абсолютна геохронология | Тектонічні рухи земної кори. | Основні структурні зони Земної кори і їх розвиток. | Горотворення, класифікація гір | Землетруси, характер явища, закономірності їх поширення на Землі | Вулкани, їх характеристика, класифікація | Вивітрювання, сутність процесу, види | Поняття про мінерали | Фізичні властивості мінералів | Характеристика головних форм рельєфу материків: гір, рівнин |

загрузка...
загрузка...
На головну

Форми рельєфу, пов'язані з материковим зледенінням четвертинного періоду

  1. III. 2003 рік - початок нового періоду, набуття нової якості ПР-галузі.
  2. Quot; Відлига ": реформи Хрущова в другій половині 50-х - початку 60-х років. Викриття культу особи Сталіна
  3. XIII - XIV ст на Русі: інтерпретації періоду.
  4. А - насипанні суміші в опоку; б - струшування; в - допрессовкой; г - з'їм напівформи з модельної плити штифтами
  5. А) Закономірності, пов'язані з металевими і неметалевими властивостями елементів.
  6. Адекватність і форми її прояву. Заходи кількості інформації
  7. Адміністративно-територіальні реформи в XVIII столітті.

В останній період геологічної історії Землі, який називається четвертинним, відбулося велике заледеніння Землі. Материковим льодом були зайняті великі площі суші як в північному, так і південній півкулі. Товщина льоду досягала 1500-2000 м. По валунах і інших матеріалів, принесеним, льодовиками, відновлюється межа стародавнього заледеніння.

Льодовики в північній півкулі в епоху максимального розвитку спускалися на південь до широти м Дніпропетровська і Сталінграда (по долинах Дніпра і Дона); на заході вони доходили до Середньо-Німецьких гір, покривали Великобританію, за винятком півострова Корнуельс і території на південь від Лондона. На сході вони підходили до підніжжя Уралу, де зливалися з льодовиками, що спускаються з самих Уральських гір. Потужному оледенению були схильні до Альпи, менш значного - Кавказ. Свої центри заледеніння існували в Сибіру, ??в Північній Америці. Сліди зледеніння є і в Південній півкулі: в Австралійських Альпах, в Патагонії, в Африці (на вулканах Кенія і Кіліманджаро).

Древнє заледеніння вперше вивчалося в Альпах. Там було встановлено чотири льодовикові епохи (за схемою А. Пінка і Брюкнера): гюнцський (найдавніша), міндельськоє, рісським і Вюрмский (остання). Існування гюнцський епохи зледеніння досі не доведено. Альпійська термінологія отримала загальне визнання. У нас виділені епохи відповідно отримали наступні назви: Ліхвінского заледеніння (міндельськоє), Дніпровське заледеніння (рісським), Валдайське заледеніння (вюрмское). Найбільшим з виділених оледенений було Дніпровське, яке називають максимальним. Межі його поширення вказані нами вище. Вюрмськоє заледеніння було меншим. Льодовики не доходили до широти м Москви, не досягали Британських островів. Заледеніння Альп і Кавказу в Вюрмский епоху було також менш значним. Причини оледенений до сих пір не встановлені наукою. Існує кілька гіпотез, по-різному пояснюють ці явища.

Одна група гіпотез пояснює розвиток оледенений на Землі астрономічними явищами (гіпотеза Миланковича - Кеппена і гіпотеза Нолькена). Гіпотеза Миланковича-Кеппена заснована на вивченні змін ексцентриситету земної орбіти і нахилу екліптики. Авторами гіпотези було встановлено, що найбільші коливання екліптики збігаються з найбільшим ексцентриситетом земної осі. На противагу цьому в історії Землі відзначалися періоди, коли спостерігалося збіг мінімального нахилу екліптики з найбільшим ексцентриситетом. Ці періоди і є періодами оледенений на Землі.

За гіпотезою Нолькена передбачається, що сонячна система на своєму шляху перетинає туманності. Час перетину туманностей позначається в сильному скороченні сонячного тепла, що надходить на Землю, що призводить до сильного охолодження поверхні Землі, т. Е. До розвитку оледенений. Міжльодовикові епохи встановлюються в тому випадку, якщо сонячна система проходить через менш щільні ділянки туманностей.

Друга група гіпотез пояснює розвиток оледенений тектонічними причинами - всякого роду рухами земної кори, які викликали в до перерозподілу суші і води, що в свою чергу викликало різкі зміни в циркуляції атмосфери. Існувало припущення про те, що Уайвіл-Томсоновскій підводний поріг, що тягнеться від Британії через Фарерські острови, Ісландію до Гренландії, був під час зледенінь вище. Він перешкоджав проникненню теплого течії Гольфстріму на північ. З цим пов'язують заледеніння північної півкулі Землі. За гіпотезою Рамзая, Кобера, І. Д. Лукашевича заледеніння зв'язувалися з горотворними рухами, під час яких створювалися великі ділянки з позитивними елементами рельєфу. Вони в свою чергу змінювали циркуляцію атмосфери.

Третя група гіпотез пояснює розвиток оледенений зниженим вмістом в повітрі вуглекислоти (теорія Арреніуса). В історії Землі виділяються періоди інтенсивного вулканізму, коли в атмосфері різко збільшується вміст вуглекислого газу. Періоди оледенений наступають, навпаки, в силу зниженого змісту вуглекислоти в повітрі. Зменшення вуглекислоти в повітрі викликає зниження температури. Вони припадають на часи, коли вулканічна діяльність виражалася вкрай слабо.

Ще одна гіпотеза пояснює розвиток льодовикових явищ переміщенням полюсів (Кеппен, Рейбіш, Зімрот); передбачається, що на початку четвертинного періоду Північний полюс розташовувався на Баффінова Землі, потім через Гренландію перемістився в сучасне становище. Висловлюються припущення, що заледеніння розвивалися на Землі в результаті взаємодії кількох причин, може бути, різного характеру.

Найбільш визнаною з усіх гіпотез в даний час є тектонічна, пояснює розвиток оледенений рухами земної кори і що викликаються ними змінами атмосферної циркуляції.

Четвертинний заледеніння мало великий вплив на формування рельєфу тих районів, де воно відбувалося. Перш ніж перейти до опису льодовикового рельєфу, зупинимося коротко на роботі сучасних льодовиків.

Форми рельєфу, зумовлені ерозійної діяльністю льодовиків.Величезні маси льоду, повільно рухаючись вниз, зносять пухкі матеріали, що зустрічаються на шляху, і, крім того, перуть ті нерівності, які надають перешкоду руху льодовика. Стирає дію льодовика посилюється тим матеріалом, який утворює вже знайому нам піддони морену. При цьому породи, менш тверді, стираються, а більш тверді поліруються і покриваються подряпинами, Глибокі подряпини прийнято називати льодовиковими шрамами,а дрібні - льодовиковими штрихами. Напрямок подряпин зазвичай збігається з напрямком руху льодовика. В результаті руху льодовика ложі льодовика повільно поглиблюється і набуває характерну форму гігантського корита, відомого в літературі під назвою трога.

Троги в залежності від величини льодовика і характеру порід, що складають гори, можуть бути різні. Однак для всіх трогов типові плоске, коритоподібні дно і поступово збільшується догори крутизна схилів. Нагорі круті схили трога закінчуються ясно вираженим опуклим переломом схилу, який називають краєм трога. Вище краю трога дно льодовикової долини на більшу чи меншу ширину залишається пологим. Ці ділянки називають плечима трога. Плечі трога найчастіше і несуть на собі сліди стирає і поліруючої діяльності льодовика.

Виступи скель на дні льодовикового ложа, як уже говорилося, згладжуються, поліруються і набувають дуже характерні форми, які в залежності від зовнішнього вигляду називаються «баранячими лобами» або «кучерявим скелями». Ці форми рельєфу добре зберігаються на місці зникнення льодовиків і дають можливість відновити не тільки розміри льодовика, але і характер його руху.

баранячі лоби - Це невеликі округлі піднесення твердих порід, витягнуті по напрямку руху льодовика. Схили, звернені назустріч руху льодовика, зазвичай бувають пологи і мають сильно згладжену поверхню. Протилежні схили, навпаки, крутіше, і поверхня їх нерівна (вона несе на собі сліди виламування породи під тиском льоду). Розміри баранячих лобів різні (від декількох метрів до декількох десятків метрів). У тих випадках, коли льодовик згладжує велику нерівну скелясту поверхню, виходить своєрідна хвиляста поверхня, відома під назвою кучерявого скель.Кучеряві скелі характерні для дна і бічних схилів льодовикового ложа і є найбільш поширеними формами згладжує діяльності льодовика.

Близькі до кучерявим скелях за своєю формою і розташуванню так звані друмліни. На відміну від кучерявого скель вони складаються з пухких матеріалів морени або флювіогляціальних відкладень і лише зрідка мають всередині виходи корінних порід. Друмліни також витягнуті по напрямку руху льодовика. На відміну від баранячих лобів крутий їх схил звернений назустріч руху льодовика.

Усі зазначені нами форми, що утворилися в результаті ерозійної діяльності льодовика, виступають на поверхню лише в тих випадках, коли льодовик відступив або зник зовсім. Тому описані нами форми частково бувають захаращені моренним матеріалом або несуть на собі сліди вивітрювання і водноерозіонной діяльності. Зрозуміло, що більша або менша збереження цих форм буде залежати від стійкості порід. Краще зберігають форму кристалічні породи і вапняки, значно гірше - глинисті сланці і пісковики.

Форми рельєфу, зумовлені транспортної та акумулятивний діяльністю льодовика. Схили гір, що оточують область харчування льодовика, під впливом вивітрювання весь час руйнуються, і продукти вивітрювання (скелі, каміння, щебінь) звалюються на поверхню фірнових полів. Те ж відбувається зі схилами тієї долини, по дну якої рухається льодовик. Таким чином, краю льодовикового мови також бувають покриті осипами, що складаються з кутастих каменів і різного щебеню. Осипу каменів і щебеню, що потрапили на краю льодовикового мови, утворюють тут суцільні нагромадження, відомі під назвою крайової морени. Коли зливаються два або кілька льодовиків, крайові морени виявляються посередині, і тоді вони отримують назву серединних морен. За кількістю серединних морен можна судити про кількість злилися льодовиків. Уламкові матеріали крайових і серединних морен зазвичай бувають незграбні і зовсім не розсортовані. Камені і щебінь, що потрапили на поверхню фірнових полів, у міру накопичення снігу і фірну будуть надаватися вже на деякій глибині і навіть на дні льодовикового ложа. Уламковий матеріал, який опинився всередині льодовика, називають внутрішньої мореною.Уламковий же матеріал, що проник до самого дна льодовика, перемішується з продуктами вивітрювання льодовикового ложа і утворює так звану піддони або донну морену. Матеріал піддонного морени різко відрізняється від матеріалу інших морен. Тут переважають окатанні форми зі стертими краями і нерідко зі слідами полірування, шрамами та подряпинами.

Все моренні матеріали, які несе льодовик, відкладаються в кінці льодовика і утворюють кінцеву морену. У тих випадках, коли льодовик відступає, кінцевих морен буває кілька. Всі вони мають вигляд неправильних валів, які перетинають долину в поперечному напрямку. Уламковий матеріал кінцевих морен виключно різноманітний. Тут поряд з незграбними камінням, принесеними крайовими і серединними моренами, зустрічається чимало округлих каменів піддонного морени. Камені морен незалежно від їх форми називають ерратіческіе валунами. Розміри ерратіческіе валунів досить різні: від кулака і до великого будинку. Рельєф кінцевих морен в загальному досить складний. Перш за все тут впадають в очі нагромадження у вигляді паралельних пасом поперечного напрямку. Між грядами нерідко можна бачити озера. Гряди, розташовані у кінця льодовика, носять характер безладних нагромаджень, висота яких в залежності від розмірів льодовика може бути дуже різна (від декількох метрів і до багатьох десятків метрів). Нижче по долині розташовуються давніші гряди. Тут в результаті вивітрювання гострі кути уламків вже в якійсь мірі згладилися, а ділянки пухких відкладень вкрилися заростями трав і чагарників. Ще нижче по долині стародавні моренні гряди бувають частково розмиті, помітно знижені і нерідко покриті лісом.

Але льодовики, крім того, дають велику кількість талих вод, які забирають і відкладають уламковий матеріал далеко за межі кінцевих морен. Цей матеріал частково розсортовує. Так, у верхніх частинах потоку відкладається переважно слабо окатаний валунний і гальковий матеріал. Нижче, на ділянках малого ухилу, відкладаються піски, що складаються головним чином з «льодовикової борошна». У деяких випадках відкладення цих пісків створюють великі рівнинні ділянки, відомі в географічній літературі під назвою Зандра.

Парообразующей процеси.Крім льодовиків, в високогірних районах велику роботу по формуванню рельєфу проводять карообразующіе процеси. Суть цих процесів полягає в наступному. Поглиблення, що утворилися в результаті морозного вивітрювання в високогірних районах, найчастіше бувають заповнені снігом. Поглиблення ж, розташовані на висоті снігової лінії, в літній час зберігають сніг тільки на дні. Днем, під променями яскравого сонця, цей сніг тане з боків. Води, проникаючи в тріщини порід, прискорюють морозне вивітрювання і поглиблення поступово збільшується як в ширину, так і в глибину. В результаті поглиблення приймає кресловідную форму, відкритий край якого звернений у бік схилу гори. Подібні поглиблення, розміри яких коливаються від кількох десятків метрів і до кілометра, звуться карів. Кожен типовий кар має знижений поглиблення або дно кара. від схилу дно каравідмежоване деяким підвищенням, що носить назву порога кара. Дно кара з трьох боків оточене більш-менш крутими схилами, які піднімаються напівцирку і звуться плеча кара. На дні карів, розташованих вище снігової лінії, зазвичай залягає сніг, перехідний в фірн і фірновий лід. Слід сказати, що кари є дуже широко поширеними і дуже характерними формами високогірних районів.

Уламковий матеріал, який є продуктом морозного вивітрювання схилів кара, скочується на дно, і значна його частина потрапляє на поверхню фирнового поля. Звідси дрібні частинки несуться талими водами, а великі уламки - повільним рухом всього фирнового поля (на зразок руху льодовика, тільки ще більш повільного). Таким чином, ширина і глибина кара весь час збільшується. Однак цей процес не може відбуватися безмежно. Настає момент, коли дно кара виявляється нижче снігової лінії. При цих умовах сніг і фірн поступово тане і на дні кара утворюється так зване карів озеро. Зрозуміло, що карів озеро буде поступово заповнюватися зносяться сюди продуктами вивітрювання і надалі перетвориться на водозбірних «воронку» гірського потоку.

Однак кари набагато швидше ростуть в ширину, ніж в глибину. Тому при деяких сприятливих умовах вони можуть створювати набагато більш складні форми рельєфу. Наведемо приклади. В межах Західних і особливо Східних Саян на висоті 1700-2000 м нерідко можна спостерігати кари, в результаті врізання яких утворюються своєрідні каровиє долини, що прорізають плосковершінние хребти. При цьому стінки сусідніх карових долин можуть настільки зблизитися, що перетворюються у вузькі гребені. У деяких випадках подібні зближення задніх стінок карів двох протилежних схилів призводять до утворення гострих зубчастих гребенів. Нерідкі випадки, коли змикаються кари утворюють наскрізну долину ночвоподібної форми з майже горизонтальним дном. Прикладами таких долин можуть служити витоки річок Кана, Казир і ін.

Процеси карообразованія значно ускладнюються в тих випадках, коли відбуваються різкі зміни висоти снігової лінії. Так, наприклад, в льодовикові періоди снігові лінії багатьох гір виявлялися значно нижче сучасних. Процеси карообразованія, що протікали в різні льодовикові періоди, створили ряди карових поясів, розташованих на різних висотах. Так, наприклад, на Кавказі у Клухооского перевалу можна бачити сучасні (діючі) кари на висоті близько 2900 м А на висоті 2500-2600 м ми зустрічаємо ряд гірських карових озер, які в даний час поступово заповнюються осипами. Подібне поетапне розташування карових зон відомо під назвою карових сходів. Карові сходи зазвичай бувають добре виражені в рельєфі. Їх можна спостерігати у нас на Алтаї, Саянах, Тянь-Шані і на багатьох інших горах.

Форми рельєфу, зумовлені древнім заледенінням.У багатьох гірських країнах зустрічаються ділянки, де в даний час льодовиків немає, але є більш-менш явні сліди заледеніння. Це найчастіше льодовикові цирки, троги, баранячі лоби, купи типових ерратіческіе валунів і морени. Всі вони розташовані зазвичай значно нижче теперішньої снігової лінії.

Площі заледеніння в горах помірного пояса в льодовикове час були в багато разів більше сучасних. При цьому деякі гірські хребти виявлялися під тшпцамл суцільного крижаного покриву. В результаті подібного суцільного заледеніння гребені гір згладжувались, округлювалися, а вершини набували куполоподібні форми. Лише окремі хребти, що піднімалися над загальною поверхнею льодів (нунатаки), випробували на собі головним чином вплив морозного вивітрювання, навпаки, набули дуже різкі форми рельєфу.

Більш уважне вивчення слідів стародавнього заледеніння показало, що льодовики наступали і відступали не один раз. Вивчення пізніших озерних відкладень, що прикривають льодовикові відкладення, показало, що останні льодовики на території Німеччини і південної Швеції були приблизно близько 15 тис. Років тому.

Крім згладжування гребенів і вершин гір, льодовики розширювали і поглиблювали долини. Багато з цих долин, подпруженние грядами кінцевих морен, після танення льодовиків перетворилися в озера. Подібних підгачену озер дуже багато у всіх горах, що зазнавали заледеніння. Чимало озер утворилося також на місці колишніх цирків, а також між грядами морен.

Долинні льодовики в періоди зледенінь далеко виступали за межі снігових ліній. Так, наприклад, великі долинні льодовики Алтаю доходили до самих околиць гір. В даний час за цими долинах проклали свої русла такі річки, як Катунь, Бія, Бухтарма. У той час, коли за цими долинах спускалися льодовики, що оточують їх середньовисотні гори не мали льодовиків, і з цих гір стікали численні гірські потоки і річки. Вони приносили уламковий матеріал, який відкладається при їх гирлах, підгачену бічними моренами величезних долинних льодовиків. Після того як долинний льодовик розтанув, з цих колишніх виносів річок і залишків бічних морен утворилися потужні тераси. Висота цих терас на Алтаї доходить до 150-200 і більше метрів.

У гірських областях з древнім заледенінням пов'язані форми рельєфу, звані мовними басейнами. Мовний басейн представляє велику витягнутої або округлої форми западину, зайняту раніше кінцевою частиною льодовикового мови. Іноді западина заболочена, всіяна моренним матеріалом різного характеру. Депресії мовного басейну часто зайняті озерами.

Стародавні заледеніння зіграли величезну роль у формуванні рельєфу не тільки гірських, але і рівнинних країн. Останні для нас представляють особливий інтерес, тому що величезні площі рівнинних областей Європи, Азії та Північної Америки формувалися під впливом четвертинних зледенінь. Тут найголовніша роль належить не ерозійним, а головним чином акумулятивним формам. Зупинимося спочатку на внутрільодовикових формах рельєфу (т. Е. Тих формах, які знаходяться в районах зледеніння). Тут ми зустрічаємо велику кількість моренних пагорбів і межморенних знижень. Багато з цих знижень до теперішнього часу зайняті озерами, інші представляють собою спущені озера, що стали розширеними ділянками річкових долин.

Тут же на деяких ділянках нерідко зустрічаються своєрідні форми рельєфу, відомі під назвою камов, Ками являють собою невеликі височини з плоскими вершинами і м'якими обрисами схилів. У плані ці височини мають округлу і овальну форму. Камова пагорби зазвичай розташовуються групами і рідше поодинці. Складені ками суглинками і сортувати дрібнозернистими пісками. Іноді вони мають включення стрічкових глин. Це, мабуть, освіти підльодовикового. Спостерігати безпосередньо освіту камов не доводилося. Тому можна висловити тільки припущення. Судячи з характеру відкладень, ками могли виникнути з озерних відкладень, відкладалися під льодом на місці печер, вироблених підльодовикового талими водами. Після, коли льодовик розтанув, ці відкладення були прикриті моренним матеріалом. До форм, характерним для внутрільодовикових районів, відносяться також і друмліни.

У деяких порівняно рідкісних випадках спостерігаються сильно витягнуті гряди, що нагадують високі насипи залізниць. Вони зазвичай складені піском і гравієм, тягнуться (іноді уривчасто) на десятки кілометрів. Ці своєрідні гряди звуться озов. Їх напрямок різному, але частіше збігається з напрямком льодовика. Ози розташовуються на поверхні більш давнього рельєфу, і рівень їх коливається в залежності від підстилаючого рельєфу. Висота озов коливається від 20 до 50 м, а іноді доходить і до 70 м. Ози, мабуть, є відкладеннями тих потоків і річок, які текли під льодовиком, в товщі льодовика і можливо на поверхні льодовика (про останній свідчить відсутність зв'язку з підстильним рельєфом). Після стаівает льодовика ці річкові відкладення і утворили описані нами гряди. Ози поширені порівняно рідко.

Перейдемо тепер до рельєфу пояса кінцевих морен.

Перш дослідники схильні були бачити рельєф кінцевих морен всюди по межі зледеніння. Однак подальше вивчення показало, що це не так. Добре виражені кінцеві морени ми знаходимо в південній Фінляндії, в Карелії і північно-західній частині Західного Сибіру (біля Північного Уралу). В інших же районах, розташованих далі від центрів зледеніння, вони виражені слабо і до того ж сильно змінені подальшої денудаційна діяльністю.

Кінцеві ділянки льодовиків, розташовані дуже далеко від центрів зледеніння, мали порівняно невелику потужність і вкрай слабку рухливість. Ці так звані мертві, т. Е. Нерухомі, льоди навряд чи могли залишати велику кількість наносів. Зовсім інша положення створювалося в тих випадках, коли більш потужні товщі криги зустрічали на своєму шляху перешкоди у вигляді тих же мертвих льодів або височин. Тут льоди затримувалися і відкладається значні товщі мореного матеріалу. Таким чином, горбисті вали і гряди, що зустрічаються в межах рівнин, не можуть служити точним показником кордону заледеніння, як це думали раніше. Проте вони все ж розташовані в якийсь близькості від нижньої межі льодовика, і назва «конечноморенних» утворень до них цілком підходить.

Серед конечноморенних утворень ми знаходимо то горбисті, валоподобних гряди, іноді витягнуті на великі відстані, то окремі групи довгастих пагорбів, то паралельно розташованих гряд і т. Д. Прикладом може служити Смоленско-Московська конечноморенная гряда, яка тягнеться від Борисова на Оршу, потім Вязьму , Дмитров, Ярославль і далі. Тут висоти горбистій гряди досягають 200-250 і навіть 280 м.

Інші форми спостерігаються біля зовнішньої сторони кордону льодовика. Тут вже форми рельєфу обумовлені діяльністю не самих льодовиків, а тих вод, що утворюються в результаті танення льодів. Потоки талих вод розтікаються по рівнинним просторів і відкладають тут принесений ними зважений матеріал. Характерною особливістю потоків, розташованих біля кордону заледеніння, є різке коливання рівнів, пов'язане з посиленням танення льодів в денний час ( 'не кажучи вже про сезонах). Останнє викликає неоднорідність відкладень і часті зміни русел. В результаті у зовнішнього краю морен виникають плоскі конуси виносів, а далі великі зандрові рівнини. Прикладами подібних зандрова рівнин можуть служити Поліссі, а також значна частина Дніпровської і Оксько-Донський низовини.

Чим далі рухаються потоки талих льодовикових вод, тим менше вони містять грубого уламкового матеріалу. У крайових частинах вони відкладають лише дрібний пісок і глинистий мул. Періодично повторювані розливи призводять до того, що принесений ними тонкий уламковий матеріал відкладається на величезних просторах. З цього матеріалу, мабуть, і утворилися ті лесовидні товщі порід, характерні для великих лісостепових і степових районів (Україна, Дона і Передкавказзя, а також південної і південно-східної частини Західно-Сибірської низовини).

Ми розглянули всі найголовніші форми рельєфу, зумовлені льодовикової діяльністю. Однак необхідно сказати, що всі ці форми в результаті подальшої діяльності екзогенних факторів (і особливо текучих вод), в значній мірі змінили характер описаних нами форм. Проте ці форми грають не тільки величезну роль у подальшому розвитку рельєфу, але також мають величезний вплив у формуванні всієї сучасної географічної середовища. Крім впливу на рельєф, підземні і наземні води, льодовикові відкладення відіграють колосальну роль при утворенні грунтів і рослинних угруповань.

 



Висотні характеристики гір | Поняття про гірських породах
загрузка...
© um.co.ua - учбові матеріали та реферати