Геологічна та рельєфоутворююча діяльність льодовиків
Геологічна та рельєфоутворююча діяльність льодовиків
ВСТУП
РОЗДІЛ
1. ОСОБЛИВОСТІ ГЕОЛОГІЧНОЇ ТА РЕЛЬЄФОУТВОРЮЮЧОЇ ДЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ І
ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ
1.1 Типи льодовиків та їх
рух
1.2
Льодовикове руйнування й опадоутворення
1.3
Переносна й акумулятивна діяльність льодовиків
1.4
Флювіогляціальні, або водно-льодовикові відкладення
1.5
Відкладення в перигляціальних областях
РОЗДІЛ 2.
МЕТОДИ Й НАПРЯМКИ ЛАНДШАФТНО-ЕКОЛОГІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ
2.1 Методи комплексних
досліджень
2.2 Методи
історико-ландшафтних досліджень
РОЗДІЛ
3. ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГІЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ
3.1
Геолого-історичне минуле території Чернігівського Полісся
3.2
Загальний характер геологічної будови території
РОЗДІЛ
4. СУЧАСНИЙ РЕЛЬЄФ ЧЕРНІГІВСЬКОГО ПОЛІССЯ – ЯК РЕЗУЛЬТАТ ДІЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ
І ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ
4.1
Сучасний рельєф Чернігівського Полісся
4.2
Ландшафти Чернігівського Полісся
ВИСНОВКИ
СПИСОК
ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ
ДОДАТОК
Льодовики - це природні маси кристалічного льоду, що знаходяться на
поверхні Землі в результаті нагромадження і наступного перетворення твердих
атмосферних опадів (снігу). Необхідною умовою утворення льодовиків є сполучення
низьких температур повітря з великою кількістю твердих атмосферних опадів, що
має місце в холодних країнах високих широт і у верхових частинах гір. У
перетворенні снігу велике значення мають тиск і сублімація сублімація), під
якою розуміється випар льоду і нова кристалізація водяної пари. При сублімації
вивільняється тепло, що сприяє сплавці окремих кристалів. З часом фірн
поступово перетворюється в глетчерний
лід. Зароджуються льодовики вище снігової границі, де розташовуються їхні
області харчування (акумуляції). Але при русі льодовики виходять нижче снігової
границі в область абляції (лат. "абляцио" - відібрання, знос), де
відбувається поступове зменшення маси льодовика шляхом танення, випару і
механічного руйнування. Цю зону іноді називають областю стоку або областю
розвантаження. У залежності від співвідношень, що змінюються в часі, акумуляції
й абляції відбувається осцилляция (лат. "осцилляцио" - коливання)
краю льодовика. У випадку істотного посилення харчування і перевищення його над
таненням, край льодовика просувається вперед - льодовик настає, при зворотному
співвідношенні льодовик відступає. При довгостроково зберігається
співвідношенні живлення й абляції край льодовика займає
стаціонарне положення. Сучасні льодовики покривають площа понад 16 млн. км, або
близько 11% суші.
Предмет дослідження – геологічну і рельєфоутворюючу
діяльність льодовиків та воднольодовикових потоків.
Об`єкт дослідження - діяльність льодовиків та
воднольодовикових потоків в межах Чернігівського Полісся.
Мета дослідження полягає в тому, щоб проаналізувати
геологічну і рельєфоутворюючу діяльність льодовиків та воднольодовикових
потоків в межах Чернігівського Полісся.
Завданнями робти є:
1)
розглянути
особливості геологічної та рельєфоутворюючоїх діяльності льодовиків і воднольодовикових
потоків;
2)
характеристика
методів й напрямків ландшафтно-екологічних досліджень;
3)
геолого-геоморфологічні
особливості Чернігівського Полісся;
4)
проаналізувати
сучасний рельєф Чернігівського Полісся – як результат діяльності льодовиків і
воднольодовикових потоків.
РОЗДІЛ 1. ОСОБЛИВОСТІ ГЕОЛОГІЧНОЇ ТА
РЕЛЬЄФОУТВОРЮЮЧОЇ ДІЯЛЬНОСТІ ЛЬОДОВИКІВ І ВОДНОЛЬОДОВИКОВИХ ПОТОКІВ
Виділяються три основних типи льодовиків: 1) материкові, або
покривні; 2) гірські; 3) проміжні, або змішані. Класичними прикладами нині існуючих материкових
льодовиків служать покриви Антарктиди і Гренландії.
Рис. 1.1. Антарктичний крижаний покрив
Антарктичний льодовик. Антарктида займає площу близько 15 млн. км2, з них
близько 13,2 млн. км2 покрите льодом. Крижаний покрив утворить
величезне плато висотою до 4000 м (мал. 1.1). За даними сейсмічних досліджень,
підлідний рельєф відрізняється великою складністю, наявністю хребтів і великих
низменностей, опущених на десятки і сотні метрів нижче рівня Світового океану.
Потужність Антарктичного крижаного покриву змінюється від декількох сотень
метрів біля гір або в краю материка до 4000 м і більш у центральних частинах і
особливо в межах низинних рівнин (Берда, Шмидта й ін.) [14]. За винятком деяких гористих місцевостей, що
облямовують, льодовик покриває весь материк, заповнює берег і поширюється в моря,
утворити величезні маси так називаного шельфового льоду, що частково лежить на
шельфі, що частково знаходиться на плаву.
Рис. 1.2. Материковий крижаний щит
Гренландії і ізогипси поверхні
Добре відомий шельфовий льодовик Росса займає половину моря Росса й
обривається уступом, висота якого над морем близько 60 м, місцями більше. Його
ширина з півночі на південь близько 800 км. В окремих місцях окраїнних зон
Антарктиди, там, де рельєф розчленований, льодовиковий покрив розпадається на
окремі вивідні потоки, що рухаються або в скелястих, або в крижаних схилах. Від
країв вивідних і шельфових льодовиків відколюються величезні крижані брили -
айсберги, деякі з них досягають 50-100 км2. З огляду на, що надводна
частина айсберга складає 1/7-1/10 частина його висоти, можна уявити собі
грандіозність і небезпека для пароплавства цих брил, що відірвалися, що
виносяться вітрами і морськими течіями в простори океану, далеко за межі
полярних морів [17].
Гренландский льодовик. Гренландія займає не набагато більше 2
млн. км2, з яких близько 80% покриті материковим льодовиком (мал. 1.2).
Центральна частина льодовикового плато (області харчування) характеризується
абсолютними висотами близько 3000 м, до крайових частин висота знижується до
тисячі і декількох сотень метрів. Максимальна потужність льодовикового покриву
Гренландії по сейсмічним даним близько 3400 м, середня - близько 1500 м. У
гористих окраїнах Гренландії спостерігаються долинні вивідні льодовики, деякі з
них, найбільш могутні, виходять у море на різні відстані, знаходячись на плаву.
Виступи і гребені гір відомі під ескімоською назвою "нунатаки".
Гірські ледникиразличны за умовами харчування і стоку. Велике
поширення мають гірські льодовики альпійського типу. Загальний характер і
динаміка такого льодовика представляються в наступному виді (мал. 1.3).
Рис. 1.3. Гірський долинний льодовик
У верхньої схилонової частини гір вище снігової границі
розташовуються області харчування (фірнові басейни). Вони представлені
циркоподібними улоговинами, часто це розширені водозбірні басейни, раніше
вироблені водними потоками. Областями їхнього стоку або розвантаження є
полонини. Гірські долинні льодовики бувають простий, відособлений друг від
друга, кожний з чітко вираженою областю харчування і власною областю стоку. Але
в ряді випадків спостерігаються складні льодовики, що виходять з різних
областей живлення, що зливаються один з одним в області стоку, утворити єдиний
потік, що представляє дійсну ріку льоду з припливами, що заповнює на багато
кілометрів полонину (мал. 1.4).
Рис. 1.4. Складний гірський льодовик
Прикладом такого складного крижаного потоку є льодовик
Федченко на Паміру довжиною близько 75 км і з великою потужністю льоду. Через
численні припливи такі льодовики в плані нагадують гіллясте дерево [10].
Місцями при достатку снігу, що випадає, область живлення
утвориться в різних сідловинах, на вирівняних ділянках гір, або в результаті
злиття циркоподібних областей харчування різних схилів. У цих умовах стік льоду
може відбуватися по долинах різних (протилежних) схилів хребта. Такі льодовики
іноді називають переметними. На схилах долин або вище льодовикових цирків
спостерігаються крісловидні поглиблення, називані карами, лід у них не має
стоку (або дуже незначний). В умовах дегляціації їх називають реліктовими або
залишковими. І нарешті, висячі льодовики розташовані у відносно неглибоких
западинах на крутих гірських схилах.
До проміжного типу відносяться так називані передгірні і
плоскогірні льодовики. Передгірні льодовики одержали назва по розташуванню в
підножжя гір. Вони утворяться в результаті злиття численних гірських
льодовиків, що виходять на передгірну рівнину, що розтікаються в сторони і
вперед і утворюючий великий льодовиковий шлейф, що покриває великі простори.
Таким чином, тут сполучаться гірські льодовики у високих
горах і покривні в передгір'ях. Типовим прикладом є найбільший льодовик
Маляспина на Тихоокеанському узбережжі Аляски, площа якого близько 3800 км.
Інше сполучення спостерігається в Скандинавському або плоскогірному типі
льодовика. Такі плоскогірні льодовики розташовуються на вирівняних слабко
розчленованих вододільних поверхнях древніх гірських споруджень (льодовик
Юстедаль у Норвегії площею близько 950 км). Стік льоду здійснюється в долини.
Отже, тут ми маємо єдину область харчування і розділені канали стоку. Іншими
прикладами є крижані покриви або крижані шапки, що покривають значні площі
Шпицбергена й Ісландії, відкіля вони виступають через крайові депресії у формі
лопат або долинних мов. У якомусь ступені подібні умови спостерігаються в межах
деяких вулканічних конусів, покритих суцільними шапкообразными льодовиками, що
спускаються в усі сторони короткими мовами по балках гірських схилів.
Важливе значення має пластичне або в`язкопластичний плин
льоду, що звичайно спостерігається в нижній частині льодовика. Такий рух
можливо при значній потужності льоду, що створює навантаження на його нижні
шари, і достатній його чистоті. При пластичному плин періодично накопичуються
горизонтальні напруги, що перевищують пружність льоду, у результаті виникають
горизонтальні зриви, уздовж яких вищележачі слойки льоду прослизають по нижче
лежачих [4]. Такі пошарово-диференційовані
пластичні плини місцями супроводжуються стрибкоподібною зміною швидкості руху.
На контакті льодовика з ложем (неоднорідним по рельєфі і складові гірських
порід) виникають глибові ковзання. Цьому сприяє наявність уламкового матеріалу
в нижній частині льодовика, що рухається, що збільшує внутрішнє тертя льоду і
приводить до зниження його пластичності. Верхня тендітна частина льодовика
розбита численними тріщинами (що ідуть іноді на значну глибину) на брили
різного розміру і пасивно переміщається разом з частиною льоду, що підстилає.
Рис. 1.5. Схема динаміки льодовикового щита (за
Є.В. Шанцером) А – область живлення льодовика; Б – область абляції; В – зона екзарації; Г – зона акумуляції; Но – максимальна потужність криги, при якій можливе накопичення основної морени: 1 – надходження опадів (снігу); 2 – поверхневе танення; 3 – напрямок руху криги.
У крайових частинах льодовиків, де потужність льоду і
пластичність його зменшуються, виникають похилі поверхні сколовши, по яких
відбувається зсув блоків і пластин льоду, що утворять систему лускатих
насувань. Як відзначає Ю.А. Лаврушин, такі насувні луски розвиті на долинних
льодовиках Шпицбергена й у вивідних льодовиках південно-західної частини
Гренландії.
Рис. 1.6. Схема розвитку крайових тріщин у результаті
нерівномірного руху гірського льодовика
Швидкість руху льодовиків різна і залежить від часу року і
від того, у якому районі знаходиться льодовик. Наприклад, гірські льодовики
Альп переміщаються зі швидкістю від 0,1-0,4 до 1,0 м/сут.
Рис. 1.7. Схематичний розріз льодовикового цирку
Разом з тим деякі з них часом збільшують швидкість до 10
м/сут. Швидкість вивідних льодовиків Гренландії, що спускаються у фіорди, може
досягати 25-30 м/сут, тоді як у внутрішніх районах, удалині від фіордів вона
складає кілька міліметрів у добу. На тлі середніх значень іноді виникає швидке
збільшення швидкості руху льодовиків. Прикладом тому є льодовик Ведмежий на
Західному Паміру, що у 1963 р. став рухатися зі швидкістю до 50 м/сут, блокував
плин р. Абдукагора, у результаті утворилося підозерне озеро. У наступна вода
прорвала крижану греблю і, рухаючи з величезною швидкістю, знищувала усі на
своєму шляху. Активізація льодовика відзначалася й у 1988-1989 р.
Характерна також неоднакова швидкість руху окремих частин
льодовиків [5]. Реперні спостереження в
гірських льодовиках показують, що швидкість руху в їхній центральній частині
велика, у той час як у бортових і придонних частинах вона зменшується (у
результаті тертя). Нерівномірність руху льодовика викликає визначені напруги і
виникнення діагональних тріщин (мал. 1.6). У верхнього кінця гірського
льодовика утвориться велика крайова тріщина. У перехідній зоні від області
харчування до області стоку на підвищеному порозі схилу накопичуються напруги,
що розтягують, під дією яких виникають поперечні тріщини (мал. 1.7), що
утворяться також при перетинанні нерівностей і виступів підлідного ложа.
1.2
Льодовикове руйнування й опадоутворення
При русі льодовиків здійснюється ряд взаємозалежних
геологічних процесів: 1) руйнування гірських порід підлідного ложа з утворенням
різного за формою і розміром уламкового матеріалу (від тонких піщаних часток до
великих валунів); 2) перенос уламків порід на поверхні й усередині льодовиків,
а також вмерзлих у придонні частини льоду або переміщуваних волочінням по дну;
3) акумуляція уламкового матеріалу, що має місце, як у процесі руху льодовика,
так і при дегляціації. Весь комплекс зазначених процесів і їхні результати
можна спостерігати в гірських льодовиках, особливо там, де льодовики раніше
протягалися на багато кілометрів далі сучасних границь. У сучасних покривних льодовиках
дослідження процесів стосуються в більшості випадків тільки їхніх крайових
частин. Однак про геологічну діяльність покривних льодовиків можна судити по
четвертинним (антропогеновим) заледеніннях, що неодноразово покривали великі
простори Європи і Північної Америки за останні 800 тис. років.
Руйнівна робота льодовиків називається экзарацией (від лат.
"экзарацио" - виорювання). Особливо інтенсивно вона виявляється при
великих потужностях льоду, що створюють величезний тиск на підлідне ложе.
Відбувається захоплення і виломлювання різних блоків гірських порід, їхнє
дроблення, истачивание [11].
Льодовики, насичені уламковим матеріалом, що вмерзнув у
придонні частини льоду, при русі по скельних породах залишають на їхній
поверхні різні штрихи, подряпини, борозни - льодовикові шрами, що орієнтовані
по напрямку руху льодовика. На дні льодовикових долин, але особливо в межах
колишніх четвертинних центрів покривних заледенінь (скандинавському й ін.),
зустрічаються скельні асиметричні виступи, пологий і оглажений, штрихований
схил яких розташований з тієї сторони, відкіля рухався льодовик, а крутої
шорсткуватої і зазубрений - із протилежної сторони. Такі форми називають
"баранячі чола", а сполучення декількох виступів - "кучерявенькі
скелі" (мал. 1.7). Їхнє формування пов'язане з випахуючою діяльністю
льодовика при неоднорідності складу і фізико-механічних властивостей порід. У
Скандинавії і прилягаючих районах європейської частини СРСР розвиті великі
пологосхильні зниження, утворені льодовиковим виорюванням, багато хто з яких
зайняті озерами.
Рис. 1.7. Кучерявенькі скелі
З діяльністю льодовиків зв'язане утворення цирків у верховій
частині гір і специфічних форм льодовикових долин-відрогів (ньому.
"трог" - корито), що розвиваються в більшості випадків по ерозійних
полонинах . Льодовики, рухаючи по цих долинах, роблять інтенсивну екзарацію
їхній боротових частин і ложа. У результаті долина розширюється, поглиблюється
і приймає U-образну форму з плоским дном. Подовжній профіль трогової долини
звичайно характеризується значною нерівністю, наявністю поперечних скельних
виступів, називаних ригелями, і ванн льодовикового виорювання (мал. 1.8), що
зв'язано з різною опірністю гірських порід льодовикової экзарації.
Рис. 1.8. Схема трогової долини
Весь різнорідний уламковий матеріал - від тонких глинистих
часток до великих валунів і брил, як стерпний льодовиками і своїм рухом, так і
відкладений, називають мореною (гляціальними відкладеннями). Отже, існує два
типи морен - що рухаються і відкладені [6].
Морени, що рухаються, мають різне розташування. У гірських
льодовиках виділяються: 1) поверхневі морени - бічні по краях долинного
льодовика, що утворяться за рахунок вивітрювання і гравітаційних процесів зі
схилів гір (осипів, зсувів, обвалів), і серединні, виникаючі в результаті
об'єднання бічних морен при злитті льодовиків; 2) внутрішні морени можуть
утворюватися як в областях харчування, так і в результаті проникнення
уламкового матеріалу по тріщинах; 3) донні морени утворяться за рахунок екзарації
і захоплення продуктів вивітрювання. У материкових льодовиках головне значення
мають донні морени, що рухаються, і внутрішні, виникаючі в результаті
видавлювання уламкового матеріалу по тріщинах, що утвориться при перетинанні
льодовиком височин рельєфу.
Відкладені морени. Серед відкладених виділяються три типи морен:
1) основна (донна), 2) абляційна, 3) кінцева (крайова).
Основні морени - найбільше широко розповсюджені льодовикові
відкладення. У центральних частинах материкових заледенінь переважають екзарація
і насичення льоду уламковим матеріалом. Лід рухається від центра по радіальних
напрямках в області абляції, де, крім екзарації і переносу, створюються умови
для підлідної акумуляції й утворення основної морени. Уламковий матеріал, що
насичує лід, зменшує його пластичність і поступово відшаровується, утворити основну
(донну) морену.
Вивчаючи основні морени четвертинних відкладень у
європейській частині СРСР, можна бачити, що вони складені головним чином
нешаруватими валунними глинами, суглинками, іноді супісями, з орієнтуванням
валунів довгою віссю паралельно напрямкові руху льоду. Основна морена, що
утвориться під товщею льодовика, що рухається, відрізняється монолітністю і
щільністю відкладеного матеріалу. Місцями основна морена має лускату будову,
обумовлена переміщенням донної морени по внутрішніх відколах при лускато-насувному
типі руху льоду. Місцями лускато-насувні блоки складені не тільки валунними
суглинками, але і затягнутими в морену підлідними корінними породами, вигнутими
в складки і порушені розриви.
Страницы: 1, 2, 3, 4, 5
|