Заглавная страница Избранные статьи Случайная статья Познавательные статьи Новые добавления Обратная связь FAQ Написать работу КАТЕГОРИИ: АрхеологияБиология Генетика География Информатика История Логика Маркетинг Математика Менеджмент Механика Педагогика Религия Социология Технологии Физика Философия Финансы Химия Экология ТОП 10 на сайте Приготовление дезинфицирующих растворов различной концентрацииТехника нижней прямой подачи мяча. Франко-прусская война (причины и последствия) Организация работы процедурного кабинета Смысловое и механическое запоминание, их место и роль в усвоении знаний Коммуникативные барьеры и пути их преодоления Обработка изделий медицинского назначения многократного применения Образцы текста публицистического стиля Четыре типа изменения баланса Задачи с ответами для Всероссийской олимпиады по праву Мы поможем в написании ваших работ! ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?
Влияние общества на человека
Приготовление дезинфицирующих растворов различной концентрации Практические работы по географии для 6 класса Организация работы процедурного кабинета Изменения в неживой природе осенью Уборка процедурного кабинета Сольфеджио. Все правила по сольфеджио Балочные системы. Определение реакций опор и моментов защемления |
Речные системы и водоразделыСодержание книги
Поиск на нашем сайте
Каждая река является частью определенной речной системы, в которую входит главная река и притоки первого, второго и других порядков. Если представить себе молодую морскую равнину, то первая река на ее поверхности будет соответствовать направлению уклона территории, а ее долина может быть отнесена к консеквентным (согласным). Притоки первого порядка (субсеквентные) направлены в сторону главной реки под различными углами и не совпадают с основным уклоном. Они развиваются по типу моноклинальных и имеют невыработанный профиль. Это служит причиной асимметрии долин и проявления интенсивной глубинной эрозии субсеквентных рек. Притоки второго порядка, направленные параллельно консеквентной реке, называются ресеквентными, а в противоположном направлении — обсеквентными. Представленная схема имеет лишь общее значение; расположение главной реки и ее притоков может быть самым разнообразным, как правило, это тесно связано со строением рельефа и геологическими структурами. Площадь, с которой данная река собирает как жидкое, так и твердое питание, называется водосборным бассейном. Соседние бассейны отделяются друг от друга водоразделами, которые, как и притоки, бывают разных порядков. Главный водораздел Земли проходит но наиболее высоким горным системам на всех материках и приближен к Тихому океану, особенно на Американском континенте. Поэтому, по сравнению с Тихим, Атлантический океан принимает более длинные реки. Водоразделы второго порядка на каждом материке также приурочены к горным системам: Альпы, Урал, Кавказ, Анды, Кордильеры и т.д. В равнинных странах линия водоразделов проходит через наиболее возвышенные точки. Например, на Восточно-Европейской равнине водораздел крупных рек совпадает с моренными возвышенностями: Белорусской грядой, Валдайской возвышенностью. Вместе с тем, водоразделом может быть и наиболее низкое место на данном участке — озеро, болото. Пример тому —- Волга и Западная Двина, берущие начало из небольших озер. Строение речных систем и положение водоразделов изменяется под влиянием деятельности рек. Это явление носит название борьбы за водораздел. Более сильные реки с помощью пятящейся эрозии способны перехватывать притоки соседней системы, отодвигая, таким образом, водораздельную линию. Процесс называется обезглавливанием реки (рис. 36). Например, реки западного склона Кавказа обладают активной регрессивной эрозией благодаря влажному климату и низкому базису эрозии. В результате борьбы за водораздел они перехватили верховья многих рек восточного склона Кавказа, в результате чего линия водораздела оказалась отодвинутой от наиболее высокого Главного хребта на более низкий Боковой хребет. По линиям таких перехватов образовались сквозные долины, пересекающие Главный хребет. Такая же картина несовпадения водораздела с наиболее высокими хребтами наблюдается на Урале, гдереки западного склона в результате борьбы за водораздел отодвинули его линию к восточной окраине Урала. Реки западного склона Южно-Американских Анд перехватывают верховья рек восточного, более длинного и сухого склона, отодвигая, таким образом, линию водораздела
Показателен пример молодого бокового перехвата в системе Северной Двины. Правый субсеквентный приток Пинега посредством пятящейся эрозии пересек водораздел с соседней небольшой рекой Кулоем и повернул верхний участок ее течения в сторону Северной Двины. Оставшийся нижний отрезок Кулоя потерял значительную часть своего русла, сохранился лишь небольшой нижний отрезок. Для Восточно-Европейской равнины речные перехваты очень характерны и связаны с перестройкой гидрографической сети в плейстоцене и голоцене. Притоки Волги, например, перехватили верховья Северной Двины. Об этом свидетельствует рисунок верхнего отрезка таких крупных рек, как Кама, Белая, которые в верховьях текут с юга на север, затем резко поворачивают на юг в систему Волги. Верхние отрезки этих рек ранее входили в бассейн Северной Двины. Существует еще одна разновидность речного перехвата — слияние (соприкосновение). Например, Волга соединилась со своим правым притоком небольшой речкой Свиягой, текущей в противоположном Волге направлении. Благодаря подмыву обеими реками правых склонов, произошло их соединение системой балок и оврагов. Непременным условием перехвата рек должна быть разница гипсометрических уровней. Наиболее яркие внешние признаки бокового перехвата выражаются в образовании коленообразного изгиба реки (на примере Пинеги), возникновении на перехваченном участке террасы, связанной с понижением базиса эрозии; ниже перехваченного участка нередко прослеживается сухая долина. Определяется совершившийся перехват также по различию в составе аллювия верхнего и нижнего участков реки-захватчицы (рис. 37).
Типы флювиального рельефа Наиболее распространенным типом флювиального рельефа является долинный, образованный сочетанием рек и их притоков разного порядка. Об особенностях овражно-балочного типа рельефа, наиболее развитого на возвышенностях степной и лесостепной зон, см. "Формы рельефа временных потоков на равнинах". В сухих степях бассейна Волги распространен сыртовый тип флювиального рельефа, наиболее типичный для возвышенности Общий Сырт. Рельеф образован густой сетью временных потоков в очень плотных (водоупорных) сыртовых глинах и представлен чередованием пологих увалов и широких понижений между ними. В предгорных областях с аридным климатом распространен тип рельефа, получивший название бедленд, что означает "испорченные (плохие) земли" (термин Северо-Американских прерий). Образование бедленда связано также с длительной распашкой земель, применением неправильных, хищнических методов ведения сельского хозяйства, развитием эрозионных процессов. В южной части Западной Сибири и междуречье Оби и Иртыша получил распространение гривистый тип флювиального рельефа. Это сочетание широких речных долин, вытянутых в субширотном направлении параллельно друг другу, и невысоких плоских водоразделов. В некоторых случаях, в связи с сухостью климата, на месте рек сформировались цепочки солоноватых озер. Во многих предгорных областях развит куэстовый тип рельефа, представляющий собой сочетание параллельных друг другу хребтов или гряд с асимметричными склонами, сложенными моноклинально залегающими породами. Системой трех куэст — южной, средней и северной — являются Крымские горы. Северное предгорье Кавказа образуют три куэстовых хребта: Лесистый, Пастбищный и Скалистый. Высота последнего достигает 2000 метров. Образование куэст обязано проявлению глубинной эрозии субсеквентных притоков рек, текущих по крутым покатостям гор. Параллельная система притоков в моноклинальных структурах образует глубокие асимметричные долины, водоразделы между которыми также приобретают вид высоких гряд и горных хребтов с асимметричным профилем.
ГЛАВА 11. Геомофологические процессы И формы рельефа областей Современного оледенения Общие представления Деятельность современных и древних ледников относится к числу важных экзогенных факторов, преобразующих лик Земли. Площадь современного оледенения составляет немногим более 16 миллионов квадратных километров (11% площади суши), но в начале антропогена ледники занимали около 45 миллионов квадратных километров (30% площади материков). Основная часть современных ледников (13,3 миллиона квадратных километров) принадлежит Антарктическому материку, Гренландский ледниковый покров достигает 2,2 миллиона квадратных километров. На долю островов Арктики и Антарктики, а также горных ледников приходится 0,5 миллиона квадратных километров.
На суше ледники образуются при определенном сочетании низкой среднегодовой температуры и большого количества снежных осадков, т.е. в горах (горное оледенение) и арктическом климате (материковое, или покровное, оледенение) Границу ледяного покрова, где приход снега равен его расходу в результате таяния и испарения, принято называть снеговой границей или линией. Она оконтуривает определенную площадь, которая образует прерывистую ледяную оболочку, или хионосферу (от гр. chion — снег и sphaire — шар). Положение и высота снеговой линии зависят от климата, а также от особенностей рельефа: крутизны и формы склонов, литологии пород. На западных склонах Кавказа, например, ее высота около 2,5 тысяч метров, а на восточных — на 1000 метров выше. Низкое (около 2 тысяч метров) положение снеговой линии в Альпах объясняется расположением этой горной системы на пути влажных западных ветров. Наиболее высоко (около 5 тысяч метров) снеговая линия находится в экваториальной и тропической Африке, а в Антарктиде опускается ниже уровня моря Обычно формирование ледника происходит выше снеговой линии, в зоне питания твердыми атмосферными осадками. Под действием летнего нагревания свежевыпавший снег постепенно деформируется за счет оплавления и сублимации (возгонки). В результате образуется фирн — непрозрачный плотный лед. Дальнейшее длительное преобразование превращает фирн в прозрачный глетчерный лед, объем которого примерно в 10 раз меньше объема снега. По условиям баланса питания в леднике выделяют область аккумуляции снежных осадков, расположенную выше снеговой линии, и область абляции, где таяние и испарение преобладают над аккумуляцией Чаще всего эта область лежит ниже снеговой границы. Ледники обладают свойством пластичности, с которой связана их способность течь, т.е. перемещаться сверху вниз. Движение крупных материковых ледников обусловлено пластическим растеканием их от центра к окраинам под влиянием разницы мощности, а следовательно, и давления от центра к периферии. Причиной движения горных ледников в большей степени служит сила гравитации. В любом случае скорость движения очень невелика и зависит от интенсивности питания ледника и крутизны склонов. Материковые ледники Современные ледники делятся на покровные (материковые) и горные. Первые покрывают значительные площади и отличаются большой мощностью (более 2000 - 2500 метров). Покровные ледники распространяются по поверхности суши, скрывая под собой ее рельеф. Лишь высокие горы поднимаются над выпуклой поверхностью ледникового щита в виде останцов — нунатаков, служащих источником формирования рыхлого материала.
Крупные выводные ледники выносят ледяные массы и рыхлый материал разрушения горных пород к окраинам ледяного щита. В этих местах происходит их раскалывание и образование айсбергов. На границе ледяного покрова и океана формируются шельфо-вые ледники, припаянные к материковому льду. В пограничной зоне характерны также высокие отвесные ледяные обрывы, созданные совместной работой ледников и морских волн. В прибрежной зоне материковых льдов, где мощность их сокращается, коренные породы нередко выходят на поверхность, образуя "оазисы", где особенно интенсивно проявляется морозное и механическое выветривание и специфические для постоянной мерзлоты склоновые процессы. Горные ледники Ледники в горах отличаются значительной длиной при небольшой площади. В плане они образуют систему, напоминающую реку с притоками. Несмотря на относительно небольшие размеры, горные ледники оказывают большое влияние на геоморфологию горных систем, а также на гидрологические условия прилегающих равнин, являясь источником питания многих рек. Преобразующая деятельность горных ледников настолько значительна, что сочетание типичных ледниковых форм принято называть альпийским рельефом, так как в Альпах оно выражено особенно четко. Ледник в горах похож на медленно текущую реку. В этом внешнем сходстве имеются и весьма существенные различия. Подобно реке, ледник движется по долине, которая называется трогом (нем. trog — корыто); как и река, ледник принимает боковые притоки; деятельность ледника выражается в способности разрушать (выпахивание, экзарация) и аккумулировать; в результате возникают специфические ледниковые формы рельефа. Отличия горных ледников от рек весьма существенны: скорость движения ледников может достигать нескольких десятков метров в год, но обычно не превышает 0,5 метра. В случае увеличения скорости целостность ледниковой массы нарушается, образуется ледопад. Как и у реки, наибольшая скорость ледника в центре, боковые части его в результате трения движутся медленнее. В итоге этих различий в твердом теле ледника возникают продольные трещины. При очень небольших скоростях работа ледника зависит в основном от его массы, инертность льда по сравнению с водой обеспечивает большую прямолинейность его движения и отсутствие излучин и меандр, кроме того, в устьевой части долина обычно сужается благодаря преобладанию абляции. Троговая долина своим развитием и формой заметно разнится от долины речного потока. В поперечном профиле троговая долина имеет плоское широкое дно и крутые склоны (рис 38); в отличие от речной долины, в троге отсутствует русло, а ледник заполняет его до верхнего перегиба, образующего пологую площадку (плечи трога). Существуют различные точки зрения на происхождение ледниковых долин. Некоторые авторы считают их самостоятельными ледниковыми образованиями, созданными выпахивающей деятельностью ледника. Однако более вероятно, что троги формируются на месте доледниковых речных долин, которые в горах обладали невыработанным V-образным профилем. В результате оледенения эти долины заполнялись ледниками. Последующее преобразование речных долин в троговые было связано со способностью ледника выпахивать и раздвигать склоны углублений, которые он заполнял.
Имеются разногласия и по вопросу происхождения плеч трога. Согласно одной точке зрения, это остатки склонов речных долин, предшествующих оледенению. Другие авторы считают, что плечи трога сохраняются как остатки более древних ледниковых долин. Наконец, существует мнение, что плечи трога являются результатом интенсивных нивальных процессов на контакте льда и верхней части склонов долины. Для продольного профиля трога типичны неровность очертаний, сочетание глубоких впадин и крутых поднятий — ригелей, характеризующих своеобразие выработанного профиля ледниковых долин. В начальном этапе формирования трога мощность льда, а следовательно, наиболее интенсивная экзарация наблюдается в понижениях, повышенные же части ложа имеют небольшую мощность ледниковой массы, на них выпахивающая способность выражается слабее и в процессе переваливания через ригель в теле ледника образуются поперечные трещины, которые служат местом скопления рыхлого материала. Ригели, сложенные выступами твердых пород, подвергаются ледниковой шлифовке и штриховке. Последняя связана с действием впаянных в ледник каменных обломков. Таким образом, выработанный продольный профиль ледниковой долины представляет собой чередование глубоких выпаханных впадин и отполированных ледником ригелей (рис. 39) В условиях потепления климата и поднятия снеговой линии типичные черты трога быстро нарушаются вместе с появлением в них молодых речных долин. Последние приобретают яркие черты невыработанности продольного профиля. Нередко в понижениях трога образуются озера, разделенные крутыми короткими поднятиями. Позже озера соединяются протоками, затем, в процессе выработки профиля равновесия речной долины, озера будут спущены. В описанном случае поперечный профиль речной долины осложняется структурной террасой — остатком днища ледникового трога. Своеобразие экзарационной деятельности сказывается также в образовании висячих троговых долин на участках впадения небольших ледников в крупные. Как известно, висячее устье речных долин служит показателем невыработанности продольного профиля, для ледниковых же долин это явление обычное, так как при небольшой массе льда меньший ледник не может углубиться до положения главного ледника; при их слиянии возникают благоприятные условия для ледопадов и снежных лавин. Если троговая долина в подобном месте замещается речной, то в устье меньшей реки возникает водопад и интенсивно развивается пятящаяся эрозия. К типичным формам ледниковой экзарации относятся отполированные ледником выступы коренных пород, скалы, выпуклые части горных склонов. Шлифуя их поверхность, ледник проявляет свою способность наползать на препятствия. В результате возникают выпуклые формы поверхности с асимметричными склонами, называемые бараньими лбами и курчавыми скалами. Проксимальный (обращенный к леднику) склон бараньих лбов пологий, отшлифованный, покрыт ледниковой штриховкой, противоположный склон (дистальный) более крутой и слабо обработан ледником. Характерный комплекс форм рельефа, связанный с проявлением экзарации, формируется выше снеговой линии, в зоне ледникового питания. К ним, в первую очередь, относятся цирки и кары, различающиеся, главным образом, размерами. Те и другие представляют собой углубления в склонах гор в форме амфитеатра или кресла с крутыми боковыми и задними стенками и открытыми вниз по склону. Днище цирков и каров плоское или слегка вогнутое и занято глетчерным льдом. Это область питания ледника, который, заполнив днище цирка, выходит (вытекает) за его пределы ниже снеговой линии. У выхода из днища цирка обычно располагается выступ или верхний ригель, при пересечении которого в теле ледника возникают поперечные трещины. Сочетание цирков и каров на соседних и противоположных склонах гор создает резко расчлененный, разнообразный, величественный высокогорный альпийский рельеф, при образовании такого типа рельефа снег скапливался в естественных углублениях на склонах. Характерная форма амфитеатра создавалась за счет ледниковой экзарации и нивального выветривания. Материал разрушения постепенно выносился ледниковым языком, а дно цирка углублялось и отшлифовывалось. Одновременно разрушению и шлифовке подвергались боковые склоны и задние стенки (рис. 40). В результате описанного процесса стенки противоположных каров сближаются и становятся все тоньше. При условии длительного стационарного положения снеговой границы этот процесс может привести к образованию денудационной поверхности выравнивания ледникового происхождения (эквиплен). Вершины гор становятся округлыми, уплощенными, и лишь отдельные острые вершины сохраняются в виде останцев — карлингов. Однако такие поверхности выравнивания могут сформироваться очень редко, так как положение снеговой линии меняется за относительно короткий срок. Колебания снеговой линии контролируют расположение и развитие зоны альпийского рельефа. В эпоху последнего оледенения горные ледники спускались к подножиям гор и формы ледниковой экзарации соответствовали низкому расположению снеговой линии. Послеледниковая эпоха характеризуется поднятием снеговой линии и соответствующим смещением живых цирков и каров. Оставленные ледником формы альпийского рельефа преобразуются постледниковыми процессами. Таким образом создается "лестница каров". В идеальном случае она состоит из нескольких уровней поднятия снеговой линии. Нижний уровень занят плоскими слившимися днищами древних каров, заполненных рыхлыми отложениями, скелетными почвами, на которых развиваются альпийские луга. Выше расположены более свежие формы, представленные днищами каров, которые заполнены озерами. Нередко они соединены молодыми реками, которые в процессе выработки профиля равновесия спустят озера. Верхняя, самая молодая ступень каровой лестницы занята глетчерным и фирновым льдом и находится выше снеговой линии (рис. 41). Горные ледники производят большую аккумулятивную работу, перенося и откладывая моренный материал. Морена — рыхлая горная порода, включающая различные по механическому составу частицы от глинистых до валунов. Глинисто-песчаные фракции морены образуются в процессе абразивной экзарации вследствие трения льда и вмерзших в него обломков горных пород. Крупные глыбы являются результатом экзарации отщепления под действием горизонтального давления льда на выступы коренного ложа. В горных ледниках встречаются разные виды морен: на контакте льда и коренного ложа формируется донная морена, параллельно склонам трога, где трение льда о горные породы особенно значительно, накапливаются боковые морены, а выступы ложа или боковая морена притока служат материалом для срединной морены; скопление в теле ледника обломков, просочившихся по многочисленным трещинам, создает внутреннюю морену (рис. 42). При движении ледника в троговой долине все виды морен приобретают вытянутое по направлению движения ледника расположение. Особый вид морен образуется поперек ледникового языка; краевая, или конечная, морена фиксирует наиболее низкое положение ледника и этапы его таяния (отступания). Внешне она выглядит, волнообразным повышением подковообразной формы. В нижней части ледникового языка все виды морен объединяются. Таким образом формируется основная морена. Обычно она укрывает и сохраняет долгое время глыбы мертвого льда, отколовшегося от основного ледникового тела. Нельзя не сказать о формах рельефа, образующихся на поверхности самого ледника. К ним относятся глубокие (несколько десятков метров) радиальные и поперечные трещины. Первые являются результатом неравномерного движения ледникового языка в троговой долине, поперечные трещины образуются в итоге расколов ледника над ригелями. В летнее время многие трещины превращаются в наледниковые и внутриледниковые реки. Разъедающая деятельность внутриледниковых вод отмечается как в горных, так и в материковых ледниках. Выход подледной реки у края ледникового языка сопровождается усиленным таянием и образованием пустот, гротов, пещер, напоминающих карстовые. Это внешнее сходство подчеркивается многочисленными сосульками разной формы, нависающими с потолка. Зимой вход в пещеру заполнен льдом, летом же из нее вытекают талые воды, которые нередко задерживаются естественной моренной подпрудой. При подъеме воды в озере происходит прорыв плотины и озеро осушается. Поверхность ледника разнообразится микроформами, сформировавшимися благодаря неравномерному таянию. Летом крупные обломки горной породы защищают под ними лед, а таяние интенсивно проявляется вокруг. Постепенно возникает ледяной выступ, увенчанный глыбой горной породы — каменный стол. Мелкие обломки на поверхности ледника, наоборот, прогреваются быстрее чистого льда и опускаются на глубину нескольких сантиметров, образуя ледниковые соты и стаканы. Разнообразие в строение поверхности ледника вносят плоские углубления в виде лотков, вытянутых вдоль его длинной оси. Они образованы лавинами, которые при передвижении создают себе постоянные пути. Среди горных ледников наиболее распространен альпийский, или долинный, тип: Альпы, Гималаи, Кавказ, Тянь-Шань, Анды. Ледники этого типа имеют хорошо выраженную область питания в виде крупного цирка и область абляции — вытянутый язык, который занимает троговую долину. Длина языка и мощность льда зависят от питающего бассейна и климатических условий. Простые альпийские ледники представлены одним языком, сложные же имеют боковые притоки и называются древовидными. К этому типу принадлежит крупнейший на Земле ледник Федченко на Памире (77 километров), Зеравшанский (60 километров), Иныльчек Северный в Тянь-Шане (38,2 километра). В горах с небольшой площадью оледенения выделяют тип каровых ледников, целиком лежащих выше снеговой линии в днищах каров; переметные ледники отличаются тем, что языки, расположенные на разных склонах, имеют единый питающий бассейн, туркестанский тип ледников характеризуется отсутствием постоянного фирнового бассейна, они питаются в основном снежными лавинами. Некоторые авторы выделяют тип промежуточных (между долинным и материковым) ледников, занимающих, как правило, плоские вершинные поверхности. Примером могут служить Скандинавские ледники в виде ледяных шапок, разделанных глубокими фиордами. На северо-западе Северной Америки, особенно вблизи побережья Аляски и в Исландии в условиях холодного и очень влажного климата распространены ледники предгорного типа (ледник Ма-ляспина). Они возникают при слиянии нижних частей мощных долинных ледников. В результате образуются широкие предгорные ледяные покровы, которые, по-видимому, были характерны для Альп, Кавказа и других горных систем в ледниковые эпохи.
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 (тindel — М), затемрисским (riss — R) ипоследним— вюрмским (wurm — W). Соответствующие межледниковые эпохи названы гюнц-миндельской (GМ), миндель-рисской (МR), 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.
|
||||||||||||||||||||||||||
Последнее изменение этой страницы: 2016-12-30; просмотров: 1203; Нарушение авторского права страницы; Мы поможем в написании вашей работы! infopedia.su Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав. Обратная связь - 18.191.53.201 (0.013 с.) |