О. Керівник ндр канд геогр наук, доцент кафедри фізичної географії та геології Казаков В. Л. 1999 Кривий Ріг Рукопис закінчено 10 грудня 1999 р
| Вид материала | Документы |
- Програма навчального курсу, 175.42kb.
- Програма навчального курсу, 358.46kb.
- Програма навчального курсу, 636.35kb.
- Програма навчального курсу методологія, 216.39kb.
- Програма навчального курсу геоекологія, 195.11kb.
- Програма навчального курсу історія І методологія, 195.38kb.
- Програма навчального курсу Туристичні ресурси України, 199.78kb.
- Програма навчального курсу екологічна польова практика, 346.92kb.
- Кривий Ріг 2011 Укладач : Пархоменко Р. О., ст викладач Рецензент: Сінолиций А. П.,, 304.62kb.
- Робоча програма затверджена на засіданні кафедри екологічної та інженерної геології, 289.11kb.
Масштаб
1:6400
мовні позначення:
д – грунтова дорога;
с – схили балки;
п – плакорні ділянки слабконахилені вододільного плато;
лс – лісонасадження
Рис. 6. Функціонально-геоморфологічна карта сучасних екзогенних процесів в межах дослідного полігону в балці Кобильній (легенда до карти надається в тексті). Автор – Казаков В.Л.
ЕКЗОГЕННІ ГЕОМОРФОЛОГІЧНІ ПРОЦЕСИ, ФОРМА ЇХ ПРОЯВЛЕННЯ ТА ЗОБРАЖЕННЯ НА КАРТІ (пояснення до рис. 6)
І. Флювіальні процеси, що пов’язані з дією поверхневих вод.
1. Ерозійні процеси та форми:
- глибинна (донна) ерозія постійних водотоків;
- бокова (підмивання) руслова ерозія постійних водотоків;
- руслова ерозія тимчасових водотоків (у ярах, ерозійних борознах і рівчаках);
- площинний змив і його напрям;
- конуси виносу твердого матеріалу;
- ерозійні уступи, обриви, цирки;
2. Акумулятивні процеси:
- намивання грунтів (місця накопичення змитого матеріалу);
- акумуляція балочного та річкового алювію.
ІІ. Гравітаційні процеси та форми рельєфу.
1. Зсувні процеси:
- зсуви водно-ерозійного походження;
2. Обвально-осипні процеси та форми:
- обвали та осипання глин і суглинків;
- обвали вапняків, мергелів, пісковиків, глинистих сланців та інших осадових порід;
- осипання кристалічних порід, вапняків, мергелів, пісковиків, глинистих сланців тощо;
- обвально-осипні конуси виносу;
- денудаційні уступи (обриви, відслонення корінних порід);
балки Кобильної плейстоценові балочні тераси розвинуті фрагментарно, відсутні в місцях розмину сучасною ерозійною сіткою та виходах корінних вапняків понтійського віку.
Територія півдня Широківського району, де знаходиться балка Кобильна, розташована на північному борту Причорноморської тектонічної западини, якій притаманне повільне опускання. Це, скоріше, і є причиною періодичного зниження базису ерозії балки, що знайшло своє відображення у будові бокових балок нижньої частини балки Кобильної. Тут прослідковані молоді донні яри (додаток 3) та по 1-2 балочні тераси голоценового віку. Генезис цих терас пов’язується з заглибленням днища балок донними ярами, внаслідок опускання базису ерозії та посилення водної глибинної ерозії лінійного характеру.
На днищі б.Кобильної присутні також промоїни, з обривистими схилами, в місцях підмиву делювіальних відкладів. Ці форми рельєфу сформовані тимчасовими водотоками в середині і верхній ділянках балки. В нижній частині б.Кобильна є короткий (7 км) постійний струмок, який сформував русло, а місцями в нижній частині балки простежуються реліктові русла (по типу стариць).
Схили балки різної крутизни (від крутих і обривистих до слабкопохилених) та морфології (прямі, хвилясті, сходинчасті, випуклі). В місцях врізання балок в субгоризонтально залягаючі понтійські породи неогену, схили мають досить різкий початок, бровка чітка. Там, де балки розвинуті в пухкому субстраті (плейстоценові алювіальні піски балочних терас та четвертинні лесовидні суглинки) перехід від схилу вододілу до балочного схилу досить поступовий, а іноді ледь помітний. Схили балок ускладнені боковими ярами (додаток 4), рівчаками, борознами, ерозійними улоговинами, ерозійними потяжинами, лощинами. Кожен боковий яр і рівчак характеризується вершинним обривом та ерозійною улоговиною, а бокові балки – лощиною.
У верхів’ях балки мають V-подібний поперечний профіль, подібну форму мають яри та рівчаки (додаток 3-6). Ерозійні улоговини та потяжини відрізняються, відповідно – від рівчаків і борозн більш похилими та задернованими схилами, меншою глибиною. Сформувалися в результаті уповільнення глибинної ерозії при одночасному посиленні площинної схилової ерозії, що призвело до виположення схилів.
Фото. 1. Геоморфологічний вигляд балки Кобильної. Фото – Казакова В.Л. (1999 рік).
Фото 2. Долина р. Інгулець в районі с. Заградівки та с. Ганнівки. Фото – Казакова В.Л. (1999 рік).
На переважній своїй довжині, завдяки порівняно давньому закладенню, балки характеризуються у поперечному перерізі скринеподібною і терасованою формою – з чітко визначеним днищем, корінними та акумулятивними схилами. На дні протікає постійний або тимчасові водотоки. При виході в долину р. Інгулець балка Кобильна врізалася в акумулятивні тераси та заплаву ріки, подекуди розмивши річкові відклади.
У межах досліджуваної ділянки річкова долина Інгульця має скринеподібну форму (рис. 7). Ширина річкової долини становить 1,8-2,2 км. У своїй будові вона складається з 4-х надзаплавних терас, одна з яких (ІV) – ерозійна, інші – акумулятивні (легенда до рис. 5). На ділянках річкової долини, де Інгулець підмиває береги (нижня частина с. Шестерні і с. Заградівки, ділянка нижче гирла балки Кобильної), як з лівого, так і з правого боків, акумулятивні тераси відсутні. В цих місцях долина звужується, замість акумулятивних терас розвинуті ерозійні тераси та відслонення понтійських вапняків. Кількість таких ерозійних терас дорівнює кількості акумулятивних, з якими вони співпадають гіпсометрично та генетично, лише відрізняючись набагато меншими розмірами.
Заплава Інгульця представлена в основному високою, низька розвинута фрагментарно і являє собою вузькі прируслові смуги. Ширина заплави в середньому становить 0,5 км. До зарегулювання річковго стоку Інгульця висока заплава періодично затоплювалася, так як за даними Натарова В.Д. [53], максимальні підйоми води в річці під час повіді становили 8 м. На високій заплаві спостерігаються залишки старичних западин. Перехід від низької заплави до високої різкий і чіткий.
Карст і карстовий рельєф. Географічне положення досліджуваної територїї балки Кобильної - у межах південного макросхилу Українського кристалічного щиту, що поступово занурюється під товщу кайнозоських осадових відкладів, зумовило всі необхідні умови для розвитку карсту.
1. Наявність геологічних порід, що карстуються. У балці четвертинні лесовидні суглинки покривають товщу переважно карбонатних порід неогоену, які на схилах балки відслонюються або перекриті елювієм та дерново-степовими грунтами. В межах балки простежуються відклади понтійського віку - вапняк-черепашник, оолитові вапняки, вапняки мергелисті із прошарками глин та пісків. Понтійські породи підстелюються сарматськими утвореннями, серед яких на поверхню в районі балки (нижня частина) виходять лише верхньосарматські відклади - вапняки, піски. У пригирловій ділянці балки з’являються середньосарматські (вапняки і піски) та меотичні породи (вапняки, мергелі, глини).
Як показали польові дослідження, карстопрояв у балці Кобильній приурочений до шару вапнякових порід понтійського ярусу - самого ближчого до земної поверхні. Про це свідчать поверхневі та підземні форми карстового рельєфу. Напевно, карстові процеси протікають і в обводнених
Рис. 7. Поперечний геоморфологічний профіль через річкову долину Інгульця в районі с. Заградівки. Автор – Шипунова В.О.
шарах верхнього сармату, але підтвержуючих це фактів поки що не виявлено.
2. Потужність карбонатної товщі. В цілому шар вапнякових порід балки незначний. Загальна потужність понтійських карбонатних порід становить від 2-5 до 10-15 м, верхньосарматських - порядка від 5-10 до 20-25 м. Тому, карстові процеси можна оцінити як слабкоінтенсивні та такі, які мають локальний ділянковий характер поверхневого прояву. Цей висновок грунтується на якісних геоморфологічних показниках карстових лійок - їх мала глибина та лінійні розміри.
3. Струкрура карбонатних порід. На розвиток крсту у досліджуваній ділянці негативно впливає часте чергування вапнякових товщ та піщано-глинистих. Однак, як показують польові спостереження, не дивлячись на те, що черепашники повільніше і менше карстуються ніж дрібнозернисті вапняки, карстопрояв у балці Кобильній пов’язаний саме з ними.
4. Тріщінуватість вапнякових порід. У понтійських породах має місце, що підтвержується наочним їх обстеженням в місцях відслонень і печері та певним лінійним простяганням карстових лійок на поверхні балочного схлилу. Переважають тріщіни напластування, але має місце і порушення упоперек геологічних шарів. Розвиткові тріщин у вапнякових породах сприяє і морфологія пластів, які мають тонко- та середньоплитчату структуру.
5. Характер рельєфу. Розвиткові карсту в балці також сприяє загальний рівнинний характер рельєфу Причорноморської низовини. Балку оточують широкі й пласкі вододільні плато та їх дуже похилі схили (крутизна 1-3°). Сама балка широка - середня ширина у нижній частині складає 200-250м і більше, до верхів’їв зменшується. Схили балки похилі (3-5°), слабкопокаті (5-10°) та покаті - до 15°, лише місцями їх крутизна сягає 20° і більше. В місцях відслонення вапнякових порід розвиваються обривисті схили. Ділянки поверхневого карстопрояву приурочені до дуже похилих схилів, на яких карст розвивається швидше ніж на крутих схилах і є більш різноманітним за формами рельєфу.
6. Гідрогеологічні умови району балки Кобильної. Наявність циркулюючих підземних вод у вапнякових горизонтах є одним із найважливіших умов розвитку карсту. На досліджуваній території підземні води досить чітко простежуються по схилах балки, бо розвантажуються в неї кількома джерелами. За данними попередніх геологічних робіт в районі розповсюджені кілька горизонтів підземних вод, серед яких для карстових процесів найважливішими є три - четвертинний у лесовидних суглинках (дренується балкою у верхів’ях), понтійський і верхньосарматський. Понтійський дренується у середній і нижній частині.
Із понтійським горизонтом підземних вод пов’язане походження і розвиток печери у середній частині балки. Поверхневий карст балки в цілому слід вважати реліктовим - старі задерновані воронки, з деревною або чагарниковою рослинністю. Але за останні 3-4 роки спостерігалося утворення кількох нових провальних карстових воронок, в середній частині (де знаходиться печера) та нижній. Можна говорити про активізацію карстових процесів. Причиною тому скоріше є дія антропного чинника. Так, у середній частині балки активізація карсту обумовлена обводненістю понтійського горизонту підземних вод внаслідок зрошення земель вододільних і схилових урочищ. У нижній частині активізація пов’язана також із обводненістю понтійського горизонту, але за рахунок підтоплення геологічних відкладів цього віку водами ставка.
Отже, польові дослідження довели, що для виникнення та розвитку карсту на території півдня Кривбасу є всі умови, але чомусь до останнього часу цій темі при географічних та геологічних дослідженнях приділялося мало уваги або зовсім карст цього району не помічався. Карст виник тут не вчора, він розвивається і зараз.
У травні-червні 1997 року були знайдені 7 ділянок поверхневого та підземного карстопрояву, в липні 1998 року віднайдена ще одна ділянка і розпочате вивчення печери Кобильної (додаток 7-13). Наводимо результати двох польових сезонів вивчення карсту балки Кобильної.
Карстові ділянки тяжіють до правого схилу балки, на лівому встановлена лише одна невелика карстова воронка (рис. 8). Карстові місцевості відокремлені одна від одної, вони різні за розмірами. Загальна площа поверхневого карстопрояву близько 50 тис. м² (0,05 км²). Карстові ділянки тяжіють до нижньої частини балки, де нею розкриті вапняки неогенового віку, які місцями - у ярах і крутосхилах відслонюються. Необхідно відмітити той факт, що ділянки поверхневого карсту балки Кобильної є єдиними в Дніпропетровській області. Це свідчить про унікальність цього явища природи для Придніпровського регіону.
Основною передумовою розвитку карсту в районі балки є наявність понтійських вапнякових відкладів, до яких приурочена печера та поверхневі карстові форми рельєфу. В нижній частині балки на схилах більш молоді утворення (суглинки, алювіальні піски плейстоценових балочних терас) розмиті, вапняки місцями виходить на поверхню або перекриті елювієм та дерново-степовими грунтами, або на вапняки намиті делювіальні суглинки. В районі розвитку печери вапняки покриті шаром алювіальних пісків потужністю до 2,5-3,0 м. Таким чином, можна говорити про те, що в балці Кобильній за ступенем задернованості розвинуті два типи карсту - покритий (сама нижня ділянка, де вапняки покриті делювіальними суглинками та район печери) і задернований (всі інші ділянки, на яких вапняки покриті їхнім же елювієм і дерново-степовими грунтами).
За літологічними ознаками карст балки цілком слід віднести до карбонатного, так як розвинутий в неогенових вапняках. За відношенням до денної поверхні в балці присутній як поверхневий, так і підземний карст рівнинного типу.
За морфометричним показником карст віднесений до низовинного типу. За кліматичними умовами карст відноситься до карсту помірного кліматичного пояса. За ознаками активності сучасних карстових процесів
У
мовні позначення:
● - ділянки поверхневого карстопрояву;
- місце розташування печери Кобильної
1км
Рис. 8. Розташування карстових ділянок балки Кобильної. Автор – Казаков В.Л. (1998 р.).
розріз
план
- вапняки
- піски
- грунт
- обвальні маси
- порожнина
Рис. 9. План і розріз печери Кобильної. Автори – Казаков В.Л., Шипунова В.О. (1999 р.).
досліджений карст балки охорактеризований як активний, тому що відбувається вище днища балки, як місцевого базиса ерозії.
За еволюційними ознаками карст балки Кобильної ідентифікований як зрілий і сучасний.
Нижче понтійських закарстованих вапняків в районі балки залягають меотичні (вапняки, мергелі, глини), верхньо- та середньо- сарматські породи (вапняки, піски). Напевно, карстові процеси протікають і в обводнених шарах верхнього сармату, але фактів, які б це підтверджували, поки що не виявлено.
На формування карсту в балці впливає й потужність карбонатної товщі, яка незначна – в середньому 8-10 м, але виявляється цілком достатньою для розвитку карстових процесів. Помічена також тріщинуватість понтійських вапняків, що підтверджується наочним їх обстеженням і лінійним розміщенням деяких карстових воронок на поверхні балочних схилів. Переважають тріщини напластування, проте мають і порушення упоперек шарів порід. Розвиткові тріщин у вапняках сприяє й морфологія пластів, які характеризуються тонко- та середньоплитчатою структурою. Наявність ділянок поверхневого карсту свідчить про локальні зони з підвищеною тріщинуватістю і посиленим вертикальним водообміном. Такі ділянки мають значну густоту закарстування - до 30 воронок на 100 м².
Карст балки Кобильної активним назвати не можна, скоріше він відповідає зрілій стадії. Карстові воронки задерновані, на їх днищі ростуть дерева та кущі віком до 30-40 років. Винятком слугують три свіжі провальні воронки, поява яких пов'язується з антропогенним фактором - інтенсивним зрошенням земель і створенням ставку, що призвело до обводнення понтійського водоносного горизонту і активізації карстових процесів.
Серед форм карстового рельєфу розвинуті - карстові воронки, сліпі яри, понори, карстові улоговини, карстові вали, печера (фото 3, 4; додатки 7-13). Кількісно переважають карстові воронки, загальний обсяг яких становить близько 220.
Карстові воронки невеликі за розмірами, округлої, яйцеподібної серпоподібної та овальної форми. Округлі мають діаметр 1-8 м, овальні довжиною до 10-13 м, а шириною - 5-7 м. Глибина воронок також незначна - середня 1,0 - 1,2 м, мінімальна - 0,3 м, максимальна - до 1,7 м.
За генезисом карстові воронки представлені двома типами - провальні та просмоктування. Присутні також суфозійні процеси, хоча вони і мають підпорядковане значення. Наприклад свіжі провальні воронки саме такого змішаного провально-суфозійного типу. Провальні воронки характеризуються обривистими схилами, не рівним погорбованим днищем. Скоріше більшість воронок відрізняються провальним походженням, про це говорять нагромадження брил черепашнику на днищі старих воронок. Основна ж частина воронок мають виположені схили, що є результатом корозійних і ерозійних процесів змиву
Фото 3. Карстовий рельєф на ділянці №1. Фото Пікуля С.В. (1998 рік).
Фото 4. Карстовий рельєф на ділянці №2. Фото Пікуля С.В. (1997 рік).
пухкого матеріалу та грунту зі схилів і послідуючим їх відкладенням на днищі.
Так як карст балки розвинутий на субгоризонтальних понтійських варняках, переважна частина карстових воронок набула чіткої конусоподібної форми. Рідше зустрічаються блюдцеподібні воронки, глибина яких невелика, а днищє вирівнене і відзначається округлою формою. Карстові воронки загалом симетричної форми, що також обумовлене субгоризонтальним залаганням вапняків неогену.
Певна кількість карстових воронок тяжіє до тріщін і древньої водно-ерозійної мережі - лощин, протяжин, ярів. Внаслідок переведення поверхневого стоку в підземний, на місці ерозійних форм утворилися ланцюги воронок - сліпі яри. На деяких ділянках значне розростання і збільшення густоти карстових воронок призвело до утворення карстових валів - залишків міжворонкових поверхонь балочного схилу, які характеризуються пасмовою випуклою формою висотою до 0,5 - 1,5 м. Карстові понори на поверхню виходять лише в одному місці, але в печері розповсюджені набагато більше.
Печера Кобильна розвинута в середній частині балки (рис.9). Відома вона здавна. Є свідчення очевидців, за якими до зведення хвостосховищ НКГЗК і ПівдГЗК була сухою вся, печера мала два поверхи (імовірно нижній поверх відповідає сарматським вапнякам), нижній з яких повністю заповнився водою, а верхній лише частково, тому й доступний для досліджень. Факт існування нижнього поверху вимагає перевірки, а верхній поверх потребує ретельного вивчення.
Печера була розкрита піщаним присхиловим кар’єром. Вхід до неї знаходиться на контакті алювіальних пісків і вапняків, являє собою штучно зроблений колодязь глибиною 1,5 м. Далі в вапняках йде вузький (шириною 0,3 м) і нахилений (17°) прохід униз, довжиною 3,5 м. Прохід відкривається в першу і саму велику обвальну залу, довжина якої 4,0 м, а ширина 2,5 - 3,5 м. Основну частину зали займає обвальний конус, який складений вапняковими рештками кровлі та пісками. Висота зали від вершини конусу - 2,7 м, а від підошви - 4,8 м. Товщина кровлі печери всого 1,5 м, що загрожує черговому обваленню і повторному розкриттю печери природним шляхом.
Від обвальної зали відходять три галереї, які також мають невеликі сліпі відгалуження. Висота галерей 1,5 - 1,7 м, місцями звужуються до 0,5 м. Ширина галерей також незначна - від 0,5 до 1,0 м. В галереях є невеликі зали заввишки до 2,0 м, і шириною 1,5 м. Загальна довжина обстеженої частини печери дорівнює 140 м. Печера має чітку лабіринтову будову, що пов’язується трішинуватістю вапняків. Порівняно великий обвальний зал з конусом є в кінці центральної галереї. Більше обвальних залів не виявлено.
Печера обводнена понтійськими водами. Середній рівень стояння рівня води від днища печери у липні 1998 року становив 0,6 - 0,7 м, в липні 1999 року рівень води знизився в середньому на 0,5 м. В цілому, вода займає всі галереї і зали, окрім обвальних конусів, але в сухий період року рівень води знижується на 0,5-0,6 м, до повного висихання деяких ділянок галерей печери.
Натічні утворення відсутні, що й не дивно, адже печера закладена в черепашникових вапняках, які швидко руйнуються під дією денудації. Останнім фактом можна пояснити значну інтенсивність руйнації стінок печери, які морфологічно нерівні, кутні. Постійно тривають процеси обвалення уламків вапняків і їх нагромадження на днищі печери на всіх її ділянках.
Печера, не дивлячись на покритість товщою пісків, досить активно взаємодіє з денною поверхнею. На стелі і стінках скізь зустрічаються порожнини понорів. Особливо на лівому борту східної галереї розвинуті в сліпі вивали гірських порід і чорноземних грунтів у вигляді конусів, які місцями зумовляють нерівності днища печери.
В 30-ти м від печери на південь, приблизно за напрямом центральної галереї, знаходяться дві свіжі карстові воронки (орієнтовно віком 3-4 роки). Об’єм обвалених порід не менше 9-12м³, це підтверджує думку про те, що тут під землею знаходяться значні порожнини, які необхідно вивчати і далі.
Згідно зі схемою карстологічного районування території України (Дублянський, Ломаєв, 1980 [20]), за всіма морфогенетичними ознаками карстові ділянки балки кобильної необхідно віднести до Причорноморсько-Азовської карстової області, а її межі слід продовжити північніше по долині р.Інгулець і навколишнім землям, де карстові породи лежать близько до земної поверхні. Підставою до цього слугують характерні риси структури карсту і його розвитку - наявність поверхневих і підземних форм карстового рельєфу, особливість карстових процесів, які протікають в осадових карбонатно-вапнякових відкладах морського походження неогенового віку.
У процесі вивчення карсту балки Кобильної також вирішувалася низка проблем, які були виявлені вже в ході дослідження.
Проблема 1. Чому карст і карстові ділянки тяжіють до правого схилу балки? Сім з восьми карстових ділянок розміщені на правому схилі балки. На нашу думку, це явище можна пояснити кількома причинами. По-перше, в районі поширення карстових ділянок балка Кобильна підрізає понтійський водоносний горизонт, води якого рухаються строго на південь, в нижній частині балка врізається в понтійські вапняки і понтійські води розвантажуються на дні балки багатьма мочажинами та джерелами. Таким чином, тут створюються кращі умови для більш інтенсивного горизонтального та вертикального водообміну підземних вод, а значить і для прискорення корозійно-ерозійних процесів.
По-друге, сучасна активізація карстових процесів на ділянках правого схилу балки може бути пояснена антропогенним обводненням понтійського водоносного горизонта. За рахунок інфільтрації вод з хвостосховищ Південного та Новокриворізького гірничо-збагачувальних комбінатів, а також зрошувальних вод КСП Широківського району відбулося збільшення дебіта понтійського водоносного горизонта, за умов його підрізання правим схилом балки.
По-третє, на правому схилі балки Кобильної частіше, ніж на протилежному, зустрічаються вирівнені та нахилені ділянки схилів балки та привододільних схилів, що як відомо сприяє кращому розвитку карстових процесів і формування карстового рельєфу.
Проблема 2. Вік, утворення та розвиток карсту балки Кобильної, а також генезис та історія формування печери Кобильної? Так як, віднайдений карст розвинутий у вапняках понтійського віку, то його виникнення чітко прив’язано до формування вапнякових відкладів і понтійського водоносного горизонту.
Скоріш за все, що міжпластові підземні води в понтійських породах почали вже формуватися одразу після регресії понтійського моря та загального підняття території. Тому карстові процесі могли розпочатися наприкінці пліоцену – 2-3 мільйони років тому.
Однак, для більш інтенсивного розвитку карсту необхідні умови активної вертикальної та горизонтальної циркуляції підземних вод, що могло статися за умов значної розчленованості території яружно-балочною сіткою, зниження базиса ерозії для горизонта понтійських вод та формування необхідної для цьго глибини ерозійного розчленування.
Такі умови могли утворитися вже у середньому та нижньому плейстоцені, коли в завадівсько-дніпровський час (175-250 тис. р. тому) почалося формування третьої надзаплавної тераси Інгульця й почалося закладання сучасної яружно-балочної системи. Подальше заглиблення балки Кобильної призвело до розкриття понтійського пласта вапняків, що відбулося у верхньому плейстоцені (45-55 тис. р. тому). Розкриття вапняків відбувалося синхронно формуванню поверхні першої надзаплавної тераси Інгульця, про що свідчить однакове гіпсометричне положення цієї тераси та вапнякових схилів балки Кобильної. Близько 20-25 тис. р. тому, після посилення глибинної ерозії утворилися джерела понтійських вод та активізувалася вертикальна циркуляція цих вод у вапняках. Цей час можна вважати відправною точкою інтенсифікації поверхневого та підземного карста в районі балки Кобильної, а також можливої появи печери.
На рубіжі 45-55 тис. р. тому, закарстовані понтійські вапняки пройшли стадію повного водонасичення. Вивчення гідрогеологічних особливостей печери Кобильної свідчить про те, що масив вапняків зараз знаходиться на стадії періодичного водонасичення – це стадія переходу до зрілого карста.
Поверхневий карстовий рельєф вважаємо найбільш молодими утвореннями, тому що мають переважно провальне походження (50-100 років). Воронки могли виникнути лише за наявності значних підземних порожнин, в які провалювалися порівняно великі обсяги вапняків, пісків, грунтів, суглинків тощо, сліди яких часто зустрічаються в печері.
У подальшому карстові процеси будуть тривати з незначним посиленням, завдяки антропогенним чинникам, яким сприяють природні умови. Відомо, що найбільш жваво карстові процеси відбуваються в зоні періодично повного водонасичення, чим саме й відрізняється масив закарстованих вапняків у балці Кобильній. В майбутньому слід очікувати нових провалів, особливо на ділянці, де знаходиться печера.
Гравітаційний рельєф. В балці Кобильній має менше поширення. Відмічений один невеликий циркоподібний зсув на борту одного з донних ярів, а також опливання грунту на крутосхилах у вигляді мікрозсувів. Більш розповсюдженим є осипання та обвалення гірських порід в місцях відслонення неогенових вапняків, глин і мергелів. На таких ділянках виникли обриви, конуси осипання та обвалення.
Суфозійний рельєф. Для розвитку суфозійних процесів в районі балки Кобильної склалися всі необхідні умови – потужна товща пухких лесовидних відкладів, наявність під нею тріщінуватого шару понтійських вапняків, циркулюючі вертикально підземні води, широкі рівнинні вододільні простори Причорноморської низовини. Проте, на досліджуваній ділянці, у чистому вигляді, суфозійний рельєф не набув широкого поширення. Відомі лише поодинокі суфозійні западини – степові блюдця, які тяжіють до вододільного плато та подекуди до слабконахиленого привододільного схилу.
Більш широко суфозійні процеси представлені на закарстових ділянках, де вони разом з карстовими процесами беруть участь в екзогенній денудації верхньої товщі літосфери, хоча й відіграють підпорядковану роль порівняно з вапняковим карстом.
Антропогенний рельєф. Пов'язаний із добуванням алювіальних пісків в балці Кобильній (середня частина) та на І-й надзаплавній терасі Інгульця (поблизу с. Ганнівки), будівельного понтійського черепашнику та оолитового вапняка, червоно-бурих глин,, а також з вийманням грунту під склади мінеральних добрив та для будівництва гребель, складування грунту. В межах б.Кобильної створені невеличкі присхилові кар’єри, траншеї, горби насипання грунту, греблі ставків. На вододільному плато та привододільних схилах розташовані майже 30 невеликих курганів.
Класифікація форм рельєфу за розмірами. Рельєф балки цілком відноситься до морфоскульптурного типу. Сформований рельєф балки представлений трьома розмірними групами.
1. Мезоформи - сама балка Кобильна, її структурні складові (днище, схили), бокові балки 2-го порядку, порівняно великі лощини, балочні тераси, річкова долина Інгульця, її заплава та надзаплавні тераси, вододільне плато, привододільні схили.
2. Мікроформи - яри, зсуви, опливини, конуси виносу, конуси осипання, скелясті обриви, рівчаки, ерозійні улоговини, карстові лійки та улоговини, карстові вали, печера, балочні тераси, дрібні кар’єри, земляні вийомки, горби насипання, греблі, русло водотоку.
3. Наноформи - ерозійні борозни, дрібні нерівності на поверхні форм мезо- та мікрорельєфу.
Класифікація рельєфу за складністю. Описані форми рельєфу балки можна поділити на 2 групи: прості й складні. До простих віднесені - яри, рівчаки, карстові воронки та понори, карстові вали, ерозійні борозни та улоговини, зсуви тощо. Складні форми рельєфу складаються з ряду дрібніших форм, тому до таких включені - сама балка Кобильна та її бокові відгалуження, долина р. Інгулець, карстові улоговини, в структурі яких присутні 2-3 воронки.
Класифікація рельєфу за замкненістю. В рамках балки Кобильної поширені 2 типи таких форм: 1)замкнені - карстові лійки та улоговини, зсув, горби насипання, улоговини для складання міндобрив; 2)незамкнені (в них або від них є канал стоку речовини і контур форми розірваний) - балки, яри, інші водно-ерозійні форми, кар’єри, греблі, печера, річкова долина Інгульця тощо.
Класифікація рельєфу за провідним видом екзогенних процесів. Денудаційний рельєф представлений: 1)водно-ерозійними формами - балки, яри, рівчаки, борозни, улоговини, потяжини, балочні тераси, промоїни, корінна ІV надзаплавна тераса Інгульця, корінні балочні тераси; 2)підземними карстовими формами - воронки, улоговини, вали (у їх розвитку певну частку займають і суфозійні процеси); 3)гравітаційні форми – обриви, зсуви, схили осипання; 4)антропогеннми формами – кар’єри, траншеї, дорожні вийомки тощо; 5)суфозійними формами – степові блюдця.
До акумулятивного рельєфу району балки Кобильної віднесені: 1)водно-акумулятивні форми - днище балок, конуси виносу, акумулятивні балочні та надзаплавні тераси, заплава р. Інгулець; 2)підземні карстово-акумулятивні форми - конуси осипання і обвалення; 3)антропогенні форми - горби насипання, греблі; 4)гравітаційні форми - конуси осипання та обвалення.
Знання про геоморфологічну структуру території дозволяє з високою точністю провести ландшафтне районування та ідентифікацію ландшафтих геосистем. Рельєф виступає провідним чинником диференціації ландшафтів на локальному рівні (табл. 1). В основу виділення ландшафтних місцевостей покладені знання про генетичні типи морфоскульптурного рельєфу, ландшафтні урочища та підурочища виділяються по формам мезорельєфу та їхнім елементам. Рельєф разом з геологічними відкладами відіграє роль субстрата для розвитку таких геокомпонентів ландшафтів – рослинності, грунтів, мікроклімату, поверхневих вод.
Отже, знання про геоморфологічну структуру району балки Кобильної дозволили здійснити ландшафтне районування території досліджень та розробити класифікацію ландшафтних геосистем.
6. КЛІМАТИЧНІ УМОВИ ФОРМУВАННЯ ЛАНДШАФТІВ БАЛКИ КОБИЛЬНОЇ