ВІКІСТОРІНКА
Навигация:
Інформатика
Історія
Автоматизація
Адміністрування
Антропологія
Архітектура
Біологія
Будівництво
Бухгалтерія
Військова наука
Виробництво
Географія
Геологія
Господарство
Демографія
Екологія
Економіка
Електроніка
Енергетика
Журналістика
Кінематографія
Комп'ютеризація
Креслення
Кулінарія
Культура
Культура
Лінгвістика
Література
Лексикологія
Логіка
Маркетинг
Математика
Медицина
Менеджмент
Металургія
Метрологія
Мистецтво
Музика
Наукознавство
Освіта
Охорона Праці
Підприємництво
Педагогіка
Поліграфія
Право
Приладобудування
Програмування
Психологія
Радіозв'язок
Релігія
Риторика
Соціологія
Спорт
Стандартизація
Статистика
Технології
Торгівля
Транспорт
Фізіологія
Фізика
Філософія
Фінанси
Фармакологія


Геологічна роль льодовиків. Гляціальний рельєф.

 

Як відомо, із курсу загального землезнавства, льодовики поділяються на два типи: гірські (утворюються в горах, вище снігової лінії) та материкові або покривні (утворюються у тих місцевостях, де річна кількість тепла недостатня для розплавлення твердих опадів, що випадають за цей же ж період).

Нагромаджені у депресіях рельєфу тверді опади (сніг) унаслідок процесів плавлення та сублімації (без­посередній перехід водяної пари у тверду фазу) утво­рюють фірн - непрозорі зерна та кристали льоду, який при дальших перетвореннях ущільнюється і фор­мує прозорий глетчерний лід, об'єм якого у 10 разів менший від об'єму первинної снігової маси.

Однією з важливих рис утворених льодових тіл є їх рухомість, що зумовлюється як силами гравітації, так і пластичністю льоду. Саме завдяки цій властивос­ті льодовики, які утворилися вище снігової границі, де розміщується область живлення льодовика, сповза­ють по схилах рельєфу у гіпсометричне нижчі облас­ті (часто навіть нижче снігової границі), де знаходиться область абляціі, тобто зона, в якій танення та випа­ровування переважають над акумуляцією і де відбу­вається процес руйнування льодовика.

Переміщуючись завдяки силам гравітації і плас­тичності, льодовики виконують значний обсяг робіт по формуванню рельєфу, причому утворені ними фор­ми поверхні представлені двома головними групами: екзараційними(від грецьк.-"виорювання" – виникли завдяки руйнівній діяльності льодовиків), та акумулятивними формами (утворені при нагро­мадженні перенесеного льодовиком матеріалу).

Екзараційний рельєф утворюється го­ловним чином під дією рухомої льодової маси, яку можна порівняти з діяльністю бульдозера – льодовик зриває пухкий покрив і шліфує окремі виходи скельних корінних порід, по яких він пересувається. Особливе місце у створенні екзараційного рельєфу посідають процеси фізичного (морозного) вивітрювання, внаслідок яких відбувається інтенсивне руйнування навколишніх скель і корінного ложа.

Серед найпоширеніших форм льодовикої екза­рації відзначимо троги (коритоподібні долини, ви­роблені льодовиками у корінних породах), рігелі(ур­вища та нерівності льодовикової долини з пошире­ними слідами льодовикової шліфовки та штриховки), баранячі лоби (окремі брили, один із схилів яких пологий, а інший – крутий, які утворились при русі льодовика), кучеряві скелі (місцеві, де значно поширені баранячі лоби) та ін. Ха­рактерними екзараційними формами рельєфу, що утворюються вище снігової границі (переважно у високогір'ї) є льодовикові цирки та кари - кріслоподібні крутостінні заглиблення у схилах гір, в яких знахо­дяться локалізовані карові льодовики та сніжники, а часто (у більш древніх заглибинах) - карові озера. Поширення цирків та карів на протилежних схилах одного хребта часто призводить до руйнування вер­шин, які набувають здебільшого заокругленої форми (в окремих випадках, на більш ранніх стадіях розвитку карів, утворюються гостроверхі пірамідальні вершини - карлінги).

Таким чином, екзараційна діяльність льо­довиків є одним з вирішальних факторів, що визначає головні риси високогірного альпійського рельєфу, а зрештою, призводить до формування своєрідної льо­довикової поверхні вирівнювання у горах. Одним з важливих наслідків руйнівної роботи льодовиків є насичення їх уламковим матеріалом найрізноманітніших розмірів та петрографічного скла­ду, який потрапляє на поверхню льодовика при вивіт­рюванні навколишніх схилів або вмерзає у його тов­щу при виорюванні льодовиком свого ложа. Весь уламковий матеріал, що переноситься льодовиком, називається узагальнюючою назвою- морена. Саме здатність переміщувати уламки незалеж­но від їх розмірів (від глинистих частинок до велетенсь­ких брил, маса яких часто перевищує десятки, а то й сотні тонн) і визначає транспортуючі особливості льо­довиків, відрізняючи їх від інших екзогенних факторів (вітру, води), де панує вибірковий характер транспор­тування, залежний від сили та енергії потоку.

Акумулятивна діяльність льодовиків ви­значається саме особливостями нагромадження під­хопленого і перенесеного уламкового матеріалу. Спускаючись нижче снігової границі, льодовики потрапляють у зону абляції, де внаслідок інтенсивно­го танення льоду втрачаються його транспортуючі можливості і відбувається акумуляція перенесеного льодовиком матеріалу. Моренні відклади утворю­ють різноманітні форми рельєфу, серед яких найбіль­ше поширення мають берегові морени (формуються поблизу бортів льодовикового язика), кінцеві морени(утворюються на краю льодовика) та основна морена(строкаті за складом і розмірами уламків поля, сфор­мовані при відступанні льодовика по всій площі його поширення). Серед характерних форм моренного мікрорель­єфу слід згадати друмліни витягнуті асиметричні горби (довжина 1-15 км, ширина 0,2-3,0 км, висота 5-15 м), складені моренним матеріалом. Їх утворення пов'язують з нагромадженням уламків у тріщинах, що розбивали край льодовикового язика.

Особливу групу льодовикових утворень станов­лятьфлювіогляціальні (воднольодовикові) відклади. Ці відклади формуються потоками талих вод, що виті­кають з-під льодовика (навіть при похолоданнях клі­мату. Потоки талих вод завжди насичені твердим ма­теріалом (внаслідок розмиву морени) і, розливаючись по при­леглій до краю льодовика території (перигляціальна зона), утворюють особливі комплекси акумулятивно­го рельєфу – похилі піщані зандрові рівнини, серед яких підіймаються численні мікроформи прильодовикового рельєфу (ози, ками), розділені западинами колишніх прильодовикових озер. Ози являють собою досить вузькі (10-150 м) і ви­сокі (часом до 50-80 м) пасма, які тягнуться на десятки кілометрів, нагадуючи звивисті залізничні насипи, витягнуті вздовж напрямку руху колишнього льодови­ка. Формування озів відбувалося при нагромадженні флювіогляціального матеріалу (шару­ваті піски, стрічкові глини, гравій) у підльодовикових тріщинах та тунелях в умовах малорухомого відми­раючого льодовика. Ками це куполоподібні піщані горби з крутими (до 45°) схилами і досить плоскими вершинами, які розташовуються поодинці або група­ми. Їх утворення пов'язується з нагромад­женням флювіогляціального матеріалу в прильо­довикових озерах в умовах руйнування (відступу) льо­довикового язика. Поверхня згаданих зандрових рівнин, складе­них пісками, після спаду води стає ареною інтенсив­ної вітрової діяльності, що зумовлює розвиток "насад­жених" форм еолового рельєфу – дюн та ін.

Протягом геологічної історії Землі, як уже згаду­валося, неодноразово створювалися умови, за яких на поверхні планети формувалися потужні льодо­викові покрови. Проте найкраще вивчене четвертинне(плейстоценове) зледеніння, завдяки якому нагромадже­ні потужні моренні та флювіогляціальні комплекси, а також створені специфічні форми льодовикового ре­льєфу на території Європи, Азії, Північної Америки. Є чимало гіпотез, автори яких намагаються пояснити причини періодичних похолодань клімату, що зумов­лювали розвиток льодовиків у плейстоцені. Серед них – зміни активності Сонця, зміни кута нахилу земної осі до площини орбіти тощо. І хоча єдиної теорії давніх зледенінь не існує, на підставі спеціальних геолого-геоморфологічних досліджень можна стверджувати, що протягом плейстоцену льодовики розвивалися (на­ступали) неодноразово.

Так, в Євразії виділяють чотири ета­пи плейстоценового зледеніння(окський, дніпровський, московський і валдайський), розділених епо­хами значного потепління клімату – міжльодовиков'ями. В усі епохи головним центром зледеніння Єв­ропи була територія Скандинавії та півночі Росії. Саме звідси льодовикові покриви, потужність яких у центральній частині переви­щувала 1,5-2,0 км, просувалися далеко на південь, часто зливаючись з льодовиками, що сповзали з півден­них гір альпійського поясу (зокрема, з Карпат). Природно, що чим раніше були утворені ті чи ін­ші льодовикові форми, тим гірше вони збереглися у сучасному рельєфі. І все ж у межах Східно-європей­ської рівнини можна простежити певну закономірність (зональність) у розміщенні льодовикового рельєфу. З півночі на південь тут виділяють принаймні три основних зони: переважної льодовикової денудації, переважаючої льодовикової акумуляції та перигляціальну.

Зона переважної льодовикової денудації, де збереглися численні форми, пов'язані з екзараційною і діяльністю льодовиків (троги, баранячі лоби, кучеряві скелі тощо), охоплює територію Фінляндії та північно-західної Росії. Екзараційні форми тут часто перекриті акумулятивними утвореннями молодших зледенінь.

Зона переважаючої льодовикової акумуляції поширена на більшій частині Східно-Європейської рів­нини – від Балтійського і Білого морів аж до широти м. Дніпропетровськ (по долині р. Дніпро). З дніпровським зледенінням пов'язане утво­рення обширних зандрових рівнин, сформованих флю­віогляціальними потоками перед льодовиковим щитом. Товщі зандрових пісків створили основу сучас­них ландшафтів у Волинському та Чернігівському Поліссі (Ковельська, Сарненська зандрові рівнини та ін.). Талими водами дніпровського льодовика були утворені і численні прохідні долиникоритоподібні зниження поверхні, вироблені флювіогляціальними потоками, якими талі води виносилися за межі прильодовикових басейнів. (наприклад, прадолина Стир-Словечна у Волинському Поліссі на Рівненщині).

Типовим для перигляціальної зони є рельєф зандрових рівнин. Найбільш поширеними фор­мами рельєфу тут є параболіч­ні дюни, що утворюються при перевіюванні вітром центральних частин первинних поперечних дюнних пасем. Типовий дюнний рельєф (сьогодні дюни зде­більшого закріплені сосновими лісами) поширений на Поліссі, тобто там, де у сучасних кліматичних умовах рельєфотворча діяльність вітру відносно незначна. Цікаву гіпотезу про геоморфо­логічну роль зледеніння у перигляціальніи зоні вису­нув відомий український геолог і географ, дослідник Полісся академік П.А. Тутковський. Він вважав, що хо­лодні піщані пустелі (зандрові рівнини) розвіювалися потужними вітровими потоками з льодовика, де над крижаною поверхнею панувало холодне повітря з високим атмосферним тиском. Підхоплені вітром пи­луваті часточки виносилися далеко за межі прильодовикової дюни і нагромаджувалися на піднятих ділян­ках рельєфу (у низинах вони змивалися потоками талих вод), утворюючи товщі лесових відкладів. Отже, характерний для лесових височин лісостепової та степової України, яружно-балковий рельєф теж завдячує своїм походженням епохам четвертинних зледенінь.

 

© 2013 wikipage.com.ua - Дякуємо за посилання на wikipage.com.ua | Контакти