ВІКІСТОРІНКА
Навигация:
Інформатика
Історія
Автоматизація
Адміністрування
Антропологія
Архітектура
Біологія
Будівництво
Бухгалтерія
Військова наука
Виробництво
Географія
Геологія
Господарство
Демографія
Екологія
Економіка
Електроніка
Енергетика
Журналістика
Кінематографія
Комп'ютеризація
Креслення
Кулінарія
Культура
Культура
Лінгвістика
Література
Лексикологія
Логіка
Маркетинг
Математика
Медицина
Менеджмент
Металургія
Метрологія
Мистецтво
Музика
Наукознавство
Освіта
Охорона Праці
Підприємництво
Педагогіка
Поліграфія
Право
Приладобудування
Програмування
Психологія
Радіозв'язок
Релігія
Риторика
Соціологія
Спорт
Стандартизація
Статистика
Технології
Торгівля
Транспорт
Фізіологія
Фізика
Філософія
Фінанси
Фармакологія


Флювіальні процеси та сформований ними рельєф.

 

Сукупність геоморфологічних явищ , зумовлених текучими водами, називають флювіальними процесами. Про планетарну роль флювіальної діяльності можна судити з сумарної величини твердого стоку річок (об’єму твердих мінеральних часточок, винесених річками у моря та океани у розчиненому чи зваженому стані), яка складає близько 20 млрд. т за рік, що в середньому відповідає змиву шару ґрунту товщиною 3 см за тисячу років з усієї поверхні суходолу, тобто 201 т матеріалу з кожного квадратного кілометра за рік.

З геоморфологічної точки зору виділяють три головних напрямки формування флювіального рельєфу: площинний змив, діяльність тимчасових та постійних водотоків. Перший з них проявляється у нерусловій формі, інші – як різновиди руслового стоку. В геологічній роботі води теж проявляється вище згадувана тріада: руйнування (ерозія) – транспортуванняакумуляція.

 

Площинний змив.

 

При незначних, але тривалих атмосферних опадах на схилах утворюються міріади цівочок (мікрострумочків) води, які стікають по похилій поверхні схилу, і, не зважаючи на незначну енергію, виконують величезну геологічну роботу. Змиті такими мікрострумочками частинки ґрунту нагромаджуються біля поверхні схилу, де втрачається кінетична енергія водяної цівки. Перенесений площинним змивом матеріал називається делювієм, а сам процес площинного змиву – делювіальним.

Активність делювіального процесу залежить від багатьох факторів: тривалості та інтенсивності атмосферних опадів, складу корінних порід на схилі та особливостей, зумовленої ним кори вивітрювання, крутизни й довжини схилу і т.д. Здебільшого делювіальний процес починається при крутизні схилу 4-5°, а тому делювіальні процеси проявляються не тільки в горах, але й на значних територіях рівнин. Одним із найважливіших геоморфологічних наслідків площинного змиву є виположування схилу і поступове занесення знесеним матеріалом прилеглих понижень рельєфу. Делювіальні відклади на рівнинах представлені в основному супісками та суглинками (часто лесоподібними), утворюють біля підніжжя схилу своєрідний делювіальний шлейф.

Хоча делювіальний змив відбувається досить повільно (1,5-2,0 мм на рік), але саме з ним пов’язана втрата родючості ґрунтів. Цей процес на сьогодні в Україні охоплює 32% території, недобір врожаю на змитих ґрунтах становить 20-60%, а вміст гумусу на чорноземних ґрунтах за останніх 100 років зменшився із 8-16% до 3-4%.

Діяльність тимчасових водотоків

 

Тимчасові водотоки, як і площинний змив, формуються при відносно короткочасній концентрації води на схилі. Проте, на відміну від цівок площинного змиву, тимчасові водотоки володіють суттєво більшою енергією. Характерними ознаками діяльності тимчасових водотоків є їх лінійне спрямування та формування послідовного ланцюга генетично пов’язаних ерозійних форм, які виразно простежуються в рельєфі: борознавибійярбалка. Вищою формою розвитку ерозійного рельєфу є річкові долини, але створені вже постійними водотоками.

Ерозійні борозни – це найпростіші форми ерозійного рельєфу, які утворюються при переході від площинного змиву до лінійного стоку. Глибина та ширина їх – до 0,5 м, поперечний профіль має V-подібну або ящикоподібну форму. Схили круті, часто вертикальні, але після припинення стоку води вони швидко виположуються і борозна розширюється.

На розораних схилах, або на схилах із розрідженим рослинним покривом, борозни з часом (після чергових злив) можуть перетворюватись на ерозійні вибої, глибина яких сягає 1-2 м, а ширина 2-2,5 м. Схили теж круті, місцями вертикальні, поперечні перерізи зберігаютьV-подібну форму.

У подальшому такі форми рельєфу стають колекторами стоку для більш потужних потоків дощових і талих вод. При достатньому водозборі частина вибоїв інтенсивно заглиблюється й розширюється, породжуючи нову форму ерозійного рельєфу – яр. Яри мають глибини до 90 м, ширину – 50 м і більше, круті, іноді вертикальні стінки,V-подібну форму. Яр утворює свій власний поздовжній профіль, який вже не співпадає з формою первинного схилу, що є принциповою відмінністю ярів від ерозійних вибоїв, які зберігають поздовжні профілі схилу, лише, дещо згладжуючи їх. Матеріал, що виноситься з яру в процесі руйнування схилу, нагромаджується перед гирлом яру, утворюючи своєрідний комплекс відкладів, що називається пролювієм. Пролювіальні відклади відрізняються несортованістю матеріалу – від глинистого і піщаного матеріалу до щебеню й брил. Пролювій утворює перед гирлом яру віялоподібні у плані форми акумулятивного рельєфу – конуси виносу, які теж відіграють негативну господарську і екологічну роль, засипаючи прилеглі до схилу угіддя та замулюючи водотоки й водойми.

Зростання яру по довжині та вироблення ним поздовжнього профілю, близького до профілю рівноваги, зумовлює зменшення швидкості потоку, а отже, і його потужності. При цьому схили яру поступово виположуються, на них з’являється рослинність, розширюється дно яру (за рахунок активізації бічної ерозії та схилових процесів). Яр перетворюється на балку. Перехід яру в балку відбувається поступово, починаючи з верхньої пригирлової частини яру. У процесі розвитку балки у її дно може врізатись новий яр, причому на схилах балки залишаться рештки колишнього дна, утворюючи майданчики схилових терас.

Слід зауважити, що описана послідовність розвитку форм рельєфу ерозійного ряду витримується не завжди. Не кожна ерозійна борозна перетворюється у вибій, не кожен вибій стає яром, не кожен яр трансформується у балку. Інколи балка утворюється без стадії яру, іноді глибоко врізаний яр досягає підземного горизонту і перетворюється у долину постійного водотоку (струмка чи річки). Тобто, флювіальні процеси мають селективний (вибірковий) характер.

В горах тимчасові водотоки формують своєрідні форми рельєфу – улоговини стоку, які являють собою вибалки, створені короткочасними, але дуже енергійними (в зв’язку зі значним похилом поверхні) потоками зливових і талих снігових вод. З улоговинами стоку пов’язане формування сельових потоків. Селі являють собою грязе-кам’яний потік, у якому вода відіграє роль швидше змастки, ніж транспортного середовища. Утворення таких потоків пов’язується із паводками, викликаними інтенсивним зливами, раптовим швидким таненням гірських снігів та льодовиків, проривом гірських озер. Обов’язковою умовою утворення сельових потоків є нагромадження значної маси уламкового матеріалу на крутих схилах, внаслідок інтенсивного прояву процесів вивітрювання. Катастрофічні сельові потоки зносять і засипають населені пункти, руйнують гірські дороги та лінії зв’язку, часом призводять до людських жертв. В Україні селенебезпечними є деякі райони Карпат та південні схили Кримських гір.

 

Діяльність постійних водотоків.

 

Постійні водотоки (ріки, струмки) утворюють найпоширеніші та найвиразніші форми рельєфу в усіх частинах суші, а в умовах гумідного (вологого) клімату формують своєрідний долинний комплекс поверхні, основу якого становлять річкові долини та вододіли між ними. Річковою долиною називають вузькі, витягнуті, в основному від’ємні форми рельєфу, що мають загальний похил від верхів’їв до нижньої течії і вироблені річкою за час її існування. Річкові долини можуть у горах врізатись в схил до 1-1,5 км, а на рівнині мати ширину в кілька десятків кілометрів.

Відмінності у формі та особливостях будови річкових долин визначаються дією багатьох факторів, серед яких найважливішими є: маса і швидкість потоку води, висотне розташування базисів ерозії (перепади висот витоку й гирла), геологічна будова та структурні особливості території, спрямування та інтенсивність новітніх та сучасних тектонічних рухів тощо. У поперечному перерізі долини можна виділити кілька основних елементів річкових долин – русло, заплаву, надзаплавні тераси, корінні береги.

Руслом (річищем) називається найглибша ділянка річкової долини, де постійно протікає річковий потік. Для русел рівнинних річок характерно чергування відносно неглибоких ділянок (перекатів) та заглиблень (плес). Перекати рівнинних річок являють собою піщані обмілини, що перетинають русло під кутом 20-30° і мають асиметричну будову. Узбережні ділянки перекатів називають прибічниками, а найбільш заглиблену центральну частину – коритом перекату. Перекати утворюються на відносно вирівняних ділянках русла і відокремлюються один від одними заглибленими ділянками річища – плесами. Плеса, як правило, розташовуються біля увігнутого в плані берега і з часом можуть змінювати своє положення: матеріал, із якого складається перекат (алювій) поступово переміщується вниз за течією, особливо під час повеней та паводків. В межах русла утворюється русловийалювій, який на рівнинах представлений переважно пісками, часом з гравієм та галькою.

Однією з найважливіших ознак русел рівнинних та передгірних річок є меандрування (звивистість). На порівняно повільних і відносно маловодних річках ширина поясу меандрування менша, а крутизна окремих меандр більша, ніж на великих річках. Меандрування русла, що відбувається у межах заплав, часто призводить до відокремлення закрутів річки від основного русла. В зв’язку із цим на місці колишньої меандри може утворюватись підковоподібне в плані озеро – стариця, що сполучається з річкою під час повеней і великих паводків. В таких озерах нагромаджується старичний алювій, представлений переважно глинами, мулом, торфом із прошарками та лінзами піску.

Заплава – це прилегла до русла і вкрита рослинністю частина дна річкової долини, яка під час повені затоплюється водою. Заплави утворюються майже на всіх постійних водотоків і лише окремі ділянки річкових долин не мають виразних заплав (пороги, водоспади, ущелини тощо). Висота заплави поступово зменшується вниз за течією. Геологічну основу заплав складає особливий тип відкладів – заплавний алювій. Він представлений на рівнинних річках супісками та суглинками, що перешаровуються з горизонтами викопних ґрунтів, які формуються у безповеневі роки. За геоморфологічними особливостями виділяють кілька типів заплав:

сегментні (утворюються при інтенсивному меандруванні русла, характеризуються дугоподібними гривами і міжгривовими зниженнями);

паралельно-гривисті (утворюються здебільшого при широких руслах під час переміщення річищ в напрямку одного із схилів долини, характеризуються наявністю витягнутих вздовж русла паралельних пасем і знижень між ними);

обваловані (поширені на річках похилих передгірних рівнин, відрізняються тим, що русло річки заповнюється крупним алювієм і гіпсометрично лежить вища заплави, яку захищають від затоплення лише прируслові вали).

За особливостями будови розрізняють заплави акумулятивні (із нормальною потужністю алювію) та цокольні (порівняно тонкий шар алювію підстилається корінними породами).

У долинах більшості річок досить чітко простежується два гіпсометричні рівні заплав – заплава низького рівня, яка щорічно заливається водою, та високого рівня, яка вкривається водою лише під час найвищих повеней (видатних повеней, що мають місце через десятки або й сотні років).

Надзаплавні тераси являють собою вирівняні майданчики різної ширини (від десятків метрів до кількох кілометрів), які ніби східці прибудовані до корінних бортів річкових долин і відділяються одна від одної більш чи менш виразними уступами в рельєфі. Серед причин утворення терас найважливішими є:

– зміна кліматичних умов;

– зміна положення базисів ерозії;

– висхідні тектонічні рухи.

Кількість терас на різних річках різна, що зумовлено особливостями розвитку кожної індивідуальної річки. Так, наприклад, на більшості середніх за розмірами рівнинних рік України (таж р. Стир) кількість надзаплавних терас не перевищує 2-3, на Дніпрі – 6, максимальна кількість терас – на р. Вілюй (Східний Сибір) – 22. Відносний вік тераси визначається за її положенням відносно меженного (найнижчого) рівня води в руслі – чим вище знаходиться тераса, тим пізніше вона утворилась. В зв’язку із цим виділяють І-у надзаплавну терасу, ІІ-у надзаплавну терасу і т.д.

Основними морфологічними елементами тераси є: майданчик тераси (власне поверхня тераси), уступ або укіс (більш або менш виразне урвище до майданчика прилеглого знизу терасового рівня), бровку (місце стику) та тиловий (внутрішній) шов. За особливостями будови виділяють три основні типи річкових терас:

акумулятивні (складені повністю алювіальними відкладами);

ерозійні (майже цілком “вирізані” річкою у корінних породах, лише подекуди перекриті незначним шаром алювію);

цокольні (нижня частина тераси – цоколь – складена корінними породами або давнім алювієм, а зверху перекривається товщею алювіальних відкладів, час формування яких відповідає віку тераси).

Морфологічні та генетичні типи річкових долин. Насамперед основними типами річкових долин є:

тіснини (глибоко врізані долини з майже вертикальними схилами);

ущелини (глибокі долини V- подібної форми з опуклими схи­лами);

каньйони (відрізняються від ущелин східцевидною формою схилів, зумовленою нерівномірною твердістю порід);

долини ящикоподібної (коритовидної) форми (мають широке дно, де русло займає порівняно невелику частину, саме у подібних долинах форму­ються заплави, а на схилах - комплекси надзаплав­них терас).

Однією з важливих особливостей поперечних профілів річкових долин є їх асиметричність, тобто різна крутизна (а часто і різний характер будови) лівого і правого схилів долини. Так, наприклад, у північній півку­лі переважає так звана "правобережна" асиметрія, коли праві береги річкових долин вищі і крутіші від лівих. Серед причин, що зумовлюють стійку асиметрію до­лин, виділяють тектонічні, планетарні (прояв сили Коріоліса, пов'язаної з обертанням Зем­лі навколо осі), екзогенні (нерівномірність схилових процесів на бортах долини) тощо.

З геоморфологічних позицій величезне значен­ня мають планові (площинні) особливості долинного рельєфу. Сукупність річкових долин, розміщених на певній території, називають річковою (долинною) мережею, сукупність водотоків різних розмірів, які утворюють зрештою, єдиний поверхневий водотік, називають річковою системою. У кожній річковій системі виділяють головну ріку, що впадає у певний водний басейн (море, озеро тощо) та притоки. Площа, з якої здійснюється стік води у річку, утворює водозбір (басейн) цієї ріки, а відносно підвищені ділянки рельєфу, які розділяють басейни сусідніх річкових систем, називають вододілами (най­вищі точки вододілів утворюють вододільну лінію). Виділяють наступні типи річкових долин:

деревоподібний тип долин (має найбіль­ше поширення на рівнинах);

перистий тип (прита­манний поздовжнім долинам складчастих областей);

ортогональний (розломним зонам складчастих об­ластей та розбитим глибинними розломами ділян­кам рівнин (ріки Поділля);

паралельний тип (найчасті­ше спостерігається на похилих передгірних рівнинах та молодих морських низовинах);

радіальний тип (поширений у міжгірних улоговинах та на окремих активних куполо­подібних геологічних структурах).

Надзвичайне поширення і різ­номанітність геоморфологічного проя­ву флювіальних процесів призводить до формування своєрідних типівфлювіального рельєфу, які визначають основні риси сучасної поверхні на окремих (часом досить значних за площею) територіях. Серед них слід відмітити насамперед долинний тип рельєфу, який утворюється комплек­сами річкових долин і має найбільше поширення серед морфоскульптур по­мірного поясу. На лесових височинах лісостепової й степової зон України до­мінує яружно-балковий тип рельєфу. В умовах поширення щільних глинис­тих порід та сухого клімату тимчасо­ві водотоки утворюють своєрідний сиртовий тип флювіального рельєфу, що являє собою чергування розложистих косогорів та широких знижень між ни­ми (Общий Сирт у Заволжі та ін.). Специфічний тип рельєфу, створений тимчасовими вод стоками у посушли­вих передгір'ях, який являє собою хао­тичні комбінації переплетених яруж­них систем і ерозійних останців на міс­ці зруйнованих схилів, одержав загаль­ну назву бедленд (зіпсовані землі). Особливий гривистий тип рельєфу утворюється чергуванням паралель­них субширотних річкових долин і по­рівняно невисоких плоских вододілів. Досить поширений на Землі (у тому числі і в Україні) куестовий тип флювіального рельєфу, представлений комп­лексом паралельних гірських хребтів або пасем, скла­дених моноклінальним заляганням пластів і відпре­парованих глибинною ерозією річок, що утворюють тут глибокі асиметричні долини.

 

Карст і карстовий рельєф.

 

Карстом називається сукупність специфічних форм рельєфу та особливостей наземної й підземної гідрографії, що характерні для територій, на яких близько до поверхні підходять розчинні гірські породи: карбонати (вапняк, крейда, доломіт), сульфати (гіпс, ангідрит), галогени (кам’яна сіль). За даними І.М. Коротуна (1999), такі умови сформувались на 1/3 частині суходолу.

Сутність процесів карстоутворення полягає у розчиненні перелічених вище порід підземними во­дами, які, циркулюючи по тріщинах, поступово розши­рюють їх і утворюють підземні порожнини (часом на­віть печери). Подібну роботу виконують атмосферні, поверхневі, а іноді й морські води, що проникають ззовні у тріщинувату товщу розчинних порід. Розчинну активність води зумовлює наявність різних кислот, насамперед гумінової, сірчаної та ін­ших. Проте головну роль у карстоутворенні відіграє при­сутність у воді значної кількості СО2, що потрапляє у воду з атмосфери, завдяки біохімічним перетво­ренням у ґрунтах та корі вивітрювання, внаслідок ін­ших глибинних та зовнішніх процесів.

Серед факторів карстоутворення слід відзначити:

мінеральний склад і потужність розчинних порід, ступінь їх тріщинуватості (найкращі умови для формування карсту відмічаються у дрібнозернистих чистих вапняках значної потужності, в той час як гру­боуламкові та черепашкові різновиди вапняків, а тим більше їх незначні прошарки, погано піддаються карстуванню);

рельєф геологічної структури (на похилих по­верхнях процеси карстотворення протікають швидше і представлені більшою різноманітністю форм, ніж на крутосхилах);

клімат (особливо температурний режим та режим зволоження);

характер рослинного покриву, який сприяє зро­станню хімічної агресивності води (при розпаді рос­линних залишків вода збагачується вуглекислим га­зом, гуміновими кислотами, азотною кислотою тощо).

Особливе місце у карстотворенні посідають гід­рогеологічні умови території, тобто умови циркуля­ції підземних вод у тріщинуватій товщі розчинних порід. У карстових масивах розрізняють три поверхи (зони), відмінні за своїми гідрогеологічними особливостями.

Верхній поверх – зона аерації охоплює части­ну розрізу від денної поверхні до першого постійно­го водоносного горизонту, тобто до дзеркала підґрун­тових вод. Проміжний поверх карстової товщі, де спосте­рігається переміщення рівнів під ґрунтових вод (а зв'яз­ку з періодичним надходженням води з поверхні), одержав назву зони періодичного повного наси­чення. Її межами по вертикалі виступають найвищий і найнижчий рівні дзеркала підгрунтових вод. Найглибший поверх карстового масиву займає зона постійного повного насичення, обмежена звер­ху найнижчим рівнем підгрунтових вод, а знизу – по­верхнею водотривкого горизонту.

Увесь вищеописаний комплекс факторів призводить до формування поверхневих та підземних форм рельєфу. Поверхневі форми поділя­ються на так званий непокритий і по­критий карст. Непокритий карст утворюється при безпосередньому виході на поверхню порід, що карстуються, а покритий карст форму­ється в умовах, коли карстові породи перекривають­ся відкладами, які не підлягають карстоутворенню. На відкритих вапнякових поверхнях дощовими або талими водами за рахунок "роз’їдання" тріщин ут­ворюються глибокі борозни (глибиною до 1-2 м), роз­ділені вузькими гребенями. Система таких гребенів і рівчаків формує мікрорельєф каррів (шраттів), який, поширюючись на значних просторах, утворює каррові поля. З часом такі борозни розширюються, гребені звужуються, загострюються і поступово розпадають­ся на окремі уламки, в зв'язку з чим старі каррові по­ля являють собою хаотичне нагромадження більших і менших вапнякових брил, над якими підіймаються залишки зруйнованих гребенів. Розчинення вапняків завжди супроводжується акумуляцією нерозчинного глинистого матеріалу чер­воного (цегляного) кольору, який утворює своєрідну кору вивітрювання, відому під назвою терра роса. При інтенсивній вертикальній циркуляції води, внаслідок розчинення карстових порід утворюють­ся вертикальні канали - понори, які поглинають по­верхневі води і відводять їх у глибину карстового ма­сиву. На поверхні понори починаються зяючими от­ворами або тріщинами, а на глибині утворюють склад­но переплетену систему каналів вертикальної цирку­ляції води. Поступовий розвиток гирла понору призво­дить до утворення своєрідних поверхневих форм кар­стового рельєфу - блюдець, лійок, колодязів. Тривалі прояви поверхневого карстотворен­ня призводять до утворення значних за площею зни­жень поверхні, які називають піллями (Попове пілля у Герцеговині займає площу понад 180 км2).

Підземні форми карстового рельєфу не менш різноманітні. Якщо стінки понорів продовжують розчинюватися, понор розширюється і перетворюється на велетенські верти­кальні стовбури природних шахт (поблизу м. Верона в Італії така шахта сягає глибини 637 м). Шахти зде­більшого успадковують системи глибинної тріщину­ватості, в зв'язку з чим розгалужуються і переходять у горизонтальні форми підземного рельєфу, утворю­ючи печери. За характером сполучення з поверхнею розрізняють печери сліпі (з одним виходом) та прохідні (з виходами на обох кін­цях даної печери). Найхарактернішими утвореннями мікро- і нанарельєфу у печерах є натічні формисталактити, ста­лагміти, натічні ко­лони. В окремих пече­рах, розташованих у позатропічних облас­тях мо­же нагромаджувати­ся лід. Це так звані крижанічи холодні печери.

Окрім типового карсту, на земній поверхні досить часто зустрічаються форми рельєфу, зовні схожі на карст, але зовсім інші за походженням, які ще іноді називають псевдокарстом. Зокрема, суфозійні форми рельєфу (блюдця, поди), на відміну від карстових, утворені не розчиняючою, а механічною дією води. Особливий генезис має термокарстовий рельєф – провальні та просадочні форми, утворення яких пояснюється таненням підземних масивів льоду у зоні поширення багаторічної мерзлоти. Іноді до псевдокарсту відносять і форми рельєфу, які утворюються при просадках засоленихта лесових ґрунтів, внаслідок їх зволоження (блюдця, лійки).

В межах України карст теж досить поширений. Зокрема, соляний карст, поширений у деяких районах Карпат і Закарпаття, Придніпровській низовині. Сульфатний карст – в межах Передкарпаття, а карбонатний – займає найбільші площі, характерний для Полісся, Поділля, Причорномор’я, Донбасу, Слобожанщини.

 

© 2013 wikipage.com.ua - Дякуємо за посилання на wikipage.com.ua | Контакти