Особливості будови земної кори, коефіцієнти горизонтального розчленування території, геоморфологічних досліджень

Контрольна робота з фізичної географії

Особливості будови земної кори, коефіцієнти горизонтального розчленування території, геоморфологічних досліджень.

Особливості будови земної кори

Своєю назвою верхня твердокам’яна оболонка Землі завдячує згаданій вище гіпотезі Канта-Лапласа (мовляв, верхня оболонка розжареної планети ости­гала швидше, ніж глибинні горизонти і зрештою затвер­діла, утворивши порівняно тонкий шар — кору). У земній корі зустрічаються практично всі відомі хімічні елемен­ти, проте основну роль у її будові відіграють кисень, кремній та алюмінійсеред інших переважають залізо, кальцій, натрій, калій, магній. Проте у чистому вигляді окремі елементи у корі зустрічаються рідко. Здебільшого вони утворюють закономірні сполуки, які нази­вають мінералами, а агрегатні скупчення мінералів одержали назву гірських порід. Саме гірські породи і мінерали становлять основу матеріального складу земної кори (користуючись фізико-хімічною термі­нологією, справедливим виглядає така ієрархія по­нять: тіло земної кори складається з «молекул» — гірських порід, які утворені «атомами» — мінералами, а останні, в свою чергу, складаються з «елементарних частинок» — хімічних елементів).

У земній корі виділяють три основних шари: осадовий, гранітний та ба­зальтовий Поширення і співвідношення цих шарів доз­воляють розрізняти два головних типи земної кори — кору материкову й океанічну та перехідну зону між ними. Нижню межу розвитку земної кори вперше встановив сербський сейсмолог А. Мохоровичич, який звернув увагу, що на певній глибині сейсміч­ні хвилі помітно міняють свою швидкість і напрямок (це й дозволило йому висловити припущення про те, що «переломи» фіксують межу між твердими поро­дами кори та більш глибокими утвореннями з іншими фізичними (сейсмічними) характеристиками речови­нипізніше це припущення перевірялося сотні разів у різних частинах земної кулі, що й дозволило досить надійно встановити положення нижньої межі земної кори, названої на честь першовідкривача поверхнею або межею Мохоровичича, чи скорочено — «границею Мохо» або й просто- «М-поверхнею»).

Материкова кора має середню потужність близько 35 км, змінюючи її від 30 км (під давніми рівни­нами) до 40−80 км (часом і більше) під горами. Основу материкової кори становить так званий гранітний шар, точніше — глибинні кислі магматичні породи, які за властивостями наближаються до гранітів (власне граніти, сієніти, мігматити тощо). Жорсткий граніт­ний шар перекривається менш потужним (0−15 км) осадовим горизонтом, складеним різноманітними по­родами, що утворювалися на поверхні Землі (торфи, піски, пісковики, глини, вапняки тощо) і підстилається відносно пластичним базальтовим шаром (магма­тичні породи основного складу, за властивостями близькі до базальтів).

Океанічна кора, потужність якої пересічно становить від 5 до 15 км, утворюється переважно породами типу базальтів, що перекриваються до­сить тонким (до 1 км) ша­ром осадових порід (улам­кових, карбонатних та ін.}. Середня щільність (густина) гірських порід земної кори становить 2,74 г/см3, зростаючи у ба­зальтовому горизонті до 3,5 г/см3. Температурний режим кори визначається внутрішнім теплом Землі і лише тонкий приповерх­невий шар (у помірних ши­ротах — до 20 м) про­грівається Сонцем і відчу­ває сезонні коливання температури). Пересічно температура в земній корі зростає на 3 °C при заглиб­ленні на кожні 100 м, тоб­то так звана температур­на сходинка у земній корі становить 33 м. На межі з мантією (поверхня Мохо) температура корової ре­човини сягає 500−1200°С. З глибиною відчутно зростає і тиск у земній корі, досягаючи на границі Мохо 40 млрд. Па (1 Па = 9,87*10−6 атм).

За сучасними уявленнями, земна кора виплавлялася з речовини мантії в процесі тривалої фізико-хімічної та гравітаційної диференціації. При цьому виділялася речовина, що утворила базальтовий і гранітний шари, а осадовий горизонт формувався пізніше, — як їх наслідок руйнування. У житті земної кори безперервно формуються різноманітні підняття та прогини. У рухомих частинах кори (так званих геосинклінальних зонах), де швидкість вертикальних переміщень вимірюється сантиметрами на рік, а загаль­на амплітуда складає кілька кілометрів, підняття і прогини мають видовжену форму, часто простираю­чись на сотні й тисячі кілометрів. Такі підняття і про­гини зумовлюють контрастне розчленування земної поверхні на великі форми рельєфу (гори, западини тощо). На більш стабільних (платформених) ділян­ках швидкість вертикальних переміщень кори зни­жується до міліметрів (або й долей міліметра) на рік, що зумовлює незначну контрастність рельєфу на та­ких територіях.

Коефіцієнти горизонтального розчленування території.

Горизонтальне розчленування рельєфу (густо­та або інтенсивність розчленування) характеризує ступінь розвитку ерозійної мережі та щільність розмі­щення на досліджуваній території окремих негатив­них чи позитивних форм (тальвегів, ярів, улоговин, за­падин, горбів, пасем тощо). Визначення і подальше картографування горизонтального розчленування поверхні дозволяє не тільки районувати досліджува­ну територію за ступенем її «освоєння» ерозійною ме­режею, але й допомагає встановлювати стадію роз­витку рельєфу, його відносний вік.

Існують різні підходи до визначення показників горизонтального розчленування рельєфу.

1. Показник густоти ерозійного розчленування (Кг, км/км2) характеризує довжину тальвегів ерозій­них форм, що припадає на одиницю площі:

Формула 1. $$K_{г}=S{/}_{\text{ep}}F$$.

де — $${}_{\text{ep}}$$ сумарна довжина всіх тальвегів (серед них і постійної гідрографічної мережі), зафіксована картометричними роботами на досліджуваному во­дозборі (див. табл. 48), км;

F — площа водозбору, км2.

Показник густоти ерозійної мережі є однією з найбільш поширених характеристик горизонтально­го розчленування території. Саме таким способом визначається і широко вживана у науковій та технічній літературі густота гідрографічної мережі (річкової сітки), при розрахунках якої у чисельнику формули (1) враховується не загальна протяжність тальвегів еро­зійних форм, а сумарна довжина постійних водотоків (річок, струмків, каналів).

При картографуванні показники густоти ерозій­ного (або гідрографічного) розчленування розбивають­ся на інтервали (наприклад: менше 1 км/км2, 1−2 км/ км2, 2−3 км/км2 тощо) і виносяться у легенду карти та показуються на самій карті якісним фоном — фарба­ми або штриховкою.

Разом з тим показник густоти ерозійного розч­ленування, що являє собою величину відносну (дов­жина ерозійних форм відноситься до площі), усклад­нює можливості співставлення горизонтального роз­членування з іншими основними морфометричними показниками — глибиною розчленування та кутами похилу поверхні, оскільки останні представлені зде­більшого абсолютними величинами і можуть визна­чатися не тільки для площі, а й для будь-якої окремої точки на поверхні. Саме через цю обставину заслуго­вують на увагу й інші способи оцінки горизонтального почленування.

2. Віддалення вододілів від місцевих базисів ерозії характеризується довжиною схилів, яка являє собою величину абсолютну, що знаходиться у функ­ціональній залежності від глибини розчленування, тобто висоти схилу (h) та середнього кута його падін­ня ($$$$):

$$I_{\text{сх}}=h/\text{tga}$$.

Для побудови карт віддалення вододілів від таль­вегів у межах кожного елементарного водозбору (на­приклад, водозбору третього порядку) проводять се­рію ліній падіння схилів, на яких відкладаються (почи­наючи від тальвегу) рівновеликі відрізки, довжина яких призначається в залежності від масштабу карти та характеру рельєфу (наприклад, на картах масшта­бу 1:25 000 такі відрізки розмічають через 0,4- 1,0 см, що відповідає відстаням 100−250 м на місцевості). Рівновіддалені від тальвегів точки з'єднують плавни­ми кривими, які й являють собою ізолінії віддалення від місцевих базисів денудації. Для унаоч­нення карти площі між ізолініями доцільно зафарбо­вувати або штрихувати.

За такою самою методикою будуються і карти довжини ліній стоку, проте на них віддалі вимірю­ються у зворотному напрямку — не від тальвегів, а від вододільних ліній. Такі карти особливо зручні при вивченні інтенсивності поверхневої ерозії (пло­щинного змиву, яротворення тощо), а відтак станов­лять великий інтерес для практиків землевпорядку­вання, екологів, агрономів, меліораторів та фахівців інших галузей господарства.

Зважаючи на працемісткість картометричних побудов при виконанні описаних вище робіт, на прак­тиці дуже часто виконуються наближені обчислення, за якими визначається так звана середня довжина схилів (І0сх, м). Наближеність оцінки середньої дов­жини схилу пов’язана з припущенням, що основний тальвег проходить по центральній частині досліджу­ваного басейну (в дійсності це буває дуже рідко), од­нак, як показують спеціальні дослідження, подібні розрахунки цілком влаштовують практиків, особливо при проведенні робіт на значних за розмірами пло­щах.

При цьому

$$\begin{array}{c}{I}_{\text{0сх}}=\text{1000}F/2S{/}_{\text{ep}}\text{500}F/S{/}_{\text{ep}}\\ \end{array}$$.

(Тут коефіцієнт 1000 вживається для переведен­ня довжини схилів у метри, оскільки і площа, і сумар­на довжина тальвегів виражені у кілометровій сис­темі).

Картографування середньої довжини схилів здій­снюється за елементарними басейнами відповідно­го порядку. При цьому, в залежності від призначення роботи, обираються ті чи інші інтервали, у межах яких відповідним забарвленням або штриховкою показу­ються ареали поширення схилів однакової довжини.

3. Щільність розміщення форм рельєфу (западин, горбів, лійок тощо), яка виступає теж як одна з важливих характеристик горизонтального розчлену­вання поверхні, може визначатися як в абсолютних, так і у відносних показниках (коефіцієнтах), що відпо­відно визначаються за виразами:

$$K_{\text{абс}}(F/N{)}^{\mathrm{0,5}}$$.

$$K_{\text{відн}}=N/F$$.

де N — кількість западин, горбів або інших не­лінійних форм рельєфу на досліджуваному водозборі з площею F, км2.

Наведені показники далеко не вичерпують всьо­го розмаїття методів та підходів до оцінки горизон­тального розчленування рельєфу. Зокрема, слід бо­дай побіжно згадати про оригінальні методи, запро­поновані для дрібномасштабного морфометричного картографування (тобто, для значних за площею те­риторій) В. Ченцовим, В. Черніним та іншими автора­ми (вони достатньо повно висвітлені у спеціальних роботах, наприклад у О. Спиридонова та ін.).

Методи геоморфологічних досліджень.

У великому розмаїтті підходів до нагромаджен­ня вихідного матеріалу з метою його подальшого опрацювання та узагальнення можна виділити три основних методи — експедиційний, стаціонарний та експериментальний.

Експедиційні методи являють собою найста­ріший напрямок географічного дослідження Землі, що полягає у вивченні тих чи інших природних об'єктів шляхом їх одноразового відвідування. На сучасному етапі значення цих методів дещо знизилося, оскіль­ки вони дають уяву лише про статичний (на час відвіду­вання) стан цих об'єктів і природного середовища досліджуваної території, в той час як природа безперер­вно змінюється, про що ми вже згадували вище. Експедиційні методи доцільно застосовувати для вив­чення тих явищ, які, маючи виразне розмежування в просторі, порівняно повільно змінюються в часі (скель­ний рельєф гір, стійка річкова мережа тощо), а також для порівняльних оцінок компонентів природи при повторному відвідуванні цих самих об'єктів. У залеж­ності від завдань дослідження ці методи здійсню­ються шляхом суцільного (маршрутного) обстеження території або на базі ключового (на окремих харак­терних ділянках) вивчення відвіданої площі. Сучасні експедиційні роботи спираються на широке викорис­тання різноманітних карт, аерокосмічних знімків, най­новіших вимірювальних приладів, кіно-фотоапаратури тощо і часто комбінуються з стаціонарними спо­стереженнями.

Стаціонарні методи використовуються для ви­вчення процесів та явищ, які помітно змінюються в ча­сі. Як правило, при цьому спостереження проводяться за допомогою спеціальних вимірювальних приладів. Вперше такі методи почали застосовувати для вивчен­ня атмосфери і гідросфери, в зв’язку з чим у більшос­ті країн світу вже давно діють спеціальні спостережні пункти і створені державні мережі метеорологічних та гідрологічних станцій з досить довгими рядами без­перервних інструментальних спостережень за зміною окремих фізичних процесів і явищ, що відбуваються у повітряній і водній оболоках Землі). З часом почалося створення пунктів стаціонарних спостережень за зем­летрусами (сейсмостанції), за рухом та змінами гірських і материкових льодовиків (гляціологічні станції), снігових лавин і катастрофічних сельових потоків у го­рах, пісків у пустелях тощо. За останні десятиріччя у різних країнах з’явилися комплексні фізико-географіч­ні стаціонари, де вивчаються не тільки окремі компо­ненти природи, а й їх взаємодія. Як правило, такі ста­ціонари функціонують при науково-дослідних та ви­щих навчальних закладах (згадаємо хоч би створені в Україні Канівський стаціонар Київського Національ­ного університету, Карпатський і Шацький стаціонари Львівського університету, Дністровський стаціонар Одеського університету та ін.). Стаціонарні спостере­ження ведуться також на територіях заповідників і національних природних парків.

Значні перспективи у розвитку пізнання природи і безперервного контролю природного середовища по­в'язані з використанням космічних лабораторій на штучних супутниках Землі та космічних кораблях. Вза­галі методи космічного землезнавства, які бурхли­во розвиваються у світі з 1957 р. (з часу запуску першо­го радянського штучного супутника Землі), зайняли своєрідне «буферне» становище між експедиційними і стаціонарними методами (періодичні космічні експе­диції відбуваються на фоні безперервних супутникових спостережень). Матеріали космічних досліджень (зокрема, у вигляді різних форм зйомок: фотографіч­ної, фотоелектронної, спектральної, геофізичної та ін.) дозволили уточнити схеми загальної циркуляції атмо­сфери, відкрили принципово нові напрямки в океано­логії (кільцеві океанічні течії та ін.), структурній геології (розламна тектоніка, теорія літосферних плит та ін.) та у багатьох інших галузях науки про Землю.

Експериментальні методи досліджень у за­гальному землезнавстві, на відміну від інших природ­ничих наук (математики, фізики, хімії, біології), до останнього часу застосовувалися обмежено, що пов’яза­но з труднощами відтворення в натурі чи в умовах ла­бораторії складного комплексу природних процесів, які проявляються на значних площах або охоплюють великі проміжки часу (наприклад, процеси горотворен­ня, материкового зледеніння тощо). Лише протягом останніх трьох десятиріч відкрилися нові шляхи вико­ристання експериментальних методів у зв’язку з все ширшим застосуванням моделювання найрізноманіт­ніших природних процесів (моделями можуть виступа­ти кліматичні камери, ерозійні лотки тощо). При моде­люванні дослідник одержує можливість змінювати масштаб часу, ситуацію, субстрат. Принциповою проблемою моделювання у загальному землезнавстві є формування поняття про ідеальні об'єкти, у порівнян­ні з якими аналізується сучасний стан природного середовища. Подібні ідеальні об'єкти давно відомі в ма­тематиці (точка, лінія, площина), у фізиці та хімії (абсо­лютно тверде тіло, ідеальний газ), а також у багатьох інших науках. У загальному землезнавстві подібними ідеальними об'єктами стали моделі фігури Землі (зем­на куля, еліпсоїд обертання, геоїд), солярний клімат (теоретично можливий клімат Землі, залежний ви­ключно від величини сонячної радіації"), ідеальний кон­тинент, геосистема тощо. Прикладом успішного вико­ристання моделей для вивчення природних явищ мо­жуть бути дослідження руслових процесів, коли роботу біжучої води по деформації річища визначають в за­лежності від змін маси та швидкості води.