Экзамен (774644), страница 3

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 3)

Избирательный характер денудации определяется:

1) Устойчивостью пород, слагающих рельеф (определяется плотностью, растворимостью, пластичностью, вязкостью и другими качествами).

2) Последовательностью их чередования (преобладание толщ устойчивых или неустойчивых, равномерное чередование пород с различной устойчивостью, толщи пород однородной устойчивости). Например, в монотонно построенных толщах устойчивых или неустойчивых пород мертвая СФ остается слабо выраженной или не выраженной в рельефе.

3) Мощностью толщ или размерами магматических тел (большие, средние, малые).

4) Степенью однородности пород. Неоднородность пород в процессе выветривания приводит к образованию весьма оригинальных форм мезо- и микрорельефа, особенно в условиях полупустынного климата и селективной денудации. Так, в неоднородных толщах с легкорастворимым цементом (соленосных, гипсоносных, карбонатных пород) происходит образование ячеек, каверн, пещер и т.д. Эти формы могут значительно усложнять морфологическое выражение деформаций.

11. Климат, как рельефообразующий фактор. Тенденции изменения климата за новейший этап. Причины климатических изменений.

Климат Земли влияет преимущественно на экзогенные факторы, он определяет генетические типы экзогенных процессов и отчасти интенсивность их воздействия. Влияние климата особенно велико для всех видов выветривания, в меньшей степени от климатического фактора зависит скорость сноса и накопления.

Основными закономерностями климата являются его изменения – латеральные и вертикальные. Первые определяются преимущественно положением Земли относительно Солнца и образуют планетарную климатическую зональность – от полюсов к экватору. Вторые создают ороклиматическую зональность. Она обусловлена главным образом эндогенным фактором и изменением температуры атмосферы с высотой. Ороклиматическая зональность наиболее ярко выражения в высокогорных странах средних и низких широт.

Большое рельефообразующее значение имеют изменения климата во времени. Предполагается, что одной из главных причин перемен климата Земли являются соответствующие увеличения или уменьшения потока лучистой энергии Солнца. Плейстоценовые оледенения имели огромное воздействие на характер экзогенных процессов во всех оболочках Земли.

Типы климата:

- нивальный

- субарктический

- гумидный

- аридный

Субширотные климатические пояса:

- экваториальный

- субэкваториальный

- тропический

- субтропический

- умеренный

- субарктический

- арктический

12. Зональность рельефа платформенных областей в пределах материкового оледенения.

Локальная зональность – развита в пределах одновозрастного ледникового покрова, обусловлена динамикой и морфологией поток льда в его периферической части. В плане эти потоки заканчиваются в виде лопастей. Последние распадались на более мелкие формы – языки, придавая очертаниям окончания ледникового потока фестончатый характер. В процессе регрессии оледенения в пределах таких ледниковых языков рельеф формировался в трех зонах: внутренней, краевой и внешней. Они определяли пространственно расположение гляциальных и флювиогляциальных форм

- Для внутренней зоны ледниковых языков характерны моренные равнины. Водно-ледниковые формы здесь встречаются редко и на ограниченной территории.

- В краевой ледниковой зоне разнообразны гляциальные (конечные морены) и флювиогляциальные (озы и камы) формы, а также многочисленные ложбины стока талых вод.

- Во внешней зоне формируется рельеф равнин – зандровых и озерно-ледниковых.

Локальная зональность рельефа осложняется в связи с продвижением и отступанием льдов. Этот процесс в геологическом прошлом носил неравномерный характер, обусловленный как местными факторами, так и глобальными климатическими изменениями. В случае длительного стояния ледника в рельефе приобретают ярко выраженное значение гряды конечных море, в случае быстрого его отступания – различные сочетания хорошо развитых флювиогляциальных форм, наложенных на моренные равнины.

Региональная зональность рельефа устанавливается для областей развития разновозрастных ледниковых покровов. В Восточной Европе на разновысотных равнинах выделяются три зоны с различными типами рельефа:

- I зона – интенсивной ледниковой экзарации – охватывает Балтийский щит и простирается в южном направлении до С.-Петербурга. Она характеризуется преобладанием форм ледниковой денудации и парагенезом систем озовых и напорных конечно-моренных гряд в сочетании с озерными котловинами и равнинами.

- II зона – ледниковой аккумуляции – начинается к югу от первой зоны до гряд конечных морен последнего оледенения. Она представлена рельефом грядово-холмистых моренных равнин, в северных районах местами осложненных друмлинами и камами.

- III зона – простирается до границ максимального оледенения. Рельеф древних моренных слабоволнистых и плоских равнин сменяется обширными зандровыми равнинами. Здесь моренные отложения сложно сочетаются с флювиогляциальными и перекрываются более молодыми – аллювиальными.

13. Характерные формы рельефа в области ледниковой экзарации (Балтийский щит).

Зона интенсивной ледниковой экзарации – охватывает Балтийский щит и простирается в южном направлении до С.-Петербурга. Она характеризуется преобладанием форм ледниковой денудации и парагенезом систем озовых и напорных конечно-моренных гряд в сочетании с озерными котловинами и равнинами.

Озы – линейно-вытянутые гряды водно-ледникового происхождения, сложенные косослоистыми песками, гравием и галькой. По своему составу и строению озы близки камам, но в общем сложены более грубым материалом. Озы имеют вид валов с крутыми склонами и суженными гребнями. Гребневые линии ровные или плавно ундулируют. Крупные формы достигают высоты 100 м и протягиваются на сотни км; мелкие имеют высоту 2-3 м и длину сотни м – первые км.

Материал озов варьирует от крупных валунов до тонкого ила и слоистых глин. Особенно часто бывает представлен песками и галькой с косой слоистостью, позволяющей судить о направлении движения воды. В некоторых случаях слои располагаются в виде больших арок, приподнятых в середине и снижающихся у склонов. Озы расположены на днищах котловин и долин, либо приурочены к равнинам, Встречаются поодиночке и группами, часто образуют конфлюэнтные системы, в некоторых случаях объединяются в густые сети, причленяются к камам и камовым террасам. В плане изгибаются, меандрируют, мало считаются с локальными неровностями рельефа.

Формирование озов связано с заполнением внутриледниковых туннелей и трещин продуктами перемыва морены. Наиболее крупные формы образованы путем дельтовой аккумуляции, шедшей у выходов подледниковых каналов в прогляциальные бассейны. Основная масса озов образована целиком внутри ледниковых туннелей или в открытых трещинах-каналах, ограниченных высокими стенками мертвого льда, путем их заполнения.

Конечные морены являются результатом ледниковой аккумуляции у краев активных ледников. Конечные морены - грядовые формы высотой от первых метров (и менее) до 100 м и более. Наиболее высокие гряды ассоциируют с концами долинных ледников. На низменностях конечные морены могут прослеживаться на расстоянии в сотни км, для них характерны частые прорывы, образованные потоками талых вод.

В образовании конечных морен принимают участие три механизма, которые часто дополняют друг друга:

- демпинг – сваливание моренного материала. Может создать крупные гряды лишь в случае очень длительного стационарного положения ледника;

- пушинг – проталкивание материала. Сопровождает подвижки ледников и может создавать высокие асимметричные гряды, нагромождая и дислоцирую морену и неледниковые отложение предполий. Во внутренней структуре морены присутствуют следы складчатых, взбросовых, чешуйчато-надвиговых дислокаций;

- сквизинг – выдавливающее нагнетание. Ему подвергаются водонасыщенные моренные толщи, испытывающие неравномерное давление со стороны налегающего льда. Материал нагнетается в подледные трещины и туннели (формирование сетчатых гряд и грядок) или к ледниковому краю (конечные морены нагнетания).

При выдавливании полужидкой морены из-под ледников, спускающихся в морские или озерные бассейны возникают мелкие асимметричные гряды (проксимальные склоны пологие, дистальные - крутые), которые при отступании ледника могут покрывать обширные площади, создавая грядово-мореннные ландшафты типа “стиральной доски”.

Перед краями ледниковых покровов и в горных долинах при их подпруживании долинными ледниками возникают ледниково-подпрудные озера, в которых формируются ледниково-озерные, или лимно-гляциальные отложения.

Грубообломочный материал, выносимый в озера, обычно остается в маргинальных дельтах. Такие потоки всегда перегружены наносами, и поэтому они способны чрезвычайно быстро создавать большие аккумулятивные формы.

Тонкий материал выносится в центральные части озер, где образует обширные покровы глин и ила. В пределах этих покровов встречается много обломков гравийно-галечной и валунной размерности (связаны с айсберговым разносом – рафтингом).

Лимно-гляциальные отложения слагают дельтово-ледниковые террасы камовых комплексов, значительную часть камов, а также толщи ленточных глин - четко стратифицированных осадков, состоящих из большого числа параллельных лент. Каждая лента – результат годичного цикла осадконакопления в условиях озер, находящихся большую часть года в замерзшем состоянии. Она всегда состоит из двух слоев: верхнего - зимнего, тонкозернистого (глинистого), темноцветного (за счет обогащения органикой), образованного под ледяным покровом; нижнего – летнего, сравнительно грубого (в основном тонкопесчаного), светлоокрашенного, образованного в разгар сезона абляции.

14. Формы рельефа материкового оледенения за границей Балтийского щита.

Зона ледниковой аккумуляции – начинается к югу от С.-Петербурга до гряд конечных морен последнего оледенения. Она представлена рельефом грядово-холмистых моренных равнин, в северных районах местами осложненных друмлинами и камами.

Камы – крутосклонные холмы и короткие гряды областей древних оледенений; существуют в двух видах:

1 - изолированные крутосклонные холмы. Варьируют от бугров высотой в несколько м до конических холмов высотой до 40-50 м. Практически всегда сложены песчаным и гравийно-галечным материалом, который в ядрах холмов обычно относительно хорошо слоист, а в краевых частях нарушен обвально-оползневыми структурами. В разрезах часто встречаются линзы морены и большие штрихованные валуны. Многие камы покрыты чехлом перемытого моренного материала.

2 – комплексы взаимосвязанных форм, образующих ландшафты холмов и западин.

Камы образуются несколькими способами:

1 – основной, связан с флювиогляциальной и моренной аккумуляцией на участках таяния мертвого льда. Слоистые камовые осадки накапливаются в озерах между ледяными глыбами, несортированный материал стекает с остаточных ледниковых массивов, чехол из перемытой морены проектируется со льда или отлагается позднеледниковыми потоками. Крупные камы, прислоняющиеся к коренным склонам долин и имеющие плоские поверхности, называются камовыми террасами;

2 - формирование флювиогляциальных дельтовых конусов перед фронтом малоподвижных ледников, оканчивающихся в приледниковых озерах. Слияние конусов образует линейные комплексы асимметричных камов с длинными пологими дистальными склонами и короткими крутыми проксимальными. Их высоты часто превосходят 100 м, ширина достигает 2 км. Такие комплексы называют камовыми моренами.

3 – просадки и обрушение флювиогляциального материала, отложившегося на поверхности мертвого льда. Возникает беспорядочно-холмистый рельеф камовых холмов.

Друмлинные поля - разновидность моренных равнин. Они имеют характерный рельеф низких холмов обтекаемой формы. Друмлины почти всегда встречаются группами.

Отдельные друмлины сложены основной мореной – сильно уплотненными, несортированными валунными глинами и суглинками, реже песками, имеющими гляциодинамические текстуры и предпочтительно продольную ориентировку.

Тупыми, сравнительно высокими и крутыми концами друмлины обращены навстречу движению льда, более пологими и узкими концами – в противоположном направлении. Длинные оси друмлинов соответствуют реконструированному направлению движения льда. Высота холмов варьирует от 8 до 60 м (средняя 30 м), длина – от 400 до 2500 м (средняя 1500 м), ширина от 150 до 700 м (средняя 500 м).

Происхождение друмлинов связывают с процессами подледной аккумуляции и ледниковой эрозии, идущими в условиях их неустойчивого равновесия. Предполагается, что часть друмлинов возникла при неравномерном выпахивании и переотложении ранее сформированной основной морены, а часть - при неравномерной моренной аккумуляции.

Моренные равнины имеют неправильно-волнистый рельеф и сложены основной мореной, местами перекрытой скоплениями абляционной морены и водно-ледниковых осадков.

Характеристики

Список файлов ответов (шпаргалок)