Основы геоморфологии


НазваниеОсновы геоморфологии
страница9/15
Дата публикации18.03.2013
Размер2.47 Mb.
ТипДокументы
referatdb.ru > География > Документы
1   ...   5   6   7   8   9   10   11   12   ...   15

ГЛАВА 12.

^

Геоморфологические процессы

и формы рельефа областей

плейстоценового оледенения




Общие представления


В геологической истории Земли крупные покровные ледники образовывались неоднократно. Например, в пермо-карбоне оледене­ние охватывало значительную часть материка Гондваны. Следы ледниковой деятельности в виде деформированной морены (тиллиты), отшлифованных ледником скал и бараньих лбов сохранились в Южной Африке и Австралии.

Наиболее изучено антропогеновое, плейстоценовое оледене­ние, так как мощные моренные и водно-ледниковые отложения, а также специфические формы рельефа покрывают значительную часть Европы, Азии, Северной Америки. Комплекс изменений при­родной среды, вызванных оледенениями, настолько велик, что ими занимаются самостоятельные науки — четвертичная геология, гео­морфология и палеогеография плейстоцена. Необходимость изучать ледниковые отложения и формы рельефа, с ними связанные, вызвана в первую очередь тем, что появление и жизнь древнего человека совпали с оледенениями. К тому же современный человек, занима­ясь хозяйственной деятельностью, использует породы, созданные лед­ником. Почвообразующими породами на огромном пространстве ма­териков служат отложения ледника и его талых вод. Кроме того, формирование климата, а вслед за ним природных зон также тесно связано с эпохами оледенений.

Несмотря на то, что созданные ледником отложения лежат на поверхности, изучены они далеко недостаточно. В отличие от осадочных пород морского происхождения, ледниковые осадки, как правило, не содержат руководящих остатков фауны и флоры. Моренные отложения отличаются пестрым литологическим составом, который меняется на небольшом протяжении.

К числу основных методов, используемых в четвертичной гео­логии (геологии антропогена), относится литолого-стратиграфический. Он построен на изучении соотношения моренных (леднико­вых) и межморенных (межледниковых) отложений. Последние представлены озерными глинами, сапропелями, лессами, торфом, почвами, образованными на данной территории и погребенными между слоя­ми морен, принесенных ледником. Изучение межледниковых осад­ков спорово-пыльцевым (палинологическим), диатомовым, карпологическим, остракодовым и другими палеонтологическими методами позволяет определить общий характер природной среды в теплые межледниковые эпохи. В четвертичной геологии большое примене­ние находит геоморфологический метод, так как формы рельефа на территории, испытавшей оледенение, отличаются четкой закономер­ностью происхождения и распространения.

Существуют два основных взгляда на причину возникновения оледенений на Земле. Один из них рассматривает это явление как результат тектонических (горообразование) этапов на планете. Наиболее значительный альпийский орогенез предшествовал плей­стоценовому оледенению. Возникновение высочайших горных сис­тем вызвало коренные нарушения природной среды в целом: сокращение океанов, увеличение высоты суши, изменение климата в сторону похолодания и иссушения, формирование новой системы океанических течений и т.д. Согласно расчетным данным, для нача­ла ледниковой эпохи достаточно понижения среднегодовой темпе­ратуры на севере Европы на 3 - 5°, что могло произойти в связи с указанными процессами.

Вторая точка зрения объясняет причину образования матери­ковых ледников теллурическими причинами — периодическим уменьшением солнечной радиации.

Установлены четыре эпохи оледенения, выделенные в Аль­пах еще А. Пенком и Е. Брюкнером. Аналоги горных ледниковых эпох обнаружены на равнинах Европы и Северной Америки. Аль­пийские названия перенесены на равнины, но в разных регионах и странах существуют свои названия ледниковых эпох. Наиболее древ­нее гюнцское (gunz G) сменилось миндельским indel М), за­тем рисским (rissR) и последним— вюрмским (wurmW). Соответствующие межледниковые эпохи названы гюнц-миндельской (GМ), миндель-рисской R), рисс-вюрмской (RW).

В отечественной геологической и геоморфологической лите­ратуре для ледниковых эпох утвердились следующие названия: ок­ская (миндельская), днепровская, московская, валдайская; для меж­ледниковых: лихвинская, одинцовская (рославльская), микулинская (муравинская). В Беларуси также существуют свои названия лед­никовых и межледниковых эпох (см. главу 19).

Максимальным оледенением в Восточной Европе является днепровское (рисское). Его южная граница проходила у северного подножия Средне-Европейских гор и Волыно-Подольской возвышенности, затем спускалась на юг по долине Днепра вплоть до 48"30' северной широты, образуя днепровский язык. Обогнув с севера Среднерусскую возвышенность, край ледника спускался по долине Дона до впадения реки Медведицы (донской язык), а затем подни­мался на северо-восток в обход Приволжской возвышенности и к Уралу около 59° северной широты.

Последующие ледниковые эпохи занимали значительно мень­шую площадь. Граница московского оледенения проводится от за­падной границы Беларуси (Беловежская гряда) и далее на Ганцевичи, Солигорск, Бобруйск, Климовичи, Рославль к Москве, далее к Ко­ломне, Владимиру, Галичу на Волге, огибая Северные Увалы и спускаясь по среднему течению реки Юг.

Наиболее молодое валдайское оледенение распространялось лишь на севере западе Европы по линии: Берлин-Варшава, далее Гродно-Вильнюс-Свирь-Лепель-Орша, отсюда вдоль восточной окраины Валдайской возвышенности на северо-восток к устью Мезени (рис. 43).

Территория Беларуси является одним из эталонов геологии и геоморфологии антропогена, так как на ней экспонированы осадки и формы рельефа трех последних ледниковых эпох и представлен комплекс типичных гляциальных и водно-гляциальных комплексов.
^ Условия формирования рельефа

плейстоценового материкового

оледенения

Древние ледники покровного типа, подобно горным, при своем движении производили эрозию (экзарацию) и аккумуляцию. Боль­шую роль в формировании рельефа северных равнин играли также ледниковые воды, которые распространялись далеко на юг за преде­лы ледникового покрова.

Типы и формы ледникового рельефа располагаются согласно определенной закономерности, которая при продвижении с севера на юг носит характер геоморфологической зональности. Северная зона накопления и формирования ледника отличается преобладани­ем экзарации. Южнее находится обширная зона ледниковой акку­муляции, включающая территорию до южной границы максимально­го оледенения. Третья зона— зандровая связана с деятельностью водно-ледниковых (флювиогляциальных) потоков. Последняя зона, внеледниковая, охватывает участки территории, непосредственно не затронутые деятельностью ледника и его талых вод.

Генезис типов и форм рельефа на территории древнего оле­денения и их сохранность зависят от ряда причин, из которых глав­ную роль играет возраст, т.е. принадлежность их к древней или молодой эпохе оледенения.

^ Рельеф в зоне ледниковой экзарации

Закономерность размещения форм и генезис гляциальной гео­морфологии рассмотрим на примере конкретной территории. Наи­более типичной может служить Восточно-Европейская равнина, на которой сформировался ледниковый комплекс, включающий назван­ные геоморфологические зоны.

Зона ледниковой экзарации в этом регионе представлена круп­ным Скандинавским, или Балтийским, центром оледенения, который служил областью питания для всех материковых оледенений Евро­пы. Центры меньших размеров размещались на Полярном Урале, островах Новая Земля, а в Азии — на полуостровах Таймыр и Чу­котка. Крупным центром оледенения Северной Америки является Канадский (Северо-Американский).

Скандинавская питающая область занимала примерно терри­торию Балтийского щита, внутренние части Скандинавских гор, впадину Балтийского моря. Большая мощность (свыше 2 тысяч метров) ледника, распространение твердых, но трещиноватых кристалличес­ких пород способствовали разрушительной деятельности ледника. Она выражалась в выпахивании, механическом отрыве крупных глыб (отторженцев), шлифовке и полировке поверхности кристалличес­ких пород. В результате выступы коренного ложа приобретали форму бараньих лбов и курчавых скал, а понижения переуглублялись, получая очертания трогов. Типичный пример — сельговые гряды, не­высокие, отполированные повышения, вытянутые вдоль движения ледника. Они сложены однородными жильными кварцитами и раз­делены выпаханными ледником понижениями, занятыми озерами, болотами, небольшими речками.

В зоне центра оледенения связь с тектоническими структура ми проявляется также в образовании озерных котловин и речных долин, совпадающих с линиями молодых разломов. Таковы много­численные озера Финляндии, Карелии, Кольского полуострова, Шве­ции, Канады, вытянутые в направлении движения ледника в троговых долинах (рис. 44).

Ледниковая экзарация выразилась и в формировании специ­фических типов берегов. К ним относятся фиордовые берега, отра­жающие в своем строении этапы развития зоны ледниковой экза­рации. Типичные фиорды представляют собой узкие, глубокие, кру­тосклонные заливы, глубоко вдающиеся в сушу под большим углом к берегу. В верхней части в фиорд обычно впадает река с признака­ми невыработанного профиля.

В доледниковое время на месте фиордов располагались реч­ные долины, которые в условиях общего тектонического поднятия имели форму каньонов. В эпоху оледенения долины заполнялись льдом и приобретали форму трогов. Под влиянием ледниковой на­грузки Балтийский щит испытал изостатическое погружение, поэто­му в период таяния ледника троговые долины заполнились водой и превратились в заливы. Троговое происхождение подтверждает­ся не только формой заливов, но и наличием ригеля на границе фиорда и моря. В условиях современного изостатического поднятия суши фиорды теоретически должны быть осушены и превратиться в речные долины, однако для этого требуется длительное время.

Фиордовые берега получили широкое распространение как в Арктической, так и в Антарктической областях (в Скандинавии, на острове Исландия, в Гренландии, на северо-западе Северной Аме­рики, в Патогонии, на Огненной Земле, в Южно-Американском сек­торе Антарктиды). Фиордовое происхождение имеют проливы Маточкин шар и Магелланов В целом этот тип берегов благоприятен для судоходства, а в некоторых странах с холодным климатом фи­орды служат наиболее удобным местом поселений человека.

Связь с ледниковой деятельностью обнаруживает и шхерный тип берегов, распространенный в Балтийском и Северном морях. Шхеры — это скопление многочисленных скалистых островков и мелей, имеющих форму бараньих лбов. Процессу экзарации выс­тупы кристаллических пород были подвергнуты в эпоху оледене­ния. При таянии ледника и образовании морского бассейна они пре­вратились в шхеры, затрудняющие прибрежное судоходство.

Многочисленные формы ледниковой денудации возникли в зоне ледникового центра недавно, в эпоху последнего оледенения — около 35 - 40 тысяч лет назад. Во время таяния ледника на этой территории формировались еще более молодые (менее 20 ты­сяч лет) формы ледниковой аккумуляции. К ним относятся цепи конечных морен Сальпауселькя, вытянутые на юге Швеции, Финлян­дии и Карелии. Сальпауселькя имеет большое гидрологическое и геоморфологическое значение, являясь подпрудой для многочис­ленных озер, расположенных севернее. О молодости аккумулятив­ного рельефа свидетельствуют также многочисленные озовые гря­ды, пересекающие озера, заболоченные низины, вытянутые вдоль движения ледника.

Эрозионная сеть зоны экзарации оформилась после отступа­ния ледника, около 12-10 тысяч лет назад. Молодые речные доли­ны отличаются невыработанным продольным профилем, в котором озеровидные расширения или живые озера чередуются с выпуклы­ми порожистыми участками. В местах пересечения моренных гряд или выступов кристаллических пород образуются небольшие водо­пады (Кивач).
^ Рельеф в зоне ледниковой аккумуляции
Зона ледниковой аккумуляции протягивается от центра оле­денения до максимальной границы его распространения. Однако рассматривать рельеф этой зоны в целом не представляется воз­можным, так как он заметно различается как по генезису, так и по возрасту.

Наиболее типичен рельеф ледниковой аккумуляции в грани­цах последнего оледенения. Его граница проходит по линии: Бер­лин — Варшава в Западней Европе, а на территории Беларуси се­вернее Гродно — на Вильнюс — севернее Молодечно — на Лепель — Оршу и далее севернее Смоленска— к Клину— Дмитрову — на Вышний Волочек — Череповец. На северо-востоке Восточно-Ев­ропейской равнины граница резко сворачивает к устью реки Ме­зень. Рельеф этой территории отличается молодостью и хорошей сохранностью. Вместе с формами подвижного (активного) льда зна­чительную роль на ней играли процессы, связанные с неподвижным (мертвым) льдом и деятельностью талых вод. Широкое распространение живых озер в ледниковых котловинах послужило основани­ем называть подобные территории Поозерьями.

Накопление моренных отложений и образование специфичес­ких форм рельефа — основной итог деятельности ледника валдайс­кого возраста. Мощность моренных и флювиогляциальных осадков достигает 100 - 150 метров. Гранулометрический и литологический состав морен заметно отличается от осадков зоны экзарации. На­ряду с грубым валунным, много валунно-глинистого, песчаного ма­териала. Вместе с кристаллическими породами большую роль игра­ют осадочные (доломиты, мергели), попавшие в состав морены по мере продвижения ледника к югу за пределы кристаллического щита. Морены различаются и по цвету. На Восточно-Европейской равни­не преобладает красно-коричневый цвет, соответствующий силикат­ному составу, в Западной Европе цвет приближается к палевому и выражает повышенную карбонатность.

В зоне ледниковой аккумуляции питание ледника резко со­кращалось, большое значение имели процессы таяния и южный край его приобретал неровный, волнистый характер, так как в понижени­ях рельефа возникали потоки, лопасти и языки, уходившие далеко на юг, возвышенности же коренного или более древнего ледникового рельефа служили препятствием продвижению ледника, заставляли его останавливаться. Этапы движения и остановок ледника носили пульсирующий характер в связи с изменением климата, интенсив­ности питания. В зависимости от расположения лопастей и языков формируются и размещаются различные по генезису типы и формы рельефа.

К числу распространенного рельефа ледниковой аккумуляции в границах последнего оледенения относится холмисто-моренно-озерный, или холмисто-моренно-котловинный. Он представлен сочетани­ем разбросанных в неопределенном положении моренных холмов и понижений между ними, занятых озерами или болотами (рис. 45).

Бросается в глаза сложность строения поверхности в соче­тании с мозаичностью почвенно-растительного покрова, направлен­ностью и интенсивностью склоновых процессов. Такой рельеф с относительными превышениями 20 - 60 метров отличается живо­писностью, но, вместе с тем, и рядом неудобств при сельскохозяй­ственном использовании. Пригодные для распашки склоны состав­ляют небольшие площади, вершины заняты лесом или суходоль­ным лугом, а подножия — заболоченными ландшафтами.

Образование холмисто-моренно-озерного рельефа, по-видимо­му, связано с участками распространения малоподвижного, или мер­твого, перегруженного мореной льда в языковой области. Каменный материал в его теле опускался на поверхность ложа при таянии ледника и образовал описанный тип рельефа, широко распростра­ненный на территории Балтийских Поозерий.

Рельеф ледниковых языков характеризуется также полого-волнистыми донно-моренными равнинами. В отличие от холмисто-моренного рельефа эти равнины сложены тяжелыми моренными суглинками и при условии мелиорации удобны для сельскохозяй­ственного использования. Небольшие повышения и группы холмов на их поверхности чаще всего представлены камами.

Заметное место в границах последнего оледенения занимает рельеф озерно-ледниковых низин. Это полого-вогнутые равнинные пространства, сложенные отсортированными песками и ленточными (шоколадными) глинами, накопившимися в холодных приледниковых водоемах. Последние занимали обширные пространства в эпо­ху таяния ледника, заполняли гляциодепрессии между конечно-мо­ренными возвышенностями. Плоская поверхность низин разнообра­зится группами моренных холмов — бывшими островами озера. На окраинах обнаруживаются древние береговые линии и террасовые уровни. Озерно-ледниковые низины обычно облесены и заболочены.

Среди болот сохранились остаточные озера. Существование приледниковых водоемов в эпоху таяния ледника поддерживалось его талыми водами. Формирование вытока из них сопровождалось образованием сквозной речной долины и спуском озера. Класси­ческим примером могут служить озерно-ледниковые низины в вер­хнем отрезке течения Западной Двины (Лучосская, Суражская, Полоцкая), Приильменская низина, впадина древнего озера Агассица в Северной Америке и др.

Особый сложный рельеф в зоне ледниковой аккумуляции создают конечные, или краевые возвышенности и гряды. Они озна­чают границу распространения льда самостоятельной ледниковой эпохи, а также южный край продвижения ледниковых языков в отдельные стадии, или фазы, т.е. этапы длительных остановок и таяния ледника в условиях временного потепления климата. Ус­тановить возраст и генезис краевых образований довольно трудно, для этого требуются комплексные исследования.

Конечные морены представлены холмистыми возвышеннос­тями или системой гряд, вытянутых в субширотном направлении перпендикулярно к расположению ледниковых языков. По высоте они занимают господствующее положение, являясь водоразделами между речными системами. Для конечных морен характерны значи­тельные относительные превышения, создаваемые глубокими озерными котловинами В таких местах крупные куполовидные холмы с крутизной склонов более 25° перемежаются с глубокими округ­лыми впадинами.

По происхождению конечно-моренные возвышенности и гря­ды могут быть аккумулятивные (насыпные) и напорные. Первые формируются при длительном стационарном положении края лед­никового языка и постепенном вытаивании моренного материала. В результате образуются пологие возвышенности с небольшими от­носительными превышениями поверхности.

Напорные конечные морены — это итог активного наступания ледникового языка, который передвигает перед собой моренные отложения, придавая им вид невысокой горной гряды. Проксимальный склон такой гряды, обращенный на север, к леднику, обычно более пологий, а дистальный (задний) — более крутой. Для напор­ных морен характерны крупные отторженцы. Они представлены глыбами кристаллических или осадочных пород, перенесенных на далекое расстояние. Отторженцы мергелей, доломитов, известняков, захваченные ледником из Южной Швеции, Северной Эстонии,— важный источник добычи карбонатных полезных ископаемых.

Напорные морены нередко обнаруживают признаки складок — гляциодислокаций. Система надвигов, антиклиналей, синклиналей, наклоненных складок создает видимость горообразовательных про­цессов. Пример — дислоцированные меловые отторженцы, надвину­тые на краевые морены на севере острова Рюген (Германия), где они образуют высокие белые морские обрывы с разнообразной фауной мелового моря.

Наиболее высокие конечно-моренные возвышенности образу­ются на стыке двух ледниковых языков или лопастей называются угловыми массивами. В тех случаях, когда ледниковые языки обтекают моренную возвышенность более древнего возраста, последняя именуется островной.

На Восточно-Европейской равнине можно указать классичес­кие конечные морены в зоне последнего оледенения. К их числу относится Балтийская гряда, вытянутая почти на 500 километров, не менее крупная система конечных морен Валдайской возвышеннос­ти. Разнообразный и сложный комплекс конечных морен образует Мекленбургское моренное плато на севере Германии. В Беларуси типичными краевыми образованиями на территории Поозерья явля­ются Свенцянская возвышенность, Браславские гряды, а Витебская и Городокская относятся к числу островных возвышенностей.

На территории Восточно-Европейской равнины конечные морены образуют несколько параллельных полос деградации (от­ступания), фиксирующих максимальное положение валдайского лед­ника и его стадии. Граница максимального распространения ледяно­го покрова получила название бологовской стадии, которая сопос­тавляется с бранденбургской стадией максимального продвижения ледника в Западной Европе. Севернее ее расположены конечные морены едровской стадии — франкфуртской в Западной Европе. Следующая, вепсовская стадия известна в Западной Европе под названием померанской. Все три стадии распространены в Белару­си. Самая северная стадия — Сальпауселькя на территории Фин­ляндии отмечена одноименными конечно-моренными грядами, имею­щими возраст около 12 - 13 тысяч лет.

Описанные типы ледникового рельефа в зоне валдайского оледенения разнообразятся своеобразными формами рельефа, могу­щими служить индикаторами возраста и происхождения ледниково­го комплекса на конкретном участке.

Озы внешне представляют собой длинные гряды, вытянутые по движению ледника. Сверху бросается в глаза их наложенность и независимость расположения от подстилающего рельефа. Озы Балтийских Поозерий, особенно Финляндии, Польши, Швеции, тянут­ся на несколько километров, пересекая озера, болота, взбираясь на холмы. В заболоченных низинах они используются как удобная трасса железных и шоссейных дорог. Сложены озы слоистым песчаным материалом с прослойками ленточных глин и мелкого гравия. С поверхности во многих случаях образуется слой моренного суглин­ка с крупными валунами. Высота озовых гряд над местным базисом эрозии достигает 30 — 40 метров, а угол наклона склонов превыша­ет 25° (рис. 46).

Песчаный озовый материал скатывался в русло наледниковых потоков, а при таянии ледника проектировался на поверхность его ложа. Подобный процесс мог происходить в подледниковых и внутриледниковых тоннелях, длинных пустотах, а также продоль­ных трещинах. Вытаивание озового материала сопровождалось на­ложением на его вершину поверхностной морены. Наиболее харак­терные по форме гряды образовались во внутриледниковых тонне­лях и называются выдавленными. Вероятно, формирование озов происходило в условиях малоподвижного или мертвого льда.

Камы — одиночные или групповые холмы, характерные для краевых возвышенностей и моренных равнин. Они отличаются ку­половидной формой и как бы насажены на моренный рельеф. На местности камы выделяются крутыми склонами, распространением естественной лесной или луговой растительности. Плотный тон­кослоистый песчаный материал с прослойками глин или гравия от­ражает способы их формирования. Образуются камы подобно озам, только не в линейно вытянутых пустотах, а в замкнутых озеровидных понижениях. На поверхности ледника они наполняются тонким песчаным материалом, принесенным летом поверхностными вода­ми. Спроектированный при таянии ледника на поверхность такой "слепок" наледникового озера преобразуется в камовый холм. Ти­пичные камы с моренной покрышкой образуются в подледных пус­тотах вблизи края ледникового языка. Отложенные на дневную по­верхность в процессе таяния ледника, такие камы часто оказывают­ся в прибрежной зоне приледниковых озер. В этом случае они носят название лимнокамов.

Друмлины — ледниковые формы рельефа, характерные для ледниковых языков. Это холмы высотой 20-40 метров ярко вы­раженной асимметричной формы, вытянутые по направлению движения ледника на 50 - 200 метров. Крутой проксимальный и поло­гий дистальный склоны внешне напоминают бараньи лбы, поверну­тые в обратную сторону. Сложены друмлины плотными моренны­ми суглинками, ядро их нередко включает выступ коренных по­род — глинистых, карбонатных и др. Наиболее типичны в США друмлины в штате Висконсин (рис.47); на северо-западе Восточ­но-Европейской равнины известны друмлинные поля на террито­рии Эстонии, Карелии.

В процессе образования друмлинов ледник движется по не­ровной поверхности коренных пород, что служит причиной накопле­ния вблизи выступов моренного материала. После краткого перио­да таяния ледник наступает вторично и при этом придает создан­ным ранее неровностям форму друмлинов.

Формы рельефа описываемой зоны представлены не только положительными, но и отрицательными образованиями, в основном озерными котловинами. Они являются гидрологическими и геомор­фологическими индикаторами последнего оледенения (рис. 48).

Озерные котловины различны по размерам, глубинам, строе­нию и происхождению. Коротко охарактеризуем их основные типы. Подпрудные озера, котловины которых занимают положения (гляциодепрессии) к северу от конечной морены или между краевыми образованиями. Обычно они округлые в плане, неглубокие, с асим­метричным поперечным профилем. Примером могут служить озера Снярвды в Польше, Мюриц в Германии, Нарочь и Освейское в Беларуси и др.

В области ледниковых языков в их проксимальной части большое распространение получили ложбинные озера (ринны, гляциогенные рытвины), расположенные в глубоких крутых котлови­нах, вытянутых по движению ледника. К этому типу следует отнес­ти самое глубокое озеро Беларуси Долгое (более 50 метров), много­численные ринновые озера Литвы, Латвии, Польши, Германии.

Существует две точки зрения на происхождение ложбинных котловин. Они могли образовываться под влиянием эрозионной де­ятельности подледниковых талых вод в условиях высокого гидро­статического давления. Согласно второй точке зрения, гляциогенные рытвины есть результат выпахивающей деятельности ледника. Об этом свидетельствует трогообразная форма поперечного профи­ля, значительная переуглубленность котловин в сравнении с соеди­няющими их протоками.

Типичны для конечных морен и холмисто-моренного рельефа котловины эворзионного происхождения в виде небольших, но глу­боких котлов, выбитых в ложе ледника вертикально падающими в трещины талыми водами.

Широко распространены в разных частях бывших леднико­вых языков термокарстовые озера, образованные на месте вытаяв­ших ледяных глыб и протаявшего мерзлого грунта. Такие котлови­ны округлых очертаний, плоские, с небольшими глубинами.

Наиболее разнообразно строение сложных котловин типа озера Селигер на Валдайской возвышенности, озер Кривое и Отолово в Белорусском Поозерье. Они представляют сочетание многочис­ленных заливов и плесов, длинных мысов и полуостровов в виде озовых гряд. Образование таких котловин связано с толщей непод­вижного льда, разбитого трещинами. В период таяния участки моно­литного льда превращаются в плесы озера, а трещины, заполненные рыхлым слоистым материалом, становятся мысами, разделяющими эти плесы.

В процессе таяния ледника образованные его деятельностью котловины заполнялись глыбами льда и мерзлыми моренными и флювиогляциальными осадками, оказавшими длительное консерви­рующее влияние на котловины. Их расконсервация (термокарст) за­кончилась после отступания ледника в начале голоцена 9-10 тысяч лет назад. Этим объясняется хорошая геоморфологическая сохран­ность (внешняя молодость) котловин в зоне валдайского оледенения.

Высокая озерность территории зоны последнего оледене­ния сочетается со слабым развитием речной сети. Исключение составляют древние крупные долины (Западная Двина, Печора, Неман), оформленные одновременно с отступающим ледником. Долины рек и ручьев, соединяющих озера на моренных возвы­шенностях, отличаются невыработанным продольным профилем, неглубоким врезом и другими признаками молодости. От интен­сивности развития профиля равновесия этих рек зависит продолжительность существования озер, которые по мере углубле­ния долин будут спущены (рис. 49).

^ Рельеф ледниковой аккумуляции

к югу от границ валдайского оледенения
К югу от границ последнего оледенения в рельефе выделяет­ся обширная зона московского и днепровского оледенений, наложен­ная на геологические структуры Русской платформы.

В отличие от свежего холмисто-моренно-озерного ледниково­го рельефа валдайского оледенения на территории, занятой ледни­ком московского возраста, преобладает холмисто-увалистый рельеф, заметно переработанный процессами денудации и эрозии, что отра­жает его относительную древность.

Самостоятельность московского оледенения признается боль­шинством исследователей плейстоцена. Его границы в пределах Восточно-Европейской равнины проводятся приблизительно по ли­нии: Каменец (Беловежская гряда) — Ганцевичи — Солигорск — Славгород— Рославль— Калуга— Москва— Кострома — Владимир — Галич и далее на восток к Северным Увалам, по сред­нему течению реки Юг.

Несмотря на значительную переработанность рельефа, ледни­ковые образования сохранились еще достаточно четко и образуют водораздельные участки территории. Это касается, в первую оче­редь, конечно-моренных возвышенностей, имеющих характер круп­ных холмистых поднятий или грядообразных возвышенностей, в строении которых принимают участие крупные отторженцы и гляциодислокации, а иногда камы и озы.

Особенно четко выделяются угловые моренные возвышенно­сти с насаженными на них куполовидными камами. Темнохвойная лесная растительность дополняет впечатление низкогорного релье­фа. Мощность морены на таких участках превышает 150 - 200 мет­ров, в разрезе она носит характер морен напора. Относительные высоты, достигающие 30 - 70 метров, обязаны глубокому эрозион­ному врезу речных долин. Приречные участки наиболее крутоск­лонные, на плакорах же нередко наблюдаются значительные плоско­волнистые поверхности. Кроме краевых образований, в зоне мос­ковского оледенения сохранились участки холмисто-моренного и равнинного донно-моренного рельефа, отличающегося от более мо­лодого валдайского. Между моренными холмами и камами распола­гаются многочисленные сухие или заболоченные западины или кот­ловины спущенных озер. Они соединяются широкими плоскодон­ными ложбинами талых вод и далее выходят за пределы холмистого участка. Поверхность моренных равнин чаще всего прикрыта более молодыми песчаными отложениями валдайского возраста. Это слу­жит основанием называть их вторичными моренными равнинами.

Отличительной чертой зоны московского оледенения следует считать распространение на склонах возвышенностей покровных делювиальных отложений и лессовидных супесчаных и суглинистых пород мощностью до 5 - 6 метров. Их рельефообразующая роль выражается в нивелировании первичной поверхности ледниковой аккумуляции, формировании плавных склонов и пологих водоразде­лов. Вместе с тем, распространение лессовидных пород служит од­ной из причин проявления овражной эрозии. Овражно-балочный тип рельефа приурочен к глубоким, хорошо разработанным речным долинам и их надпойменным террасам.

Пример типичного моренного рельефа московского возраста — Белорусская гряда, включающая сложную серию угловых и грядо­вых морен, которые создают один из основных водоразделов Восточно-Европейской равнины. Ее продолжением является Смоленско-Московская возвышенность.

Южнее границы московского оледенения получил распрост­ранение рельеф максимального днепровского (рисского) оледене­ния, формы которого носят реликтовый характер. Ледниковые моренные образования днепровской эпохи сильно денудированы дли­тельной деятельностью талых вод более молодых ледниковых эпох, эрозионными и склоновыми процессами. Сохранившиеся в рельефе возвышенности чаще всего "просвечивают" из-под покрова зандровых, делювиальных и лессовых пород. Конечные морены днепровс­кого возраста образуют разрозненные повышения или увалистые грядообразные поднятия, в строении которых большую роль игра­ют гляциодислокации и отторженцы. Характерны в этом отноше­нии Каневские гляциодислокации на правом берегу Днепра у города Канева. Наряду с конечными моренами в зоне днепровского оледе­нения определенную рельефообразующую роль играют камовые образования, сильно разрушенные склоновыми процессами. Деятель­ность последних вместе с эрозионно-аккумулятивными процессами имеет основное значение в формировании современного рельефа.
^ Рельеф перигляциальной зоны
Под названием "перигляциальная зона" понимается террито­рия к югу от границ оледенений (или стадий ледниковых эпох), рель­еф которой в значительной степени создавался позднеледниковыми потоками и специфическими флювиогляциальными (зандровыми) отложениями. Общее для образований подобного типа — равнинность поверхности и песчаный тип осадков. В ледниковые эпохи отложения зандров находились в мерзлом состоянии. По­этому они разбиты мерзлотными трещинами и клиньями, которые при таянии явились местами развития термокарстовых западин.

На Восточно-Европейской равнине широко распространены пологоволнистые зандровые равнины, представляющие собой слив­шиеся пологие конусы выноса водно-ледниковых потоков к югу от конечных морен. Типичны в этом отношении север Полесской низ­менности, Центральноберезинская равнина, низины верхней Волги, Мещера. В составе флювиогляциальных отложений наблюдается определенная дифференциация. Ближе к краю ледника они представ­лены грубым песчаным и песчано-галечниковым материалом, кото­рый в направлении к югу становится мелкозернистым, глинистым.

Покров отложений зандровых равнин маломощный, поэтому геологические структуры выступают на поверхности и выражаются в особенностях рисунка гидросети, форме поперечного профиля реч­ных долин, а на участках близкого залегания карбонатных пород — в виде глубоких карстовых воронок, занятых озерами. Основу со­временного рельефа зандровых равнин создают широкие речные долины с системой террас, преобладанием аккумуляции, боковой эрозии и плоские заболоченные водоразделы. В долинах типично представлен процесс меандрирования и образования стариц, на плакорах и надпойменных террасах распространены обширные мелко­водные озера полесского типа (озера-разливы).

Для рельефа зандровых равнин характерны песчаные поло­жительные формы, среди которых наибольшей известностью пользу­ются параболические дюны, в плане напоминающие серповидные барханы с асимметричными склонами. Еще в XIX веке эти дюны считались полесскими "барханами", возникшими из песка вблизи края ледника под влиянием постоянных ветров, дующих с леднико­вого щита.

В наше время происхождение параболических (полесских) дюн рассматривается также в связи с золовой деятельностью. Под вли­янием постоянных западных ветров или дневных бризов в при­брежной зоне приледниковых полесских озер летом возможно было передвижение сухого песка на выпуклых элементах поверхности. В периферических частях таких первичных дюн, где субстрат был маломощным и более влажным, песок задерживался и даже зарас­тал, центральная же часть с большей массой сухого песка продолжа­ла под действием ветра двигаться вперед. Таким образом возникала дуга с пологим внутренним и крутым внешним склоном. Длина параболических дюн или их цепочек достигает нескольких километ­ров, а высота превышает 5-10 метров. В заболоченных районах Полесий параболические дюны представляли наиболее сухие воз­вышенные участки, пригодные для строительства населенных пунк­тов. При широком освоении Полесий и вырубке лесов параболи­ческие дюны разрушаются и подвергаются вторичному ветровому развеванию.

К перигляциальным образованиям относятся долинные зандры и ложбины стока талых ледниковых вод, которые могут быть шириной в несколько десятков или сотен метров. Особенно широкое распространение они получили в зоне ледниковой аккумуля­ции южнее границ валдайского оледенения и имеют направление с севера на юг, перпендикулярное к краю ледника. Нередко ложби­ны стока предопределяют положение речных долин, в частности, их сквозных участков.

К ложбинам стока талых вод относятся и крупные песчаные понижения длиной в сотни и шириной до нескольких десятков километров, представленные на равнинах Северной Польши и Германии, где получили название маргинальных прадолин или гляциосубсеквентных долин. Они образуют несколько параллельных друг другу перегляциальных полос, вытянутых в направлении с запада на восток и разделенных краевыми образованиями. Субширотные отрезки крупных рек Западной Европы: Вислы, Одера, Эльбы, Шпрее и некоторых их притоков занимают прадолины, образуя широкие зандрово-аллювиальные равнины. В них расположены города Бер­лин, Торунь и др. Примером могут служить средний и нижний уча­стки долины Немана.

В эпоху дегляциации ледниковых языков талые воды не на­ходили стока на юг и двигались медленными широкими потоками вдоль их окраин. После таяния ледника формировался нижний отре­зок речных долин, имеющий субмеридиональное направление в сто­рону Балтийского и Северного морей. Прадолины, как и зандры, ос­ложнены старицами рек и дюнно-бугристыми всхолмлениями.

Участки маргинальных долин в Прибалтике и Беларуси заня­ты участками речных долин, вытянутых параллельно краевым мо­ренным возвышенностям.

1   ...   5   6   7   8   9   10   11   12   ...   15

Похожие рефераты:

Методические указания для подготовки к входному компьютерному тестированию...
Определение геоморфологии как науки, объекта и предмета ее изучения. Цели и задачи геоморфологии, ее связь с другими науками естественно-исторического...
Лекция предмет геоморфологии, история ее развития и методы исследования термин «геоморфология»
Обьектом изучения геоморфологии является рельеф. Рельеф – это совокупность неровностей земной поверхности. Эти неровности имеют разную...
Изучить почвы как природные образования и средства сельскохозяйственного...
Задачи изучения: Изучить генезис, строение, состав и свойства почв. Изучить классификацию, географическое распространение, рациональное...
Тематический план распределения учебных часов практикума по геоморфологии
Строиться геолого-геоморфологический профиль по данным литологической карты и скважин
Вопросы к экзамену по курсу «геоморфология» для студентов специальности:...
Цели и задачи геоморфологии, ее связь с другими науками естественно-исторического цикла
Доказал шарообразность Земли; высказал мысль о единстве Мирового...
Земли; высказал мысль о единстве Мирового океана; применил индуктивный метод в географии (от частного к общему); основной труд «Метеологика»,...
Учебно-методический комплекс по Геоморфологии
Формируемые геоморфологические знания, умения, навыки являются фундаментом для изучения цикла физико-географических дисциплин профессионально-образовательной...
Методическое обеспечение самостоятельной работы студентов 1 Методические...
Цель занятия: сформировать знания о методах геоморфологических исследований, об истории развития геоморфологии; умение читать научные...
Программа дисциплин для студентов дисциплины «Основы менеджмента и маркетинга»
Изучение дисциплины базируется на знаниях полученных во время изучения следующих дисциплин: «Основы экономической теории», «Основы...
Методические указания и задания для выполнения контрольной работы...
Изучение предмета базируется на знаниях, полученных учащимися по предметам "Теоретические основы электротехники", "Основы промышленной...

Вы можете разместить ссылку на наш сайт:
Школьные материалы


При копировании материала укажите ссылку © 2013
контакты
referatdb.ru
referatdb.ru
Рефераты ДатаБаза