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 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.