Hydrografický průzkum úseku řeky. Průřezy úseku říční vody

Točnatost je typická pro nížinné a polohorské řeky, které jsou ve střihu nebo ve stabilním stavu podélného profilu. Ohyby jsou pro řeky ve stadiu akumulace méně typické. Ohyby (meandry) se nejlépe vyvíjejí v blízkosti nížinných řek s hlinitými nebo hlinitými břehy, nosiče hodně sedimentu.

Plný ohyb (obr. 55) se skládá ze dvou ohybů - kolena v každém koleni rozlišovat vrchol a ohnout křídla. Nazývá se projekce ohybu na podélnou osu údolí její krok L. Jsou tu také poloměr ohybu r.Říká se převrácená hodnota poloměru ohybové zakřivení 1 / g, a vzdálenost od vrcholu kolena k podélné ose údolí je výchylka výložníku h pozemní prostor uvnitř zatáčky - podnět. Zdvojnásobení vychýlení výložníku je šířka meandrujícího pásu B>. Poměr délky ohybu měřeného podél osy kanálu k jeho průmětu na podélnou osu údolí. koeficient klikatosti. V průměru je meandrující koeficient meandrujících řek 1,5, v některých oblastech až 2 a více.

Pokud jde o ohyby, mohou mít různé tvary. Nížinné řeky nejčastěji segmentové ohyby, tvořené oblouky kruhu (obr. 56, L). Výrazně běžné sinusový(obr. B)(hlavně na polohorských řekách) a omegoidní(Obr. 56, D) ohyby (na malých plochých řekách). Omego-

Li h(vychylovací šipka) je určena podél osy kanálu, poté šířky pásu
meandrování lze vypočítat z následující závislosti- B = 2h + b kde B -
šířka kanálu. ", ■>"<-

■ prominentní ohyby ostruhy jsou sevřeny na základně křídel a je vytvořen krk ohybu. Méně časté hruď(obr. PROTI) a zahlceni(obr. D) ohyby. Časté složité ohyby(obr. E), mající sekundární ohyby.

Existují také primární a sekundární ohyby. Primární ohyby kvůli reliéfu zemského povrchu, na kterém byl položen vodní tok. Sekundární ohyby vznikají v důsledku práce samotného vodního toku. Primární meandry se od sekundárních liší nekonzistentností rozměrů poloměrů zakřivení a obecně nepravidelností ohybů vodního toku. Pozoruhodným příkladem primárního oblouku je příď Samara na Volze, která se ohýbá kolem hor Zhigulevskie.

Mezi sekundárními ohyby se rozlišují tři typy: nucené, volné a vložené.

Nucené meandry jsou tvořeny v důsledku odchylky říčního toku od jakékoli překážky: skalní výchozy na dně údolí, odtokové kužele postranních přítoků atd. Vynucené meandry se vyznačují nekonzistentností ve velikosti a nedostatkem pravidelností v jejich konfiguraci a prostorových rozdělení.

Volný, uvolnit, nebo bloudění, kličkování jsou vytvářeny samotnou řekou mezi volnými naplavenými sedimenty, které tvoří nivu řeky. Údolní svahy a terasy se nepodílejí na tvorbě těchto zatáček. Tvar, velikost a dynamika volných ohybů nejsou dány náhodnými důvody, ale jsou určeny obsahem vody a režimem řeky. Poloměr zakřivení volných ohybů je tedy úměrný šířce kanálu: r = f (b), a šířka kanálu, jak je známo, je přímo úměrná vypouštění vody. Mezi šířkou kanálu a výškou meandru existuje určitý vztah: poměr výšky meandru k šířce kanálu se obvykle pohybuje od 6 do 12. Pozorování ukazují, že v malých (nízkých vodách) a pomalu tekoucí (ploché) řeky zakřivení ohybů je větší a šířka meandrujícího pásu je menší než u velkých řek s vysokou vodou a rychle tekoucích. Každý vodní tok má tedy určitý omezující poloměr zakřivení ohybů a šířku meandrujícího pásu, který závisí na obsahu vody a rychlosti proudu.

Břehy volných ohybů jsou vystaveny směrovým deformacím a jsou posunuty v podélném a příčném směru vzhledem k ose údolí řeky. Rychlost posunutí ohybů je přímo úměrná průtoku a sklonu a nepřímo výšce břehů a některým dalším faktorům. V procesu synchronních pohybů v podélném a příčném směru může tvar volných meandrů projít významnými změnami. Důvody takových změn jsou diskutovány níže při popisu vzniku nivy.

Vložené meandry jsou tvořeny z volného v důsledku intenzivní hluboké eroze. Na rozdíl od volných meandrů se do póla nelijí ostruhy zapuštěných meandrů!

mnohem méně než v nížinném kanálu řeky. Nezasahují do vzniku vegetace na mělčině, která naopak začíná odolávat pohybu dutých vod a snižovat rychlost jejich toku. V mezích zatopeného písku jsou vytvořeny podmínky, které upřednostňují sedimentaci suspendovaných (jílovitých) částic z vody, zejména v oblastech vzdálených od tyče. V průběhu času se písčitá ložiska rozšiřujícího se břehu řeky překrývají tenčím materiálem (hlína, písčitá hlína); břeh řeky se postupně mění v nivu (obr. 59).

Jak je patrné z procesu vzniku nivy, na její struktuře se podílejí různé typy naplavenin. V zásadě při kontaktu s podložím lže perla(perluo - myju se), představovaný hrubozrnným balvanem nebo oblázkovým materiálem vznikajícím promytím sedimentů vodou, které tvoří erodované konkávní pobřeží. Hruboklastický materiál se může střídat s čočkami bahna, z kry, které se během období nízké vody zaplácnou na dně. Nad perlou> leží kanálové naplaveniny, reprezentovaný převážně písky, často se zahrnutím oblázků a štěrku, a je charakterizován zpravidla dobře výrazným šikmým podestýlkou. Leží ještě výše lužní naplaveniny, skládající se převážně z písčité hlíny a hlíny s nevýrazným vodorovným nebo mírně zvlněným podestýlkou.

Voda v řece, která udeří do konkávního břehu, se od něj odchyluje, přechází po proudu na protější břeh a

probouzí to Proto v údolí řeky dochází ke střídání konkávních (vyplavených) a konvexních (vyplavených) břehů.

Jak bylo uvedeno výše, ohyby řeky se pohybují nejen směrem k konkávnímu břehu, ale také po proudu. Jako výsledek

Výčnělky kořenové banky. hektary se postupně odřezávají, vzniká široké krabicové údolí, jehož šířka se rovná šířce meandrujícího pásu charakteristického pro konkrétní řeku (obr. 60). Koryto řeky v takovém údolí zabírá malý prostor. Většinu plochého dna údolí zaujímá niva, v níž řeka vytváří volné meandry. Jak bylo uvedeno výše, v důsledku synchronních pohybů ohybů v podélném a příčném směru mohou procházet složitými změnami svého tvaru. Pokud tedy v procesu posunu v podélném směru spodní křídlo ohybu spadne do oblasti

výskyt erozi odolných hornin nebo výška pobřeží se zvětší, pak se pohyb tohoto kolena zpomalí. Horní koleno, které je ve volných sedimentech záplavové oblasti, se stále pohybuje stejnou rychlostí. Paprsek ze segmentových se mění na sinusový, téměř trojúhelníkový. Ten časem odumírá v důsledku broušení ostruhy a blíže

Křídla Niya (obr. 61, L). Pokud převažuje proces bočního pohybu, segmentový ohyb se v důsledku eroze konkávních bank změní na omega-tvarovaný (obr. 61,5). Krky strmých zatáček se mohou na obou stranách rozmazat. V důsledku toho se krk stává a je tak úzký, že se může zlomit při velké vodě. V důsledku prudkého nárůstu svahu ve vytvořeném průlomu zde dochází k rychlému prohloubení koryta a prochází zde hlavní tok řeky. Horní část smyčky zlomeného ohybu

rychle roste mělce v důsledku akumulace sedimentů, zbytek zůstává ve formě nejprve několik let stojatá voda(izolováno od proudu nízké vody pouze v horní části) a poté ve formě stará žena- lužní jezero. V oxbows se tvoří zvláštní typ naplavených ložisek - staré naplaveniny. Vzhledem k tomu, že k sedimentaci materiálu v oxbowských jezerech po většinu roku dochází v klidném prostředí, jsou naplaveniny oxbow složeny převážně ze siltů a jílů a vyznačují se tenkou - vodorovnou podestýlkou. Mezi jíly a bahny jsou pískové čočky vytvořené při průchodu dutých vod oxbowem. Vrchol starodávných sedimentů je často překryt rašelinou, což naznačuje bažinaté stádium vývoje oxbowského jezera.

Takže tvorba nivy a jejích součástí odlišné typy naplaveniny meandrujících řek jsou výsledkem přemístění zatáček. Prvotní niva takových řek je břeh řeky, vytvořený na konvexním naplaveném břehu. Podobný proces tvorby lužních a nivných usazenin je pozorován v říčních pelech (štěpení na větve). Prvotní niva takových řek je střední proud, který se postupně rozšiřuje a mění se v záplavové území, přispívá k erozi a ústupu obou břehů současně.

Popsaný proces vzniku a poměr různých typů naplavenin je charakteristický pro nížinné řeky. Nivy horských řek jsou stále špatně pochopeny. Obvykle jsou užší než v rovinatých údolích řek. Lužní a stáří v nich prakticky chybí. Aluvium kanálu je často reprezentováno

tenká vrstva hrubozrnných sedimentů a balvanů ležících na suterénu skalního podloží nebo na velkých balvanech, které se valily po svazích hor.

Tloušťka lužních naplavenin je různá, ale nemůže překročit výškový rozdíl mezi nejvíce hluboké místo v řece a maximální úroveň povodní, pokud cizí procesy nezasahují do práce řeky. Tato síla naplavenin se nazývá normální. Zvýšení tloušťky naplavenin pozorované na některých místech (ve srovnání s normálem) může naznačovat zvýšenou akumulaci například v důsledku tektonického poklesu oblasti území, kterým řeka protéká,

na intenzivním řezu řeky při tektonických vztlacích. K abnormální síle naplavenin mohou samozřejmě existovat i jiné důvody.

Vytvořené nivy nejsou mrtvými reliéfy. V procesu vytěsňování volných meandrů procházejí významnými změnami a naplavený materiál, který je tvoří, je opakovaně ukládán zpět. Ke změně nivy a jejímu odlehčení dochází zvláště intenzivně při vysokých povodních, kdy je na záplavové oblasti a v kanálu vytvořen jeden proud.

Představme si lužní masiv ohýbající se mírným obloukem říčního koryta (obr. 62). Překročením rozvodněného masivu řeky tok eroduje římsu v její horní části. Část materiálu vytvořeného při erozi římsy je nesena na povrch nivy, zatímco druhá část zůstává v korytě a je nesena po okraji lužního masivu. Na kontaktu mezi proudem sestupným z nivy a proudem procházejícím hlavním kanálem se vytvoří akumulační forma.

Ma - prýmek, která se odděluje od kanálu stojatá voda,často pozorováno v dolních tocích niv.

Na jeho povrchu se hromadí usazeniny, které potok přivedl do nivy. Nejintenzivnější akumulace je v oblasti sousedící s korytem řeky, protože rychlost toků proudů procházejících z koryta řeky do nivy zde prudce klesá v důsledku poklesu hloubky a nárůstu drsnosti dna. Následně se průtoky stanou téměř konstantními, intenzita akumulace v centrální části lužního masivu klesá a velikost usazených sedimentů klesá. Potok nese do zadní části nivy pouze malé (prachové a jílovité) částice. Rozdíl v intenzitě akumulace a velikosti usazujících se částic vede k tomu, že část nivy, která sousedí s kanálem, je nejvýše položená. Po povodňové recesi zde lze často najít akumulaci čerstvě uložených velkých sedimentů o tloušťce několika centimetrů až několika decimetrů. Opakování procesu vede k tvorbě v této části nivy koryto řeky, v některých případech zcela jasně vyjádřeno úlevou.

Od břehu řeky se povrch nivy mírně snižuje do středu lužního masivu, který se vyznačuje vyhlazeným reliéfem. Nejnižší se ukazuje plocha nivy, přiléhající ke kořenovému břehu řeky nebo k římse nadzáplavové terasy. Nízká poloha v reliéfu a těžká struktura sedimentů této části nivy přispívají k podmáčení. V souladu s často pozorovanými rozdíly ve výškách jednotlivých úseků nivy a povahou sedimentů, které je tvoří, je niva obvykle rozdělena na tři části: 1) blízké koryto, 2) centrální a 3) blízké terasy (Obr. 62),

Kromě popsaných reliéfních forem, které vznikají při formování nivy (říční valy, valy, hřívy, hřívy atd.), Může být její povrch komplikován komplexem forem reliéfu spojených jak s aktivitou řeky, tak s aktivitou jiných exogenních činidel. Například po driftu ledu na řekách při vysokých hladinách vody může být povrch nivy rozřezán hlubokými brázdy, rozorán ledovými kryhami a na některých místech pokryt velkými jednotlivé kameny, rozmrazené z ledových kry. Na řekách, jejichž břehy a břehy jsou složeny z dobře vytříděného písku a nejsou fixovány vegetací, má vítr velký vliv na vznik mezoreliéfu nivy. Během letního a někdy zimního období s nízkou vodou se na nivě vytvářejí duny z písčitých náplavů valů a mělčin, jejichž výška může dosáhnout několika metrů, někdy 15-20 m. Vytvářejí se celé systémy Liparských hřbetů, ostrost a jehož obrysy se postupně ztrácejí ve směru od koryta řeky do centrální nivy. Nejvyšší duny přestávají být při povodních zaplavovány a vyčnívají nad vodu v podobě chaoticky umístěných ostrých

druhé světové války V zadní části může být povrch nivy komplikován překrývajícími se naplavenými kužely dočasných toků nebo kanálů dolních úseků malých přítoků řeky, které se po dosažení nivy odchýlí od původního směru a sledují potok nebo stojaté vody.

Morfologii lužní nivy mohou komplikovat izolované výšky, které nejsou zaplaveny vysokou vodou, vzniklé v důsledku zlomení hrdla naříznutých meandrů a oddělení části kořenového svahu údolí nebo terasy nad niva, která byla součástí ostruhy. Takovým vyvýšeným „ostrovům“ mezi nivou se říká odlehlé hodnoty.

Nezměněn nezůstává ani hřívový reliéf nivy. V důsledku aktivity svahových procesů a nerovnoměrné akumulace lužních naplavenin se vyvýšený reliéf vyrovná a povrch nivy se v čase mění.

Rozdíly v reliéfu a struktuře niv nížinných řek tvoří základ jejich klasifikací.

Podle povahy reliéfu se rozlišují: segmentální, paralelní a svazkové typy lužních oblastí.

Segmentální nivy typické pro meandrující řeky. Jejich reliéf je dostatečně podrobně zvažován při popisu vzniku nivy jako jednoho z hlavních prvků říčního údolí. Zdůrazňujeme pouze to, že klenuté hřívy a mezihrudné prohlubně, které je oddělují (suché nebo obsazené jezery), jsou výsledkem procesu přetváření meandrů a putování korytem po dně údolí.

Paralelně vyvýšené nivy obvykle se vyskytují v velké řeky se širokým údolím a jsou kvůli tendenci řeky neustále se posouvat straně jedné ze sjezdovek. Taková tendence může být v některých případech způsobena vlivem Coriolisovy síly, v jiných - tektonickými pohyby. Charakteristickým znakem reliéfu rovnoběžně vyvýšených niv je přítomnost dlouhých podélných (rovnoběžných s kanálem) hřebenů a mezihřebenových prohlubní, které je oddělují. Řetězce jezer protáhlé údolím se někdy nacházejí podél mezihřebenových dutin. Příkladem souběžně vyvýšené nivy je úsek nivy řeky Oka pod Ryazanem. Šířka zde vyvinutých hřebenů dosahuje 200 m, relativní výška je 6-8 m. Paralelně vyvýšené nivy jsou jednostranné (na rozdíl od segmentových), to znamená, že jsou vyvinuty pouze na jednom z břehů údolí.

Vykostěné nivy nejtypičtější pro řeky protínající podhůří svažující se pláně. Vzhledem k prudkému poklesu rychlostí při vstupu na planinu takové řeky intenzivně akumulují jimi nesený materiál. Výsledkem je, že koryto řeky je vyvýšeno nad přilehlou rovinu a ohraničeno valy břehů řek nebo přírodními přehradami vysokými až tři a někdy i více metrů. Při vysokých povodních voda prorazí břehy a zaplaví rozsáhlá území. Přítomnost přehrad a převýšení kanálu „vytvářejí příznivé podmínky pro

tkaní sousedních prostor a vzdělávání hladší(nivy v dolním toku Tereku a Kubanu).

Podle jejich struktury se záplavové oblasti rozlišují akumulační a suterénní. NA kumulativní patří nivy s normální tloušťkou naplavenin. PodstavecŘíká se jim nivy s tenkými naplaveninami, ležící na horninách nealviálního původu nebo na starodávných naplaveninách takovým způsobem, že do těchto hornin je zaříznut nízkovodní kanál řeky. Tvorba přízemních niv je nejčastěji spojena s intenzivní hlubokou erozí řeky, ale mohou také vzniknout v důsledku boční eroze.

Embryo suterénní nivy může být vlečná dráha, vytvořený na základně erodované vysoké podloží, složený dostatečně stabilně Na eroze kameny. Jedná se o svah se strmostí 10-30 °, složený z podloží, shora pokrytých tenkou pokrývkou detritálního materiálu, částečně přivedenou řekou z nadložních úseků řeky, částečně lokální, deluviálně-koluviálního původu. V horní části svahu lze pozorovat výklenek, který fixuje polohu nejvyšších povodňových úrovní. Spodní hranicí pobřeží je hladina vody v řece. Šířka pobřeží je různá a závisí jak na strmosti svahu, tak na výšce povodní.

Na závěr k charakteristikám „záplavových oblastí“ je třeba poznamenat, že v údolích řek existují zpravidla dvě úrovně záplavových území - vysoká a nízká. Vysokýříkají záplavové území, které je zaplavováno jednou za několik let nebo za několik desetiletí. Nízká niva každoročně zaplaveny povodněmi.

Říční terasy

Na svazích mnoha říčních údolí nad úrovní nivy lze pozorovat zarovnané oblasti různých šířek, oddělené od sebe více či méně jasně definovanými lavičkami v reliéfu. Takovýmto stepním reliéfům, táhnoucím se po jednom nebo obou svazích údolí desítky a stovky kilometrů, se říká říční terasy(obr. 63). Na struktuře teras se podílejí naplavená ložiska. To naznačuje, že řeka kdysi tekla na vyšší úrovni a že terasy nejsou ničím jiným než starodávnými nivy, které vzešly z vlivu řeky v důsledku proříznutí koryta. Důvodů pro vznik teras je mnoho. Zvažme pouze ty hlavní.

1. Jak víte, živá síla toku závisí na hmotnosti vody. Pokud se klima v povodí mění směrem ke zvlhčování a řeka se stává plně tekoucí, její erozní kapacita se zvyšuje. Dochází k narušení dříve stanovené rovnováhy mezi erozní schopností řeky a odolností hornin vůči erozi. Řeka se začíná řítit a rozvíjet nový rovnovážný profil odpovídající novému režimu. Bývalý zpěv

158 ■ " ■ ■

ma vychází pod vlivem 1reni a mění se na terasu nad nivou. Vzhledem k tomu, že transportní a erozivní schopnosti toku rostou ve větší míře, spotřeba vody 4 eiM, rychlost penetrace se zvyšuje po proudu. V dolním toku řeky je však množství řezu omezeno konstantní polohou erozní základny, proto je maximální průnik pozorován ve středním toku řeky. Jako výsledek, akordová terasa(obr. A).

2. Dalším důvodem vzniku teras je změna polohy erozních baeis. Představme si, že hladina pánve, do které řeka teče, klesla. Výsledkem je, že řeka, která ukládala materiál ve svých dolních tocích, začne řezat do vlastních sedimentů a vyvinout nový rovnovážný profil odpovídající nové poloze erozní základny. Řez z ústí bude sahat proti proudu řeky až do bodu, kde je předchozí sklon podélného profilu tak výrazný, že jeho nárůst způsobený regresní erozí prakticky neovlivní erozní kapacitu řeky. Nakonec se na místě bývalé nivy vytvoří terasa, jejíž relativní výška klesá

Po řece (obr. 64, C). Vodopády a peřeje v údolí řeky mohou zastavit postup regresivní eroze a omezit délku terasy.

Je třeba zdůraznit, že s poklesem základu eroze se řeka zařezá, pouze pokud bude její sklon v dolním toku menší než sklon dna přijímací pánve uvolněné z vody. V opačném případě povede pokles erozního základu k intenzivní akumulaci materiálu unášeného řekou v důsledku prodloužení koryta a snížení sklonu podélného profilu.

3. Tvorba teras může být spojena s tektonickými pohyby. Tektonické pozvednutí území, podél kterého je

řeka dochází, vede ke zvýšení svahů, proto jsem jsem posílení erozní kapacity řeky. Řeka se začíná zařezávat, její třetí niva se postupně mění v terasu nad nivou, která svým typem: je také akordem

vytí (obr. 64, B). Pokud dolní tok řeky zůstane stabilní nebo se potopí a ve zbytku povodí zažívá vzestup, řeka zasáhne, pak nůžky na terasu: terasy jako by se ponořily pod mladší akumulační vrstvy (obr. 65).

Popsané procesy lze navzájem opakovat nebo překrývat; počet teras v údolích různých řek a v různých částech údolí stejné řeky se může lišit. Studium struktury teras, jejich počtu, změn ve výšce stejné terasy podél údolí řeky umožňuje zjistit důvody jejich výskytu, a v důsledku toho rekonstruovat historii vývoje území podél kterým řeka teče.

Relativní stáří teras je dáno jejich polohou ve vztahu k nízké hladině vody v řece: čím je terasa vyšší, tím je starší. Terasy se počítají zespodu - od mladých po starší. Nejnižší terasa, tyčící se nad nivou, se nazývá první nad-lužní terasa. Nahoře je druhá nadzáplavová terasa atd. Každá terasa má plošinu, římsu, hranu a zadní šev (viz obr. 63).

V závislosti na struktuře se rozlišují tři typy říčních teras: 1) akumulační, 2) erozní a 3) suterénní. NA kumulativní Terasy jsou tvořeny od okraje římsy po její úpatí naplaveninami. Erozní terasy téměř celé složené z podloží, pouze shora pokryté tenkou vrstvou naplavenin (ta může chybět). Mít suterénní terasy spodní část římsy (suterén) je složena z podloží a horní část je naplavenina. Terasa je považována za suterén, i když je suterén složen ze starodávných naplavenin,

protože typ teras a jejich stáří je určeno naplaveninami, které tvoří povrch (plochu) terasy. K určení stáří terasy je tedy nutné určit stáří (absolutní nebo relativní) naplavenin, které ji tak či onak skládají.

Vzhledem k tomu, že každá terasa byla kdysi záplavovým územím, lze na ní najít stejné tvary terénu jako v záplavové oblasti. Obvykle jsou však méně výrazné než na nivě, což je spojeno s dopadem následných exogenních agens. Povrch teras<;то наклонена в сторону реки за счет снижения (размыва) прибавочной части и повышения внутреннего края в результате накопления материала, сносимого со склонов, к которым примы­кает терраса. Поэтому при определении относительной высоты тер­рас следует ориентироваться на те участки ее поверхности, кото­рые менее всего были затронуты последующими процессами.

Kromě výše popsaných teras tzv cyklický a vysledovat po celé délce řeky nebo pro většinu z toho, v říčních údolích lze vyvinout místní terasy, vznikající v důsledku přehrazení řeky, pilování římsy z tvrdých skal a řady dalších důvodů.

Jsou pozorovány v údolích řek a pseudo-terasách, které se jen povrchně podobají „opravdovým“ říčním terasám. „Patří sem výše zmíněné strukturální terasy, velké bloky sesuvů, vyplavené kužele dočasných vodních toků a také postranní morény ustupujících horských ledovců a ramen tří údolí (viz kapitola 16).

Studium morfologie a struktury říčních teras má nejen vědecký význam, jak bylo uvedeno výše, ale má také velký praktický význam.

Řeky, které erodují skály, současně rozrušují rudné útvary uzavřené v těchto skalách. Většina cenných složek zmizí během přepravy po řece (je opotřebovaná, rozpuštěná, roztroušená, prováděná ve vodní oblasti přijímacích pánví). Menší část z nich je zadržována v údolí v aluviálních sedimentech a za příznivých podmínek může vést k akumulaci určitých minerálů, tzv. aluviální rýhy nebo placerové usazeniny. Charakteristické minerály placerových ložisek jsou převážně těžké a odolné, jako je diamant, zlato, platina, kasiterit, minerály obsahující wolfram a některé další.

Morfologické a genetické typy říčních údolí

Morfologie říčních údolí je dána geologickými a fyzickogeografickými podmínkami oblasti protékané řekou, historií vývoje údolí.

S intenzivním řezem v důsledku vzestupu hornaté země vznikají údolí, jako jsou soutěsky, soutěsky nebo kaňony.

Rokle je hluboce nařezaná erozní forma se svislými nebo téměř svislými svahy. Rokle liší se od soutěsky v příčném profilu ve tvaru písmene V, často s konvexními svahy. Kaňon morfologicky podobný kaňonu: má profil průřezu ve tvaru písmene V, vyznačuje se stupňovitými svahy díky přípravě vytrvalých hornin. Typickým kaňonem je údolí řeky Colorado v jeho středním toku. Ve všech třech typech údolí je dno zcela nebo téměř zcela obsazeno kanálem, podélný profil není vypracován, s množstvím peřejí a vodopádů. Příčné profily takových údolí jsou víceméně symetrické. Ostře se od nich liší asymetrickéříční údolí, jejichž vznik je často spojen s monoklinálním uložením hornin, jakož i s některými dalšími důvody, které budeme zvažovat níže.

V pozdějších fázích vývoje údolí, kdy již boční eroze hraje důležitou roli při jeho formování, krabicovitý průřezříční údolí. Takové údolí má široké ploché dno a kanál zabírá pouze malou část dna údolí. Kromě poimu lze na svazích krabicových údolí rozvíjet říční terasy. Údolí tohoto typu jsou nejcharakterističtější pro nížinné země.

Mnoho řek pramení v horách a pak ven na rovinu. V různých částech proudu proto může povaha jejich údolí projít významnými změnami. Tyto změny zejména zahrnují nejen rozdíly v příčných a podélných profilech údolí, ale také v chování teras. Například například v oblastech zvyšujícího se řezu způsobeného zvednutím území je vždy zaznamenáno zvýšení výšek teras nad úrovní údolí. Jak se vzdálíte od takového webu výška teras klesá. Během přechodu do oblasti ponoření dochází nejen k poklesu teras, ale také ke snížení jejich počtu a v nejsilněji klesajícím území terasy, jak bylo uvedeno výše, se „potápějí“, klesají pod úroveň niva.

Údolí jsou citlivá na změny geologické stavby. Oblasti tvořené velmi silnými kameny nebo s intenzivním vzestupem jsou často obcházeny údolími řek. Někdy se tok řeky neodchyluje působením vzestupné struktury, ale řeže ji podél normálu nebo ve směru blízkém normálu a tvoří tzv. skrz údolí. Jsou možné nejméně tři různé způsoby jejich vzniku.

Průchozí údolí může být předchůdce, to znamená, že je vytvořeno v důsledku „řezání“ pomalu rostoucího vzestupu, který vznikl na jeho cestě. Prostřednictvím údolí může být také epigenetický, to znamená, uloženo na vrchol, nebo vzniknout v důsledku regresivní eroze, když horská bystřina pila hřeben povodí. V tomto případě zachycení řeky ležící na druhé straně rozvodí a méně hluboce naříznuté (obr. 66).

Významný dopad na mor a povahu skalního lože

V oblastech s horizontálním ložem a rovnoměrným litologickým složením základních hornin je morfologie říčních údolí nejméně závislá na geologické stavbě. Taková údolí se nazývají neutrální nebo atektonické. V oblastech narušeného podestýlky se některá údolí shodují se zásahem tektonických struktur.

kulaté (osy záhybů, zlomové linie, úderové pásy odolných a tvárných hornin). Jde o údolí „přizpůsobená“ geologické stavbě. Jiná údolí řežou geologické struktury pod jakýmkoli úhlem. V dislokovaných oblastech se proto rozlišují údolí podélné, příčné a úhlopříčka. Za-

Vyi se do značné míry vyznačují jednotným (charakteristickým rysem konkrétní řeky) profilem a šířkou údolí, narovnaným proudem. Druhé a třetí údolí velmi často mění svůj morfologický vzhled v profilu a plánu. Příklady příčných údolí jsou následné řeky oblastí Cuesta, předcházející a epigenetická údolí. Podélný profil příčných a diagonálních údolí se vyznačuje větším nerozvinutím než profil údolí podélných řek. V závislosti na typu geologické stavby, ve které jsou položena podélná údolí, existují synklinální, antiklinální, monoklinální údolí, údolí, která se shodují s liniemi podélných zlomů a údolí-grabenů. Každý z těchto typů údolí se vyznačuje svými vlastními, vlastní pouze jejím morfologickým rysům (obr. 67) a povahou procesů probíhajících na jejich svazích.

Asymetrie údolí

Výše bylo zmíněno, že průřez údolími řek je často asymetrický. Příčiny asymetrie říčních údolí

může být jiný. Při pohybu dolů nebo nahoru údolím lze velmi často pozorovat nárůst strmosti buď levého, nebo pravého svahu. Záleží, jak to bylo, na jaký svah údolí koryto pasuje, stejně jako na rychlé změně složení resp. podmínky podestýlky skal, které tvoří svahy údolí. V přírodě však existují i ​​případy, kdy jeden svah

Údolí jsou po mnoho kilometrů stále strmější než ostatní. Tato asymetrie C: S. Voskresensky nazývá „stabilní“. Bude diskutováno níže.

Důvody asymetrie svahů údolí lze rozdělit do tří skupin: 1) tektonické, projevující se litologií a geologickými strukturami; 2) planetární, spojená s rotací Země kolem její osy; 3) důvody způsobené aktivitou exogenních a především svahových procesů.

Velmi častý je tektonický „základ“ svahové asymetrie. V některých případech je to dáno zvláštnostmi geologické stavby substrátu, v jiných byl vytvořen pod přímým vlivem nejnovějších tektonických pohybů.

Známá asymetrie
rya subsekvenčních údolí oblastí cuesta, ve kterých struktury
ny (obrněný) svah je obvykle plošší než opačný
pozitivní konstrukční sklon, kde je holý
jste monoklinální vrstvy (obr. 68, L). Je stejný
příčina asymetrie údolí vznikajících na svazích antiklinálu
lei, v jehož struktuře jsou skály různých jiných
(obr. 68, B).■

Asymetrie svahů vzniká nevyhnutelně, pokud údolí leží podél zlomu, jehož křídla jsou složena z hornin různé stability (obr. 68, E), nebo podél kontaktu vyvřelých a sedimentárních hornin (obr. 68, D). Takzvaný topografická teorie A. A. Borzová - A. V. Nachaeva,

Skutečnost, že zkosení původního rovného povrchu, způsobené nerovnoměrným zvedáním nebo deformací, vede k nerovnoměrnému proudění ze svahů údolí kolmých na svah. V důsledku toho se sklon údolí, shodující se se směrem sklonu topografického povrchu, zhroutí a zploští rychleji (obr. 69). Jsou možné i další možnosti vlivu tektonických pohybů a jimi vytvořených struktur na vznik asymetrie v říčních údolích.

Existuje však mnoho příkladů, které nelze vysvětlit pouze geologickými důvody. Je například známo, že většina velkých řek severní polokoule má „pravý břeh“ a mírný levý břeh. To je způsobeno zrychlením Corioli -s, odkloněním toku řek vlravo (na jižní polokouli - doleva). Taková jsou údolí řek Volga, Dněpr, Don, Ob, Bnisei, Lena, Amur, Parana atd.

Asymetrie říčních údolí může také vzniknout v důsledku činnosti exogenních agens. Například například asymetrie svahů může být vytvořena v důsledku četných sesuvů půdy, ke kterým dochází na svahu shodném se sklonem lůžek (obr. 68, C). Stejná skupina faktorů zahrnuje vliv převládajícího větru; v nebo převládajících mokrých (přinášejících srážkové) větry. A. D. Arkhangelsky a N. A. Dimo ​​přikládali velký význam při vytváření asymetrie svahů slunečnímu záření. AV Stupishin konstatuje důležitou roli v tomto procesu takzvané „sněhu: asymetrie“.

Při dlouhodobém vývoji reliéfu vede asymetrie svahů říčních údolí k asymetrii mezivrstev.

Region: Kavkaz

Podoblast: Západní Kavkaz

Umístění; Hřeben Teberdy

Hranice: p. Mukhu (p. Teberda) - r. Aksaut (vesnice Krasny Karachay)

První výstup vedl: 1994, výlet na kole 5 třídy Skupiny cyklistických klubů Orion,

ruce. V. Komochkov

2. Charakteristika obtížnosti překážky

Celková délka výstupu (průchod kalu) - 12,4 km

počítaje v to:

skalnatá štěrková horská silnice -9,7 km

koňská stezka - 2,7 km

Koeficient vozovky Kpk-1,49

Absolutní výška:

začátek výstupu (osada Teberda) - 1288 m

sedlo průsmyku - 2764 m

konec sestupu (vesnice Krasny Karachay) - 1500 m

Součinitel absolutní nadmořské výšky Kv = 1,45 Celkové stoupání - 1476 m Koeficient stoupání Knv -2,03

Sklon (stoupání) na vzestupu (průměr) - 11,9%

Koeficient sklonu Ккр-1,49

Skóre obtížnosti překážek

KT = Kpk * Kw * Knv * Kcr = 6,54

Celková doba přepravy

výstup - 6 h. 20 m.

sestup - 3 h. 30 m.

3. Výškový profil překážky

4. Popis průchodu

Cesta k průsmyku začíná přímo z vesnice Teberda, vstupuje do soutěsky řeky. Leťte a jděte nejprve hustým lesem podél pravého břehu řeky. Na samém začátku výstupu - pozůstatky prolomené bariéry, zřejmě bývalý kordon rezervace, protože pravým břehem řeky je území rezervace. Žádné další stopy kordonů nejsou vidět. Cesta je zcela sjízdná, povrch je nezpevněný a skalnatý. Na 2,5 km k mostu přes řeku je strmost stoupání relativně malá - 6,5%. Poté cesta přejde přes most na levý břeh a strmě stoupá do svahu, řeka zůstává hluboko pod ní, strmost stoupání je 12,1%, délka tohoto úseku je 2,7 km. Následuje rovnější úsek po svahu o délce asi 1 km, strmost 8,5%. Poté protíná silnici potok, po kterém následuje další prudké stoupání, dlouhé 2 km, strmost 13,3%. Výstup vede k rozpadlé struktuře neznámého účelu, načež mírnější (8,4%, 400 m) jde opět k řece a strmě (20%) stoupá ke koshu na 1 km, přechází na pravý břeh. U koshu cesta končí. Stezka pokračuje po řece ještě 1 km (9,9%), poté řeku opouští a strmě stoupá travnatým svahem k průsmyku (2 km, 21%).

Sedlo průsmyku je široké, travnaté, je tam zchátralá túra. Sjezd z průsmyku jde po strmém talusu, poté po pravém svahu soutěsky a vede k řece Malaya Marka, délka tohoto úseku je 1,3 km, sklon je 34,4%. Téměř okamžitě stezka vstupuje do borového lesa a pokračuje ve klesání svahem soutěsky k řece. Bolshaya Marka (2,2 km, 9,9%) a po dalších 500 m vychází na rozlehlou mýtinu na soutoku řek M. a B. Marka. Dále stezka vede podél břehu řeky. B. Marka, několikrát přecházející z pobřeží na pobřeží, do vesnice Krasny Karachay. Všude na přechodech jsou dobré mosty. Délka tohoto úseku je 6 km, sklon je 9%.

5. Doplňující informace

Podle klasifikace horských turistů je průchod n / a, při výstupu a sestupu nejsou žádné místní překážky. Autonomie je nízká, při průchodu z východu - vesnice. Teberda, na opačné straně - neobydlená vesnice. Krasny Karachay, v létě tam jsou lidé, ačkoli tam není žádný obchod, pošta a další instituce.

6. Zdroje informací

JSEM. Protopopov. Cyklistická zpráva 5 tř přes Kavkaz, 2000.

V. Komochkov. Cyklistická zpráva 5 tř přes Kavkaz, 1994.

JSEM. Pokorný. Zpráva o horské túře 2 třídy na západním Kavkaze, 1995

Pavel Protopopov, 400078, Volgograd, PO Box 2009, e-mail: bccl@ pošta. ru

Příloha 7 (prohlídka formuláře č. 6). (oddíl 1 nařízení)

Svaz turistů a sportů Ruska Federace sportovního cestovního ruchu Ruska

o odsazení průchodu turistické sportovní trasy

Podrobná trasa s uvedením počátečního bodu, cílového bodu a definující kat. sl. překážky. U vodních cest také uveďte název řeky, vodní hladinu, které překážky nebyly překonány

_______________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________

Moje čtvrtá návštěva mezery v Shirokopshadskaya dosáhla logického závěru - podrobný popis! Byl jsem zde v polovině dubna 2008, na konci března 2010 a v únoru 2013, ale nikdy jsem nedostal detaily.

Skutečnost, že mezera v Shirokopshadskaya mě nepopsatelně potěšila množstvím vody, mě přiměla převzít zprávu. Vodopády vypadaly nádherně.

17. března 2017, když jsme se setkali s Tanyou na stanici Rostov na Donu, jsme se vrhli do vagónu vlaku č. 126, kde na nás již čekal Vasily Kuryatov, v úzkých kruzích široce známý jako Flightengineer, cestující z Novocherkassku . Později jsem se dozvěděl, že pro tuto procházku přišla Tanya od Peschanokopského. To je to, co to znamená - touha po turistice!

18. března brzy ráno jsme přistáli v Novorossijsku a dostali jsme se do deprese - bylo velmi zataženo. Ale abych se nevracel. Zavolali taxi a jeli směrem k Michailovskému průsmyku. U vchodu do Kabardinky zamrzlo. Projeli jsme Gelendžik - mrholení zesílilo. Satelity opravdu nevěřily mým slovům „teď se zastavíme u průsmyku a nebude pršet“. Určitě byste se měli naučit tuto frázi říkat přesvědčivěji :)

V Mikhailovském průsmyku právě pršelo. Z rozprostřených mraků kropilo ještě něco, ale bylo jasné, že kropení dnes na nás nečeká.

Začnu příběh mapou, abych na cestě poskytl několik vysvětlení. A první vysvětlení - „druhá“ Plesetskaya mezera na jihovýchodním okraji osady Mikhailovsky Pereval je na daném 500metrovém GHC omylem vyznačena. Toto je mezera Kamyshovaya. Skutečná Plesetskaya mezera je ta, ve které teče řeka Tchab. Na 250 metrech taková chyba není, ale trasa na ní vypadá hůř.

V únoru 2013 jsem šel podobnou cestou, ale pak jsme sešli dolů do Shirokopshadskaya příliš vysoko proti proudu a neviděli jsme mnoho velkých vodopádů. Tentokrát jsme chtěli trasu vylepšit.

Když jsme dorazili taxíkem na druhý silniční most přes Doguab v Mikhailovském průsmyku (bod START), vydali jsme se po trase asi v 8 hodin ráno.

Cesta podél Olkhovaya Shchel překračuje dva další brody, a tak sledujeme levobřežní kravskou cestu. Před námi jsou brody - alespoň se naplňte, není třeba se do těchto dvou míchat.

Vycházíme na mýtinu, odkud vidíme Grecheskaya (dominuje na obrázku) a nejmenovaný vrchol 506 m. Dále na silnici musíme obě oběhnout a kousek před dosažením Otreze zahnout doprava směrem na Shirokopshadskaya mezera.

Za loukou se silnice blíží k řece a my můžeme odhadnout, že voda je navzdory dešti čistá.

Bez problémů míjíme pár brodů, pak cesta začíná stoupat po svahu Grecheskaya. Na tomto webu je vždy strašná náplast. Sotva mohu hýbat nohama, tolik špíny ulpívá na mých botách. Navrhuji „řezat“. Proč hnětet bahno na řeckém traverzu, když existuje příjemnější způsob?

Začátek mezní hodnoty (bod SREZKA-1) není nijak zvlášť nápadný. Je těžké vidět staré portage odcházející vlevo od hlavní silnice. Jdu "na nástroje". Zajímalo by mě, jestli jsem jednou prozkoumal tuto cestu a zaznamenal stopu?

A jsme tady na starém vleku, probodnutém těsně pod hlavní silnicí a posetém loňským olistěním. Když jste se přestali obtěžovat pohybovými obtížemi kvůli bahnu, začnete si všímat okolní krásy. Mechový dubový kmen, propletený břečťanem, není to nádherné?

Podle vzpomínek před 4 lety byla tato místa docela pochozí. V současné době je vlek zarostlý a v místech vyplněných kmeny. Někde musíte jít bokem a někde se plazit :)

Řasami trnitých vinic brzy uvidíme kaskádu miniaturních vodopádů. Podle mapy tento proud také protíná silnici, ale v místě, kde se protínají, jsem nikdy neviděl vodu.

Stezka se rozprostírá na protější břeh potoka a dostává se z lesa na luční svah posetý rozkvetlými myšími hyacinty.

Začínáme stoupat. Tah je široký, ale zarostlý.

Než se dostaneme na odbočku stezky doprava, 10 minut se klopýtáme. Pohled směrem k moři nás zklamal - správný zalesněný kužel Tkhachekhochuk odtud vypadá skvěle, ale dnes se na jeho vrcholu usadil mrak.

Po otočení doprava se portáž ještě více rozroste mladými výhonky habru, divoké růže a dřínu.

V 10-07 vyjíždíme na silnici (bod SREZKA-2). Cesta se v tuto chvíli stává kamenitou a vede nás plynulým stoupáním, přičemž obcházíme nejmenované vrcholy 506 m a 492 m.

Mechové duby na silnici ... Pokud si pamatuji, toto místo je vždy pronajato :)

V 10-45 se zastavíme vedle odbočky silnice vpravo. Výška 460 m - nejvyšší bod naší dnešní trasy :) Vaříme čaj, občerstvujeme se, relaxujeme. V 11-33 začínáme sestup po silnici směrem k průsmyku Shirokopshadskaya.

Před sebou vidíte zalesněný vrchol 474 m. Satelitní snímky jeho severovýchodního svahu ukazují zarostlé portage vybíhající z hlavní silnice. Po této cestě chci jít dolů do kanálu Koago.

Cestou na úpatí 474 m překračuje silnice v tuto dobu dva dosti tekoucí potoky. Na mapě jsou označeny RUCHEY-1 a RUCHEY-2.

Našli jsme místo, kde se stará železnice bez problémů odbočovala ze silnice. Trochu jsme se po něm prošli - a tažení jakoby skončilo na malé mýtině se stopami turistického odpadu.

Na svahu se hádá něco podobného jako zarostlá silnice, nicméně moje Vasya se tam v roce 2013 zasekla a tuto cestu odmítla kvůli nesjízdnosti. Ale teď mám posedlost - jít přesně tam.
Také Vasilij Kuryatov měl na tuto oblast nějaké vzpomínky - „šli jsme po cestě a poté po suchém korytě“. Zdá se, že dokážu odhadnout, o jaké suché posteli mluví - až do sestupu k ní bude asi hodinu trvat, než dupat po hlavní silnici. Ale co když se mýlím a Vasily odsud opravdu zná cestu dolů? Rozhodli jsme se zkontrolovat.

Vasily dostal čestné právo jít první. Nebyla tam žádná vyšlapaná cesta, ale les byl docela průchodný. Když jsem šel dolů, čas od času jsem se podíval na svah vpravo podél cesty - nahoře byla jasně viditelná police - potřebovali jsme potřebný tah a my jsme se od něj vzdalovali.

Skvěle klesli o 50 metrů a byl tu pocit, že jsme zabloudili :) Vlevo po cestě byla nakreslena prohlubeň. Ve spodní části to může skončit něčím špatným. A Vasily už tento sestup nepoznával. Nabídl jsem, že se vrátím k portage. I když jsme se příliš neodchýlili od plánované trasy, vylézt nahoru nebude trvat tak dlouho.

Tanya, která byla ve sjezdu trochu pozadu, jsme informovali o změně kurzu - bude muset vylézt nahoru :) Myslím, že z toho neměla radost. Ale nedá se nic dělat.

Stoupáme nahoru. Za 10 minut získáváme shozenou výšku a padáme dolů k odpočinku na zarostlé stezce. Stále existuje!

S nádechem dáváme pozor na bílé kameny ležící vedle silnice. Byli vidět na vzestupu. Vypadá to jako prohlídka. Možná to tu bylo naschvál pro tak ztracené, jako jsme my. Vasily, vstupující do role britského vědce, předkládá předpoklad umělého zpracování těchto a podobných kamenů. Mluví velmi přesvědčivě a sám se na nás dívá a výhružně si třese kámen v ruce :)

Ve 12-30 pokračujeme v cestě po stezce zarostlé habrovými výhonky. Asi po 20 minutách se portáž stáčí doleva na mýtinu, kde se ještě krátce zastavíme.

Z mýtiny tažení pokračuje, ale ne ve směru, který potřebujeme (GPS fixuje odchylku 90 stupňů), navíc se stává téměř nečitelným. Nelíbí se mi to, navrhuji se vrátit a pokračovat v sestupu stejným směrem, jakým jsme šli k východu na mýtinu. Myslím, že jsem tam viděl slabou zvířecí cestu.

Dalo by se říci, že tam nebyla žádná stezka. Ale zespoda Koago vydávala tak hlasitý zvuk, že jsme se neobtěžovali ji hledat, ale vrhli jsme se přímo k řece. Ve srovnání s plánovanou trasou jsem musel jet mírně doprava - tam se podrost zdál méně hustý.

Čím níže klesáme, tím více stromů kolem nás je zapleteno do břečťanu. Někdy narazíte na velmi starý břečťan s tloušťkou kmene jako desetileté stromy.

Jak se blížíte k řece, strmost svahu se zvyšuje. Trochu alarmující - co když tam dole bude nepřekonatelný skalnatý útes nebo houštiny trnitých popínavých rostlin sassaparili?

Ale měli jsme štěstí. Překonali jsme závěrečnou fázi sestupu a drželi se křehkých větviček křoví. Visící na větvích jako opice, myslel jsem jen na jednu věc - jen nevytrhnout další keř s kořenem :)

Cítím nohama tvrdost kamenného kanálu Koago a přiznávám, že jsme sestoupili velmi úspěšně - mezi dvěma malými vodopády. Kdyby vzali trochu doprava, přistáli by v misce dolního vodopádu. Tam a boty by nikoho nezachránily :) Ale vyšli jsme do mělké vody v linii pádu vody, takže velký respekt k Vasilymu, že si vybral cestu sestupu.

Místo sestupu do kanálu jsem označil bodem RUSLO. Mapa opět praská - ukazuje se, že jsme k řece ještě nedošli.

Po proudu je několik malých a nepříliš efektních vodopádů. Věřím, že Vasilij a jeho společnost kdysi sestoupili do kanálu, ne sem, protože podle něj měly být všechny stojící vodopády pozadu. Dnes se vydáme po řece a prozkoumáme nejvíce vodopádů Koago.

Plaval jsi? Odstrčím trnité biče sassaparili a překonám první brod Shirokopshadskaya, abych se dostal na „vybavenou cestu“. Vylepšení trasy podél Koaga spočívá v přítomnosti žebříků, které zjednodušují cestu a ve značení v podobě malých červených kruhů na kamenech.

Pár kroků - a jsem na levém břehu. Šlapu k žebříku.

Ještě jednou se podívám na místo našeho východu do kanálu. Tento vodopád je dobrým referenčním bodem pro případ, že byste někdy potřebovali naléhavě přejít odsud do Alder Gap.

V řece je hodně vody a je úžasně průhledná! Naštěstí jsme se dostali do mezery Shirokopshadskaya!

Kroutíme se ze břehu na břeh.

Obcházíme hluboké koupele s úžasně barevnou vodou.

Mezi dvěma sousedními vodopády je zpravidla krátký úsek víceméně „klidného“ koryta řeky.

Další vodopád s žebříkem.

Nahoře můžete odhadnout velikost smaragdové lázně pod vodopádem.

Při pohledu na obrazovku GPS jsem si nevšiml, že se značka rozšířila na pravý břeh. Pokračoval jsem v cestě pod levobřežní skály a byl jsem opatrný, když jsem se musel kroutit po kluzké mokré desce. Je pravda, že tato deska nezpůsobila potíže Vasily a Tanyi - v botách, prostě ji obešli ve vodě.

A značení je na druhé straně!

Čerstvé úlomky kamenů, které z něj spadly, jsou roztroušeny pod skálou - to vysvětluje, proč značení zmizelo. Toto místo rychle přeskočíme a nemusíme znovu překročit řeku, když se značení vrátí na levý břeh.

Opět jsem vyfotografoval hřebenatku, která mohla sestoupit. Teď mě budou mučit myšlenky, že jednoho dne také prozkoumám tuto cestu :)

Kráčíme po levém břehu kolem dvou miniaturních vodopádů s malými koupelemi, nad kterými visí kvetoucí větve dřínu.

Za ohybem kanálu se otevře pohled na vyšší vodopád než ty předchozí. Pravostranný svah v tomto místě je docela vhodný pro lezení po něm - znovu si užívám myšlenku najít jinou cestu mezi mezerami Shirokopshadskaya a Olkhovaya.

Dohonili jsme pravý přítok, do kterého jsme se shora téměř nudili. Zdá se, že je to docela průchodné, ale jak to ve skutečnosti je, je těžké říci, ale opravdu to chci zkontrolovat. Vodopád na přítoku je prostě nádherný!

Opět relativně plochá část kanálu s malými peřejemi.

Blížíme se k vodopádu vybavenému žebříkem.

Opakujeme cikcaky navíjecího kanálu.

A zase je tu odbočka ...

Obzvláště vysoké jsou zde skalnaté stěny pravého břehu.

Před námi se objevuje kaskáda vodopádů.

Tyto vodopády jsou první z „velkých“.

Přicházíme blíž - a horní vodopád už není vidět, jako by tam nebyl. Ale ta spodní je dobrá!

Má dokonce název - „Stuha“, někdy existuje varianta „Krajky“. Výška je asi 10 m. Butterbur je v plném květu v mělké vodě vedle hluboké mísy.

„Lenta“ je docela plnohodnotná. Načrtl se dokonce i druhý proud v podobě malých trysek.

Lákavá voda, škoda, že není léto.

Butterbur kvetoucí v čisté vodě je prostě nádherný.

„Stuha“ obejde schody vlevo. Z výšky je patrné, že v blízkosti „Lenty“ (CAMP-1) jsou parkovací místa, ale podle mého názoru „nejsou příliš“.

Nad linií „Lentova“ vodopádu krásně visel kmen porostlý břečťanem.

Nevím, jak se jmenuje další vodopád. Není příliš vysoký, od ruky - asi 7 metrů, ale vedle něj jsou pruhované útvary, díky kterým místo jako celek vypadá velmi působivě.

Skvělá jeskyně.

Z výše uvedeného vypadá tento vodopád takto:

Nedaleko je další velký vodopád. Říká se, že je 12 metrů vysoký. Dobrý!

Procházka kolem tohoto vodopádu je vlevo po schodech vytesaných do hliněného svahu. Pro pohodlí je na „žebříku“ zavěšeno lano.

Pozoruhodný je nejen pohled na tento vodopád zespodu. Na linii pádu vody leží chladný obrovský kámen a na straně svahu visí téměř čtvercový blok odloupnutý z obecného skalního masivu.

Za kaskádou tří velkých vodopádů je kanál plný malých vodopádů, z nichž každý je málo zajímavý, ale celkově je obraz příjemný.

Pak se ale před námi objeví větší vodopád.

Voda padá dolů ve třech oddělených proudech. Stejně jako předchozí velké vodopády je obcházen vlevo.

Kanál je nad tříproudým vodopádem posetý kameny.

Blížíme se k místu, kde se po cestě vpravo vlévá přítok do Koaga. Kanál se rozšiřuje a kamenných bloků je méně. Právě zde můžete sestoupit ze silnice, která obklopuje Cut. Když jsme sem přišli v roce 2013, byli jsme naštvaní, že téměř všechny velké vodopády zůstaly dole.

Tvar některých skalních desek je pozoruhodný svou pravidelností.

Dohonili jsme přítok, který stékal po kamenitých schodech směrem k nám.

V hloubce prohlubně je vidět vyšší vodopád.

Přítok zůstává pozadu a my se přesouváme k dalšímu vodopádu.

Vodopád není vysoký, ale má bizarní tvar linie vodopádu.

A tady je „Katyusha“ - nejvyšší vodopád snadno dostupný. 18 metrů vysoký. Velmi hluboký.

Vlevo podél svahu obcházíme „Kaťušu“.

Ohlížíme se zpět do údolí shora.

Nad Kaťušou se řeka opět uklidňuje.

A na konci dnešního běžeckého dne - vodopád s názvem „Dzhiperskiy“. Z Otrezu k němu sestupuje silnice, po které se v sezóně přivádějí výlety džípy.

„Dzhipersky“ jsem nikdy předtím neviděl tak působivého.

Jaká síla!

Vodopád obcházíme vlevo po skalnatém korytě potoka. Vlastně, že tady je potok, jsem si všiml až při mé současné návštěvě Shirokopshadskaya mezery, než jsem tu nikdy neviděl vodu.

Velmi malá část klikatého údolí Coago je viditelná z výšky vodopádu „Dzhipersky“.

Kousek od vodopádu je parkoviště „Dzhiperskaya“ (bod CAMP-JEEP). Než jsem to však poznal pod názvem „Pohovka“, byla tu jednou pohovka, kterou přinesl někdo neznámý.

Parkování samozřejmě není „pět hvězdiček“, ale ve srovnání s jinými parkovacími místy v kanálu (CAMP-1 a CAMP-2) je nejlepší. K dispozici je stůl a konopná křesla, několik stánků pro stany a můžete zatloukat hluk řeky. V 17-55 náš první běžecký den skončil.

Nepochybnou výhodou parkoviště „Dzhiperskaya“ je přítomnost koupele přímo nad vodopádem. Je pravda, že je mělké, zvláště v sezóně.

A aby koupající se náhodou nesklouzli dolů, je vana oplocena kamennými boky.

K večeři podávali hodgepodge a „amaretto“ :)

Ráno trochu zarostlo. Než jsme se shromáždili, srážky ustaly, ale stany nešlo sušit.

Před odjezdem jsme šli po řece a prozkoumali několik dalších vodopádů. Nejbližší vodopád k parkovišti:

Trochu výše je soutok pramenů Koago. V horním toku pravého zdroje je několik velkých vodopádů, včetně nejvyššího vodopádu Svetin. Ale cesta podél kanálu k nim je iracionální.

Na levém prameni, nedaleko od soutoku, je poměrně velký a snadno přístupný vodopád. Nikdy jsem na levý zdroj nevylezl výše a teď na to není čas.

V 9–10 se loučíme s parkovištěm, skáčeme přes řeku a stoupáme na ostruhu, která běží rovnoběžně s levým zdrojem Koago.

Vcházíme do zatažené oblohy. Začíná mírně mrholit. Vineme se bez cesty habrovo-dubovým lesem.

Ve výšce asi 600 m se plánuje zploštění - na umístění pionýrského tábora bude stačit rovnoměrné místo :) Habr -dubový les nahrazuje bukový les.

Buky v mlze vyvolávají myšlenky na „Sleepy Hollow“ :)

Není to odsud daleko ke starému portage, asi 40 metrů svisle. Začínáme stoupat.

V 10-15 opouštíme portage ve výšce 634 m a pohybujeme se po něm doleva. Po 15 minutách chůze se portage protíná s potokem. Chvíli odpočíváme, přesto, že shora mrholí.

Obecně jsme už trochu mokří :)

Portage za potokem je vyplavený a zarostlý, ale uhodnutý. Kráčíme po něm asi 40 minut a z oblohy mrholí, občas napadne i sníh ...

V určitém okamžiku začínají vidlice, ignorujeme méně „srolované“ větve, ale brzy naše silnice končí a vbíhá do suché postele. GPS říká, že ho můžete sledovat k vodopádu Svetin shora. Půjdeme ale jinou cestou.

Zkoumáme lovecký „úkryt“, poté se po kurzu přibližujeme vpravo ke svahu a obcházíme jej, vyjíždíme na dobrou silnici. Za 10 minut jsme na křižovatce se silnicí Tkhab - Otrez (bod RAZV -2). Přesouváme se směrem k Otrezu k místu, kde je logické zahájit sestup k vodopádu (bod 2 SVETIN). Déšť prostě ustal. Házíme batohy a stoupáme po svahu.

5 minut klesání - přejdeme zarostlou silnici. V roce 2013 jsme po něm šlapali, nyní je silně zarostlý.
10 minut sestupu - a už vidíme vodopád, ale ne úplně na dno. Chtěl bych vidět víc. A svah je strmější. Tanya se rozhodne, že už dolů nepůjde, v botách to není moc pohodlné. A my s Vasilijem lezeme dolů.

Zdá se, že je vidět celý vodopád, ale větve překážejí. Rozhodli jsme se jít dolů do kanálu.

Při sestupu do kanálu je hlavní věcí nepropásnout a nespadnout pod vodopády Irina, je obtížné jej obejít. Vodopád Irin je nyní pod námi, což znamená, že se musíme vydat doleva.

A na protějším svahu můžete vidět kaskádu vodopádů, které se říká „vodopád Gelendžik“. Celková výška kaskády je asi 100 m.

Zdá se, že vodopád je na prahu.

Visícími na tenkých větvích se dostáváme ke třem stromům rostoucím poblíž. Vlevo od nich následuje jednoduchý sjezd k řece po skalnatém zemitém svahu talusu.

Dostáváme se k linii vodního pádu vodopádu Irina. On, stejně jako Svetin, byl pojmenován místním etnografem Kosolapovem na počest jeho nejbližších lidí :)

Nyní dosáhnout velkého vodopádu je hračka. Z tohoto důvodu je logické přesunout se na levý břeh.

Pravděpodobně nyní není největší množství vody, které může být, ale vodopád Svetin vypadá velkolepě.

Spadlý strom mi nějak připomínal stativ z "Války světů" :)

Měřím výšku na úpatí vodopádu - 558 m.

Poté stoupáme k linii vodního pádu a opět změříme výšku - 585 m. Ukazuje se, že výška vodopádu je 27 m (i když se věří, že je to 22 m).

Proti proudu je vidět další vodopád. Ale jestli je ještě něco dál, nekontrolovali jsme, protože jsme si uvědomili, že Tanya, která na nás čekala nahoře, teď mrzne, zatímco se tady potíme.

Po kamenité suché posteli je vhodné vylézt nahoru. Netáhne se až na samý vrchol, ale nejstrmější část svahu vám umožňuje zdolávat kameny jako schody. Je to jednodušší než na trávě a na zemi.

Vracíme se do Tanyi, sbíráme batohy a jdeme po silnici kolem Cutu. Ve 14-00 zastavujeme na oběd u potoka (RODNIK-2) a po 2,5 hodinovém osvěžení se dostáváme k Mikhailovskému průsmyku.

Z parkoviště na soutoku levého a pravého pramene řeky. Keltor (vlevo - stream s
led. V. Kultor, vpravo - potok z cirkusové dráhy. Turisté Tatarstánu, Novokarakolsky) jdeme na jeho pravý břeh (podél kamenů, šířka asi 5 m) a ocitáme se tak na pravém břehu řeky. Cultor. Přechod trval 5 minut. Začínáme sestup údolím řeky. Cultor. Jdeme na SZ po stezce, po ložiskách morény (velký talus) po pravém břehu řeky. Stezka je označena prohlídkami. Téměř okamžitě začíná prudký pokles nadmořské výšky (strmost je asi 150, lokálně - až 300). Za 40 minut se dostáváme na konec morénových nánosů a vyjíždíme na malou travnatou plochu na pravém břehu řeky, ze které za 15 minut sjíždíme prudkým (až 350) travnatým svahem (podél cesty) na soutok řeky. Cultor a Cultor Zap. (levý přítok řeky Kultor z cirkusové dráhy Epyura, Ontor). Pokračujeme v sestupu po stezce po travnatém pravém břehu řeky se samostatnými výchozy velkého talusu. Cultor (Foto 100)... Bezprostředně po soutoku tvoří údolí schod (až 250), poté se jeho sklon snižuje na 50, navzdory hojným bažinatým oblastem na tomto úseku cesty snadno najdete parkovací místo. Za 50 minut po soutoku vyjíždíme k široké záplavě řeky, míjíme ji 20 minut a za dalších 15 minut vyjdeme k ústí potoka - pravému přítoku řeky. Cultor. Přejdeme ji po kamenech (asi 3 m široké), přesně jako další pravý přítok, který se vlévá do řeky o 100 m níže (15 minut věnujeme překročení 2 potoků a přesunu z jednoho do druhého). Po soutoku druhého proudu se mění charakter pravého břehu řeky - začíná velký talusový tlak (strmost svahu k řece je až 300, délka 500-700 m), míjíme ji , po cestě (je označena koly) za 40 minut vstupujeme do lesní zóny. Poté sejdeme dolů údolím řeky. Kultor po dobré cestě lesem na pravém břehu řeky, pravidelně narazíme na dobrá parkovací místa. Údolí se postupně stáčí k západu. Za 50 minut pohybu přicházíme k dobrému mostu přes řeku. Kultor, asi 1 km nad jeho soutokem s řekou. Ontor. Přejdeme most na levý břeh řeky. Cultor. Pokračujeme sestupem k soutoku řek Kultor a Ontor po stezce. Stezka nejprve stoupá dostatečně vysoko po levé straně údolí řeky. Kultor, mírně odřezávající konec ostrohy rozdělující údolí řek. Kultor a Ontor, poté prudce klesá k soutoku řek (travnatý zalesněný svah se strmostí až 350). 40 minut od mostu sjíždíme dolů k řece. Ontor, mírně nad soutokem s r. Cultor. Míjíme na levý břeh řeky. Ontor přes dobrý most a ocitáme se na dobré polní cestě. Sjíždíme údolím řeky. Ontor (po soutoku s řekou Kultor se mu říká údolí řeky Karakol) podél jeho levého břehu (Foto 101)... Jdeme po polní cestě do loděnice a za 30 minut jedeme do alpského tábora „Karakol“ (Foto 102)... Stojíme na parkovišti v kempu, parkování je placené, ale ceny jsou rozumné (10 somů za stan za noc).

Činnost toků kanálů spočívá v erozi zemského povrchu vodním tokem - erozi, přenosu a akumulaci produktů eroze. Aktivita toku je dána především jeho kinetickou energií, popsanou známým vzorcem mv 2/2, kde v tomto případě m je hmotnost vody, v je rychlost proudění. Rychlost proudu zase závisí na sklonu kanálu. Hlavní část energie je vynaložena na přenos nečistot vstupujících do kanálu, jakož i na překonání odporů vyplývajících z turbulence toku a jeho tření o dno a strany kanálu. Přebytek energie je vynakládán na erozi, zaměřenou na erozi vodními proudy zemského povrchu. Pokud energie toku klesá, nastává stav dynamické rovnováhy; další pokles energie, spojený například se zploštěním kanálu, vede k akumulaci přepravovaného materiálu. Vzhledem k tomu, že množství energie vodního toku je v jeho různých částech různé, dochází v různých částech stejného toku současně k erozním a akumulačním procesům. Obecný sklon potoka je směrován od zdroje k ústí. V tomto ohledu v horní části údolí, kde je svah nejvýznamnější, obvykle převládá eroze; ve středním průběhu je nahrazen dynamickou rovnováhou mezi erozí a akumulací; v dolních tocích v obecném případě převažuje akumulace. V procesu eroze se postupně rozvíjí profil říční rovnováhy, který odpovídá dynamické rovnováze v každé části údolí řeky.

Nazývá se povrch, na jehož úrovni proudění vody ztrácí svou sílu a pod kterým nemůže prohloubit své koryto základ eroze... Za hlavní základ eroze obvykle se předpokládá hladina světového oceánu. Kromě toho hlavního vyčnívejte regionální a místní základy eroze... Regionálními základnami eroze jsou hladina moře nebo jezera, do kterého řeka teče, hladina velkých nížin atd. Jakýkoli bod kanálu - vodopády, peřeje, ústí přítoků atd .; tyto základny se neustále mění a určují erozi v oblasti nacházející se proti proudu.

Mezi kanálovými toky se rozlišují:

dočasné toky kanálů,

konstantní průtoky kanálem jsou řeky.

Mezi dočasnými koryty toků se rozlišují dočasné průrvy roklí a dočasné horské toky. Oba typy toků nemají stálý přísun podzemní vody a objevují se periodicky v období dešťů a tajícího sněhu.

Dočasné proudy roklí. Formování roklí začíná formací erozní rýhy- přechodové formy od ploché k lineární erozi povrchu svahů. Brázdy vznikají v důsledku plochého odtoku deště a tající vody na soutoku malých potoků v nejnižších částech svahu. Další eroze v brázdách vede k tvorbě větších forem - rutvin... Výmoly se vyznačují strmými, netravnatými stranami a podélným profilem blízkým svahovému profilu. Vzhledem k největším a nejrychleji rostoucím výmolům v procesu jejich prohlubování a rozšiřování rokle s podélným profilem odlišným od profilu svahu. Dno mladých roklí je nerovnoměrné. S dalším prohlubováním se profil rokle postupně zplošťuje v důsledku vývoje hluboké eroze, zaměřené na přiblížení se úrovni erozní základny. Horní část rokle je strmá římsa, kvůli jejíž erozi se rokle pohybuje po svahu. Tento proces růstu proti proudu se nazývá regresivní nebo zpětná eroze. Tempo růstu strží může být velmi vysoké a může dosáhnout několika metrů za rok; během vývoje vpustí, které komplikují svahy roklí, může vzniknout rozvětvený roklinový systém. Jak se rokle vyvíjí, její zdroj se blíží k povodí a její ústí se blíží k základně eroze, její podélný profil získává konkávní tvar a příčný se stává ve tvaru písmene V se strmými, neprodanými svahy. V podmínkách nepatrné rychlosti prohlubování se rokle rozpíná a mění se v paprsek- erozní forma, charakterizovaná přítomností plochého dna a mírných svahů, fixovaných vegetací.

Proud vody pohybující se po dně roklí a vpustí během dešťů a tání pevných sedimentů nese jemné úlomky. V dolním toku rokle, kde klesá energie toku, roklinové kužely ventilátoru.

Dočasné horské bystřiny. Vznik dočasných horských potoků je spojen s prudkými dešti a intenzivním táním sněhu a ledovců. V horní části horských svahů tvoří soustava sbíhajících se vpustí a vpustí odvodňovací pánev. Dole je drenážní kanál - kanál, po kterém se pohybuje voda. Významný sklon kanálu určuje vysokou energii toku; podél dráhy pohybu zachycuje velké množství odpadků různých velikostí. Saturace úlomků může transformovat proud vody na proud bahna- dočasný ničivý proud přetížený bahnem a kamenným materiálem. V proudu bahenního kamene, který má výrazně vyšší hustotu než voda a vysokou kinetickou energii, se mohou pohybovat i bloky až několik metrů velké. Toky bahna se mohou také tvořit během kolapsu velkých hmot klastického materiálu do horských řek, průlomu ledovcových nebo přehradních jezer.

Na svazích sopek se mohou vytvářet specifické toky bahna nasycené vulkanickým materiálem - lahars... K Laharu dochází, když je horký nebo studený vulkanický materiál (respektive horké a studené lahary) smíchán s kráterovými jezery, řekami, ledovci nebo dešťovou vodou. Vysoký stupeň nasycení jemně rozptýleným popelnatým materiálem určuje vysokou hustotu toku schopnou nést velký blokový materiál.

Při vstupu do podhorské nížiny klesá rychlost toku vody nebo bahna, proudy se rozvětvují a transportovaný materiál se ukládá a tvoří dočasný fanoušek horského potoka ve formě půlkruhu, jehož povrch je nakloněn směrem k podhorské rovině.

Detritální materiál nesený dočasnými koryty kanálů je uložen na základně roklí nebo odtokových kanálů, přičemž tvoří roklinový ventilátor a dočasný horský průtokový ventilátor. Nashromáždění suché nebo subaeriální delty trvalé horské řeky - v oblastech se suchým podnebím některé horské řeky, přetékající na podhorských pláních, vysychají v důsledku odpařování a prosakování do vlastních sedimentů. Nazývají se všechny sedimenty ústních výtoků dočasných kanálových toků a sedimenty subaeriálních delt proluvium... Proluviální ložiska jsou zvláště rozšířená na úpatí hor ve vyprahlém podnebí, kde vytvářejí mohutné kužele a podhůří, které se tvoří na jejich soutoku.

Složení proluviálních ložisek se liší od vrcholu kužele po jeho okraj, od oblázků a štěrku až po písčité a jílovito-bahnité sedimenty v okrajových částech. Směrem k periferii kuželů (jak klesá energie proudění) se velikost částic zmenšuje a zvyšuje se stupeň jejich třídění. Zónování struktury a složení sedimentů (nejtypičtější pro suché delty) umožňuje rozlišit tři facie ve struktuře proluviálních kuželů.

1. Streamování, který vzniká, když tok vstupuje do podhorské nížiny, kde jeho rychlost prudce klesá a v důsledku toho se ukládá ten nejhrubší materiál. Tato facie je charakterizována oblázky, balvany a písčito-jílovým kamenivem (nazývají se takové horniny fanglomeráty).

2. Ventilátor, vzniká, když je jeden tok rozvětvený do několika větví. Proudy zpomalují rychlost, většina z nich vysychá v důsledku prosakování do vlastních sedimentů a odpařování (je třeba poznamenat, že intenzivní odpařování podporuje nejen klima, ale také rozpad toku do ramen, což zvyšuje odpařovací oblast). Po vyschnutí tyto pomalu tekoucí proudy postupně po proudu ukládají písek, písčitou hlínu, hlínu a jíl.

3. Stagnující, vznikající na periferii kuželů vějířů, kde vlivem dočasných povodní (při povodních a povodních) a podzemních vod vznikají mělké dočasné nádrže jezerního typu. Tato facie je charakterizována stříbřitě-jílovitými, často sádrovými a solnými ložisky.

Charakteristickými rysy proluvia jsou:

• lůžkoviny ve formě krytů, přítomnost stop rozsáhlé sítě potoků,
• špatné třídění a zaoblení,
• oxidace,
• vzácnost organických zbytků.

Proluvium facie

V rovinách zahrnuje proluvium sedimenty, které tvoří naplavené kužely velkých roklí a vpustí. Jsou méně silné a jsou složeny z jemněji zrnitého materiálu, hlavně z hlíny se štěrkem a pískem.

Řeky jsou přírodní vodní toky tekoucí v prohlubních, které vyvinuli - kanály.

Erozní aktivita řek

Erozní aktivita řeky se provádí několika různými způsoby:

pomocí sedimentů nesených říčním tokem, které působí na podloží koryta jako abrazivní materiál;

v důsledku rozpouštění ložných hornin (organické kyseliny rozpuštěné ve vodě v tom hrají důležitou roli);

kvůli hydraulickému účinku vody na sypký materiál lože (vymývání volných částic);

dalšími faktory mohou být ničení pobřeží během driftu ledu, teplotní eroze atd.

Eroze říčními úlomky

Erozi lze směřovat k prohloubení dna údolí - dno(nebo hluboký) eroze nebo eroze břehů a expanze údolí - boční eroze... Tyto dva typy eroze spolupracují.

Intenzita hluboké eroze je dána především sklonem kanálu (a podle toho energií toku). S převahou hluboké eroze se vytvářejí hluboké zářezy se strmými břehy a úsekem říčního údolí ve tvaru písmene V, niva se vyvíjí fragmentárně (na ostrovech a malých oblastech poblíž konvexních břehů ohybů). V reliéfu jsou takové oblasti často zastoupeny hlubokými kaňony (na Velkém Kavkaze kaňony v žulách a vápenci na řece Belaya atd.)

Intenzita boční eroze závisí na úhlu náběhu toku k břehu. Tyč je čára spojující body nejvyšších rychlostí na hladině vody. V přímých úsecích je tyč obvykle umístěna blízko středu vodního toku; v takových podmínkách se boční eroze neobjevuje. V navíjecích úsecích se linie odchyluje k jednomu z břehů, což vede ke stlačení toku a jeho „rozběhu“ na tomto břehu, doprovázeného jeho erozí. „Přitlačení“ proudu k břehu způsobí vznik cirkulujícího proudu, jehož spodní větev směřuje na protější břeh. Vzhledem k tomu, že spodní vrstvy jsou nejvíce nasycené klastickým materiálem (včetně těch, které vznikly v důsledku pobřežní eroze), materiál se přesouvá z erodovaného pobřeží na protější, kde se hromadí ve formě břehu řeky. Tvorba mělkého kanálu blízko kanálu vede k ještě většímu zakřivení kanálu a odchylce pruhu směrem k erodovanému pobřeží, což určuje směr boční a hluboké eroze. Nejvyšší míra eroze pobřeží je pozorována tam, kde je proudnice přitlačena k němu. Proti proudu a po proudu dochází k postupné změně zóny velmi silné eroze na silnou, střední, slabou a nakonec pobřeží erozi zastaví a přechází do břehu řeky. Ohýbání kanálu tedy vede k tvorbě zón zrychlení a zpomalení proudu a příčné cirkulace, střídajících se podél pobřeží, směřujících z konkávního do konvexního pobřeží.

Různé podmínky pro interakci toku řeky s břehy řeky (podle RS Chalova):
a - tyč běží uprostřed kanálu, banky nejsou vyplaveny;
b - proud se blíží k pobřeží pod úhlem, což způsobuje stlačení trysek a erozi pobřeží;
na protějším břehu se vytváří akumulační břeh písku
(h je přebytek hladiny vody v blízkosti konkávního pobřeží na průměrné úrovni v této části).

Podle výše popsaného mechanismu se během eroze břehů vytvářejí strmé ohyby údolí řeky - klikatí se... Úzké „přepážky“ mezi meandry v období povodní mohou erodovat, což vede k narovnání koryta řeky a vzniku oxbowských jezer. Stařenka- Jedná se o uzavřený vodní útvar, obvykle podlouhlého klikatého nebo ve tvaru podkovy, vytvořený v důsledku úplného nebo částečného oddělení části řeky od jejího předchozího kanálu. Stařenky mohou nějakou dobu udržovat kontakt s řekou, ale postupně do nich vstupy přivádějí říční usazeniny - mění se ve stará jezera a poté v bažiny nebo vlhké louky.

Model formace Meander

V průběhu meandrujících řek, s poklesem svahu kanálu a meandrováním, mohou vznikat naplavené ostrovy. V širokých oblastech údolí, s relativně přímými obrysy kanálu a nivy, se může vytvořit řada takových ostrovů, což vede k rozvětvení kanálu - jeho rozdělení do několika proudů. Tyto ostrovy se pohybují po proudu, neustále mění tvar.

Rychlost eroze je určena kombinací řady faktorů: energie toku, složení horninového lože, vývoj vegetace, intenzita antropogenního dopadu atd.

Říční eroze často vede k aktivaci dalších exogenních geologických procesů. Intenzivní hluboká eroze tedy vede ke vzniku kaňonů a údolí ve tvaru písmene V se strmými svahy, na kterých se aktivně projevují sesuvné a talusové procesy. Eroze vysokých břehů, složených z těžko erodovatelných hornin, s boční erozí vede k rozvoji sesuvů půdy, talusu a lavin.

Přeprava materiálu řekami se provádí několika způsoby.

Největší částice (oblázky) se pohybují tažením po dně nebo válením; částice písčité dimenze - zasolení.

Přenos písku proudem vody

V zavěšeném stavu se pohybují jemné částice jílovitého a prachového rozměru při průtoku více než 2 cm / s.

Rozpustil se.

Nazývá se veškerý materiál přepravovaný nerozpuštěný pevný odtok... Objem pevného odtoku horských řek je mnohem vyšší než u nížinných řek: horské řeky mohou nést úlomky v množství až 50–60 kg / m 3, zatímco nížinné řeky nepřesahují 0,5–1 kg / m 3.

Materiál nesený tokem řeky prochází mechanickým zpracováním - je válcován - kvůli tření o jiné částice a horniny lože.

Jsou nazývána ložiska trvalých toků kanálů (řeky, potoky) naplaveniny... V různých částech říčního údolí se tvoří naplaveniny. V souladu s tím se rozlišují tři facie: koryto, niva a staré naplaveniny.

Kanál naplaveniny obvykle zastoupeny dobře vypranými a tříděnými písky, štěrky nebo oblázky s charakteristickou šikmou podestýlkou. Jeho síla může dosáhnout prvních desítek metrů, někdy i více.

Dolní horizonty kanálových naplavenin leží na erodovaném povrchu podložního podloží; vyznačují se hrubozrnnějším složením, špatným tříděním a nevýrazným šikmým podestýlkou. Tvorba těchto horizontů odpovídá nejpočátečnějšímu stupni vzniku údolí řeky. Jejich tloušťka je obvykle nízká nebo nejsou vůbec zachovány, protože v počátečním stádiu tvorby údolí, kdy se naplaveniny neustále pohybují, tvoří pouze dočasné nestabilní akumulace, které jsou odplaveny během povodní a vysokých vod.

Nahoře v úseku klesá velikost naplavených částic a zvyšuje se stupeň jejich třídění a objevuje se výrazné šikmé podestýlky. Nejvyšší horizonty, vytvořené v podmínkách blízkých kanálových mělčin, se vyznačují řadou textur - mělké šikmé, šikmo zvlněné, vlnité, což je spojeno s tvorbou vln v proudu v podmínkách mělké vody.

Někdy se mezivrstvy se zvlněním nacházejí i ve střední části naplavenin kanálu - vznikají při oslabení síly proudění (na mělčině).

Strukturální rysy úseku naplavených kanálů jsou také dány vlastnostmi konkrétního toku řeky. Obecně platí, že velké rovinné řeky se vyznačují rozvinutější střední částí kanálových naplavenin a nánosy mělčin v blízkosti kanálu. V sedimentech horských řek je naplavenina hrubší, převládají textury typické pro nejnižší část rovinných naplavenin (což je spojeno s větší energií a turbulencemi toku).

Staré naplaveniny obvykle se vyskytuje ve formě čoček v tloušťce kanálových naplavenin. Ložiska stáří se vyznačují stříbřitě-jílovitým nebo jemným písčitým složením (hlína, písčitá hlína), bohatostí organické hmoty a tenkou horizontální stratifikací (v důsledku sedimentace z klidných vod). Ve spodní části ložisek oxbow mohou existovat jednotlivé příčné postele odpovídající obdobím povodní, kdy oxbow opět začal fungovat jako kanálový kanál.

Lužní naplaveniny leží na vrcholu koryta a koryta. Lužní sedimenty se vytvářejí v období záplav, kdy říční vody přesahující kanál zaplavují údolí řeky. Tvorba lužních naplavenin úzce souvisí s režimem řeky: je dobře vyvinutá v nížinných řekách v oblastech vlhkého mírného podnebí, méně rozvinutá v suchých oblastech a slabě vyjádřená v horských řekách (které nemají rozvinutou nivu) . Tloušťka lužních ložisek obvykle nepřesahuje několik metrů.
Lužní naplaveniny jsou zastoupeny hlinitopísčitými nebo hlinitými nánosy s vodorovnou podestýlkou. V období mezi povodněmi se často vytvářejí mezivrstvy půdy.

Povodňové vody vyvolávají rozvoj sesuvných procesů a erozi břehů. Lužní naplaveniny opírající se o vyplavený strmý břeh proto mohou obsahovat vměstky špatně zaoblených nebo nezaoblených balvanů různých velikostí, které jsou zakopaným talusem a produkty zřícení pobřeží skalního podloží.

Celkově sedimenty toků kanálů - proluvium a naplaveniny - podle klasifikace E.V. Shantzer, forma skupina fluviálního sedimentu.

Procesy eroze a akumulace spolu úzce souvisí a postupují společně. Proto povaha formujících se naplavenin odráží zvláštnosti vývoje říčního údolí, které jsou zase dány režimem vodního toku, povahou pohybů zemské kůry, změnami reliéfu a další faktory. Když se podmínky změní (včetně během vývoje řek), akumulace naplavenin přechází z jedné dynamické fáze do druhé.

Poučná fáze- Toto je fáze převládající eroze, která se projevuje při vzniku nového údolí, a je spojena hlavně se spodní erozí. Institucionální naplaveniny se hromadí v oblastech zploštění nebo rozšíření koryta a také při poklesu vody. Hromadí se a lemuje kanál (často se tomu říká podšívka- pochází výraz „poučný“ lat. instratus - rozházený, vyhozený). Naplaveniny této fáze jsou reprezentovány hrubým balvanitým oblázkovým a oblázkovým materiálem, vyznačují se špatným tříděním a nízkou tloušťkou.

Perstruktivní fáze- fáze dynamické rovnováhy mezi procesy eroze a akumulace. Projevuje se to v řekách s podélným profilem blízkým rovnovážnému profilu - v tomto případě se spodní eroze projevuje špatně a kanál se po dlouhou dobu potuluje prakticky na stejné úrovni, produkuje boční erozi a vytváří ploché dno údolí. Současně se naplaveniny ukládají na části dna údolí ponechané kanálem a jejich následné, někdy mnohonásobné promývání a opětovné ukládání během tvorby a odumírání meandrů, postranních ramen atd. Tato fáze obvykle nahrazuje instruktivní fázi. Pertrakční naplaveniny se vyznačují normální tloušťkou a dvoudílnou strukturou - spodní horizont je složen z kanálových naplavenin s čočkami starých naplavenin, horní horizont představují lužní naplaveniny.

Konstruktivní fáze- fáze převažující akumulace. Naplaveniny této fáze se vytvářejí za podmínek aktivního poklesu zemské kůry nebo zvýšeného přísunu klastického materiálu (se změnou klimatu atd.). Se zesíleným zaplněním údolí přechází koryto řeky ve srovnání s korytem nivných vrstev na stále vyšší úrovně. Starší naplavená ložiska jsou pohřbena pod novými na nich překrytými ložisky ( podlaha naplaveniny). Konstruktivní naplaveniny se vyznačují zvýšenou tloušťkou, vícenásobným střídáním v úseku sedimentů kanálů, ramen a lužních řek, tj. balíčky postavené podle typu pertraktivních naplavenin.

Je třeba zdůraznit, že uvažované dynamické fáze se mohou opakovaně navzájem nahrazovat jak v údolí řeky v důsledku měnících se hydrodynamických podmínek, tak v průběhu vývoje údolí.

Pro klasifikaci údolí se používá tvar jejího průřezu, šířka dna, strmost boků a charakter říčních sedimentů. Na základě těchto znaků se rozlišují následující morfologické typy říčních údolí.

1. Trojúhelníková údolí (ve tvaru písmene V). Při formování údolí ve tvaru písmene V se energie proudění vynakládá pouze na jejich prohlubování - dominuje hluboká eroze. Charakteristické je úzké dno a rovné strmé (obvykle více než 20 o) svahy složené z podloží. Údolí jsou většinou symetrická, méně často asymetrická - jeden svah je mírný, někdy na jeho základně dochází k akumulaci naplavenin. Údolí se vyznačují výrazným sklonem, podélný profil je nerozvinutý a stupňovitý. Niva je nezastavěná. Alluvium tvoří dočasné akumulace, vyznačuje se extrémně nízkou kulatostí a špatným tříděním. Aktivní projev svahových procesů vede k akumulaci nezaobleného detritálního materiálu pocházejícího ze svahů na dně údolí. Voda vytéká do sypkého materiálu nebo ve formě proudů.

2. Parabolická (ve tvaru U) údolí. Vytvořeno kombinací spodních a bočních erozních procesů. Charakteristické jsou dlouhé svahy se strmostí 10–25 o a dnem o šířce 100–200 m. Taková údolí obvykle produkují mohutné proudy se střídavými stupni incize a akumulace. Stejně jako v údolích ve tvaru V hrají spolu s naplaveninami významnou roli svahové akumulace.

3. Trapézová údolí. Mají poměrně mírné svahy (10-20 o), šířka se pohybuje od 200 m do 3 km a více. Charakteristická je zvýšená tloušťka naplavenin a přítomnost komplexu teras. Byly vytvořeny za podmínek střídajících se epoch prohlubování a rozšiřování dna s epochami vyplňování údolí silnými vrstvami naplavených sedimentů.

4. Drážkovaná údolí. Mají široké dno (několik km), které se plynule mění na akumulační terasy. Charakteristická je vysoká tloušťka naplavenin. V historii vývoje údolí se epochy řezů a akumulace opakovaně měnily (přičemž převažovala doba posledního).

5. Planimorfní údolí.Široká údolí s rozvinutou nivou (široká mnoho stovek metrů - kilometrů) a velmi mírnými stráněmi. Koryto velkých řek v takových údolích je často rozděleno do mnoha větví. Tloušťka naplavenin je mnoho desítek - stovek metrů. V současné fázi vývoje jsou taková údolí ve stádiu akumulace.

Když vezmeme v úvahu dynamické fáze naplavenin a rysy morfologie říčních údolí, je snadné vidět, že každá řeka během své existence prochází řadou fází, které lze konvenčně nazvat mládí, dospělost a stáří.

Ve stádiu vzniku v řece převládá spodní eroze, která vede k rozvoji údolí ve tvaru písmene V a vzniku hrubých, špatně tříděných institutivních naplavenin. Podélný profil údolí řeky je v této fázi v horním toku strmý, plný nerovností a kapek. Jak se údolí vyvíjí, je boční eroze stále důležitější a dává údolí tvar písmene U.

Ve stadiu zralosti se podélný profil řeky srovná, má tendenci se přibližovat k eroznímu základu, a v důsledku meandrování dochází ke zvýšení laterální eroze. Vlivem meandru se údolí rozšiřuje, tvoří se niva, úsek údolí získává lichoběžníkový tvar. Proces akumulace naplavenin aktivně pokračuje, často se střídá s obdobími prohlubování a rozšiřování údolí.

Ve stadiu stáří se údolí ještě více rozšiřuje. Podélný profil se blíží rovnovážnému profilu, což vede ke snížení tokové energie - řeka nemůže nést velké množství suti, což vede k její sedimentaci, která způsobuje zanášení kanálu. Akumulační procesy jsou aktivní - vytvářejí se všechny naplavené facie. V důsledku toho je kanál naplněn sedimenty, řeka postupně zpomaluje tok a zarůstá.

Popsaná stadia vývoje údolí řeky zpravidla netvoří lineární posloupnost, ale jsou v různých fázích přerušena procesy omlazení řeky. Omlazení řeky může být způsobeno tektonickými pohyby zemské kůry, změnou základu eroze (snížením hladiny nádrže, do které řeka protéká atd.), Klimatickými změnami (zvýšení spotřeby vody a energie toku) ), antropogenní dopad (vypouštění nádrží atd.) a vede ke změně podélného profilu údolí řeky. Když se změní, toková energie se zvýší, což vede k zesílení spodní eroze, zaměřené na vývoj nového profilu. To znamená, že řeka začíná údolí opět prohlubovat, poté, když se blíží k rovnovážnému profilu, začnou dominovat procesy laterální eroze, vytvoří se niva, tj. řeka znovu prochází svým vývojovým cyklem. A tento proces lze mnohokrát opakovat.

Přítomnost fází omlazení se odráží ve vzdělávání říční terasy- stupňovité římsy po stranách údolí řeky. Ve struktuře teras existují plošina- vyrovnaný povrch terasy, zadní šev- místo spojení místa s horní terasou nebo hlavním svahem, svah terasy a obrubník- spojení nástupiště a svahu terasy.

Schéma rozvoje říční terasy

Ke vzniku teras ve stejném údolí řeky může docházet opakovaně, což vede k vytvoření žebříku teras nad nivou, tyčícího se nad sebou v okraji údolí (nutno dodat, že terasy nejsou vždy jasně vyjádřené v reliéfu a jejich identifikace vyžaduje speciální geomorfologické studie). Nejvyšší terasa je nejstarší, nejnižší je nejmladší (první nad lužní terasou - terasám jsou přiřazena čísla podle jejich umístění zdola nahoru). Výška terasy se nazývá přebytek jejího povrchu nad hladinou nízké vody v řece.

Mezi říčními terasami se rozlišují erozní, erozně-akumulační a akumulační.

Erozní terasy(nebo sochařské terasy, erozní terasy) - terasy zpracované tokem řeky v podloží. Nejtypičtější jsou pro horské řeky, kde se aktivně projevují tektonické pohyby, vedoucí k častým změnám podélného profilu řeky.

Akumulační eroze(nebo suterén) - terasy, jejichž spodní část je složena z podloží (suterén), a horní - naplavená ložiska.

Akumulační terasy- stopy zcela pokryté naplavenými sedimenty. Akumulační terasy jsou rozšířené jak v nízko položených plošinových pláních, tak v mezihorských a podhorských žlabech. Jsou charakteristické pro rýhovaná a planimorfní údolí, charakterizovaná výraznými tloušťkami naplavenin.

V ústí řeky tok dosahuje úrovně základny eroze, ztrácí energii a ukládá přepravovaný materiál. Specifičnost sedimentace a strukturní rysy v ústí části je dána kombinací řady faktorů, z nichž nejdůležitější jsou: množství materiálu vyneseného řekou, tok vody v řece a jeho změna v čase, dynamika mořských vod a povaha tektonických pohybů.

Delty, ústí a ústí jsou typickými formami ústí řek.

Delty Jsou to nížiny v dolních tocích řek, složené říčními sedimenty, protnuté sítí ramen a kanálů. Název „delta“ pochází z velkého písmena delty řecké abecedy podle podobnosti, s jakou byl dávn ve starověku trojúhelníkové deltě řeky. Nil. Delty jsou v zásadě naplavené kužely. V ústí řeky tok řeky „vykládá“ přepravovaný materiál (částečně v blízkosti ústí řeky, částečně v pobřežní části moře). Postupně je ústní část naplněna sedimenty, blokujícími dráhu toku vody. V důsledku toho se vytvářejí nové kanály (nazývané kanály a větve), které se vyplavují v dříve přiváděných sedimentech. Poté se v části blízko větve každé větve znovu hromadí materiál a proces se opakuje, což určuje postupný postup delty do moře. V tomto případě jsou jednotlivé kanály odděleny, přeměněny na jezera a poté naplněny nebo zaplaveny.

Kromě aluviálních sedimentů v deltách jsou široce rozvinuty mořské sedimenty (vytvořené v podvodní části delty, když jsou oblasti delt zaplaveny prudkými vodami atd.), Liparské (vznikají při zahlcení sedimentů), lakustrinní a bažinaté sedimenty. Delty jsou tedy komplexní dynamické systémy vytvořené pod vlivem různých geologických procesů.

Příznivé podmínky pro rychlý růst delty jsou: hojnost říčních sedimentů, tektonické pozvednutí pobřežní oblasti, snížení hladiny nádrže, poloha ústí na vrcholu zálivu nebo v laguně (zablokované delty), stejně jako mělkost pánve, do které řeka ústí. Tvorbě delty brání silné přílivové a rázové proudy a pobřežní proudy, jakož i tektonický pokles pobřežní zóny (jejíž rychlost je vyšší než rychlost akumulace sedimentů) a rychlý vzestup hladiny nádrže. .

Moderní delty zabírají asi 9% celkové délky pobřeží Světového oceánu a každoročně akumulují 18,5 miliardy tun drobivých produktů, což je 67% všech suchozemských sedimentů vstupujících do Světového oceánu.

Řeky Volga, Don, Lena, Mississippi, Ganga a mnoho dalších vytvořily delty; delta Amazonky dosahuje obrovských velikostí (asi 100 000 km 2, což je více než 5násobek rozlohy delty Volhy).

Ústí řek (z lat. estuárium - zatopené ústí) jsou nálevkovité zátoky vyčnívající do ústí řeky. Faktory určující vznik ústí řek jsou: odstranění usazenin uložených řekou mořskými proudy nebo přílivovými vlnami, velká hloubka moře, rychlý pokles pobřežní zóny; v takových případech ani při velkém přenosu sedimentů nedochází k jejich usazování v ústí.

Řeky Jenisej, Ob, Seina, Temže a mnoho dalších mají ústí ve formě ústí.

Limanami (z řečtiny. limen - přístav, záliv) jsou ústí řek zaplavená vodami přílivových moří. Vznik ústí řek je spojen se zaplavováním údolí nížinných řek a vpustí mořem v důsledku ponoření pobřežních částí pevniny. Ústí obvykle mají meandrující obrysy a nízké břehy, což je spojeno s dědičností reliéfu a absencí významné pobřežní aktivity moře. Ústí řek jsou otevřená směrem k moři (rty) a uzavřená, zcela oddělená od moře šikmo nebo s ním spojená prostřednictvím úzké úžiny (girla).

V ústí řek se obvykle ukládají jemnozrnné písky, bahna a jíly a často také organické látky, které vedou k ložiskům ropných břidlic, uhlí a ropy. S malým přílivem sladké vody z pevniny a suchým podnebím se vody ústí stanou velmi slanými a ukládají se v nich soli nebo se hromadí nánosy bahna obsahující sůl - bahno.

Ústí řek jsou dobře vyjádřena v pobřežních částech Černého a Azovského moře.