ПОШИРЕННЯ БОЛІТ. ЗНАЧЕННЯ ЇХ ДЛЯ НАРОДНОГО ГОСПОДАРСТВА

Болота займають на земній кулі великі простори. Їх загальна площа становить близько 350 млн. га. На частку колишнього СРСР припадало близько 73% світової площі боліт і близько 60% світових запасів торфу. В окремих районах Кольського півострова, узбережжя Білого моря, північної частини Західно-Сибірської рівнини болота займають до 90% площі.

Болота відіграють значну роль у формуванні географічного ландшафту. По окремих географічних зонах болота розподілені нерівномірно. У зонах тундри та лісотундри боліт близько 70%, у зоні лісів - до 30 % загальної площі. У лісовій зоні болота мають найбільш розвинутий торфовий поклад. В зоні мішаних лісів заболочені площі займають 10%, в лісостеповій - 4%, а в степовій лише 2% території. Зовсім немає боліт у зонах пустинь та напівпустинь.

Отже, в міру просування з півночі на південь болота з постійного елемента ландшафту стають спочатку непостійним, а надалі й рідкісним явищем.

У природному стані болота - це землі, практично непридатні для господарського використання. Цінною якістю боліт є наявність у них великого запасу теплової енергії у вигляді торфової маси. Крім того, торф широко застосовується в хімічній промисловості, а також у сільському господарстві.

Різнобічне вивчення боліт з метою освоєння їх проводять багато науково-дослідних інститутів, болотних станцій та інших установок. Однак у гідрологічному відношенні порівняно з річками болота вивчені ще недостатньо.

При вивченні боліт застосовують як стаціонарні, так і рекогносцирувальні дослідження. При рекогносцирувальних дослідженнях широко застосовують аерофотозйомку, що дає можливість досить детально вивчати різні види болотних мікроландшафтів, намічати шляхи стоку, тощо. На спеціальних болотних станціях вивчають елементи водного балансу боліт, водні властивості торфу, тепловий режим боліт, рівні ґрунтових вод. Матеріали цих досліджень використовують при різних водогосподарських розрахунках, насамперед при проектуванні осушення боліт.

Лекція №10 ЛЬОДОВИКИ

УТВОРЕННЯ ЛЬОДОВИКІВ

На певних ділянках земної кулі буває таке співвідношення кліматичних умов, за яких середньорічна кількість твердих опадів дорівнює витраті їх на танення та випаровування. Ця область рівноваги, або нульового балансу прибутку - витрат снігу називається сніговою лінією. Нижче снігової лінії витрати перевищують прибуток, і за такої умови сніговий покрив буває періодично. Вище ж снігової лінії прибуток перевищує витрати, і відбувається безперервне накопичення снігу.

У полярних районах снігова лінія розміщена дуже низько внаслідок низьких температур повітря. У південній півкулі снігова лінія скрізь розташована нижче, ніж у тих самих широтах північної півкулі, а починаючи з 62 градуса південної широти вона лежить на рівні моря. Найвище снігова лінія розміщена в субтропіках, що пов’язано з сухістю повітря в цих широтах. На екваторі вона лежить на висоті 4900 м, а в субтропіках - на висоті 6400 м.

Значний вплив на розміщення снігової лінії має також різноманітність форм рельєфу. На крутих схилах сніг легко здувається вітром або сповзає. Плоскі та ввігнуті форми рельєфу, навпаки, сприяють накопиченню багаторічного снігу. Периферійні частини гірських країн одержують більше опадів, ніж центральні, куди повітряні маси надходять вже осушеними. Внаслідок цього в центральних частинах гірських масивів снігова лінія лежить вище, ніж на її околицях.

Розвантаження накопиченого снігу відбувається постійно шляхом утворення льодовиків або лавин. Лавини - це снігові маси, які сповзають з похилої підстилаючої поверхні гірських схилів і захоплюють за собою нові маси снігу. Лавини можуть утворюватись як у теплу, так і в холодну пору року.

Зимові лавини, або лавини холодного періоду, утворюються тоді, коли свіжий сніг випадає на промерзлу поверхню старого снігу, накопичується у великій кількості і починає сповзати внаслідок того, що між свіжим і мерзлим снігом майже немає зчеплення. У місцях, де кут похилу поверхні великий, більше 45 градусів, снігова маса зривається від найменшого струсу повітря чи підстилаючої поверхні (постріл, порив вітру, різкі звуки). Такі лавини називають сухими. Вони супроводжуються вітром значної руйнівної сили. Швидкість їх руху до 80-100 м/сек.

Для теплої пори року більш характерні мокрі, або ґрунтові лавини. Вони рухаються по змоченій талою водою поверхні ґрунту. Рухаються ці лавини перекочуванням, на своєму шляху обростають новими масами снігу, захоплюють каміння, дерева та ін. Дуже часто мокрі лавини мають постійні шляхи руху, які називаються лотками. Іноді при падінні лавина світиться у темряві ночі блакитним або жовтуватим кольором. Причиною цього явища є електричні розряди, які виникають при терті часток снігу.

Утворенню лавин сприяє розчленованість рельєфу місцевості і наявність крутосхилів. Багато лавин в Альпах (500-600 за зиму), на Кавказі, Памірі. Зустрічаються вони і в Карпатах. Лавини - дуже небезпечне явище, яке завдає великих матеріальних збитків, бувають людські жертви.

Льодовик - це маса льоду з постійним закономірним рухом, що розміщена головним чином на суші, існує тривалий час, має певну форму і значні розміри, утворилася завдяки накопиченню та перекристалізації опадів.

Головне джерело живлення льодовиків - тверді опади, які накопичуються на дні та схилах западин, з яких починається льодовик. Накопичення снігу у від’ємних формах рельєфу відбувається тоді, коли кількість тепла, що надходить на земну поверхню на даній території недостатня для того, щоб весь сніг, який випав, міг повністю розтанути.

Тверді атмосферні опади, які накопичуються у ввігнутих формах рельєфу, з часом змінюють свій первісний вигляд. Під дією сонячної радіації свіжий сніг у поверхневому шарі розтає. Тала вода просочується вглиб снігу і, замерзаючи, утворює льодові кристали. Вночі поверхня талого снігу вкривається льодовою кіркою, яка називається настом. Одночасно з цим сніг осідає і ущільнюється.

З подальшим накопиченням снігу його нижні шари під тиском поверхневих шарів стають щільними і переходять у пухирчасту сіро-білу масу, яка складається з деформованих льодових зерен. Ця маса називається фірном. Його щільність 0,3-0,5. Крупність зерен з глибиною збільшується. Періодичне випадання снігу зумовлює шарувату будову фірну. Потужність окремих прошарків різна: від кількох міліметрів до десятків сантиметрів. Усе більш ущільнюючись, фірн переходить у білий фірновий лід з щільністю до 0,85, а далі в чистий прозорий лід блакитного кольору з щільністю 0,88 - 0,894, який називається льодовиком, або глетчерним льодом.

Зміна кольору та щільності льоду при утворенні льодовиків викли­кана вилученням з маси льоду пухирців повітря. Якщо свіжий сніг містить до 90% повітря, то у фірні його 60%, у фірновому льоду — 30%, а у глетчерному — 15%. Відповідно до цього кубічний метр пухкого снігу важить 92 кг, фірну — 367 кг, фірнового льоду — 642 кг, а глет­черного льоду —917кг.

Важливе значення при утворенні льодовиків має властивість окре­мих брил льоду при стиканні змерзатися. Ця властивість називається режиляцією. При температурі 0° режиляція відбувається при нор­мальному тиску, а при більш низьких температурах — при підви­щеному.

Другою важливою властивістю льоду є його пластичність, тобто здатність текти під дією безперервно діючої сили тяжіння. Пластичність льоду залежить від температури і тиску. Чим температура ближче до 0⁰С і чим більшого тиску зазнає лід, тим більш пластичним він стає. Під дією сили ваги та пластичності льодовики рухаються. Рух льодовиків по­чинається тоді, коли товщина їх досягне певної критичної потужності, яка в свою чергу залежить від похилів схилів. Звичайно критична тов­щина льоду становить 15—30 м.

Швидкість руху льодовика тим біль­ша, чим більша потужність льодовика, більший похил поверхні та ложа льодовика. Швидкість руху льоду збільшується при підвищенні температури повітря та при звуженнях долини. Середня швидкість руху льодовика 0, 5 м/добу. Найбільша швидкість руху льодовиків Гренландії — 40 м/добу. Середня частина льодовика та його поверхневі шари ру­хаються швидше, ніж окраїнні та глибинні. Вдень та влітку швид­кість руху більша, ніж вночі та взимку.

Під час руху льодовика в ньому утворюються поперечні і поздов­жні тріщини. Поперечні тріщини виникають при наявності в ложі льо­довика різних поперечних уступів. На дуже крутих уступах можуть утворюватися льодопади. Ширина, глибина і довжина тріщин різна, звичайна ж глибина тріщин не перевищує 50 м. Після того, як льодовик перейшов різкий уступ, поперечні тріщини зливаються, змерзаються і утворюють на поверхні льоду шви.

Подібно річкам льодовики зливаються при зустрічі в один великий льодовик. Іноді зустрічаються двоярусні льодовики, які утворюють­ся шляхом затікання одного льодовика на інший.

РОБОТА ЛЬОДОВИКІВ

Стікаючи по схилах гір, льодовики за допомогою вмерзлого в них каміння та внаслідок нерівностей дна виконують велику руйнів­ну роботу — льодовикову ерозію. Наслідком цієї ерозії є утворення спе­цифічного ландшафту «кучерявих скель» (накопичен­ня куполоподібних горбів) та «баранячих лобів» (яйцеподібних горбів), який характерний для Скандинавії, Кольського півострова, північної частини Північно - Американського материка, тобто для шляхів руху давніх льодовиків. В гірських країнах на схилах утворюються кари (плоскі заглиблення на крутих схилах) та льодовикові цирки (чашоподібні стрімкостінні ніші).

Для льодовикових долин характерна нерівномірність похилів і навіть наявність ділянок із зворотним похилом. Ці долини мають ко­ритоподібну форму з широким плоским дном та крутими схилами. Такі долини називаються трогами.

Усі продукти руйнування гірських порід від найдрібніших часто­чок пилу до великих кам'яних брил, які потрапили в тіло льодовика і рухаються разом з ним, називаються мореною. Ту морену, яка рухає­ться разом з льодовиком називають рухомою, а ту, що припинила рух, — відкладеною. Морену відповідно до її положення щодо льодовика поділяють на поверхневу, внутрішню та донну. Вали, які утворюються з боків льодовика з улам­ків гірських порід, називаються боковою мореною. Матеріал, який льодовик відкладає в своїй кінцевій частині у вигляді попереч­ного валу, називається кінцевою мореною.

ТАНЕННЯ ЛЬОДОВИКІВ

Зародження льодовика відбувається в зоні додатного снігового балансу. Утворившись, льодовик починає рухатися і виходить за межі снігової лінії, нижче якої він тане. Отже, в льодовиках можна виділити зону живлення льодовика (додатній баланс снігу), або фірнову зону, і зону стоку (від'ємний баланс снігу) — язик льодовика. Межи між цими двома зонами називаються фірновою лінією.

Витрата речовини льодовика відбувається як внаслідок механіч­них причин (видування, обвали), так і шляхом танення та випарову­вання з його поверхні — абляції.

При нормальному тиску (1 атмосфера) лід тане при температурі 0⁰С. При збільшенні тиску на одну атмосферу температура танення льоду знижується на 0, 0073⁰С, тоб­то лід може танути при від'ємних температурах. Ось чому навіть взим­ку з-під льодовика витікають потоки води.

Основні причини, які викликають абляцію — це сонячна радіація, теплове випромінювання скель, вільних від снігу, тепло повітря, рідкі опади. Величина абляції залежить від експозиції схилів і зменшується при піднятті в гори, що пов'язано із зниженням температури повітря.

Розрізняють абляцію поверхневу, внутрішню та підльодовикову. Поверхнева абляція викликається безпосереднім нагріванням льоду сонячним промінням, теплим повітрям, а також 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 припливу тепла від поверхні гірських порід, які мають температуру вищу, ніж льодовик, а також при підвищеному тиску на нижній межі льо­довика. Найбільше значення в гідрологічних процесах має поверхне­ва абляція. Внутрішня абляція на стік льодовика та живлення річок практично не впливає.

Оскільки температура повітря має добовий, сезонний та річний хід, танення льодовиків має такий самий характер. Ось чому стік у річках, які живляться талими водами снігів, характеризується збільшенням води в другу половину дня і зменшенням вночі. Значне збільшення водності в річках з льодовиковим живленням відбувається в липні-серпні, коли температура повітря досягає максимальних значень.

Більш швидке танення льодовиків викликає забруднення їх по­верхні. Досліди, проведені на льодовику Федченка (Памір), показали, що за­бруднений сніг танув у 2—4 рази швидше, ніж чистий.

У сучасну епоху льодовики знаходяться в стані регре­сії, тобто відступання. Вони відступають майже в усіх районах північ­ної півкулі, що пов'язано з загальним потеплінням клімату. Наприклад, Кавказькі льодовики відступають із швид­кістю 7,2—27,9 м/рік. Ще швидше зменшуються льодовики в горах Середньої Азії.

ТИПИ ЛЬОДОВИКІВ

Розрізняють два основних типи льодовиків — материкові (льодовикові щити) та гірські. Материкові льодовики характеризуються великими розмірами та плоско-опуклою формою, яка не залежить від рельєфу місцевості. Напрямок руху льодовикового щита зумовлений розподілом тиску і похилом його поверхні незалежно від похилу ложа. Абляція в цих льодовиках незначна. Витрачання їх речовини відбувається за рахунок обламування кінцевих частин льодовика і об­валу їх у море. Ці уламки утворюють айсберги різної величини.

Айсбергом вважається льодова гора, яка піднімається над рівнем моря не менше, ніж на 5 м. При меншій висоті це буде уламок айсберга, або «щеня». Внаслідок того, що щільність льоду менша порівняно з густиною морської води, айсберги на 4/5 свого об'єму занурені у воду.

Особливістю гірських льодовиків є відносно невеликі розміри їх, залежність форми льодовика від характеру рельєфу, чітка різ­ниця між зоною живлення і витрати, спрямований лінійний рух. Швидкість руху значна, температура льоду наближається до темпера­тури танення. Типів гірських льодовиків багато. Найпростіші з них кальдер’єрні (в кратерах згаслих вулканів), зіркоподібні (кілька язиків з одного фірнового басейну, розташованого на вершині гори), шарові (невеликі льодовики, розміщені в заглибленні на схилі), висячі (зу­стрічаються на крутому схилі, в неглибокій западині, яка не має чіт­кого обмеження з боків).

Складна будова долинних льодовиків.

Вони в свою чергу поділя­ються на:

а) прості або альпійські - це льодовики, які складаються з одного потоку; у живленні річок вони відіграють незначну роль, зустріча­ються найчастіше в Альпах;

б) складні або кавказькі - це льодовиковий потік з притоками; поширений цей тип на Кавказі; складні льодовики мають значний вплив на водність річок;

в) деревоподібні або тянь-шаньські - льодовики за зовнішнім ви­глядом нагадують дерево; вони мають обширу зону живлення, ха­рактеризуються великими запасами води і дають значне живлення річ­кам;

г) туркестанський тип льодовика поширений в Середній Азії; він має малу площу живлення і велику площу стоку. Живиться лавинами та обвалами. Дає значне, але нерівномірне живлення річкам.

ПОШИРЕННЯ ЛЬОДОВИКІВ

Льодовики та сніговий покрив містять у собі близько 20 млн. км³ прісної води, що становить до 80% усіх її запасів. Відновлюються ці запаси дуже повільно і їх можна вважати віковими. Льодовиками вкрито майже 11% площі суші, але використовуються води льодови­ків у незначній кількості.

У межах Євразії льодовиковий покрив найбільш розповсюджений на островах Північного Льодовитого океану. Острови Нова Земля, Земля Франца-Іосифа вкриті льодом на 87—90%. По мірі просування на схід площа зледеніння на островах Арктики зменшується і в архіпелазі Де-Лонга льодовий покрив зустрічається тільки на трьох північних островах.

Для використання більш доступні гірські льодовики, які часто становлять основну частину стоку гірських річок. Так, льодовикові води становлять близько 15% річного стоку Середньої Азії та 6% сто­ку рік, які стікають із схилів Великого Кавказу. Для деяких річок високогірних районів льодовиковий стік досягає 20—30% загальної величини, а в деяких випадках навіть 50—60%.

Акумулюючи велику кількість твердих опадів, що випадають в холодну пору року, льодовики потім віддають цю законсервовану воду річкам лише влітку. Внаслідок цього річки, в басейнах яких льо­довики мають значний розвиток, в жарку частину року відзначаються високою водністю, тоді як інші гірські річки, басейни яких не підні­маються вище снігової лінії, дуже міліють або зовсім переси­хають. У холодні і вологі роки відбувається накопичення льодовикового матеріалу, а в посушливі і жаркі — витрачання його в результаті підвищення інтенсивності сніготанення.

Річки з льодовиковим живленням характеризуються літньою по­вінню, яка триває 4—6 місяців. Гідрограф стоку цих рік розтя­гнутий, повені ускладнені невеликими хвилями, які утворюються під час різкого підвищення температури повітря.

Незважаючи на те, що льодовикове живлення становить невелику частину річкового стоку, значення його в режимі річок дуже велике, тому що воно збільшує водність річок у найбільш жарку частину ро­ку, коли сільське господарство потребує найбільше вологи.

Лекція № 11 ОКЕАНИ І МОРЯ

Поиск по сайту: