Геологічна та рельєфоутворююча діяльність льодовиків

Рефераты по геологии » Геологічна та рельєфоутворююча діяльність льодовиків Скачать
ЗМІСТ

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


ВСТУП

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

1.1 Типи льодовиків та їх рух

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.

Крупнее

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.


Крупнее

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).

Крупнее

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).


Крупнее

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.

Крупнее

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.

Крупнее

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


1.3 Переносна й акумулятивна діяльність льодовиків

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 6