Реферат на тему:
Особливості формування долин лівих приток Дніпра
в пост-гляціальних умовах
Деякі риси морфології долин лівих приток Дніпра привернула до себе
увагу ще під час вивчення причин змін їх водності у голоценовий період
/2/. Як видно з рис.1. їх обриси, починаючи з Сули і закінчуючи Самарою,
вирізняються різким звуженням долини у напрямку від пригирлової частини
до верхів’я. Детальне вивчення показало, що ширина палеорічищ (рис.2),
знаходиться у прямій залежності від ширини долини та відстані від гирла.
Цю закономірність можна спостерігати на рис.3.
Рис.1. Фрагмент фізичної карти лівобережжя Дніпра (1 – Сула; 2 – Хорол;
3- Псел; 4 – Ворскла; 5 – Оріль; 6 – Самара. На вставці А літерами
зазначені: a – Псел; b – Говтва; c – Велика Говтва; d – Говтва Вільшана;
e – Полузери; g – Восркла).
Оскільки в попередніх публікаціях ці особливості розглядалися разом з
великою кількістю інших матеріалів, то не завжди вдавалося загострити на
них увагу і показати важливість вирішення проблем, що повстали. Тому,
виникла потреба у цілеспрямованому і окремому аналізі.
Як зазначалося раніше /2/, на початку досліджень, коли в нижній течії
Говтви (див.рис.3) був зауважений відрізок долини де ширина палеорусла
сягала 300-400 м, традиційно, як це робилося і раніше, цей факт
віднесено на рахунок зміни водності потоків під час танення
Дніпровського льодовика
Рис.3. Порявняння ширини палеорусла та ширини сучасної долини р. Оріль.
Подальший аналіз відразу ж поставив під сумнів цю догму, спершу тому, що
довжина долини лише незначно перевищує 60 км, а сумарна площа басейну –
1,6 тис. км2 /2/. Цікавим виявився і той факт, що верхів’я річки
(рис.4.) закінчується звичайними вузькими яружно-балковими формами.
Детальне дослідження вододілу між басейнами Псла, Говтви, Полузер та
Ворскли показало, що у четвертинний час басейн річок Говтви та Полузер
існував автономно, розтину його вододілів не було і ніякого притоку
додаткової води з-поза його меж не відбувалося. З рисунків, що вміщені
на вставка рис.4. можна простежити, як ширина палеорусел збільшується
при просуванні вниз за течією. Так, безпосередньо в с. Пришиб це усього
5-10 м (вставка 1), 13 км нижче за течією, в районі с. Потіряйки вона
вже досягає 50 м (вставка 2), а біля с. Білоконі (вставка 3) вона
досягає 150 м. Після злиття з Говтвою Вільховою (нижче селища
Решетилівка) ширина палеорічища перевищує 200 м, в районі с . Михнівка
(див.рис.3.) -300-400 м.
Рис.4. Фотосхема верхів’їв долини річки Говтва
Слід загострити увагу на тому, що для формування русел такої ширини
потрібна водність значно вища від сучасної. Сьогодні, це тільки 2,2
м3/с. З порівняння параметрів сучасних русел річок України з їх
водністю, видно, що ділянки річки де ширина русла досягає 400 м були
сформовані при водності більшій за 600 м3/с. Така ширина русла та
водність характерні для сучасного Дніпра на кордоні з Білоруссю.
Ділянки з шириною русла біля 200 м відповідають ширині Прип’яті з
витратами води 460 м3/с, та площею басейну 114 тис.2км. Ширина русла 150
м відповідає ширині русла Десни з витратами води більше 350 м3/с, та
площею басейну 90 тис.2км.
Така разюча диспропорція між шириною і водністю палеопотоків, з одного
боку, та площею ізольованого басейну, з іншого боку, змушує шукати
відповіді на питання про джерела надходження такої велетенської
кількості води з дуже незначних площ. Проблемність загострюється ще
двома обставинами. Перша це те, що палеорічища знаходяться на рівні
сучасної заплави, тобто є одновіковими з сучасними потоками, а це
автоматично звужує інтервал часу його формування до голоценового
періоду. Друга, це залежність ширини палеорусла виключно від відстані до
гирла або верхів’я.
Пошуки джерела надходження величезної кількості води, яка була потрібна
для формування палеодолин привели до припущення, що таким джерелом була
стаціонарна снігово-льодова шапка, що існувала на цій територій у
Валдайській час. Подальший аналіз показав, що її танення цілком могло
послужити причиною значної та тривалої зміни водності річок. Сучасні
гідрологічними спостереженнями на посту у с. Михнівка були зафіксовані
повеневі витрати води на рівні 690 м3/с /3/, а на Пслі у м. Сумах більше
1000 м3/с /3/.
У теперішніх кліматичних умах тривалість весняної повені обмежується
тільки кількістю снігу, що був накопичений у зимовий період. Якщо
виходити з того, що на топлення снігу навесні витрачається невелика
частина тепла, то можна припустити, що при існуванні значних об’ємів
снігу та льоду його танення буде тривати увесь теплий період року, і
максимум витрат може бути значно вищим улітку. Для оцінки такої
можливості були проведені такі розрахунки, базою для яких стали дані
метеоспостережень у Полтави /1/. Як базовий показник теплового режиму
були використані середньодобові значення температури повітря у теплий
період року. На рис.5 наведений графік ходу температури повітря після
переходу середньодобових показників через нуль. Звичайно більш докладний
аналіз вимагає урахування інтенсивності сонячної радіації, конвекції та
інших чинників, але для початкової оцінки врахування тільки даних з
температури повітря, як інтегрального показника теплового балансу є
цілком достатнім.
З метеорологічних даних відомо, що танення снігу закінчується через
чотири дні після переходу середньодобової температури повітря через
нульову позначку (за багаторічними спостереженням припадає на 21 березня
/1/). За цей час сума середньодобових температур дорівнює плюс 4
градуси. Загальна ж сума доданих температур за теплий період доходить
до 3264 градусів. Тобто, на топлення снігу йде менше ніж 1/800 частина
сумарного тепла. Сьогодні середньорічні запаси снігу еквівалентні 30 мм
води. Стік талої води під час весняних повеней складає більше ніж 80%
сумарного стоку річок басейну Псла та Сули /4/. При топленні
багаторічного снігово-льодового покриву, у максимумі, кількість поталої
води може зрости у 800 разів і дати до 25000 мм на рік. При цьому
повеневий характер витрат вже не обмежується запасами снігу чи льоду, а
обмежується виключно тривалістю теплого періоду року. При цьому слід
зважити, що промерзлий стан поверхні призведе до повної концентрації
води у долинах річок і значно підвищить еродуючи роль потоків. Цьому
сприятиме також більш швидке розмерзання гірських порід в долинах річок
в наслідок надходження разом з талою водою теплової енергії з оточуючих
ділянок поверхні.
Безумовно, що наявність багатометрової льодово-снігової товщі суттєво
знизить середньодобові показники температури, близьких до тих що
сьогодні можна спостерігати в арктичних умовах і, начебто, це повинно
зменшити у багато разів середньодобові показники температури та
скоротити теплий період року. Можливо, що у певній мірі це відповідає
істині, але слід зауважити, що зниження температури буде відбуватися за
рахунок відбору тепла на топлення льодово-снігового покриву. Але, навіть
у цьому випадку, кількість поталої буде значно більшою від сучасної.
Припустимо, що падіння температури складе 10 градусів. Тоді сума
температур зменшиться з 3264 до 564. Тривалість теплого періоду
скоротися на половину. Але і у цьому випадку кількість поталої води буде
майже у 150 разів більшою від сучасних показників. А цього вже достатньо
для підтримання витрат води на рівні сучасних максимальних впродовж
усього теплого часу року.
Рис. 6. Будова ерозійної мережі в умовах тундри півострова Таймир (
HYPERLINK “http://edcdaac.usgs.gov/aster/dem_map.asp”
http://edcdaac.usgs.gov/aster/dem_map.asp )
Використання сучасних інформаційних засобів дозволили швидко порівняти
будову долин лівих приток Дніпра з будовою долин річок різного рангу
полярних зон, де можна припускати, сучасні кліматичні умови є близькими
до тих, що спостерігалися в межах України під час льодовикових
періодів. Через систему Інтернет були отримані зображення поверхні
узбережжя льодовитого океану у районі гирла Лени, Яни, півострова Таймир
(рис.6). Ці зображення показали, що будова річок сучасної арктичної зони
є ідентичною до будови долин лівих приток Дніпра; Сули, Псла, Говтви,
Полузери, Ворскли, Орелі та Самари. Спостерігається повздовжня синхронна
залежність ширини русел річок та ширини їх долин. Тому, сьогодні можна
впевнено говорити про те, що долини цих річок є реліктовими, а час їх
формування відноситься до однієї з льодовикових епох. Віднести початок
їх виникнення до Валдайського часу перешкоджають дані про наявність в
долинах річок надзаплавних терас, з чого можна зробити висновок, що їх
зародження відбулося значно раніше, можливо наприкінці Дніпровського або
Московського етапів. Але достеменна відповідь на це питання може бути
відома тільки після цілеспрямованих досліджень.
На завершення слід звернути увагу ще на одну особливість будови
терасових рівнів долин річок цього району. Трохи раніше, при розгляді
долини Сіверського Дінця були виказані сумніви у приналежності рівнів,
що прилягають до заплави до алювыальних терас. Подальший більш детальний
аналіз підтвердив справедливість тих сумнівів. Дослідження були виконані
на деяких відрізках річок Ворскла (нижче Полтави), на річці Айдар (на
північ від Білолуцька) та на річці Оскіл (на відрізку що розташований
північніше містечка Куп’янськ). Результати аналізу цифрової бази даних
показані на рис.7. З рисунку видно, що у поверхонь, які прилягають до
заплави відсутній головний критерій для віднесення їх до алювіальних
утворень – горизонтальність поверхні. Вони є нахиленими у бік заплави.
Перепад висот між краями поверхні досягає 20 м на відстані усього 2,5 км
(див. гіпсометричний профіль на рис.7.). Окрім того, між тиловою
частиною поверхні та площиною схилу існує досить значний низхідний
тиловий уступ (біля 10м), наявність якого взагалі не вкладається у
теоретичні засади формування терас.
Рис.7. Об’ємна модель східного борту долини Оскіл (10км на північ від м.
Куп’янськ)
З рис.7. видно, характер зчленування схилу долини річки з вододілами
також дає підстави визначити ці рівні як своєрідні зсуви. Вони
відрізняються від традиційних значною довжиною. Можливо, що виникнення
подібних рівнів є цілком закономірним для розвитку річкових долин у
пост-гляціальних умовах. Їх розвиток може відбуватися по наступній
схемі. Після закінчення льодовикових циклів, коли осадова товща
залишається промерзлою на значну глибину, а верхня її частина вже
розмерзлася і стала пластичною виникає ситуація коли рівень тертя між
мерзлими та пластичними верствами зменшується до критичного рівня тоді
під дією гравітаційних сил стає можливий рух верхніх пластичних
прошарків вниз по схилу. Також дуже вірогідним є варіант розвитку подій,
коли промерзла товща почне рух по площині нижньої зони промерзання, де
за умови додатних температур завжди існує шар просякнутих водою гірських
порід з низьким рівнем тертя. Поштовхом початку руху може бути зникнення
суцільного льодово-снігового покриву, який консолідував поверхневі
відклади. Втрата монолітності і головне зв’язку з вододільною поверхнею
призведе до початку руху. Виходячи з наявності у тілі зсуву чіткого
тилового уступу, другий варіант є більш реальним.
У тому разі, коли тіло зсуву досягає днища долини, деяка його частина
буде винесена потужними потоками талої води вниз за течією, як це і було
описано раніше /2/. Таж частина тіла зсуву, що залишається на схилі
впродовж певного часу перейде у стан крихкої рівноваги. Ця рівновага
може порушуватися через те, що тиловий уступ починає виконувати роль
греблі (див. гіпсометр. профіль рис.7), за якою починає накопичуватися
вода і значна її частина, через піщаний склад відкладів, буде переведена
у підземний стік, через-що спідня межа тіла зсуву завжди буди залишатися
змащеною. У таких умовах будь яке порушення рівноваги може призвести до
активізації зсуву. До факторів нестабільності слід віднести еродуючи
діяльність потоку, що постійно поглиблює дно долини, і тим самим
збільшує перепад висот та сезонні зміни статичного навантаження за
рахунок зміни насиченості гірських порід водою та зміни фізичного стану
від монолітного при промерзанні до пластичного при таненні снігу та
сипучого після втрати води. З побіжного аналізу цифрових моделей можна
зробити висновок, що для східних районів України подібні явища є досить
типовими. Цьому сприяють: 1 – особливості геологічної будови, зокрема
присутність піщаних неоген-палеогенових відкладів, що зі споду
підстеляються крейдою; 2 – значне розчленування території та значна
крутизна схилів долин річок. Не слід відкидати і дестабілізуючу роль
антропогенного непродуманого втручання у функціонування природних
систем. Переміщення мас по поверхні землі призводить до постійних змін
геостатичного навантаження, а гідромеліоративна та лісогосподарська
діяльність, окрім зміни геостатичного навантаження, ще й до зміни
показників зволоженості та пластичності гірських порід.
Література:
1. Климат Полтавы. Под редакцией В.Н.Бабиченко Л., Гидрометиздат,1983;
2. Пазинич В.Г. Придніпров’я у перегляціалі. Част.1. „Обрій”, 3.
Физико-географическое районирование УССР. Изд-во КГУ, 1968; 4. Яцик
А.В., Вишовець Л.Б., Богатов Е.О. Малі річки України: Довідник, К.
Урожай, 1991.
Нашли опечатку? Выделите и нажмите CTRL+Enter
