Реферат на тему:

Геофізика ландшафтів

Термін геофізика ландшафту в географічну літературу був запроваджений в
середині 60-х років Д.Л. Армандом /1/. Своє бачення завдань нової
дисципліни він виклав в праці “Геофiзика ландшафту”, яка вийшла друком у
1967 році — “наука про взаємодію компонентів ландшафту, тобто наука про
взаємодію компонентів ландшафту, що аналізується на рівні i методами
сучасної фізики”. Чому виникла потреба виділення в складі фізичної
географії цього напрямку? Сама назва фізична географія зобов’язує до
пізнання фізичних аспектів розвитку ландшафтної сфери. Але справа в
тому, що це було розпорошене в різних дисциплінах — геоморфології,
метеорології, гідрології та інших. Тому постановка питання про виділення
окремої дисципліни, головним завданням якої б було вивчення фізичної
суті ландшафтних процесів було обгрунтованим і своєчасним.

Пізніше це досить просте i точне визначення геофізики ландшафту суттєво
трансформувалося в бік його ускладнення і в той же час спрощення, не
дивлячись на громіздкість формулювань, проблематики. Так вже в 1988 році
/5/ К.Н.Дьяконов приводить наступне визначення ‘Геофiзика ландшафтів,
точніше фізика географічних систем локального i регіонального рівнів, —
напрямок в комплексній фізичній географії, який вивчає природно
-територіальні комплекси, як функцiонально-цiлiстнi об’єкти, фізичну
сторону взаємодії компонентів геосистем, їх метаболізм з середовищем,
просторово-часову організацію матерії на рівні ландшафтної сфери Землі.
Традиційна задача фізичної географії — аналіз факторів просторової
диференціації i формування геосистем ( в тому числі i аналіз фізичних
полів) — має також геофізичний аспект.’.

Порівнюючи ці два визначення ми бачимо, що вони відрізняються в
головному — зник аналіз “на рівні i методами сучасної фізики”.
Обумовлено це, ймовірно, тим, що за час, що минув більш важливого
значення в фізичній географії набув системний підхід i вчення про ПТК, а
також усвідомлення того, що зведення природній явищ до фундаментальних
фізичних законів є значно складнішим ніж це припускалося на початку.
Так, наприклад, з позицій законів фізики не складає проблеми вивчення
руху окремо взятої матеріальної частки, будь то краплина води, піску, чи
молекули хімічних сполук. Але вивчення їх поведінки у природі, де їх рух
регулюється не одним чинником, а їх комплексом i коли рухається взагалі
все i не завжди відомо за рахунок яких джерел енергії, можливе тільки на
рівні якісних моделей, які встановлюють або доводять наявність зв’язків
між явищами і предметами, але не розкривають їх кількісну сторону. З
цього приводу Н.Л.Беручашвiлi / 2 / писав: ‘Чому ця дисципліна
називається геофізикою, а не фізикою ландшафтів? Приставка ‘гео’
підкреслює, що мова йде не про найбільш загальні властивості природи
взагалі, а про загальні властивості географічної оболонки. Наприклад, до
загальних рис природи відноситься знаходження речовини в чотирьох
агрегатних станах: твердому, рідкому, газоподібному i плазменному. Хоча
останнє в географічній оболонці Землі не спостерігається. Окрім того, в
сучасній геофізиці ландшафтів досліджується лише найбільш загальні
фізичні властивості i явища шляхом вивчення елементарних
структурно-функціональних частин, процесів функціонування, стану ПТК i
т.п., а не детальних i складних аспектів фізичних впливів, що характерно
для сучасної фізики. Можливо, фізика ландшафтів i буде розпрацьована,
але це — справа майбутнього.’

Доречним виглядає визначення Н. Л. Беручашвiлi i визначення місця
геофізики ландшафтів, як одного з розділів ландшафтознавства, а не
граничної з традиційною геофізикою. Остання вивчає, за незначним
винятком, не процеси в земній корі та на її поверхні, а стан осадової
товщi i фізичні властивості гірських порід, безумовно, має велике
значення i для ландшафтознавства, оскільки вони дають важливу інформацію
про стан земної кори. До геофізичних методів досліджень, які вивчають
процеси відносяться тільки деякі методи вивчення електричного поля
землі, зокрема, природного електричного поля i телуричного струму, а
також методи дослідження різних явищ в атмосфері Землі і зміни її
складу.

Співставляючи усі три визначення предмету геофізики ландшафту, а також
співвідносячи їх з сучасними проблемами фізичної географії у цілому,
приходимо до висновку, що приоритетне значення для ландшафтознавства має
вивчення функціональних зв’язків у структурі ПТК і вивчення фізичних
аспектів природних явищ має бути повністю цьому підпорядковане. Їх
вивчення у відриві від інших явищ практично неможливе, і окрім того не
може мати великого практичного і теоретичного значення. Тільки тоді,
коли доведено, що цей процес закономірно повторюється при збігу тих, чи
інших обставин, результати цих досліджень дають підставу говорити про
наявність закономірності, існування якої обумовлено функціональними
зв’язками в структурі геосистем. І тільки знання структури геосистеми,
ролі кожного компоненту в механізмі її функціонування дозволяють
передбачити розвиток цього процесу в залежності від змін, що
відбуваються в структурі геосистеми.

Аналіз сучасної фізико-географічної літератури показує, що в цілому
більшість ландшафтоутворюючих процесів добре вивчена, але, як правило,
без акценту на їх взаємозалежність, та участь в функціонуванню геосистем
різних типів та рівнів / 1, 2/. Але, слід звернути увагу на те, що за
винятком гравітаційного поля, роль решти геопотенційних полів практично
зосталася поза увагою. Пояснимо, чому цю обставину ми виділяємо як одним
з недоліків сучасної фізичної географії. Землі, як фізичному тілу,
притаманні чотири геопотенційні поля: гравітаційне, магнітне,
атмосферно-електричне та електричне. Для розвитку ландшафтної сфери
найбільше значення мають дві властивості кожного з них, перша, це —
можливість фізичного впливу на матерію, що проявляється при її
переміщенні, а також при зміні агрегатного стану, і друга, це —
неоднорідність будови геопотенційних полів, яка призводить до зміни
ступеню їх впливу на матерію в просторі, та часі. Перша властивість
визначає можливість участі геопотенційних полів в енерго-масообміні
взагалі, друга — локалізацію їх впливу на матерію, що призводить до
диференціації ландшафтної сфери.

Що може бути запропоноване для виправлення з цієї ситуації? Один з
варіантів це є ревізія фактичного матеріалу, який стосується різних
процесів і явищ, і навіть таких які вважаються добре вивченими, а їх
моделі сприймаються сьогодні як догми, з метою встановлення, на першому
етапі гіпотетичних і статистичних моделей інваріантних геосистем і
розробки їх фізико-математичних на другому етапі. Як обгрунтування
необхідності такої ревізії приведемо наступній приклад. Процес еолової
акумуляції традиційно в фізичній географії відносився до явищ суто
екзогенного ряду, для прояву якого потрібно лише дві умови — піщана
поверхня і відповідної швидкості вітер. При цьому головна роль в
морфології акумулятивних еолових форм відводилася напрямку домінуючих
вітрів. Але, в середині шістдесятих років, в зв’язку з широким
використанням структурно-геоморфологічних методів в комплексі
геолого-пошукових робіт, виявилося, що розміщення, орієнтування як
окремих форм та і їх ареалів в значній мірі контролюється особливостями
глибинної геологічної основи. Це явище було встановлене в різних
регіонах і широко висвітлювалося в літературі /10, 18/. На превеликий
жаль встановлення цього феномену не знайшло відповідної реакції в
географічній науці, хоча це вже, безумовно, було вагомою підставою для
перегляду існуючих уявлень на механізм еолоутворення, та його ролі в
формуванні ландшафтної сфери. Аналогічною є ситуація і з такими
процесами як карст, суфозія, деформаціями земної поверхні та іншими,
коли також були виявлені їх зв’язки з особливостями глибинної
геологічної будови. Здається, що географічна наука повністю ігнорували
їх появу, відносячи їх тлумачення до компетенції геології. Але, виникає
слушне питання, для якої галузі пізнання цих закономірностей має більше
значення? Відповідь досить очевидно, якщо утворення акумулятивних
еолових, карстових чи інших генетичних форм пов’язане з функціонування
якоїсь геосистеми, а результат її діяльність якої на поверхні землі, то
і вивчати її повинні ті, хто вивчає будову ландшафтної сфери. С цих
позицій подальше ігнорування ландшафтознавцями фактів залежності
розвитку ландшафтних процесів від особливостей геологічної будови, яка
до речі в ландшафтознавстві називається не інакше як літогенна основа, є
просто недоречним.

Традиційно для природних наук першим етапом досліджень різних процесів і
явищ є накопичення емпіричного матеріалу, який чисто статистичними
методами дозволяє припустити наявність функціональних зв’язків і
попередньо визначити структуру якоїсь геосистеми. Другим обов’язковим
етапом, є дослідження фізичний і кількісних параметрів явища, ці
результати дозволили б звести його до основних фізичних понять — розмір,
маса, енергія, швидкість, часу. Наступним, і мабуть головним, етапом є
опрацювання фізико-математичної моделі явища, яка б доводила реальність
існування, чи відсутність функціональних зв’язків. I вже тільки на
підставі результатів цього етапу досліджень можуть бути зроблені кінцеві
висновки про структуру геосистеми, її вертикальну i горизонтальну межі,
можливість прогнозування її динаміки та еволюції.

Такий підхід до геофізичного аналізу ландшафтних процесів був
реалізований під час вивчення процесу еолової акумуляції, його
послідовність наводиться далі. Перш за все був визначений об’єкт
досліджень — елементарні еолові акумулятивні ландшафти (ЕЕАЛ). А самі
дослідження проводилися в такій послідовності: 1. Аналіз просторових
залежностей процесу еолової акумуляції від особливостей геологічної
будови; прогнозування функціональних зв’язків, що визначають локалізацію
процесу еолової акумуляції; 2. Фізико-математичний аналіз впливу
електростатичних сил на динаміку вітропіщаного потоку і на процес
еолової акумуляції. 3. Визначення сфер практичного використання
результатів досліджень: а — прогноз розвитку процесу еолової акумуляції
під впливом природних і антропогенових змін в структурі геосистеми; б —
методика ландшафтно-індикативного аналізу пошуку підземних вод,
картографування тектонічних порушень, прогноз локальних нафтогазоносних
структур.

Аналіз, відомих з ландшафтно-індикативних досліджень закономірностей
структурно-тектонічної залежності процесу еолової акумуляції показує, що
на сьогодні встановлений його зв’язок: з лінзами підземних вод; з
тектонічними порушеннями /9, 10 /; з синклінальними і ерозійними
пониженнями першого від поверхні водотривкого горизонту /12/; з
нафтогазоносними структурами /13/ і локальними електростатичними
аномаліями (ЛЕА) /12/.

В основу аналізу зв’язку ЕЕАЛ з ЛЕА були покладені результати польових
електрометричних праць, виконаних в різних фізико-географічних зонах:
зоні мішаних лісів (Українське, Білоруське та частково Польське
Полісся), ландшафтів річкових долин лісостепової і степової зон України;
зоні напівпустелі (п-ів Мангишлак), а також дані публікацій, що
характеризують зв’язок ЕЕАЛ з особливостями глибинної геологічної
будови; результати польових і лабораторних робіт, виконаних різними
авторами, які описують еолові процеси і супроводжуючі їх електричні та
інші явища.

Особливості співвідношення ЕЕАЛ з геологічними структурами (наявність
пухкого прошарку між поверхнею та монолітними верствами), виключали
можливість існування механічного зв’язку між ними, зоставалося припусти
тільки можливість дистанційного впливу геологічних утворень на динаміку
еолових процесів. Як один з варіантів такого зв’язку в 60-і роки
припускався вплив похованих геологічних об’єктів (ПГО) за посередництвом
гравітаційного поля. Проведене співставлення даних детальних
гравіметричних та магнітометричних досліджень з результатами
геоморфологічних досліджень не виявили кореляційних зв’язків між будовою
цих полів та розташуванням ЕЕАЛ. Окрім польової перевірки, був виконаний
і теоретичний аналіз який теж показав неможливість локального впливу
гравітаційного та магнітного полів на динаміку вітропіщаного потоку.

Після цього було зроблено припущення, що вплив ПГО на динаміку
вітропіщаного потоку здійснюється за посередництвом електростатичного
поля. Передумовами для такого припущення послужили: 1 — диференційована
будова електростатичного поля Землі /17/; 2 — електризація піщаного
матеріалу під час еолового транспортування /23/. Наявність цих двох
передумов призводить до виникнення ситуації, коли починає діяти один з
фундаментальних фізичних законів — закон Кулона.

Електрометричні виміри, виконані на Поліссі, в долинах рік Дніпра,
Ворскли, Сіверського Дінця і на піщаних поверхнях п-ва Мангишлак
показали, що акумуляція еолового матеріалу зосереджена в межах ЛЕА
інтенсивністю: на Поліссі — до -750 в/м (рис.2.1.); в долинах річок
степової і лісостепової зон до -400 в/м; на піщаних масивах п-ва
Мангишлак — -100? -200 в/м. Було також помічено, що інтенсивність ЛЕА
збільшується в місцях розвитку молодого еолового рельєфу.

Для теоретичного обгрунтування можливості впливу електростатичних сил на
процес еолових акумуляції була розроблена наступна фізико-математична
модель. Під час переносу піску вітром між його швидкість і масою піску
складається динамічна рівновага. При проходженні вітропіщаним потоком
ЛЕА до діючих раніше двох сил (силі вітру і гравітації) додається третя
сила — електростатична, яка виникає в результаті взаємодії електричних
зарядів піщинок з ЛЕА. В наслідок цього відбувається порушення первинної
рівноваги, що веде до осідання частини піщаного матеріалу з потоку на
поверхню.

Оцінка механізму впливу електростатичних сил, з урахуванням
симетричності електризації дає наступні результати. Притягування до
поверхні додатньо заряджених піщинок підсилює їхнє тертя і знижує
швидкість переносу, відштовхування від поверхні від»ємно заряджених
піщинок призводить до підвищення швидкості їхнього переносу.
Проаналізуємо, з урахуванням змін швидкостей різнозаряджених піщинок,
мо-

жливі зміни в енергомасопереносі в межах ЛЕА. В нормальних умовах
енергія маси піску (W) дорівнює

2.1

де m; V — маса і швидкість переносу піщаного матеріалу

В межах ЛЕА, в силу диференційованого впливу електростатичних сил,
загальна енергія потоку складається з кінетичної енергії різнозаряджених
часток

2.2.

де ? V+; ? V- відхилення швидкостей переносу додатньо і від»ємно
заряджених піщинок

Співставляючи рівняння 2.1. і 2.2. знаходимо, що для переносу піщаного
матеріалу в межах ЛЕА необхідна більша кількість rsytnbxyj] енергії, ніж
в нормальних умовах

2.3.

Оскільки між кінетичною вітру і масою піщаного матеріалу існують сталі
кількісні співвідношення, то відновлення енергетичної рівноваги можливе
тільки за рахунок зменшення маси піску

2.4.

де ? m — маса відкладеного матеріалу.

Умовою початку процесу еолової акумуляції є нерівність

? W? 0 2.5.

Безумовно, однією з головних проблем запропонованої моделі є
встановлення природи ЛЕА. До його рішення ми підійшли з наступними
вимогами:

1. Оскільки зв’язок ЕЕАЛ з ЛЕА встановлено в районах з різними
фізгеографічними умовами, то їхнє формування мусить бути пов’язано з
процесом, що має азональний, глобальний характер;

2. Час існування ЛЕА повинен бути дорівнювати часу формування ЕЕАЛ.

3. Враховуючи часову дискретність еолових процесів існування ЛЕА повинно
бути безперервним в часі.

Виконаний аналіз показав, що єдиним природним процесом, що відповідає
поставленим вимогам, є процес формування лінз грунтових вод з
атмосферних опадів. В загальному вигляді утворення ЛЕА може бути описане
наступною спрощеною схемою. Інфільтрація поверхневих вод в зону аерації
супроводжується електрокінетичними явищами, зокрема виникненням
потенціалу течії /20 /. В результаті прояву цього явища між верхньою і
нижньою частинами зони аерації утворюється різниця потенціалів, яка
визначається за формулою

, 2.6.

де E -потенціал нижньої та верхньої границь зони аерації; ?
-діелектрична стала; ? — ? -потенціал (параметр залежний від пористого
середовища); ? P — перепад тисків; ? — питома електропровідність рідини
або газу, що рухається; ? — коефіцієнт в’язкості.

Аналіз цієї форму приводить до висновку, що електричні аномалії в земній
корі повинні виникати кожний раз коли в ній відбувається рух води або
газів (рис.2.2.). Головною передумовою їх руху є наявність перепадів
тиску, які визначаються гідродинамічними умовами, зокрема в зонах
аерації, артезіанських басейнах, покладах нафти та газу, в зонах
генерації газу, а також в зонах глибинних розломів. Суттєвим моментом
для формування аномалій є також напрямок руху флюїдів. Так, якщо в зоні
аерації він відбувається зверху вниз, то в артезіанських басейнах,
покладах вуглеводнів та в зонах глибинних розломів знизу вверх. Це
призводить до утворення різних за знаком аномалій, якщо для зони аерації
це накопичення від’ємних зарядів в верхній і додатній в нижній частині,
то у всіх інших заряди розподіляються у зворотному порядку. Таким чином,
ми можемо очікувати утворення над цими зонами різних за знаками
електричних аномалій, які при певних умовах можуть вплинути на
формування ландшафтів. Проведені в останні роки широкомасштабні
дослідження показали наявність таких аномалій над покладами нафти та
газу (рис.2.3.).

 

Зв’язок локальних електростатичних аномалій з геологічними структурами
приводить нас ще до одного суттєвого висновку, про їх вплив на
морфологію аномалій. логічно припустити, що над ізометричними
структурами (поклади вуглеводнів, артезіанські басейни) будуть
формуватися ізометричні аномалії, а над лінійними структурами (розломи
різних рівнів) — лінійні аномалії. На практиці це повністю
підтверджується результатами польових електрометричних вимірів.

Повертаючись до співвідношення ЕЕАЛ з ПГО наведемо декілька характерних
прикладів. На рис. 2.4. показаний зв’язок ЕЕАЛ з тектонічними
порушеннями кристалічного фундаменту в межах Житомирського Полісся /
10/. На цих прикладах глибина залягання кристалічного фундаменту не
перевищує декілька десятків метрів, в інших регіонах, таких наприклад як
Прип’ятьська западина, еолові пасма фіксують на поверхні розломи глибина
залягання яких досягає сотень і тисяч метрів. На іншому прикладі (рис.
2.5.) ми бачимо співвідношення окремої ізометричної еолової форми з
ерозійним пониження першого від поверхні водотривкого горизонту, яким в
умовах Прип’ятьської западини є дніпровська морена. Ще одна емпірична
закономірність, про яку

йшлося вище, це зв’язок ареалів ЕЕАЛ з нафтогазоносними структурами. Він
проілюстрований на малюнку 2.6., на якому зображено схему розповсюдження
еолових форм в межах Річицького нафтового родовища (Бєларусь). Дещо
нижче ми повернемося до питання впливу нафтогазоносних структур на
формування сучасних ландшафтів, оскільки вони разом ландшафтними
процесами утворюють досить своєрідну геосистему, в складі котрої є
функціональні зв’язки направлені від поверхні на глибину і які можуть
спровокувати зародження геосистем такого типу в результаті дії
поверхневих процесів, включи і антропогенну діяльність.

Дещо в скороченому викладі розглянемо яв відбувається процес еолової
акумуляції обумовлений впливом електростатичних сил на перенесення
піщаного матеріалу вітром в межах локальних електростатичних аномалій.

Для розкриття механізму еолової акумуляції в межах ЛЕА спочатку
розглянемо як формується траєкторія польоту піщинки в нормальних умовах.
В момент відриву піщинки від поверхні її траєкторія формується як
складова від вертикального аеродинамічного опору і гравітаційного
гальмування, а також горизонтального прискорення силою вітру (рис. 2.7).
Відповідно до теоретичних положень аеродинаміки , лобовий опір
складається з сил тертя і тиску, співвідношення між якими визначається
числом Рейнольдса (Re). Сумарна величина лобового опору (С) знаходиться
за формулою

(2.7.)

де ? o- динамічна в»язкість середовища; S — площа міделєвого перерізу;
Vвід. — швидкість потоку рідини або газу відносно швидкості руху
частинки.Cx — аеродинамічний коефіціент.

Число Рейнольдса є функція від кількох змінних і визначається наступним
співвідношенням

(2.8.)

де d- діаметр частки.

При малих швидкостях опір середовища практично обмежений силами тертя і
мало залежить від Rе. Тому для розрахунків сил лобового опору краще
скористатися простішими для аналізу формулами

(2.10.)

де 0,6 — аеродинамічний коефіцієнт.

Проведені за цими формулами розрахунки сил лобового опору дають високу
подібність значень. Але, враховуючи те, що частіш уживаною є формула
Стокса (2.9.), вона була прийнята за основу. Під час руху піщинки в
повітряному потоці, в залежності від співвідношення швидкостей вітру і
руху піщинки, можлива різнонаправлена дія аеродинамічних сил —
прискорююча в випадку, коли швидкість вітру більша, ніж швидкість
польоту піщинки і гальмуюча, при зворотному співвідношенні

(2.11.)

де ? п — питома вага піщинки (для кварцу 2500 кГ/м3; V- швидкість вітру;
U- швидкість руху піщинки; ? — динамічна в’язкість повітря (1.837 х 10-5
кГ/м.с, при 25оС .

Об’єднавши сталі члени рівняння, які визначають тільки від геометричних
параметрів, в коефіцієнт К, запишемо рівняння 2.11. в новому вигляді

(2.12.)

В ідеальних умовах (піщинка правильної кулеподібної форми, котиться по
рівній поверхні) рух піщинки буде проходити без відриву від поверхні. В
реальних же умовах, в силу геометричних властивостей піщинки і поверхні,
незалежно від швидкості, рух піщинки буде стрибкоподібним, тобто
сальтуючим, і може бути описаний єдиним фізико-математичним апаратом.

Рівняння руху сальтації часток можна скласти виходячи з наступних
міркувань. Незалежно від того, що послужило причиною відриву (удар об
поверхню, чи удар палаючої піщинки), приймемо, що піщинка підлітає
вертикально вверх з початковою швидкістю відриву (Uг). Після отримання
вертикального поштовху параметри траєкторії польоту будуть формуватися
наступними факторами: вертикальним аеродинамічним і гравітаційним
гальмуванням, горизонтальним аеродинамічним прискоренням, що створюється
натиском вітру. Враховуючи специфіку взаємодії аеродинамічних і
гравітаційних сил, складемо рівняння руху піщинки на стадії підйому, для
вертикальної складової швидкості (Uв)

(2.13)

і для її горизонтальної складової (Uг)

(2.14.)

де Vг і Vв — горизонтальна і вертикальна складові швидкості вітру.

Перше інтегрування цих рівнянь і їх рішення відносно Uв і Uг дозволяє
знайти формули для визначення горизонтальної і вертикальної складових
швидкості переносу піщинок. Істотною перешкодою для виконання такої
операції є те, що вертикальна і горизонтальна складові швидкості вітру є
функція від ряду змінних, не пов’язаних з параметрами траєкторії
сальтації. І якщо в рівнянні 2.13., в силу того, що Vв в багато разів
менше від Vг і практично не впливає на вертикальну складову швидкості
руху піщинки, то при рішенні рівняння 2.14. обов’язково необхідно
встановити функціональну залежність між висотним положенням піщинки (Н)
і швидкістю вітру.

Після спрощення і інтегрування 2.13 знаходимо вираз для Uв

(2.15.)

Але оскільки, швидкість є похідною від шляху, пройденого піщинкою, то
після інтегрування рівняння 2.15. знаходимо вираз для визначення Н

(2.16.)

Із умови Uв=0 знаходимо час підйому в верхню точку траєкторії

(2.17.)

Висота максимального підйому вираховується при t=t max.

Для знаходження Uг, в силу того що в рівнянні 2.14. присутня змінна Vг,
яка поки що не позв’язана з висотним положенням піщинки, передумовою
його рішення є знаходження залежності між Vг, Н, t .

Як показує аналіз літератури /3/, обєднати ці параметри можливо
використавши формулу Кармана, яка характеризує зміну швидкості вітру по
вертикалі

(2.18.)

де V1 — швидкість вітру на рівні Z1; V2 — швидкість вітру на рівні Z2;
Z0 — умовний рівень на якому швидкість вітру дорівнює нулю.

Підставляючи в рівняння 2.18. замість Z2 вираз для визначення висотного
положення піщинки (формула 2.16.), отримаємо формулу для визначення
швидкості вітру при зміні висоти польоту піщинки

(2.19)

а з урахуванням 2.12. — формули для її горизонтального прискорення

(2.20)

Перший інтеграл від 2.20. дає горизонтальну складову швидкості руху
піщинки на стадії підйому

(2.21.)

другий — рівняння відстані горизонтально переносу (L)

(2.22.)

Два останні рівняння справедливі, як для стадії підйому, так і для
стадії спуску піщинки. Різниця тільки в тому, що замість 2.16. для
визначення (Н(t)) на стадії спуску в 2.19. підставляється інше рівняння
(див. 2.27.). При визначені Uг і L на стадії підйому інтервал
інтегрування дорівнює часу підйому піщинки в верхню точку траєкторії, а
на стадії спуску дорівнює часу падіння на поверхню. Постійні
інтегрування для підйому дорівнюють нулю, а для спуску — значенням
швидкості і величини горизонтального зміщення піщинки в верхній точці
траєкторії. На жаль, цей вид інтегралів відноситься до типу рекурентних
і не має аналітичного рішення. Вони можуть бути вирішені тільки
числовими методами. В цьому випадку рішення здійснювалось на ЕОМ.

Таким чином, ми визначили всі необхідні формули для траєкторії підйому
піщинки: вертикальної і горизонтальної складових швидкості її руху;
висотного положення і горизонтального зміщення; часу польоту.

Дійсна швидкість руху на всіх стадіях польоту знаходиться як складова
від горизонтальної і вертикальної складової

(2.23.)

Подібно тому як знаходилися параметри траєкторії підйому піщинки,
знаходяться параметри траєкторії її спуску. Різниця обумовлена тим, що
якщо на стадії підйому гравітаційні сили виказують гальмуючу дію, то на
стадії спуску — прискорюючу. Дія ж вертикальної складової аеродинамічних
сил і надалі залишається гальмуючою. Рівняння вертикальної складової
руху на стадії спуску має наступний вигляд

(2.24.)

Після перетворень, аналогічних тим, які були зроблені над 2.13.
визначаємо параметри траєкторії спуску піщинки: швидкість падіння
(2.25.); час падіння (2.26.); висотне положення (2.27.)

(2.25.)

(2.26.)

(2.27.)

Для оцінки впливу різних факторів на динаміку вітропіщаного потоку
суттєве значення має швидкість переміщення піщаних часток (Yп) по
поверхні, котра знаходиться як середнє

(2.28.)

На відміну від гравітаційних і аеродинамічних сил, дія котрих в цілому
визначає переміщення піску вітром і розвиток еолових процесів у цілому,
дія електростатичних сил злокалізовано в межах ЛЕА. Але, попередньо для
оцінки можливого впливу електростатичних сил на перебіг еолових процесів
необхідно визначити наступні позиції:

1) ступінь впливу електростатичних сил на формування траєкторії
сальтації окремо взятих піщинок;

2) ступінь їхнього впливу на вітропіщаний потік у цілому.

Як відомо, величина електростатичних сил залежить від напруженості поля
і модуля внесеного в нього заряду. Перша з цих величин визначена
безпосередньо польовими вимірами. Для розрахунків величини
електростатичних сил значення напруженості поля візьмемо в інтервалі від
-750 в/м до 750 в/м. Для розрахунків заряд піщинки (q) визначався в
залежності від її геометричних параметрів

(2.29.)

де N — щільність поверхневого заряду; Sп — площа поверхні піщинки.

Відповідно до закону Кулона знаходимо величину електростатичних сил
(Fе), які діють на піщинку в межах ЛЕА

(2.30.)

де Е — напруженість електростатичного поля. І створюваних ними
прискорень (aе)

(2.31.)

де m -маса піщинки.

В залежності від знаку заряду вектор дії електростатичних сил буде
направлений або вниз ( для додатньо заряджених піщинок), або вверх (для
від’ємно заряджених ). В першому випадку електростатичні сили сумуються
з гравітаційними і віднімаються — в другому

(2.32.)

де gs- сумарне прискорення.

В зв’язку з тим, що g i gs є сталими, то їх доцільно об’єднати в один
член, після цього внести необхідні зміни в формулу для визначення
проміжного параметру a (див. рівняння 2.15.). При цьому решта формул
зостається без змін. Результати проведених за приведеною схемою
обчислень показали: 1) вплив електростатичних сил в найбільшій мірі
відбивається на піщинках перетином 0.1мм і 0.2 мм. 2) значення
відхилення кінетичної енергії в межах ЛЕА залежить від швидкості відриву
піщинки і величини електростатичних аномалій (табл.1).

Приведені в табл.1 дані характеризують швидкість еолової акумуляції лише
при переносі піску в окремих прошарках потоку. При швидкості відриву
0.25 м/с для прошарку 2-3 мм, 0.50 м/с для прошарку 9-11 мм, 1.0 м/с —
для прошарку 28-41 мм, 1,5 м/с для прошарку 51-87 мм. Після інтерполяції
знаходимо зміни кінетичної енергії для кожного сантиметрового прошарку
вітропіщаного потоку (табл.2).

Врахування розподілу піщаного матеріалу по вертикалі вітропіщаного
потоку /15/ і його кількості в залежності від швидкості вітру /14/, а
також часту вітрів різних швидкостей дає можливість оцінити швидкість
еолової акумуляції. Без урахування останього чинника вона складає: при
швидкості вітру 3.5 м/с 49 Г/м на годину; при швидкості вітру 5.0 м/ —
112 Г/с; при швидкості — 7.0 м/ — 190 Г/с і 235 Г/с на годину при
швидкості 8.5 м/с.

Таблиця 1

Зміна кінетичної енергії вітропіщаного потоку в межах ЛЕА (в %)

Uвн

(м/с) -Е(в/м) 0.1мм 0.175

мм 0.2мм 0.3мм 0.4мм 0.5мм

0.25 100 0.45 0.16 0.09      

  200 2.45 1.10 0.80 0.27 0.11 0.09

  500 14.45 5.92 4.46 1.51 1.07 0.82

  700 22.00 8.50 6.52 3.67 2.28 1.35

0.50 100 0.40 0.30 0.27      

  200 1.45 0.72 0.57 0.14 0.11 0.05

  500 8.98 4.20 3.43 1.64 0.97 0.53

  700 14.50 7.00 5.52 3.12 1.96 1.13

1.00 100 0.15 0.15 0.14      

  200 0.78 0.53 0.46      

  500 4.84 3.00 2.65      

  700 8.03 5.30 4.53      

1.50 200 0.50 0.40 0.40      

  500 2.72 1.71 2.26      

  700 4.98 4.24 4.29      

 

Таким чином ми в загальних рисах завершили розгляд фізичних аспектів
впливу ендогенних факторів на процес еолової акумуляції, при цьому були
взяті під увагу усі відомі на сьогодні емпіричні закономірності і які
запропонована модель в значній мірі пояснює. Наступне питання, це —
питання практичного її використання. Як витікає з аналізу факторів
задіяних в цьому процесі, отримані знання ми можемо використати: 1. При
вивченні динаміки і еволюції ЕЕАЛ; 2. При реконструкції історії розвитку
ландшафтів; 3. При картографуванні ПГО і пошуках підземних вод.

Доведення впливу електростатичних сил на еолову акумуляції в істоті є
доказом існування функціональних зв’язків між ПГО і ландшафтоутворюючими
процесами. Це дає підстави стверджувати, що в природі реально існують
функціональні геолого-ландшафтні системи «ПГО — ландшафтоутворюючий
процес еолової акумуляції — літогенна основа ЕЕАЛ — ЕЕАЛ»

Таблиця 2

Зміна кінетичної енергії в прошарках вітропіщаного потоку

Е (в/м)     ? W (%)    

  0-1 см 1-2 см 2-3 см 3-4 см 4-5 см

100 0.20 0.40 0.35 0.40 0.05

200 1.00 0.65 0.60 0.50 0.50

500 5.60 4.65 3.75 3.10 2.50

700 7.75 6.55 5.80 5.25 4.85

Виходячи з характеру впливу геолого-тектонічних чинників на формування
лінз підземних вод ми можемо виділити три модифікації системи: 1 —
«тектонічні порушення — … — лінійно-пасмові акумулятивні еолові форми
рельєфу (АЕФР)»; 2 — «синклінальні пониження водотривкого горизонту —
… — ізометричні АЕФР»; 3 — «ерозійні пониження водотривкого горизонту
— … — ізометричні АЕФР».

Як виникає з аналізу умов формування та функціонування елементів
інваріантної системи (еолові процеси, динаміка підземних вод) їх
розвиток визначається незалежними по відношенню до неї чинниками.
Наприклад, періодичністю днів з силою вітру, яка необхідна для
переміщення піщаного матеріалу, вологістю поверхні, швидкістю потоку
підземних вод і т.п. Враховуючи роль, яку ці чинники відіграють в
функціонуванні системі в цілому, ми можемо розглядати їх як керуючі
входи в складі системи, через які здійснюється її зв’язок з ландшафтною
сферою. Зазначимо: «вхід-1» — «еолові процеси»; «вхід-2» — «підземні
води»; «вихід» — АЕФР і ЕЕАЛ. Тепер, подаючи різні сигнали на входи
системи, спробуємо визначити її реакцію на виході, тобто встановити
особливості динаміки і еволюції ЕЕАЛ. В формалізованому вигляді форма
сигналів може бути представлена як «ТАК» і «НІ». Перше забезпечує
нормальне функціонування системи, друге припинення її діяльності.

З аналізу ролі ендогенних чинників в розвитку систем даного типу
виникає, що для всіх її модифікацій буде характерна одна і таж сама
реакція на зміну знаків на «вході-1». Надходження сигналу «ТАК»
визначається наявністю на земній поверхні сипучого піщаного матеріалу і
швидкостями вітру, вищими від критичної швидкості відриву піщинок.
Відповідний стан поверхні залежить від ряду кліматичних і
метеорологічних факторів, таких як вологість поверхні, промерзання,
наявність рослинності. Циклічність цих явищ призводить і до циклічності
функціонування систем, пов’язаної перш за все з порами року, циклічності
надходження позитивно сигналу на «вхід-1» і до циклічності
еолоутворення. Наслідком цього є прошаркувата структура еолових
відкладів і наявність викопних грунтів. Перше обумовлене річними
циклами, друге з віковими кліматичними осциляціями. Головною особливістю
реакції геосистеми на зміну знаків сигналу на «вході-1» є
відновлювальність її діяльності, тобто ці зміни відображають динаміку її
розвитку.

В зв’язку з наявністю в розрізах АЕФР викопних грунтів, цікаво
розглянути питання їх рухомості. Відповідно до уявлень, започаткованих,
ймовірно, Н.А.Соколовим /16/, викопні грунти фіксують стадії руху АЕФР
по поверхні землі. Але якщо задатися питанням — яким чином вони могли
рухатися як цілісні форми? То відповіді на нього ми не знайдемо. Таким
чином, виходячи з вищесказаного, наявність викопних грунтів слід вважати
не показником стадій руху АЕФР, а показником стадій еолової акумуляції.

Аналіз зміни знаків сигналу на «вході-2» для різних модифікацій системи
дає наступні результати. В системі, початковим елементом, котрої є
тектонічні порушення, зміна знаків сигналу обумовлена зміною динамічного
стану земної кори — розтяжіння на стиснення. В залежності від
співвідношення швидкостей вітрової ерозії і грунтоутворення (гумідні та
аридні зони) можливі два варіанти еволюції системи — при вищій швидкості
ерозії починається руйнування АЕФР і їх трансформація в рухомі форми —
бархани, вища ж швидкість грунтоутворення веде до утворення прошарку
грунту. Після поновлення надходження позитивного сигналу на «вхід-2»
утворений грунтовий покрив буде похований під новими еоловими
відкладами. В силу специфіки розвитку геологічних структур, що
визначають формування систем, у випадку коли їх початковими елементами є
синклінальні і ерозійні обниження, на їх вхід завжди надходитиме тільки
сигнал «ТАК». Обумовлено це відсутністю видимих причин розформування цих
структур і пов’язаних з ними лінз підземних вод.

Після розгляду принципів функціонування деяких типів геосистем, виглядає
доцільним звернутися до такого складного питання ландшафтознавства, як
визначення нижньої границі ПТК. Які ж геофізичні критерії повинні буди
закладені в основу його вирішення? На нашу думку, головним критерієм
визначення нижньої границі ПТК мусить бути наявність сталих фізичних
зв’язків. Межа їх зникнення є також і межею розповсюдження геосистеми.
До цього часу ми геосистеми, які пов’язані функціональними зв’язками з
геологічними об’єктами, глибина залягання яких, як правило, не перевищує
декілька десятків метрів. У всіх випадках це були підземні води, а також
геологічні структури, які визначають їх динаміку. Якщо при цьому ще
згадати про те, що карстоутворення і просідання земної поверхні теж
пов’язане з цими ж чинниками, то неодмінно виникає питання, а чи не слід
взагалі віднести нижню границю ПТК з границею зони активного водообміну?
В більшості випадків таке вирішення, напевно, було б слушним. Але, є
велика група фактів, які свідчать, що функціональні зв’язки можуть
пов’язувати ландшафтоутворюючі процеси не тільки з приповерхневими ПГО,
а й таким, що глибина залягання яких досягає декількох кілометрів. У
випадку з ЕЕАЛ поза увагою зостався зв’язок ареалів їх розповсюдження з
нафтогазоносними структурами. Наскільки він є закономірним? На рис.2.6.
був показаний зв’язок ареалів ЕЕАЛ з Річицьким родовищем у Бєларусі.
Практично аналогічну ситуацію ми можемо побачити і на рис. 2.8., де
такий зв’язок встановлено в межах газового родовища Стенжиця (Польща).
Ті ж самі співвідношення існують і на інших родовища Бєларусі.

Для вирішення цієї проблеми звернемося до фактичного матеріалу, який був
накопичений під час використання ландшафтно-індикативних методів в
нафтогазопошуковій геології, і узагальнення яких, на нашу думку, має
велике теоретичне і практичне значення для ландшафтознавства. Найбільш
важливим методичним результатом ландшафтно-індикативних досліджень у цій
галузі було встановлення того факту, що в основі механізму впливу
нафтогазоносних структур на формування ландшафтів є їх неотектонічна
активність / 6/. Довгий час неотектонічна активність локальних структур
розглядалася як фактор, що визначає формування у них покладів нафти та
газу. Теоретичне ж моделювання показує, що як раз доплив вуглеводній у
структури спричиняє їх неотектонічну активність / 12/. Припустимо, що в
осадовій товщі в наслідок дії якихось процесів утворилася ембріональна
складка, яка на початковому етапі розвитку заповнена водою. У цей час у
її межах діє наступна група

геостатичних та гідростатичних сил (рис.2.9.): РВ — вага осадових
верств, які знаходяться вище перекриття; Рс- сила пружності структури,
виникла в результаті дії ваги верхніх горизонтів; Рg — гідростатичний
тиск, що дії зверху на перекриття; Рz — гідростатичний тиск у структурі.
Умовою стабільності структури є рівняння РВ+Рс=Рg+Рz. Порушення ж цієї
рівноваги призводить до опускання, або підйому структури /8/.Розглянемо
які можуть бути причини порушення встановленої рівноваги. Теоретично це
можне бути: 1) зміна питомої ваги води у структурі за рахунок зміни
ступеня мінералізації; 2) заміщення води нафтою або газом, питома вага
яких значно менша; 3) зняття статичного навантаження на структуру в
результаті ерозії земної поверхні. Перші два чинники мають одну й ту ж
саму фізичну основу. Зміна питомої ваги води, що виповнює структуру або
її заміна більш легкими нафтою або газом призводить до виникнення
додаткового тиску, величина котрого визначається за формулою

, (2.33) де ? P — додатковий тиск; h — початкова висота струк-тури; ? b
— питома вага води; ? w -питома вага вуглеводнів.

У певний час геологічного розвитку починається міграція вуглеводнів, яка
призводить до заміщення води в ембріональних структурах більш легкими
вуглеводнями і виникнення додаткової сили — надлишкового тиску, вектор
якої скерований догори. Внаслідок появи додаткової сили відбувається
порушення початкової рівноваги і починається ріст структури. Амплітуда
зміни висоти структуру орієнтовно можна бути визначена за формулою

, (2.34.)

де ? h — амплітуда приросту висоти структури; ? z -середнє значення
питомої ваги гірських порід.

Як видно з (2.33), ще одним чинником порушення рівноваги може буди
зменшення геостатичного навантаження, яке може бути пов’язане з проявом
ерозійно-денудаційних, а деяких випадках і антропогенних процесів на
земній поверхні. Останнє пов’язане з переміщенням значних мас гірських
порід в відкритих копальнях та під час великих будов. Так, після
створення котловану глибиною 20 м під час будови Саратовської ГЕС
амплітуда підняття його дна становила 10 см, а збільшення пористості
(від 0.76 до 0.86) спостерігалося до глибини 50м. Цей факт для
теоретичного ландшафтознавства має принципове значення з тієї точки
зору, що доводить можливість спровокованого в результаті господарської
діяльності зародження геосистем, які впливають не тільки на зміну в
будові ландшафтів, а й призводить до активізації геологічних процесів.
Дещо нижче ми розглянемо також можливість порушення рівноваги в
геологічних структурах в результаті експлуатації родовищ вуглеводнів,
нагнітання в них технічної води. Зараз же звернемо увагу взагалі на те
обставину, що екзогенні чинники теоретично можуть провокувати активність
ПГО. З цих позицій цікаво розглянути приуроченість значної кількості
родовищ нафти та газу до річкових долин. Їх формування пов’язане зі
значним виносом мас гірських порід, що веде до локального зняття
геостатичного навантаження і формування ембріональних складок. Якщо це
збігається у часі з початком міграції вуглеводнів та формуванням їх
покладів слід очікувати, що перевагу в розвитку отримають ті структури,
які знаходяться в межах річкових долин. У подальшому при продовженні
процесу міграції вуглеводнів починає діяти механізм утворення
надлишкового тиску / 4/ і починається автономний ріст локальних структур
/ 21/.

Таким чином, з аналізу рівняння (2.33.) випливає, що процес
складкоутворення не є процесом чисто екзогенним і що він при визначених
умовах може провокуватися поверхневими явищами. Наявність механічного
зв’язку між ерозією і денудацією поверхні та формуванням складок дає
підставу для виділення ландшафтно-геологічних систем, верхньою межею
яких є земна поверхня, а нижньою — зона згасання складки. Положення цієї
зони залежить від наявності в осадовій товщі пластичних верств — солей
або глин, перетікання яких компенсує підйом у верхніх верствах осадової
товщі. Як приклад цього можна привести геологічний розріз Шугоровської
антикліналі (рис.2.10.), в якій виположування пов’язане з наявністю
глинистих відкладів.

Аналізуючи можливі шляхи розвитку цих систем можна зазначити, що вони
відносяться до систем відкритого типу, структура зв’язків яких обумовлює
до їх саморозвиток. Цей механізм базується на тому, що чим значніший
процес ерозії тим більша амплітуда підйому осадової товщі і, як
наслідок, подальша інтенсифікація ерозії. Окрім того саморозвиток
системи забезпечується допливом вуглеводнів, кількість яких в структурі,
її висота, а також величина додаткового тиску в ній визначаються
рекурентним рівнянням. Такий зв’язок між елементами системи означає, що
стан змінної, що аналізується в певний момент часу визначається, як
станом інших змінних в передній момент часу і її власним станом. Для
систем, що аналізують це пов’язано з припиненням надходження
вуглеводнів, або з розривом перекриття, тобто кінець розвитку систем
обумовлюється зовнішніми по відношенню до неї чинниками. Останнє може
призвести до зворотного розвитку, оскільки витік вуглеводнів викличе
падіння тиску в структурі після чого порушиться рівноваги, яка склалася
на момент розриву перекриття. Порушення рівноваги можливе і в результаті
антропогенової діяльності, зокрема під час експлуатації родовищ нафти та
газу, яка завжди супроводжується падінням тиску в покладах. Виходячи з
рівняння (2.33.), ми повинні очікувати осідання поверхні над
експлуатованими покладами і як показують дослідження в різних регіонах,
це явище має досить широке поширення. Так Г.Т.Овтанов / 11/ наводить
дані, які свідчать про те, що в районі родовища Сабунчі (Азербайджан)
протягом 16 років щорічне осідання поверхні становило приблизно 40 мм.
Д.А. Лілієнберг /8/ наводить приклади осідання поверхні над родовищами
Азербайджану до 1-2.5 м протягом 50 років. У США над родовищами
Вілінгтон і Солт-Лейк амплітуда опускання дорівнює 10 м та 12 м за
період 50 років. Щорічне опускання поверхні над Шебелинським родовищем
дорівнювало 25 мм, над родовищем Газлі (Узбекистан) — 10-20 мм,
родовищем Гронінгем (Голландія) — 200 мм / 8/.

З експлуатацією родовищ нафти та газу пов’язане також виникнення
техногенних землетрусів, які можуть досягати досить високих амплітуд, як
це було у Газлі у 1975 році / 24/ та на Сахаліні у 1995 році. Незначні
поштовхи є у районах нафтогазових промислів звичайним явищем. Окрім
порушення

Рис.2.10. Геологічний розріз Шугурівської антикліналі (Поволжже)

 

існуючої рівноваги виникнення техногенних землетрусів пов’язане з
геометрією локальних структур, які можуть бути прирівняні до конструкції
арки. Така конструкція якийсь час може утримувати рівновагу після
зниження пластового тиску, але її руйнування відбувається
стрибкоподібно. Техногенні землетруси можуть бути також викликані
штучним підйомом рівня підземних вод у водосховищах, а також при
нагнітанні технічних води в антиклінальні структури / 6, 22/. В обох
випадках це відбувається за рахунок порушення рівноваги між геостатичним
та гідростатичним тисками.

Приведена вище модель фізичного впливу покладів вуглеводній на
динамічний стан осадової товщі у цілому пояснює утворення над ними
ландшафтно-геоморфологічних аномалій. Найбільш простим їх типом є
деформація земної поверхні, це явище має широке поширення в різних
регіонах, але найбільш наглядним воно є в межах молодих морських рівнин
аридних зон, де ерозійні процеси відіграють другорядну роль. На малюнку
2.11. приведеній приклад деформування поверхні над родовищами Узень та
Жетибай (Зах. Казахстан). Як видно з малюнка деформації розміщуються
безпосередньо над склепіннями структур. Їх амплітуда при цьому складає
10-20м.

Окрім деформування осадової товщі в результаті тектонічної активності
інтенсивно розвивається тріщинуватість, що є причиною зміни динаміки
підземних вод і пов’язаних з нею ландшафтно-геоморфологічних процесів,
тип яких визначається особливістю ландшафтів. У цьому місці доцільно
звернути увагну на інваріантність геологічної частини геосистеми.
Функціонування приведеного вище мехазму визначається виключго
особливоятями будови осадової товщі. Перш за все, чередуванням
пластів-колекторів та пластів-екрані. Останні являються тією поверхнею
де відбувається взаємодія геостатичних та гідростатичних сил. При їх
відсутності така взаємодія неможлива.

Вплив геосистем подібного типу на розвиток ландшафтної сфери
визначається фізико-механічними влас-тивостями гірських порід, що
виходять на поверхню і безпосередньо приймають участь у формуванні
ландшафтів, співвідношенням між кількість атмосферних опадів та
випаровуванням, положенням базису ерозії та денудації. Тобто,
розмаїтість ландшафтних умов передбачає при формування на одній і тій
самій геологічній основі геосистеми різних її підтипів, що буде залежати
від конкретних ландшафтних умов кожного конкретного регіону. В одному
випадку, коли поверх-

ня представлена глинистими відкладами і в умовах високої аридності це
будуть добре виражені деформації поверхні, в умовах гумідного клімату,
то окрім деформації поверхні функціонування геосистеми призведе до
розвитку ерозійних, карстових, просадочних, гравітаційних та їм подібні
процесів. Зовсім інший тип проявлення геосистем цього типу буде
спостерігатися в тому випадку, коли поверхня складена піщаними
відкладами. Розвиток тріщинуватості в верхній частині осадової товщі в
комплексі з її деформацією призведе до підвищення інтенсивності
фільтрації підземних і утворення серії локальних аномалій
електростатичного поля, вплив яких на динаміку еолових процесів і
призведе до утворення ареалів лінійно-пасмових еолових форм. У цьому
випадку починає діяти геосистема вищого рангу, ніж ті про які йшла мова
вище, кожна з розглянутих раніше геосистем входить в неї на правах
складової. У випадку ж коли поверхневі умови сприяють розвитку не
еолових процесів, то на поверхні відбудеться формування ареалів розвитку
генетичних форм відповідного типу, ерозійних, карстових, термокарстових,
просадочних та інших. Ці форми, які утворилися в межах в межах локальних
деформацій є вторинними, накладеними по відношенню до базової поверхні.
Слід звернути увагу на те, що для функціонування розглянутих вище типів
геосистем, з якими повязано утворення окремих лінійно-пасмових форм
головною умою є наявність піщаних відкладів, в незалежності від
особливостей глибинної геологічної будови. В цьому випадку довжина цих
форм обумовлюється тектонічними факторами, зокрема довжиною активних
ділянок розломів.

Яке ж практичне значення мають результати проведеного аналізу? По-перше,
знання структури геосистеми, та закономірностей її функціонування та
прояву у різних типах ландшафтів дозволяє теоретично обгрунтувати
використання ландшафтно-індикативних методів в комплексі різних видів
геологічних досліджень. По-друге, дозволяє свідомо підходити до
прогнозу, як природних змін стану цих ландшафтів, так і змін викликаних
антропогеновою діяльністю, зокрема можливістю виникнення техногенних
землетрусів, та осідання поверхні в зонах експлуатації нафтових та
газових родовищ, штучних підземних газосховищ Окрім того, знання
функціональних зв’язків дозволяє поставити питання і про цілеспрямований
вплив на розвиток цих систем.

 

 

Список літератури до роздылу 2:

 

1. Армандом Д.Л. Некоторые задачи и методы геофизики ландшафта // В
кн.:Геофизика ландшафта. М., 1967. 2.Беручашвили Н.Л. Геофизика
ландшафтов. М., 1990 3.. Бютнер Э.К. Динамика приповерхностного слоя
воздуха. Л., 1978. 4. Гетенберг Ю.П. Гидрогеология и динамика подземных
вод с основами гидрогеологнии — М., 1980. 5. Дьяконов К.Н. Геофизика
ландшафта. М., 1988. 6. Киссин И.Г. Землетрясения и подземные воды. М.,
1982. 7. Ласточкин А.Н. Неотектонические движения и размещение залежей
нефти и газа. Л., 1974. 8. Лилиенберг Д.А. и др. Комплексные
исследования современных тектонических движений на геодинамических
полигонах Азербайджана. //Современные тектонические движения земной
коры. М., 1980. 9. Матошко А.В., Пазинич Н.В. О соотношении эндогенных и
экзогенных факторов в развитии эоловых форм рельефа Полесья. — Тектоника
и стратиграфия, 1978, вып.15. 10. Николаенко Б.А.,Кошик Ю.А. Тимофеев
В.М. Про походження піщаних пасм Житомирського Полісся. — Фізична
географія і геоморфологія, 1970, вип.1.. 11. Овтанов В.Г. Вскрытие
пласта и освоение скважин. М., 1959. 11. Пазинич В.Г. Методика
морфоструктурного анализа аккумулятивного эолового рельефа при поисках
нефтегазоносных структур. //Дистанционные методы при нефтегазопоисковых
работах. М., 1985. 13. Pazinich V.G. The Possibilities of Earth
Electrostatic Field Data Use in Hydrocarbons-accumulation Prospecting.
//Nafta & Gas (Poland), №1, 1996. 14. Рябухин Э.Л. Некоторые параметры
ветропесчаного потока. — Проблемы освоения пустынь, 1975, №3. с. 49-51.
15. Сенкевич Б.И. О генезисе основных форм эолового рельефа песчаных
пустынь. Ашхабад. 1976. — 184 с. 16. Соколов Н.А. О дюнах, их
образовании, развитии и внутреннем строении. — Труды Сп-б об-ва
естествоиспытателей, 1885, т.16, вып. 1. 17. Тверской П.Н. Курс
метеорологии. Л., 1951. 18. Философов В.П. Основы морфометрического
метода поиска тектонических структур. Саратов. 1975. 19. Фомин В.М.,
Валейшо В.О. Механизм формирования напряженного состояния в очагах
землетрясений, вызваных деятельностью человека. //Сов. геология. 1978. —
№3. 20. Фридрихсберг Д.А. Курс коллоидной химии. Л.1974. 21. Ходьков
А.Е. О динамике подземных вод уплотняющихся морских толщ и ее
структурообразующей роли. //Изв. АН СССР, сер. геол. — 1962 — №12. 22.
Чепмен Р.С. Геология и вода. М., 1983. 23. 116. Шайдеггер А.
Теоретическая геоморфология. М., 1964. 24. Штенгеров Я.С. О природе
Газлинского землетрясения. // ДАН СССР.- 1979, — №245,1.

Похожие записи