Геологічна діяльність постійних водотоків

Річка – це постійно діючий водний потік. Залежно від характеру та інтенсивності живлення змінюється режим річок, кількість і рівень води, а також швидкість води. В режимі кожної річки на протязі року бувають повені, паводки та межені, які безпосередньо впливають на геологічну роботу річок. Повінь – довготривале підвищення води в річці (весняний період); межень – найнижчий рівень води в річці; паводок – короткочасне раптове підвищення води в річці внаслідок інтенсивних дощів, чи внаслідок інтенсивного сніготанення.

Головну річку із впадаючими в неї притоками називають річковою системою, площу території, яку займає річкова система – річковим басейном. Річкові басейни розмежовані вододілами.

Головними формами рельєфу, створеними річковими потоками є річкові долини – лінійно витягнуті депресії у рельєфі. Частину річкової долини по якій тече вода називають руслом річки. У формуванні річкової долини основну роль відіграють процеси ерозії. За спрямуванням і характером переважання ерозійних процесів виділяють глибинну (поглиблення русла) та бічну ерозію (руйнування берегів).

У розвитку постійних водотоків прослідковується три стадії розвитку – молодості, зрілості і старості, кожна із яких характеризується певним співвідношенням ерозії та акумуляції. В процесі розвитку річкової долини водотік намагається досягти профілю рівноваги – плавної кривої, на якій згладжуються всі нерівності поздовжнього профілю і встановлюється рівновага між живою силою потоку, тертям об ложе та кількістю матеріалу що переноситься потоком.. Досягнення профілю рівноваги свідчить про припинення процесів глибинної ерозії. Можливість вироблення профілю рівноваги залежить від базису ерозії річк и – рівень водного басейну в який вона впадає і нижче якої потік заглибитися не може. Базис ерозії може бути місцевим (місце впадіння притоки в основну ріку, озеро) та світовим (рівень Світового океану).

Після припинення процесів глибинної ерозії та досягнення річкою стадії зрілості глибинна ерозія поступово переходить в бічну ерозію, паралельно починає відбуватися акумуляція матеріалу, формуються річкові наноси (йде формування алювію). В результаті бічної ерозії та формування алювію русло річки стає звивистим (меандрує). Особливо типовими є меандри для рівнинних річок. Формування меандр також проходить у декілька стадій і призводить до відокремлення закрутів річки від основного русла - утворюються стариці.

Відмінності форм і будови річкової долини залежать від багатьох факторів, серед яких маса і швидкість потоку води, геологічна будова та структурні особливості території, направленість сучасних тектонічних рухів, положення базисів ерозії та ін. Можна виділити такі елементи будови річкової долини:

Русло річки (річище) – найглибша частина долини, заповнена водою; Русло річки складається з чергування глибоких ділянок (плес), та відносно неглибоких ділянок – перекатів.

Заплава – частина річкової долини що заповнюється водою під час повеней, паводків;

Надзаплавні тераси – вирівняні ділянки різної ширини, що відділяються більш менш вираженими уступами, що раніше затоплювалися водою. За будовою тераси та заплави можуть бути акумулятивними та цокольними.

Причинами формування терас виступають:

1. Зміна кліматичних умов території;

2. Зміна положення базисів ерозії;

3. Тектонічні рухи в межах певної ділянки ріки.

Виділяють також різні морфологічні та генетичні типи річкових долин (тіснини, ущелини, каньйони, коритоподібної будови та ін.

Схили, схилові процеси та рельєф схилів. За існуючими уявленнями, власне схилами називають похилі поверхні, на яких визначальну роль у переміщеннях речовини відіграє складова сили тяжіння, спрямована вниз по схилу. Загалом схилами зайнято понад 80% поверхні суходолу.

За крутизноюсхили поділяються на круті (кут похилу до площини горизонту α > 35⁰), середньої крутизни (α = 15-35⁰), розлогі (а = 5-15°) та дуже розлогі (α = 2-5⁰).

За довжиною розрізняють схили довгі (понад 500 м), середньої довжини (50-500 м) та ко­роткі (менше 50 м). Саме довжиною схилів визначається ступінь зволоження відкладів на схи­лі, а від зволоження залежить інтенсивність майже всіх схилових процесів.

За формою профілю схили поді­ляються на прямі, опуклі, увігнуті та опукло-увіг­нуті.

Схилові процеси і рельєф схилів. На різних типах схилів по-різному протікають рельєфотворчі процеси, що зумовлюють і морфологічне розмаїття схилів. За сучасними уявленнями, головними факторами денудації, особливо у гірських районах, виступають обвальні, осипні та лавинні схили.

Обвальні схили. Обвалом називають відокремлення великих брил від основної маси грунту і наступне їх переміщення вниз по схилу. Утворенню обвалів передує утворення тріщини (частіше - системи тріщин) у монолітному тілі крутосхилу. Морфологічними наслідками обвалів є стінки зриву у верхній частині (на схилах крутизною 30-40°) та ніші (на більш крутих схилах). Значні обвальні маси розпадаються на безліч уламків різних розмірів, які, рухаючись до підніжжя під дією сил гравітації, інтенсивно руйнують схил, утворюючи на ньому виразні заглибини (відомий випадок в Альпах, коли під час обвалу кам'яний "потік" залишив на схилі борозну глибиною 6-10 м при ширині до 10-20 м). Саме подібні заглибини разом із стінками зриву та нішами ста­новлять основу мікро- і нанарельєфу обвальних схилів. Акумулятивна частина обвальних схилів характеризується хаотичним горбистим рельєфом з висотою окремих горбів до 25-30 м.

Поширюючись переважно в горах, обвали часто повністю перекривають дно вузьких ущелин, утворюючи велетенські загати, за якими формуються озера (Сарезьке на Памірі, Іссик у Заілійському Алатау, Ріца на Кавказі та ін.). В окремих випадках об'єм обвального матеріалу сягає кількох кубокілометрів (один з обвалів у Альпах зніс зі схилу близько 15 км³ грунту, покривши уламками площу 49 км²). Проте найбільше поширення у горах мають порівняно невеликі обва­ли (з розмірами окремих уламків до 1 м³), які називають каменепадами.

Осипи найчастіше пов'язуються з фізичним вивітрюванням і особливо поширені на схилах, складених мергелями та глинистими сланцями. Класичними формами рельєфу осипу виступають осипні схили, осипний лоток та конус осипу. Власне осипний схил являє собою відслонення ко­рінної породи, що підлягає фізичному вивітрюванню. Продукти вивітрювання (щебінь, жорства), переміщуючись униз по схилу, "виорюють" у ньому своєрідні жолоби - осипні лотки (глибина 1-2 м, ширина до 5-10 м). Зливаючись у нижній частині схилу, такі лотки формують більш круп­ні заглибини, а талі та дощові води ще більше заглиблюють осипні жолоби, надаючи своєрідного вигляду всьому осипному схилу. Рух уламків на схилі триває до того часу, поки похил поверхні осипу не стане меншим від кута природного укосу. З цього моменту починається акумуляція уламків, формується конус осипу. Зливаючись один з одним, осипні конуси утворюють у нижній частині схилу та біля його підніжжя суцільний шлейф грубо уламкового осипного ма­теріалу, який іменують колювієм (від лат. - "нагромадження").

В Україні обвально-осипні форми рельєфу поширені у найвищій і найбільш розчленованій ерозією частині Карпат (Горгани, Свидовець, Чорногора, Полонинський хребет) та на південних схилах Головного пасма Кримських гір (підніжжя Ай-Петрі поблизу Алупки, мис Ай-Тюдор, масив Демерджі, Карадаг тощо).

Лавинні схили утворюються ковзаючими та обвальними масами снігу, особливо характер­ними для гір з постійним сніговим покривом. Розрізняють три головних типи лавин - осови (снігова маса сповзає широким фронтом, не утворюючи єдиного русла, і охоплює поверхневий шар снігу товщиною до 0,3-0,4 м), лоткові лавини (рухаються періодично по чітко зафіксованих "руслах", часто підготовлених тимчасовими водотоками; мають виразні снігозбірні лійки, сфор­мовані у колишніх карах; лавинні лотки - добре помітні на місцевості коритоподібні зниження, лавинні конуси виносу - снігові маси, перемішані з уламками, знесеними лавиною зі схилу) та стрибаючі лавини, що являють собою різновид лоткових лавин з різкими зламами поздовжніх профілів лавинного схилу.

Масштаби, частота лавин, а відтак і їх геоморфологічна роль, залежать від багатьох фак­торів - від розмірів снігозбірної площі, довжини і крутизни схилу, стану снігового покриву (су­хий чи мокрий сніг), нарешті, від стану погоди в момент формування лавини.

В Україні у сучасних умовах лавинні схили формуються в окремих частинах Карпат (Чорногора, Свидовець) та Гірського Криму (Бабуган-Яйла, Демерджі-Яйла).

Зсувні схили відрізняються від описаних вище тим, що при зсуві відбувається переміщення монолітного блоку порід. Іншою особливістю є гідрогеологічна зумовленість зсувів - найчастіше вони виникають в умовах, коли водопроникні пласти (водоносні горизонти) підстеляються во­дотривкими породами (частіше за все - глинами), особливо якщо падіння водотривких порід співпадає з напрямком падіння схилу. За таких умов водотривкий горизонт стає своєрідною поверхнею ковзання, по якій і відбувається переміщення мас грунту.

Зсувами формується особливий комплекс форм рельє­фу, головними елементами якого являються: зсувний цирк, обмежений стінкою відриву; зсувний блок., обмежений похилою зсувною терасою та крутим укосом у напрямку падіння схилу; часто біля підніжжя схилу формується напірний зсувний вал, що являє собою дефор­мовані під тиском зсувної маси корінні породи схилу.

В залежності від умов формування і морфологічних особливостей виділяють різні типи зсувів: детрузивні (штовхаючі), що починаються у верхній частині схилу; деляпсивні (сповзаючі), які утворюються у нижній частиш схилу; зсуви-опливини тощо.

Зсувні явища в Україні є одним з найпоширеніших (після площинного змиву) видів схилових процесів. Крім гірських районів Карпат і Криму, зсуви поширені на окре­мих ділянках крутосхилів річкових долин (особливо на правому березі Дніпра від Києва до Черкас, лівобережжі Росі, у долинах Ворскли, Псла, Сули, Сіверського Дінця та цілого ряду інших річок).

Серед інших геоморфологічних типів схилів згадаємо описані нами вище делювіальні схили, ще раз підкреслив­ши їх виняткове поширення і домінування в умовах помірних широт.

Гляціальний (льодовиковий) та флювіогляціальний (водно льодовиковий)рельєф. На сучасному етапі льодовики вкривають понад 16 млн.км² (11% поверхні суші). Основна частина їх зосереджена в Антарктиді (13,3 млн. км²) та Гренландії (2,2 млн.км²). На долю гір та приполярних островів припадає 0,5 млн. км² льодовикового покриву. Однак були періоди, коли зледеніння охоплювало близько 30% суші, тому льодовикові форми рельєфу є поширеними далеко за межами сучасного зледеніння, хоча збереглися як правило лише сліди останніх льодовикових епох.

Переміщуючись завдяки силам гравітації і пластичності льодовики виконують значний обсяг робіт по формуванню рельєфу. Льодовикові форми рельєфу можна поділити на дві великі групи: форми що утворилися під впливом руйнівної діяльності льодовика – екзараційні, та акумулятивні.

Флювіогляціальний рельєф формується під дією талих льодовикових вод, що утворилися під час від ступання (танення льодовика). Потоки талих льодовикових вод, насичені твердим матеріалом (розмив морен) утворюють особливі комплекси акумулятивного рельєфу – похилі піщані (зандрові) рівнини, серед яких виділяються дрібні форми рельєфу – ози і ками, розділені западинами колишніх при льодовикових озер. Ози – являють собою досить вузькі (10-150 м) і високі (до 15-20 м) пасма, що простягуються на десятки кілометрів (нагадуючи звивисті залізничні насипи) вздовж напрямку руху льодовика. Ками – куполоподібні піщані горби, з крутими схилами і плоскими вершинами. Зандрові рівнини із типовими для них формами (озами, камами) типові для великої частини Українського Полісся, Придніпровської низовини і є залишками як правило Дніпровського зледеніння.

Берегові процеси та основні форми узбережжя. У загальному розумінні берегом називають межу суходолу і водного простору (моря, озера, річки). І хоч на картах берег зображають у вигляді лінії, в природі він являє собою не лінію, а більш або менш широку зону, де відбувається взаємодія цих двох субстанцій.

Хвильова діяльність займає провідне місце серед процесів берегової зони. Хвилі утворюються головним чином під дією вітру на водну поверхню. При цьому круговий характер переміщення часток води ("вгору - вниз"), який проявляється у відкритому морі, поблизу берегів змінюється поступальним рухом. Висота хвиль залежить від сили вітру і при сильному штормі може досягати 12-15 м. Якщо на глибоких ділянках моря діяльність хвиль відчувається лише у приповерхневій товщі і ніколи не досягає дна, то на мілководді берегової зони (у межах підводного берего­вого схилу) хвилі визначають всі згадані вище напрямки діяльності геоморфологічних процесів. Інтенсивність і спрямування цих процесів залежать як від розмірів хвиль, так і від будови бе­регової зони.

Припливно-відпливні явища, зумовлені впливом сил тяжіння Місяця і Сонця, особливо виразно проявляються у вузьких затоках, протоках, гирлах річок тощо, розмиваючи дно та узбережжя і виносячи уламковий матеріал з берегової зони у море.

Велике значення у перерозподілі матеріалу, особливо у мілководній узбережній частині, мають морські течії, швидкість яких часто сягає 1,0-2,5 м/с.

Оскільки характер геоморфологічної діяльності у береговій зоні залежить від особливостей будови самого берега, розглянемо цю діяльність на прикладі двох основних типів берегів - на берегах крутих (урвистих) та розлогих.

Діяльність моря поблизу крутих берегів. Руйнівну діяльність моря у береговій смузі називають абразією (від лат. - "вишкрібати"). Особливо активно руйнівна діяльність моря проявляється на крутих берегах, де прибійна сила хвиль сягає 30-35 т/м, в першу чергу на скелях, складених осадовими та тріщинуватими породами. Розрізняють три основні види абразії: механічну (визначається удар­ною силою прибійної хвилі та крупно-уламкового матеріалу, що насичує вод­ну товщу в узбережжі), хімічну (руйну­вання розчинних порід, що відслонюються на берегах) та термічну (прояв­ляється на берегах, складених мерзлими породами або так званою "мертвою" кригою).

Хвилі вибивають біля підніжжя урвистого берега хвилеприбійну нішу, над якою нависає своєрідний берего­вий "козирок". З часом цей "козирок" обвалюється і берег знову набуває вигляду абразійного уступу - кліфа. Безпе­рервне повторення цього процесу зумовлює відступання кліфа, в зв'язку з чим між урізом води і береговим урвищем формується абразивна тераса (бенч). Перекриваючись шаром гальки, гравію або піску, що утворюються при подрібненні уламків колишнього "козирка", поверхня бенчу поступово перетворюється на пляж.

В Україні різноманітні абразивні береги теж мають значне поширення. Вони домінують на сході Криму, на Тарханкутському півострові і складають більшу частину материкового азовського та чорноморського узбережжя, де переважають дрібнобухтові, зсувні та обвальні або абразійно-акумулятивні різновиди, проте найбільш типовий прямолінійний берег з численними відпрепарованими абразією скелями простежується вздовж Південного берега Криму (від Алупки до Чатирдагу).

Діяльність моря на розлогих берегах. Нагромаджений абразією уламковий матеріал переноситься як вздовж берега під кутами до нього, так і перпендикулярно до берегової лінії. Прибійна хвиля, наближаючись до розлогого берега, викидає на нього пісок, гравій, гальку, але відтягнути ці уламки назад, у море, не мо­же, оскільки через значне тертя поблизу таких берегів сила хвиль швидко втрачається. При цьому відбувається сортування матеріалу за розмірами уламків: дрібний пісок і глинисті часточ­ки відкладаються нижче урізу води, перекриваючи підводну терасу, а смуга пляжу складається переважно крупними відшліфованими піщано-гравійно-гальковими сумішами.

Серед найпоширеніших форм морської акумуляції відзначимо берегові та підводні вали, які мають висоту до кількох метрів та асиметричну будову (крутий схил у напрямку суші і розлогий - до моря). Складені вали переважно піщаним матеріалом. Подібні вали утворюються внаслідок того, що прибійний потік має більшу енергію, ніж зворотний, в зв'язку з чим на пляжі залиша­ється значна частина перенесеного матеріалу.

Подібне походження мають бари та коси, які теж утворюють асиметричні вали, проте значно більших масштабів, ніж згадані бе­регові та підводні вали. Висота барів і кос може сягати 50-80 м, а довжина - сотень кілометрів при ширині до 10-20 км. В Україні до класичних барів можна віднести Арабатську стрілку, Джарилгач, Довгий острів та ін., а серед кос згадаємо Тендрівську, Федотову, Обиточну, Бердянську та ін.

Часто бари та коси, розростаючись, відділяють від моря мілководні затоки - лагуни (наприклад, Сиваш), які з часом можуть зовсім втратити зв'язок з морським басейном, перетворившись у напівсолоне озеро (в таких випадках ділянку коси, яка відгороджує новостворене озеро від моря, називають пересипом).

Основні типи морських берегів. Безперервні зміни положення берего­вої лінії на Землі, які зумовлюються транс­гресіями (наступ моря на сушу) та регресія­ми (відступ моря), зумовили особливості розвитку поверхні на різних етапах геоло­гічної історії. На практиці найчастіше користуються генетичною класифікацією берегів, за якою всі береги поділяють на дві великі групи - інгресійні (розчленовані) та акумулятивні

Найбільше поширення серед інгресійних типів берегів мають фіордові, шхерні, ріасові лиманні, далматинські та інші узбережжя.

Фіордові береги утворюються при затопленні вузьких і довгих льодовикових долин (трогів) у прибережних частинах гірських країн (береги Норвегії, Канади, Нової Землі та ін.). Шхерні береги формуються внаслідок затоплення низинних льодовиково-денудаційних рівнин (шхерами називають дрібні скелясті острови, що утворилися на місцях затоплення баранячих лобів, кучерявих скель, друмлінів тощо). Прикладом може служити балтійське узбережжя Фінляндії.

Ріасові береги являють собою затоп­лені нижні ділянки річкових долин у гористих берегах при поперечному розташуванні геологічних структур (ріаси - це вузькі звивисті затоки). Приклади: Севастопольська бухті, численні затоки південного Примор'я на Далекому Сході та ін. Ли­манні береги утворюються при за­топленні річкових долин на узбе­режних рівнинах (такі береги поши­рені, зокрема, на одеському Причор­номор'ї). Далматинський тип узбе­режжя формується при затопленні морем поздовжніх складчастих структур, в зв'язку з чим утворюються численні архіпелаги остро­вів, витягнутих вздовж берега (схід­не узбережжя Адріатичного моря - Далмація, південний острів Нової Землі та ін.). Еоловий (аральський) тип берегів пов'язаний із затоплен­ням низинних узбережних рівнин з еоловими формами рельєфу (береги Аральського моря та ін.).

Серед берегів акумулятивного типу відзначимо насамперед вже зга­дувані лагунні береги (азовське узбережжя України, південні береги Північного та Балтійського морів тощо), а також численні типи своєрідних берегів, що утворюються у тропічних морях ор­ганізмами, в першу чергу - коралами (оторочуючі та бар'єрні рифи, атоли тощо). У сучасних умовах рифові береги поширені лише в екваторіальних і тропічних широтах (Великий Бар'єрний риф на сході Австралії та ін.). Залишком подібного бар'єрного рифу, створеного у минулі гео­логічні епохи, є відомий Товтровий кряж (Медобори) на Поділлі.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: