді поверхня першої тераси набуває поліського вигляду з характерними піщаними горбами та пасмами висотою 4—5 м, які густо поросли сосновими лісами. Наявність лесового покриву дає змогу віднести утворення першої надзаплавної тераси до пізнього плейстоцену.

Друга надзаплавна тераса простежується на обох берегах Стиру, підіймаючись над рівнем ріки чітким схилом на 14—20 м. Ширина її — від 0,5 км до 0,5 — 4 км. Найширша тераса на лівому березі поблизу с. Вербень та на правому березі біля гирла Ікви. Поверхня загалом рівнинна, але дуже еродована ярами та балками. Схи­ли тераси порідко ускладнені обвалами та зсувами. Потужність алювіальної товщі (піски, суглинки) на другій терасі коливається від 1,5—2 м (с. Підлісці) до 25— 27 м (с. Вербень). Алювій підстелений крейдяними відкладами і перекритий лесо­видними суглинками За віком цю терасу можна зіставити з другою надзаплавною терасою Прип’яті.

Нижньостирська ділянка відзначається типовим поліським характе­ром: висота схилів та її крутість різко зменшуються, тераси та заплави значно роз­ширюються, зникає лесовий покрив на високих терасах, а натомість з’являються льо­довикові та водно-льодовикові відклади. У цілому долина тут втрачає чіткі обриси, хоча виявляється у рельєфі значно краще, ніж долина Прип’яті. Виняток становить лише порівняно невелика ділянка долини між Старим Чарторийськом та Рафалівкою, де Стир прорізує моренне пасмо і долина, заглиблюючись на 35—40 м, набуває типового характеру долини прориву.

На ділянці прориву в долині виділяються лише заплава та перша надзаплавна тераса, які складені переважно піщаним алювієм порівняно невеликої потужності (до 7—10 м). Відсутність другої надзаплавної тераси дала змогу О. М. Мариничу (1963) висловити думку, що починаючи від Старого Чарторийська долина Стиру більш молода, ніж описана нами раніше середньостирська ділянка. Можливо, що в період дніпровського зледеніння, з яким пов’язується формування других надзаплав­них терас у Поліссі та на Волинській височині, Стир ніс свої води до Дніпра через прадолину Стир—Словечна.

Нижче Старої Рафалівки долина Стиру розширюється, її береги знижуються. Заплава досягає 2,5—4 км ширини, стає більш заболоченою. Перша надзаплавна тераса тут підіймається над рівнем води лише на 3—4 м при ширині до 3,5—5 км. На цій ділянці зростає потужність алювію, товща якого становить 12—18 м, та й сам алювій представлений здебільшого піщаним матеріалом. Корінні породи майже не виходять на поверхню. Змінюється і характер корінних порід — крейдяні відклади зникають тут під товщею палеогену.

Нижче с. Мульчиці долина Стиру перерізує другу надзаплавну терасу При­п’яті, а далі (поблизу с. Перекалля) зливається з першою надзаплавною терасою Прип’яті.

Долина Горині, як і долина Стиру, має значні відмінності будови на різ­них ділянках. У межах області можна виділити принаймні дві особливі ділянки — волинську та поліську.

Волинська ділянка починається від Острога і продовжується до Оржева. Ще В. Д. Ласкарєв (1914) звернув увагу на тектонічну зумовленість цієї ділянки Го­рині. Глибина врізу долини тут досягає 50—70 м; вона характерна чіткими обрисами і найбільшим на території області комплексом терас (крім заплави тут виділяються ще три надзаплавних терасових рівні) (рис. 14).

Горинь у межах Волинської височини

Горинь у межах Волинської височини

Заплава шириною від 0,3 км до 2,5—3 км має два рівні: високий (2—3 м), якого ПОБЄНЄВІ та паводкові води досягають лише в окремі роки, та низький (1,5— 2 м), котрий затоплюється щорічно. Складена заплава піщано-суглинистим алювієм потужністю до 8—12 м. Подекуди на заплаві трапляються виходи давніх палеозой­ських порід (зокрема, червоно-бурі глини верхнього кембрію поблизу с. Хотин та інших). Заплава порівняно мало заболочена.

Перша надзаплавна тераса добре виявлена в рельєфі чітким 8—12-метровим уступом і простежується майже безперервно вздовж обох берегів. її ширина — 1—3 км. Алювіальна товща (до 22 м) представлена пісками і суглинками, які заля­гають безпосередньо на крейдяній або навіть на палеозойській товщі і здебільшого перекриваються лесовидними суглинками.

Друга надзаплавна тераса піднімається над рівнем ріки на 18—28 м. Зберег­лася лише на лівому березі долини, де іноді розширюється до 4 км. Складена потуж­ною (15—20 м) товщею алювіальних суглинків з прошарками гальки, які підстелені крейдою.

Третя надзаплавна тераса збереглася лише у вигляді окремих фрагментів. За­лишки її підіймаються на 35—45 м над рівнем води і простежуються спочатку вздовж правого берега, досягаючи 1—б км ширини, а нижче Тучина — вздовж лівого берега долини.

Друга і третя надзаплавні тераси вкриті значною (10—15 м) товщею лесовидних порід і нерідко сильно розчленовані ерозією, яка створила характерний яружно-балочний рельєф на схилах долини. На широтній ділянці течії (між Тучином та Оржевом) долина Горині має різко асиметричну будову — крутий і високий лівий берег долини майже впритул підходить до сучасного русла ріки, лише подекуди зберігаючи терасові рівні і вузьку заплаву, а правий берег — похилий, з широкою заплавою і не завжди чіткими уступами першої та другої надзаплавних терас.

Поліська ділянка долини Горині починається від Оржева і продовжується до північних меж області. На відміну від описаної раніше долини Стиру, долина Горині на поліській ділянці дещо звужується, що пояснюється як відсутністю тут третьої надзаплавної тераси, так і недостатньою окресленістю другої тераси.

У межах Полісся особливо цікава долина Горині на відрізку між смт Оржів і с. Збуж, де вона глибоко врізується у відклади крейди, а іноді і повністю перетинає їх, відкриваючи поблизу с. Злазне (урочище Янова долина) товщі базальтів. Ши­рина заплави тут не перевищує 0,5 км. Потужність піщано-суглинистого алювію незначна (5—7 м). До заплави 5-метровим уступом обривається перша надзаплавна тераса, яка на цьому відрізку долини представлена ерозійним майданчиком шири­ною 0,5—3 км. Особливо чітко простежується перша надзаплавна тераса вздовж правого берега долини. На лівому березі (на висоті 15—17 м) досить добре виді­ляється складена суглинками та піщаним матеріалом друга надзаплавна тера­са. Гіпсометрично вона пов’язується з виділеною О. М. Мариничем (1956) похованою долиною, по якій, очевидно, стікали талі льодовикові води в дніпровський час.

На ділянці Збуж—Степань долина Горині розширюється, зростає заболоченість заплави. Горизонти крейди поступово заглиблюються, поступаючись місцем роз­митим палеогеновим піскам та глинам. На цьому відрізку друга надзаплавна тераса поступово зникає, а перша знижується і значно розширюється, набуваючи типового для Полісся характеру (заболочена акумулятивна тераса, складена переважно пісками).

Ще чіткіше виявляється поліський характер долини Горині нижче Степані. Лише на відрізку Бережниця—Добровиця, де Горинь входить у зону льодовикових відкладів, спостерігається деяке звуження долини та більш виразна її окресленість (особливо на лівому березі). На цій ділянці Горинь має заплаву і першу надзаплав­ну терасу, яка, розширюючись на правому березі, зливається з першою надзаплавною терасою Случі. Як уже зазначалося, потужність піщаних відкладів на цьому відріз­ку перевищує 25—30 м. Нижче Дубровиці долина Горині перетинає другу надзаплав­ну терасу Прип’яті.

Описані геоморфологічні особливості долини Горині дозволяють стверджувати: найбільш давньою ділянкою долини (у межах області) є волинська, яка формувалася ше в додніпровський час, що зафіксовано рівнем третьої надзаплавної тераси. У дніпровський час утворювались другі надзаплавні тераси. Вже після відступу дніп­ровського льодовика остаточна сформувалася північна частина долини Горині і був перерізаний вододіл, який розділяв прадолину Стир—Словечна і систему Мало­поліської прадолини (відрізок Степань—Збуж).

Долина Случі входить у межі Ровенської області своєю центральною і нижньою ділянками і розташована повністю у зоні Полісся. Проте в центрально-поліській ділянці (від с. Устя до смт Соснове) характер долини зумовлюється струк­турними особливостями Українського щита: вона має досить глибокий (до 30—40 м) вріз і чіткі обриси. Тут долина складається з неширокої заплави (0,2—2 км) з порівняно невеликою (2—8 м) товщею алювію, який залягає на докембрійських по­родах і двох надзаплавних терасах (на висотах 8—12 м та 20—25 м над заплавою). Особливістю другої надзаплавної тераси Случі є наявність окремих лесових остро­вів (наприклад, поблизу с. Маринин), хоч ніде більше на території Полісся на другій терасі лесовий покрив не трапляється.

Нижня ділянка долини р. Случ набуває типових поліських рис: заплава тут розширюється місцями до 4—6 км, значно заболочується, потужність алювію зростає до 20—25 м. Перша надзаплавна тераса простежується на обох берегах, але на нижчому рівні (5—8 м над заплавою) і значно розширюється, досягаючи 6 км. Друга надзаплавна тераса на цій ділянці теж розширена і поступово знижується на північ, де зливається з рівнем прадолини Стир—Словечна. Для обох надзаплавних терас Случі характерна значна заболоченість, яка зростає з наближенням до згада­ної прадолини.

Серед форм рельєфу, створених поверхневими водами, слід відзначити і дві прадолини, які хоча і не мають у наш час більш-менш значних водотоків, проте в епоху великих плейстоценових зледенінь (а можливо і в дольодовиковий час) були головними артеріями стоку поверхневих вод з території області.

Прадолина Стир—Словечна простягається через все Правобережне Полісся УРСР, майже від Західного Бугу до Дніпра, у вигляді широкого (20—25 км) зниження, запевненого алювіальними відкладами і вкритого майже безперервною низкою значних болотних масивів. У межах Ровенської області особливо чітко виді­ляється південна межа прадолини, яку О. М. Маринич (1956) проводить через Гуту— Степань—Тишицю—Клесів—Єльня—Блажове. Північну межу прадолини можна на­дійно визначити лише на захід від Горині, вздовж лінії Полиці—Жовкині—Береж­ниця, де вона підходить до південних схилів Волинського моренного пасма. За Горинню рівень прадолини зливається з рівнем другої надзаплавної тераси Прип’яті і північна межа її проводиться умовно. На думку О. М. Маринича, по прадолині Стир—Словечна відбувався стік ще в дольодовиковий час, але особливо велику роль вона відіграла в час розвитку льодовиків. Відмирання цієї важливої водної артерії відбулося, очевидно, не тілько в зв’язку з відступом льодовика, але й під впливом новітніх позитивних тектонічних рухів уздовж ліній розломів як на самому Україн­ському щиті, так і на його західних схилах.

Малополіська прадолина широким коритоподібним зниженням роз­діляє Подільську та Волинську височини і перетинає у широтному напрямку всю південну частину області від Червоноармійська до Острога.

Таким чином, поверхневі води відіграли величезну роль у формуванні сучасної поверхні області і у створенні особливих за генезисом форм рельєфу в її південній частині (у межах Волинської височини), де загалом переважають водно-ерозійні форми рельєфу, та на півночі (у межах Полісся), де переважає водно-акумулятив­ний рельєф.

На території області досить поширені денудаційні форми рельєфу, що пояснюється високим розташуванням корінних порід (крейди, докембрійських кристалічних утворень тощо) на вододільних просторах, на яких різко зменшується потужність відкладів антропогену. У зв’язку з особливостями геологічної будови області тут найбільш поширені денудаційні форми рельєфу на крейді та денудаційні форми на кристалічній основі.

Денудаційний рельєф на крейді характерний для північно-захід­ної та центральної частин області, де розмита дочетвертинними водотоками поверх­ня крейди та крейдяних мергелів зумовлює своєрідну горбкуватість сучасного рельє­фу. Окремі крейдяні горби у вигляді розлогих куполів та вододільних пасм, вершини яких майже повністю позбавлені будь-яких молодших відкладів, чергуються з гли­бокими (до 20—30 м і навіть до 50 м) депресіями крейдяної поверхні. Такий рельєф особливо характерний для південнополіської частини області (зокрема, на південний захід від Костополя). Зденудована поверхня крейди зумовлюй горбкуватий рельєф і на окремих ділянках Случ-Гориньського межиріччя, на відрізку Степань— Деражне та в інших місцях, але контрастність денудаційних форм порівняно з ко­стопільською ділянкою тут значно зменшується.

З високим положенням крейди тісно пов’язується і широкий розвиток кар­стових форм, представлених різними за розмірами западинами, воронками тощо, які добре простежуються у рельєфі, зумовлюючи своєрідний западинний мікро­рельєф окремих ділянок Ровенського Полісся (район Костополя, Клевані, Любо­мирки). Найбільші з цих западин утворилися внаслідок видужування крейди та бі­лих верхньокрейдяних мергелів поверхневими і особливо підземними водами. Запов­нені водою западини — це карстові озера. Так, найбільше озеро Ровенщини — Біле — займає карстову воронку, глибина якої досягає 26 м. Варто зауважити, що райони найбільшого поширення карстових форм рельєфу на території області збігаються із зонами глибинних розломів фундаменту.

Денудаційний рельєф на кристалічній основі поширений, го­ловним чином, у східній частині області, вздовж правобережжя долини Случі. Тут безпосередньо на поверхню нерідко виходять кристалічні породи докембрію, які утворюють досить широкі «гранітні поля», а іноді зберігаються химерні за формою вивітрені останці давніх гірських споруд.

На півночі області поширений еоловий рельєф, представлений численними піщаними утвореннями, зокрема параболічними дюнами, горбами, кучугурами, вала­ми тощо. Еолові форми рельєфу утворилися внаслідок перевіювання вітром флювіо­гляціальних та алювіальних дрібно- і середньозернистих пісків, під покривом яких нерідко зберігаються шаруваті відклади колишніх терас або й морена. Формування еолового рельєфу відбувалося, очевидно, у посушливий час, який передував нинішній більш вологій епосі. Тепер еолові утворення здебільшого закріплені заростями ше­люги або поросли сосновими лісами, і лише подекуди (головним чином, внаслідок нерозважливого господарювання, яке виявилося у масовому вирубуванні лісів) спо­стерігається розвіювання пісків.

Для поліської частини Ровенщини характерний і органогенний рельєф, представлений численними торфовищами. Ці форми на перший погляд немов би другорядні і накладаються на інші типи рельєфу — моренний, зандровий, водно-акумулятивний, часом і на денудаційний. Проте значне поширення торфовищ (особ­ливо на межиріччі Случі та Ствиги, вздовж прадолини Стир—Словечна, у басейнах Стиру, Веселухи та інших рік) і характерний для них мікрорельєф, представлений чергуванням купин і окремих понижень, заповнених водою (Рокитнівський та Зарічнянський райони), дають змогу виділяти органогенний рельєф у самостійну гене­тичну групу.

Описані вище генетичні типи рельєфу на території Ровенської області розта­шовані за певною закономірністю, яку відзначив у свій час ще П. А. Тутковський, виділяючи так звану «зональність ландшафтів» Волині. Треба сказати, що всі піз­ніші дослідження загалом підтвердили уявлення видатного дослідника Полісся про своєрідну зональність у характері поверхні північно-західної частини УРСР. Пізніше, на основі детального аналізу структурних та морфоскульптурних форм, було внесено певні корективи у схему П. А. Тутковського та проведено її більш глибоку деталі­зацію.