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.
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 льодовиковогощита (за Є.В. Шанцером)А – область живлення льодовика; Б –область абляції; В – зона екзарації; Г – зонаакумуляції; Но – максимальна потужністькриги, при якій можливе накопичення основноїморени: 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
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.
Рис. 1.9. Характер гляціодіапірів, утворених неогеновими глинами в берегових обривах Балтійського моря
Іноді при русі льодовика й утворенні основних морен відбувається видавлювання льодовиками підстилаючих глинистих, супіщаних і інших порід, що утворять куполи, деформовані в складки, називані діапіровими (гречок. "диапиро" - протикаю). Усі зазначені деформації називаються гляціодислокаціями (лат. "гляціес" - лід і франц. "дислокацією" - переміщення) (мал. 1.9). До цього ж типу відносяться й відірвання брил і валунів гірських порід, перенесених льодом на різні відстані від їхнього корінного залягання [12]. Прикладом тому є брили і валуни гранітів, гнейсів і інших порід, що розносилися на значні простори Східно-Європейської платформи зі Скандинавії - центра четвертинних заледенінь. Такі брили і валуни, перенесені льодом на великі відстані, називаються ератичними (лат. "ера-тикус" - блукаючий). Місцями в четвертинних основних моренах спостерігаються великі відірвання - величезні блоки корінних порід.
З огляду на розходження у формуванні основних морен, Ю.А. Лаврушин запропонував класифікацію їхніх динамічних фацій, серед яких: 1) група фацій монолітних морен обстановок пластичного плину льоду; 2) група фацій лускатих морен обстановок руху льоду по внутрішніх відколах; 3) фація великих відірвань (гляціошарів або гляціопокровів). З основними моренами четвертинних заледенінь зв'язані різні форми рельєфу. Широко розвитий
29-04-2015, 00:34