Вплив водосховищ на природне середовище

В Україні водосховища та ставки створювалися в давні часи, але особливо інтенсивний ріст їх кількості спостерігається в другій половині ХХ століття.

Спорудження водосховищ призвело до збільшення об’єму зарегульованих вод суші майже на 6 000 км³ й уповільнення водообміну приблизно в 5 разів, а водообмін Дніпра уповільнився в 7-11 разів.

Спорудження гребель водосховищ веде до зменшення стоку води в річках. Разом з тим штучні водойми змінюють внутрішньорічний розподіл стоку, збільшуючи при цьому меженну його складову. Так за даними М.І. Львовича, водосховища обумовлюють збільшення меженного річкового стоку на землі на 27%.

Суттєво зменшився і стік наносів річок в результаті спорудження гребель водосховищ та акумуляції в них наносів. Так, каскад водосховищ на р. Міссісіпі зменшив у середньому стік завислих наносів із 450 до 295 млн.т.

Водосховища змінюють і термічний режим річок, спричиняють затопленню і підтопленню земель, “цвітінню” води, погіршують умови проходу на нерест риби, тощо.

БЛОК 6. ГІДРОЛОГІЯ БОЛІТ

Основною метою блоку є вивчення походження, розвитку, гідрологічного режиму боліт, їхнього впливу на річковий стік та практичного значення боліт.

При вивченні цього блоку студент повинен знати, вміти пояснити та набути навички:

1. Дати визначення боліт?

2. Знати походження боліт?

3. Знати типи боліт та особливості їхньої будови, морфології та гідрографії.

4. Вміти визначити водний баланс боліт та їх режим.

5. Знати, що таке діяльний та інертний шар?

6. Чим характеризується термічний режим боліт?

7. Як відбувається рух води в болотах?

8. Дати оцінку гідрологічної ролі боліт у природних комплексах.

9. Методи дослідження боліт.

10. Поширення боліт на земній кулі, в Україні.

11. Осушення боліт.

12. Яке народногосподарське значення мають болота?

Література

1. Богословский Б.Б., Самохин А.А., Соколов Д.П. Общая гидрология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 356с.

2. Загальна гідрологія. Підручник / Левківський С.С., Хільчевський В.К., Ободовський О.Г. та ін.. - К.: Фітосоціоцентр, 2000. - 264с.

3. Кац Я.Я. Болота земного шара. - М.: Наука, 1971. - 295с.

4. Михайлов В.П., Добровольский А.Д. Общая гидрология. - М.: Высшая школа, 1991. - 368с.

5. Справочник по водным ресурсам / Под ред. Б.И. Стрельца. - К.: Урожай, 1987.

6. Чеботарев А.И. Общая гидрология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1975. - 544с.

Болото - достатньо однорідний природний комплекс, який постійно перебуває в стані застійного або слабкопроточного зволоження, в якому відбувається накопичення органічної речовини у вигляді торфу і для якого характерна специфічна болотна рослинність.

До цієї категорії природних утворень відносяться також і заболочені землі.

Походження боліт пов’язане з заростанням водойм (озер, водосховищ, ставків) та з заболочуванням суші.

Заболочування - це процес, який приводить до утворення надмірно зволожених земель та боліт. Виділяють два основних види заболочування суші: затоплення і підтоплення території (рис. 5.1.).

Затоплення - це переважання атмосферних опадів над випаровуванням за відсутністю дренажу, або з незначним поверхневим стоком в умовах зниженого рельєфу.

Підтоплення - це підвищення рівня грунтових вод після спорудження гребель на річках, внаслідок надмірного зрошення значних територій та ін.

Заболочені землі - це надмірно зволожені ділянки земної поверхні з шаром торфу завтовшки менше 30 см.

Рис. 6.1. Заболочування суші

6.1. Типи боліт

Болота прийнято ділити на дві великі групи: заболочені землі (торфові болота арктичної тундри, очеретяні та осокові болота лісостепу, засолені болота напівпустелі та пустелі, заболочені тропічні ліси тощо) і торфові болота, які за характером водно-мінерального живлення, формою поверхні і складом рослинності поділяються на три типи: низинні, перехідні, верхові (рис.6.2).

Низинні болота - мають ввігнуту або плоску поверхню, що обумовлює застійний характер водного режиму і розповсюджені у знижених формах рельєфу, на місцях колишніх озер або в заплавах річок. Живляться болота за рахунок атмосферних опадів, стоку поверхневих вод з оточуючої території, річкових вод під час паводків і водопілля, грунтових вод. Для цих боліт характерна наявність євтрофної рослинності (чорна вільха, береза, осока, очерет тощо). Зольність торфу низинних боліт – 6-7% (рис. 6.2.).

Верхові болота - мають опуклу або плоску поверхню. Торф накопичується в центральній частині болота швидше, ніж на краях. Зустрічаються лише у вологому кліматі і розташовуються на плоских вододілах. Живляться такі болота лише за рахунок атмосферних опадів, бідні на мінеральні біогенні речовини і тому до них приурочена оліготорофна рослинність (сфагновий білий мох, пухівка, журавлина тощо). Зольність торфу цих боліт менше 4%.

Рис. 6.2. Схема верхового (а) та низинного (б) торф’яного болота

мікроландшафти: 1 – осокові, осоково-очеретяні, осоково-гіпнові; 2 - сфагново-осокові; 3 – сфагново-пухівкові; 4 – вільшаники; 5 – сосново-сфагнові; 6 – поклади сфагнового торфу; 7 – поклади очеретяного та осокового торфу; 8 – мінеральний грунт.

6.2. Морфологія та гідрографія боліт

Характерними елементами рельєфу поверхні болота є:

Пасма - це окремі витягнуті в довжину підвищені ділянки болота, і які відокремлені одна від одної такими ж витягнутими в довжину значно обводненими зниженнями (мочарами).

Горби - утворення їх пов’язане з морозним випиранням і спостерігаються на болотах лісотундри. Складені з торфу, під яким знаходиться вічна мерзлота.

Купини та міжкупинні зниження - утворення їх пов’язане з накопиченням торфу і нерівномірною густотою рослинного покриву.

Для болотних масивів характерна наявність внутрішньоболотних водних об’єктів.

Внутрішньоболотна гідрографічна сітка - це поєднання наявних внутрішньоболотних об’єктів: струмків, річок, озер, мікроозер, трясовин.

Струмки та річки утворилися або до заболочування території, або сформувалися в процесі болотоутворення і мають глибину 1,5 - 2 м, ширину русла не більше 10 м, малі витрати води та незначну швидкість течії.

Болотні озера - це відносно великі за площею до 10 км² і глибинами до 10м, і мають торфяні береги.

Мікроозера - це водойми менших розмірів, що зустрічаються великими групами серед заболоченої території і які розташовані на схилах болотних масивів та у пониззях рельєфу.

Трясовини - це перезволожені ділянки болотних масивів, які характеризуються розрідженою торфовою масою, слабою дерниною рослинного покриву та високим рівнем води. Трясовини бувають застійними, з фільтраційним рухом води та проточними.

6.3. Водний баланс боліт

Рівняння водного балансу болота має такий вигляд:

x + y_n + W₁ = Z + y_n + W₂ ± Du

де: х - атмосферні опади;

y_n - притік поверхневих вод;

W₁ - притік підземних вод;

Z - випаровування;

y_n - відтік поверхневих вод;

W₂ - підземний відтік;

± Du - накопичення вологи або її витрачання.

Болота живляться атмосферними, поверхневими та грунтовими водами.

Рух води в болотах

В болотному масиві виділяють два основних горизонти: верхній - активний (діяльний) та нижній – інертний.

Активний (діяльний) шар болота - це шар інтенсивного вологообміну з атмосферою та оточуючими болото територіями; з періодичними коливаннями в його межах рівнів грунтових (болотних) вод і змінним вмістом вологи; високою водопроникністю та водовіддачею; періодичним доступом повітря в пори, які звільнилися від води під час зниження рівня грунтових вод; великою кількістю аеробних бактерій та мікроорганізмів, котрі сприяють процесу торфоутворення та наявністю рослинного покриву, що складає верхній шар цього горизонту.

Інертний горизонт - це горизонт з постійною кількістю води протягом року; повільним вологообміном з підстилаючою поверхнею, яка складена торф'яними відкладами; низькою водопроникністю торфу; відсутністю доступу повітря в пори торфу та аеробних бактерій і загальним зменшенням кількості мікроорганізмів.

Рух води в болотах відбувається залежно від стану, в якому вона знаходиться. Переважна частина води перебуває у зв’язаному стані. Вільна вода знаходиться у великих капілярах, порах торфу, у руслах болотних струмків, озерцях та трясовинах.

Швидкість руху води у торфовій масі залежить від водопровідності, показником якого є коефіцієнт фільтрації, який залежить від ступеня розкладання торфу. Швидкість фільтрації в діяльному шарі може досягати кількох десятків і навіть сотень метрів за добу, а в інертному шарі - максимум 6 м за рік.

6.5. Термічний режим боліт

Термічний режим торф’яних боліт визначається не тільки кліматичними факторами, але залежить і від водно-теплових властивостей торфу та мінеральних грунтів. Особливо велику роль відіграє теплоємкість і теплопровідність торфу, які, в свою чергу, залежать від об’ємного співвідношення органічної речовини, води і повітря в торф’яному відкладі. Чим більший вміст води в торфі, тим більша його теплоємкість і тим повільніше він нагрівається й охолоджується.

З глибиною коливання температури торф’яного відкладу зменшуються. В умовах помірного клімату добовий хід температури в діяльному шарі торфового болота помітний лише до глибини 15-25см, а сезонні коливання температури – до глибини 3,0-3,5м. На глибинах, що перевищують 35-40см і 4-5м, відповідно добові та сезонні зміни температури зазвичай відсутні.

Величина і добових і сезонних коливань температури в торф’яному болоті менші, ніж у мінеральному грунті, і зменшуються зі збільшенням вологості грунту. Безпосередньо на поверхні болота добові коливання температури значні внаслідок малої передачі тепла на глибину, що сприяє підвищенню випаровування в денні години і раннім осіннім заморозкам в нічні години.

Замерзання боліт в умовах холодного та помірного клімату настає через 15-17 днів після переходу температури повітря через нуль, тобто пізніше невеликих озер і річок. Болота перехідного типу починають замерзати одночасно з замерзанням мінеральних грунтів, а сфагнові болота – пізніше. Глибина промерзання торфо-болотної маси – 19-42см. Максимальна глибина промерзання торф’яників – до 60-65см.

Відтавання боліт залежить від кліматичних умов, товщини мерзлого грунту, товщини снігового покриву і тому його строки різні в різних болотних мікроландшафтах.

6.6. Вплив боліт на стік річок

Вплив боліт на стік річок не однозначний. У зоні достатнього та надмірного зволоження болота практично не впливають на норму річного стоку і знижують максимальний стік річок. У районах недостатнього зволоження річковий стік за наявністю болотних масивів зменшується порівняно з незаболоченими водозборами. Болотні масиви, де значні площі зайняті озерами та мікроозерами, сприяють регулюванню стоку річок.

БЛОК 7. ГІДРОЛОГІЯ ЛЬОДОВИКІВ

Основною метою даного блоку є вивчення умов й особливостей походження, існування та розвитку льодовиків, їхнього складу, будови, фізичних властивостей, геологічної і геоморфологічної діяльності, географічного поширення та форми взаємодії з оточуючим середовищем.

При вивченні цього блоку студент повинен знати:

1. Як відбувається перетворення снігу в глетчерний лід та утворення льодовика?

2. Що таке лавини, які їхні різновиди і де вони виникають?

3. Що таке снігова, кліматична, орографічна снігова лінія?

4.Класифікація льодоутворення за характером танення снігу, ступеня водовіддачі та вигляду льодоутворення.

5. Що таке абляція, її види?

6. Рівняння балансу льоду і води в льодовику.

7. Рівняння балансу маси льодовика .

8. Режим льодовиків.

9. Рух льодовиків.

10.Робота льодовиків.

11.Типи льодовиків.

12.Поширення та значення льодовиків.

Література

1. Богословский Б.Б., Самохин А.А., Иванов К.Е., Соколов Д.П. Общая гидрология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 356с.

2. Гляциологический словарь. - Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 527с.

3. Голубев Г.Н. Гидрология ледников. - Л.: Гидрометеоиздат, 1976. - 247с.

4. Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Ледники. - М., 1989. -447с.

5. Загальна гідрологія. Підручник / Левківський С.С., Хільчевський В.К., Ободовський О.Г. та ін. - К.:Фітосоціоцентр, 2000. - 264с.

6. Михайлов В.Н., Добровольский А.Д. Общая гидрология: Учеб. для геогр. спец. вузов. - М.: Высшая школа, 1991. - 368с.

7. Лосев К.С. Лавины СССР. - Л.: Гидрометеоиздат, 1966. - 131с.

7.1. Утворення льодовиків

Льодовик - це маса льоду з постійним закономірним рухом, розміщений в основному на суші, має певну форму, значні розміри і утворений внаслідок накопичення та перекристалізації твердих атмосферних опадів. Головне джерело живлення льодовика - тверді опади, які накопичуються на дні та схилах западин. Для існування льодовиків потрібний вологий клімат з від’ємними температурами взимку та влітку. Якщо влітку спостерігаються плюсові температури, то період з теплою погодою має бути коротким, щоб сніг, який випав, не встиг розтанути.

Снігова лінія – це лінія, яка поділяє ділянки з додатнім та від’ємним балансом снігу. Вище снігової лінії прибуток снігу більший за витрати, тому відбувається його накопичення, а нижче - витрати снігу перевищують прибуток, тому сніговий покрив там буває періодично. Сніг накопичується до певної висоти, нижче якої встановлюється рівновага.

Кліматична снігова лінія – це середнє положення снігової лінії і визначається кліматичними умовами місцевості. Вище неї в середньому за рік сніг може накопичуватися більше, ніж танути чи випаровуватись, нижче увесь сніг, що випав взимку, може повністю розтанути влітку.

Вище кліматичної снігової лінії спостерігається позитивний сніговий баланс, нижче – від’ємний, а на самій лінії – нульовий сніговий баланс. Сніг накопичується до певної висоти, нижче якої знову встановлюється рівновага.

Сезонна снігова лінія - межа між поверхнею, що вкрита снігом і поверхнею, яка не має снігу.

Орографічна снігова лінія - снігова лінія визначається місцевими особливостями рельєфу (експозицією та крутістю схилів).

Найвище снігова лінія розміщена в субтропіках (на висоті - 6 500 м), що пов’язано з сухістю повітря в цих широтах. Найнижче снігова лінія розміщена в полярних районах, що пояснюється низькими температурами. У південній півкулі, для якої характерний морський клімат, снігова лінія скрізь розташована нижче, ніж у тих самих широтах північної півкулі, а починаючи з 62⁰ пд.ш. вона лежить на рівні моря.

Частина тропосфери, що розташована вище кліматичної снігової лінії, в межах якої сніговий баланс позитивний і відбувається накопичення твердих атмосферних опадів, називають хіоносферою.

Розвантаження накопиченого снігу відбувається постійно шляхом сповзання утворених льодовиків або сходом лавин.

Лавина- це снігові маси, які сповзають з похилої підстилаючої поверхні гірських схилів, захоплюючи з собою нові маси снігу. Лавини характерні для гірських масивів, де крутість схилів понад 15⁰, потужність снігу перевищує 0,5 м і можуть утворюватися як в холодну пору року, так і в теплу.

Сухі лавини - снігова маса зривається від найменшого струсу повітря чи підстилаючої поверхні (постріл, порив вітру, різкі звуки) в місцях, де кут похилу поверхні понад 45⁰, швидкість руху - до 80 - 100 м/с. Це зимові лавини.

Мокрі, або грунтові лавини - рухаються перекочуванням по змоченій талою водою поверхні грунту або снігу, обростають новими масами снігу, захоплюють каміння, землю, дерева тощо. Мокрі лавини дуже часто мають постійні шляхи руху, які називають лотками. Мокрі лавини характерні для теплої пори року.

Наст - під дією сонячних променів свіжий сніг у поверхневому шарі підтає, а вночі знову замерзає і поверхня вкривається тонкою льодяною кіркою.

Фірн - подальше накопичення снігу, ущільнення і перехід у пухирчасту сіро-білу масу, яка складається з деформованих льодяних зерен. Щільність фірну 0,3 - 0,5 г/см³. Область поширення фірну утворює фірновий басейн, або зону живлення льодовика. Поверхня фірнового басейну постійно покрита снігом, під яким на значній глибині знаходиться кристалічний лід льодовика.

Глетчерний лід або льодовик - усе більш ущільнюючись фірн переходить у білий фірновий лід (зі щільністю 0,85г/см³), а далі в чистий прозорий лід блакитного кольору (зі щільністю 800 - 910 кг/м³). Зміна кольору та щільності льоду при утворенні льодовиків спричинена видаленням з маси льоду пухирців повітря. Так, свіжий сніг містить до 90% повітря, фірн – 60%, фірновий лід – 30%, глетчерний – 15%.

Режеляція – це замерзання льодових кристалів і окремих брил льоду в місцях їх зіткнення. При температурі 0⁰С режеляція відбувається за нормального тиску, а при більш низьких температурах – за підвищеного.

Конжеляція - повторне змерзання розталої води на поверхні льоду.

Таким чином, в льодовиках спостерігається три принципово різних способи утворення льоду – шляхом рекристалізації снігу та фірну (під тиском), шляхом замерзання талої води в товщі фірну (інфільтраційний лід), шляхом замерзання талої води на поверхні льоду (конжеляційний лід).

В різних кліматичних умовах, а також в різних частинах одного льодовика процес льодоутворення відбувається по-різному.

Класифікація льодоутворення за характером танення щорічного снігу, ступеня водовіддачі та вигляду льодоутворення за П.Шумським та А.Кренке:

1. Снігова (рекреталізаційна) зона - зона, в якій танення та водовіддача відсутні. Льодоутворення відбувається шляхом рекристалізації. Товщина фірну 50 - 150 м. Нижня межа зони відповідає середній річній температурі біля - 25⁰С. Зона поширення - внутрішня частина Антарктиди (вище 900-1350м над рівнем моря), Гренландії (вище 2000-3000м), вершини Паміру (вище 6 200 м).

2. Снігово-фірнова (рекресталізаційно-режеляційна) зона - зона, де танення снігу відбувається тільки в теплу пору року, водовіддача практично відсутня. Льодоутворення відбувається в основному шляхом рекресталізації. Товщина фірну 20 - 100 м. Зона характерна для периферії льодовикового покриву Антарктиди (на висоті 500 - 1 100 м), Гренландії, для високих гір Паміру (вище 5 800 м).

3. Холодна фірнова (холодна інфільтраційно-рекресталізаційна) зона - зона, де танення і водовіддача із річного шару снігу помірні. У нижніх шарах вода знову замерзає. Льодоутворення відбувається на 2/3 шляхом замерзання інфільтраційної води і на 1/3 шляхом рекристалізації. Температура льодовика нижче 0⁰С. Ця зона поширена в горах з континентальним кліматом.

4. Тепла фірнова (тепла інфільтраційно-рекристалізаційна) зона-зона, де танення та водовіддача значні, формується інтенсивний стік. Льодоутворення відбувається в рівній ступені шляхом інфільтраційного замерзання і рекристалізації. Товщина фірну 20 - 40 м. Температура льодовика біля 0⁰С. Зона поширена в горах і на арктичних островах в умовах морського клімату.

5. Фірново-льодяна (інфільтраційна) зона - танення і водовіддача значні. Льодоутворення в основному інфільтраційне. Товщина фірну не більше 5 - 10 м. Зона характерна для гірських льодовиків в умовах континентального клімату.

6. Зона льодяного живлення (інфільтраційно-конжеляційна) - танення і водовіддача інтенсивні. Льодоутворення відбувається шляхом інфільтрації та конжеляції. Фірну в цій зоні не має. Зона типова для гірських льодовиків в умовах континентального клімату.

Лінія нульового снігового балансу - це лінія, яка на тілі самого льодовика проходить трохи нижче, ніж кліматична снігова лінія в даному районі Землі. Це можна пояснити як додатковим надходженням снігу на поверхню льодовика шляхом заметілі та лавинного перенесення, так і охолоджуючим впливом самого льодовика.

Фірнова лінія - горизонтальна лінія (влітку), яка відділяє поверхню фірну від поверхні льоду.

7.2. Живлення та абляція льодовиків

Живлення льодовика - тверді атмосферні опади; дощові рідкі опади; заметільне перенесення, тобто принесення вітром снігу на поверхню з суміжних гірських схилів; лавини, що приносять додаткові об’єми снігу на льодовик; конденсація водяної пари в тверду фазу (сублімація) або так звані «наростаючі» опади - паморозь та іній; «накладений лід», тобто знову замерзає тала вода сезонного снігу.

Абляція льодовиків – зменшення льодовика відбувається як шляхом танення льоду, випаровування з його поверхні, так і внаслідок видування снігу вітром (механічна абляція).

Розпізнають три види абляції: поверхневу, внутрішню та підльодовику.

Поверхнева абляція - безпосереднє нагрівання льоду спричиняється сонячним промінням, теплим повітрям та дощами, які випадають на поверхню льоду.

Внутрішня абляція відбувається за рахунок внутрішнього тертя окремих часток льоду, циркуляції повітря та води в товщі льодовика.

Підльодовикова абляція виникає внаслідок надходження тепла від поверхні гірських порід, які мають більш високу температуру, ніж льодовик, а також при підвищенні тиску на нижній межі льодовика.

Регресія - відступання льодовиків.

7.3. Баланс льоду і води в льодовику

Рівняння балансу льоду:

Х_тв + Y_м + Y_лав + Y_зам + Z_кон = Y_т + Z_вип ± ∆U_л ,

де: Х_тв - тверді опади;

Y_м - заметільне перенесення;

Y_лав - лавинне перенесення;

Y_зам - замерзання води;

Z_кон - конденсація водяної пари;

Y_т - стік талої води з льодовика;

Z_вип - випаровування снігу та льоду;

±∆U_л - зміна об’єму льоду в льодовику.

Рівняння балансу води в льодовику:

Х_р + Y_т = Y_ст + Y_зам ± ∆U_в ,

де: Х_р - рідкі опади;

Y_т - танення снігу, фірну і льоду на поверхні та в товщі

льодовика;

Y_ст - стік води за межі льодовика;

Y_зам - повторне замерзання талої та дощової води;

±∆U_в - зміна запасів рідкої води в льодовику.

Рівняння балансу маси льодовика:

X + Y_м + Y_лав + Z_конд = Y_т + Z_вип ± ∆U;

де ± ∆U – зміна маси льодовика за інтервал часу ∆t.

7.4. Режим та рух льодовиків

Режим льодовика - характер зміни його об’єму (маси) і форми, що виявляється наступом і відступом льодовика. Якщо акумуляція в льодовику рівна абляції, то ∆U_л = 0 і льодовик буде стабільним. Якщо акумуляція перевищує абляцію, то ∆U_л > 0 і льодовик наступає. Якщо абляція перекриває акумуляцію, то ∆U_л < 0, маса льоду зменшується і льодовик відступає.

Коливання льодовиків - це режим їх наступу та відступу, що пов’язані перш за все зі змінами умов живлення та абляції льодовиків. Наступ льодовиків зазвичай спостерігається в холодні і вологі періоди, відступ – в теплі та сухі.

Рух льодовиків - це переміщення маси льоду. Рух льодовиків починається тоді, коли товщина їх досягне певної критичної пружності, яка залежить від похилів схилів. Критична товщина льоду становить 15-30м. Середня швидкість руху льодовика - 0,5 м/добу, а найбільша швидкість руху льодовика 40 м/добу (льодовики Гренландії). Середня частина льодовика та його поверхневі шари рухаються швидше, ніж окраїнні та глибинні. Влітку та вдень швидкість руху більша, ніж взимку та вночі.

7.5. Робота льодовиків

Стікаючи по схилах гір, льодовики за допомогою вмерзлого в них каміння та через нерівність дна, виконують велику руйнівну роботу – спричиняють льодовикову ерозію. Наслідком цієї ерозії є утворення специфічного ландшафту «курчавих» скель (куполоподібних горбів) та «баранячих лобів» (яйцеподібних горбів). На схилах гір утворюються кари та льодовикові цирки.

Кари - це плоскі заглиблення на крутих схилах.

Льодовикові цирки - це чашоподібні крутостінні ніші. Для льодовикових долин характерна значна зміна похилів і навіть ділянок із зворотним похилом.

Троги- долини мають коритоподібну форму з широким плоским дном та крутими схилами (рис. 7.1.).

Рис. 7.1. Схема льодовика:

А – трог; Б – льодовик; В – бокові льодовики

Продукти руйнування гірських порід (від найдрібніших частинок пилу до великих кам’яних брил), які потрапили в тіло льодовика, називають моренами.

Рухомі морени - це морени, які рухаються разом з льодовиком.

Відкладені морени - це морени, що припинили рух.

Морени в тілі рухомого льодовика поділяють на поверхневі, внутрішні та донні.

Поверхневі морени - морени, що виникають у результаті накопичення на поверхні льодовика уламків гірських порід зі схилів долини, пилу, який принесений з навколишньої місцевості тощо.

Внутрішня морена - морена, котра формується з поверхневого матеріалу, який поглинається тілом льодовика.

Донна морена - це матеріал, який льодовик вибрав з дна, а також частково поглинені внутрішня і поверхнева морени; для неї характерний окатаний матеріал, валуни.

Кінцева морена - це матеріал, який льодовик відкладає у своїй кінцевій частині у вигляді поперечного валу.

Бокова морена - це вали, які утворилися по боках льодовика.

7.6. Типи льодовиків

Розрізняють два основних типи льодовиків: материкові та гірські.

1. Материкові льодовики - ці льодовики характеризуються великими розмірами та плоскоопуклою формою, яка не залежить від рельєфу місцевості. Напрямок руху цих льодовиків зумовлений розподілом тиску і похилом його поверхні незалежно від похилу ложа. Абляція в материкових льодовиків незначна. Зменшення площі льодовика відбувається за рахунок обламування кінцевих частин льодовика і сповзання в море. Ці уламки утворюють айсберги.

Айсберг - це льодова гора, яка піднімається над рівнем моря не менше як на 5 м і на 4/5 свого об’єму занурена у воду, внаслідок того, що щільність льоду менша за густину морської води.

Материкові льодовики поділяють на льодовикові куполи, льодовикові щити і вивідні льодовики.

Льодовикові куполи - опуклі льодовики потужністю до 1 000 м.

Льодовикові щити - крупні опуклі льодовики потужністю більш 100 м і площею поверхні більше 50 тис.км².

Вивідні льодовики - це льодовики, що швидко рухаються та через які здійснюється основна витрата льоду материкових льодовиків.

2. Гірські льодовики - це льодовики, які характеризуються невеликими розмірами, залежністю форми льодовика від форми трогів, чіткою різницею між зоною живлення і зоною стоку, спрямованим лінійним рухом.

Типи гірських льодовиків: льодовики вершин (кальдерні, зіркоподібні), льодовики схилів (карові, висячі) і долинні льодовики.

Кальдерні льодовики - льодовики в кратерах згаслих вулканів.

Зіркоподібні льодовики - льодовики, які мають кілька язиків з одного фірнового басейну, розташованого на вершині гори.

Карові льодовики - невеликі льодовики, які розміщені в заглибленні на схилах.

Висячі льодовики - льодовики на крутих схилах, у неглибоких западинах і які не мають чіткого обмеження з боків.

Долинні льодовики - льодовики, що розташовані у верхніх і середніх частинах гірських долин і поділяються на: прості, або альпійські - це льодовики, які складаються з одного потоку (Альпи); туркестанські - формування льодяного матеріалу відбувається за рахунок снігових лавин, мають малу площу живлення і велику площу стоку (Середня Азія); складні, або кавказькі - льодовики, які мають льодовикові потоки з притоками, поширені на Кавказі; деревоподібні або тянь-шанські - льодовики, які за зовнішнім виглядом нагадують дерево, характеризуються великими запасами води.

7.7. Поширення та значення льодовиків

Льодовики вкривають близько 10% поверхні Землі. Основні райони зледеніння знаходяться в Західній Арктиці – це острови Нова Земля, Земля Франца-Йосипа, які вкриті льодом на 87-90%. По мірі просування на схід площа зледеніння на островах Арктики зменшується і на архіпелазі Де-Лонга, льодовий покрив зустрічається тільки на трьох північних островах.

Серед гірських районів за площею зледеніння перше місце посідає Середня Азія (близько 2500 льодовиків загальною площею понад 17 000км²), друге – Кавказ (майже 1400 льодовиків загальною площею 1970 км²). Значне зледеніння характерне для Камчатки, Алтаю, північного та південно-східного Сибіру тощо.

Льодовики мають велике значення в живленні річок; є важливим джерелом водних ресурсів, особливо в районах зрошуваного землеробства (Середня Азія); є сховищами найчистіших прісних вод.

Однак, крім користі, льодовики можуть спричинити великі катастрофи: повені селі.

БЛОК 8. ГІДРОЛОГІЯ ПІДЗЕМНИХ ВОД

Основною метою даного блоку є вивчення вод, що заповнюють пори та пустоти гірських порід. Підземні води у рідкому стані наявні у всьому розрізі земної кори до глибини критичної температури; розподіл води вивчено до глибини 5-7 км в артезіанських басейнах і 2-3- км у гідрогеологічних областях.

При вивченні цього блоку студент повинен знати та вміти:

1. Які води називаються підземними?

2. Теорії походження підземних вод.

3. Що являє собою гігроскопічна, капілярна і гравітаційна вода?

4. Знати основні фізичні та водні властивості гірських порід.

5. Що таке водопроникні та водотривкі гірські породи?

6. Чим відрізняються грунтові води від напірних?

7. Що таке режим підземних вод?

8. Знати та вміти визначити особливості хімічного складу підземних вод

9.Який рух властивий підземним водам?

10.Які основні закономірності розповсюдження підземних вод у товщі земної кори?

11.Знати типи взаємодії грунтових вод з поверхневими водами.

12.Вміти визначити водний баланс підземних вод:

12.1. для поверхні;

12.2. для зони аерації;

12.3. для водоносного горизонту.

13.Які ви знаєте основні типи водного режиму зони аерації?

14.Класифікація Г.М.Каменського за режимом підземних вод.

15.Роль підземних вод у фізико-географічних процесах.

Література

1. Гидрогеология / Под ред. В.М. Шестакова, М.С. Орлова. - М.: Высшая школа, 1984. - 317с.

2. Загальна гідрологія. Підручник / Левківський С.С., Хільчевський В.К., Ободовський О.Г. та ін. - К.: Фітосоціоцентр, 2000. -264с.

3. Михайлов Л.Е. Гидрогеология. - Л.:Гидрометеоиздат, 1985. - 263с.

4. Михайлов В.Н., Добровольский А.Д. Общая гидрология: Учеб. для геогр. спец. вузов. - М.: Высшая школа, 1991. - 368с.

5. Мороз Э.А., Яковенко П.И., Беседа И.Г. Рациональное использование и охрана подземных вод. - К.: Будивельнык, 1981. - 135с.

6. Пиннекер Е.В. Подземная гидросфера. - Новосибирск, 1984. - 159с.

7. Плотников Н.И. Подземные воды - наше хозяйство. - М.: Недра, 1990. - 206с.

Підземні води - це води, які знаходяться в товщі земної кори, заповнюючи різноманітні пустоти гірських порід (пори, тріщини, каверни тощо). Підземні води є складовою частиною гідросфери, вони перебувають у тісному зв’язку з атмосферними опадами, водами річок, озер, морів, різних штучних водойм та водотоків.

8.1. Теорії походження підземних вод

Інфільтраційна теорія походження підземних вод - підземні води формуються за рахунок атмосферних опадів, які через дрібні канальці в гірських породах проникають у шари Землі, де й накопичуються. Ця теорія була сформульована в 1717 р. французьким фізиком Маріоттом.

Конденсаційна теорія походження підземних вод - підземні води формуються за рахунок водяної пари, яка міститься в повітрі. Ця теорія була висунута німецьким гідрологом Фольгером в 1877 р.

Ювенільна теорія походження підземних вод - підземні води утворюються на великих глибинах з пари і, можливо, з дисоційованих атомів водню і кисню. Початок цим водам дають газові виділення магми або води, що входять до багатьох мінералів у вигляді кристалізаційних або хімічно зв’язаних. Запропонував цю теорію в 1902 р. австрійський геолог Е.Зюсс.

Теорія похованих вод - це певна частина підземних вод, яка сформувалася за рахунок води стародавніх морських басейнів. За певних геологічних процесів ці води потрапляють у гірські породи, які з часом перекриваються більш молодими нашаруваннями.

8.2. Фізичні властивості порід

Щільність гірської породи - це відношення її маси до його об’єму. Розрізняють щільність сухої породи і щільність породи за природної вологості.

Пористість - відношення об’єму пустот до об’єму всієї породи:

n = Un / U,

де n - пористість;

Un - об’єм пор;

U - об’єм породи.

У скельних масивних породах ці пустоти виражені тріщинами; у розчинених породах (вапняках, доломітах, соленосних відкладах) пустоти являють собою каверни і канали; у пухких осадових породах пористість обумовлена нещільним притяганням часток, які складають ці породи.

Коефіцієнт пористості - відношення об’єму пустот до об’єму її скелета (твердих мінеральних часток, які входять до складу порід):

е = Ụn / Uс,

де е - коефіцієнт пористості;

Un - об’єм пор;

Uс - об’єм скелета породи.

Пористість вивержених порід коливається від 0,05 до 6-7 %, у вапняків і доломітів - від 0,2 до 34 %, у пісковиків - від 3,5 до 28 %, у торфу - 76 - 89 %.

Гранулометричний склад порід - це характеристика осадових утворень за розміром часток, з яких складені ці утворення. Розміри таких часток - від глинистих і пилуватих (діаметром 0,05 - 0,005 мм і менше) до гальок і валунів (від 10 до 100 мм діаметром).