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.

Рис. 1.7. Схематичний розріз льодовикового цирку

Разом з тим деякі з них часом збільшують швидкість до 10 м/сут. Швидкість вивідних льодовиків Гренландії, що спускаються у фіорди, може досягати 25-30 м/сут, тоді як у внутрішніх районах, удалині від фіордів вона складає кілька міліметрів у добу. На тлі середніх значень іноді виникає швидке збільшення швидкості руху льодовиків. Прикладом тому є льодовик Ведмежий на Західному Паміру, що у 1963 р. став рухатися зі швидкістю до 50 м/сут, блокував плин р. Абдукагора, у результаті утворилося підозерне озеро. У наступна вода прорвала крижану греблю і, рухаючи з величезною швидкістю, знищувала усі на своєму шляху. Активізація льодовика відзначалася й у 1988-1989 р.

Характерна також неоднакова швидкість руху окремих частин льодовиків [5]. Реперні спостереження в гірських льодовиках показують, що швидкість руху в їхній центральній частині велика, у той час як у бортових і придонних частинах вона зменшується (у результаті тертя). Нерівномірність руху льодовика викликає визначені напруги і виникнення діагональних тріщин (мал. 1.6). У верхнього кінця гірського льодовика утвориться велика крайова тріщина. У перехідній зоні від області харчування до області стоку на підвищеному порозі схилу накопичуються напруги, що розтягують, під дією яких виникають поперечні тріщини (мал. 1.7), що утворяться також при перетинанні нерівностей і виступів підлідного ложа.

1.2 Льодовикове руйнування й опадоутворення

При русі льодовиків здійснюється ряд взаємозалежних геологічних процесів: 1) руйнування гірських порід підлідного ложа з утворенням різного за формою і розміром уламкового матеріалу (від тонких піщаних часток до великих валунів); 2) перенос уламків порід на поверхні й усередині льодовиків, а також вмерзлих у придонні частини льоду або переміщуваних волочінням по дну; 3) акумуляція уламкового матеріалу, що має місце, як у процесі руху льодовика, так і при дегляціації. Весь комплекс зазначених процесів і їхні результати можна спостерігати в гірських льодовиках, особливо там, де льодовики раніше протягалися на багато кілометрів далі сучасних границь. У сучасних покривних льодовиках дослідження процесів стосуються в більшості випадків тільки їхніх крайових частин. Однак про геологічну діяльність покривних льодовиків можна судити по четвертинним (антропогеновим) заледеніннях, що неодноразово покривали великі простори Європи і Північної Америки за останні 800 тис. років.

Руйнівна робота льодовиків називається экзарацией (від лат. "экзарацио" - виорювання). Особливо інтенсивно вона виявляється при великих потужностях льоду, що створюють величезний тиск на підлідне ложе. Відбувається захоплення і виломлювання різних блоків гірських порід, їхнє дроблення, истачивание [11].

Льодовики, насичені уламковим матеріалом, що вмерзнув у придонні частини льоду, при русі по скельних породах залишають на їхній поверхні різні штрихи, подряпини, борозни - льодовикові шрами, що орієнтовані по напрямку руху льодовика. На дні льодовикових долин, але особливо в межах колишніх четвертинних центрів покривних заледенінь (скандинавському й ін.), зустрічаються скельні асиметричні виступи, пологий і оглажений, штрихований схил яких розташований з тієї сторони, відкіля рухався льодовик, а крутої шорсткуватої і зазубрений - із протилежної сторони. Такі форми називають "баранячі чола", а сполучення декількох виступів - "кучерявенькі скелі" (мал. 1.7). Їхнє формування пов'язане з випахуючою діяльністю льодовика при неоднорідності складу і фізико-механічних властивостей порід. У Скандинавії і прилягаючих районах європейської частини СРСР розвиті великі пологосхильні зниження, утворені льодовиковим виорюванням, багато хто з яких зайняті озерами.

Рис. 1.7. Кучерявенькі скелі

З діяльністю льодовиків зв'язане утворення цирків у верховій частині гір і специфічних форм льодовикових долин-відрогів (ньому. "трог" - корито), що розвиваються в більшості випадків по ерозійних полонинах . Льодовики, рухаючи по цих долинах, роблять інтенсивну екзарацію їхній боротових частин і ложа. У результаті долина розширюється, поглиблюється і приймає U-образну форму з плоским дном. Подовжній профіль трогової долини звичайно характеризується значною нерівністю, наявністю поперечних скельних виступів, називаних ригелями, і ванн льодовикового виорювання (мал. 1.8), що зв'язано з різною опірністю гірських порід льодовикової экзарації.

Рис. 1.8. Схема трогової долини

1.3 Переносна й акумулятивна діяльність льодовиків

Весь різнорідний уламковий матеріал - від тонких глинистих часток до великих валунів і брил, як стерпний льодовиками і своїм рухом, так і відкладений, називають мореною (гляціальними відкладеннями). Отже, існує два типи морен - що рухаються і відкладені [6].

Морени, що рухаються, мають різне розташування. У гірських льодовиках виділяються: 1) поверхневі морени - бічні по краях долинного льодовика, що утворяться за рахунок вивітрювання і гравітаційних процесів зі схилів гір (осипів, зсувів, обвалів), і серединні, виникаючі в результаті об'єднання бічних морен при злитті льодовиків; 2) внутрішні морени можуть утворюватися як в областях харчування, так і в результаті проникнення уламкового матеріалу по тріщинах; 3) донні морени утворяться за рахунок екзарації і захоплення продуктів вивітрювання. У материкових льодовиках головне значення мають донні морени, що рухаються, і внутрішні, виникаючі в результаті видавлювання уламкового матеріалу по тріщинах, що утвориться при перетинанні льодовиком височин рельєфу.

Відкладені морени. Серед відкладених виділяються три типи морен: 1) основна (донна), 2) абляційна, 3) кінцева (крайова).

Основні морени - найбільше широко розповсюджені льодовикові відкладення. У центральних частинах материкових заледенінь переважають екзарація і насичення льоду уламковим матеріалом. Лід рухається від центра по радіальних напрямках в області абляції, де, крім екзарації і переносу, створюються умови для підлідної акумуляції й утворення основної морени. Уламковий матеріал, що насичує лід, зменшує його пластичність і поступово відшаровується, утворити основну (донну) морену.

Вивчаючи основні морени четвертинних відкладень у європейській частині СРСР, можна бачити, що вони складені головним чином нешаруватими валунними глинами, суглинками, іноді супісями, з орієнтуванням валунів довгою віссю паралельно напрямкові руху льоду. Основна морена, що утвориться під товщею льодовика, що рухається, відрізняється монолітністю і щільністю відкладеного матеріалу. Місцями основна морена має лускату будову, обумовлена переміщенням донної морени по внутрішніх відколах при лускато-насувному типі руху льоду. Місцями лускато-насувні блоки складені не тільки валунними суглинками, але і затягнутими в морену підлідними корінними породами, вигнутими в складки і порушені розриви.

Рис. 1.9. Характер гляціодіапірів, утворених неогеновими глинами в берегових обривах Балтійського моря

Іноді при русі льодовика й утворенні основних морен відбувається видавлювання льодовиками підстилаючих глинистих, супіщаних і інших порід, що утворять куполи, деформовані в складки, називані діапіровими (гречок. "диапиро" - протикаю). Усі зазначені деформації називаються гляціодислокаціями (лат. "гляціес" - лід і франц. "дислокацією" - переміщення) (мал. 1.9). До цього ж типу відносяться й відірвання брил і валунів гірських порід, перенесених льодом на різні відстані від їхнього корінного залягання [12]. Прикладом тому є брили і валуни гранітів, гнейсів і інших порід, що розносилися на значні простори Східно-Європейської платформи зі Скандинавії - центра четвертинних заледенінь. Такі брили і валуни, перенесені льодом на великі відстані, називаються ератичними (лат. "ера-тикус" - блукаючий). Місцями в четвертинних основних моренах спостерігаються великі відірвання - величезні блоки корінних порід.

З огляду на розходження у формуванні основних морен, Ю.А. Лаврушин запропонував класифікацію їхніх динамічних фацій, серед яких: 1) група фацій монолітних морен обстановок пластичного плину льоду; 2) група фацій лускатих морен обстановок руху льоду по внутрішніх відколах; 3) фація великих відірвань (гляціошарів або гляціопокровів). З основними моренами четвертинних заледенінь зв'язані різні форми рельєфу. Широко розвитий горбисто-західний і горбисто-увалистий моренний рельєф, де пагорби різних обрисів і розмірів розділяються западинными формами, місцями сильно заболоченими або зайнятими озерами. Зустрічаються і досить великі слабко хвилясті моренні рівнини. До особливого виду відносяться так називані друмлинні поля (ірл. "друмлин" - пагорб), що відомі в Ленінградській області, Естонії, Латвії, місцями в Литовської РСР. Друмліни являють собою довгасті овальні пагорби, довга вісь яких збігається з напрямком руху льодовика. Їхня довжина від сотень метрів до 1-2 км, ширина 100-200 м (іноді до 500 м), висота 15-30 м (іноді до 50 м). Зазначені співвідношення змінюються від місця до місця. Іноді це сильно витягнуті форми, в інших випадках - округлі. Частина друмлін складається цілком моренами, в інші спостерігається ядро з корінних скельних порід. Вони являють собою підльодовикові утворення в умовах значного динамічного впливу льоду, що рухається [12].

Абляційна морена частіше утвориться ближче до периферичної частини льодовика в стадії його деградації. При таненні льодовика наявний усередині нього і на поверхні уламковий матеріал осаджується, накладаючи на основну морену. Звичайно це пухкі опади, у яких спостерігається збільшення піщаного і грубообломкового матеріалу, що зв'язано з впливом льодовикових вод, що рухаються, що перемивають, що захоплюють і несуть та або інша кількість більш дрібних часток.

Кінцеві (крайові) морени. При тривалому стаціонарному положенні краю льодовика спостерігається динамічна рівновага між льодом, що надходить, і його таненням. У цих умовах у краю крижаного покриву буде накопичуватися принесений льодовиками уламковий матеріал, формуючи кінцеву, або крайову, морену. В утворенні кінцевих морен Ю.А. Лаврушин виділяє ділянки таких процесів, як: 1) звалювання в крайовій частині льодовика уламкового матеріалу, що піднімається по внутрішніх відколах; у результаті цього і посилення абляції утвориться насипна морена; 2) напір краю льоду на вже утворилися відкладення і породи підлідного ложа (бульдозерний ефект). Утворяться напірні морени, яким властиві різного виду гляціодислокації; 3) латеральне (лат. "латералис" - бік, сторона) - бічне вижимання або видавлювання насиченого водою уламкового матеріалу; 4) абляція. Складний прояв різних процесів у крайовій частині льодовика викликає значні неоднорідності в будови і складі кінцевих морен. Особливо великою складністю відрізняються напірні морени, що складаються з почергових порушених льодовикових морен, водно-льодовикових відкладень і корінних порід льодовикового ложа.

Кінцеві морени в рельєфі представляють слабко вигнуті валоподібні або грядоподібні височини, що обрисами в плані повторюють форму краю льодовикового потоку, льодовикової лопати або окремих льодовиків. У європейській частині колишнього СРСР і в Західній Європі добре виражені валоподібні гряди кінцевих морен великої довжини. Вони досягають у довжину десятків, а місцями і сотень кілометрів. Великою довжиною відрізняються гряди кінцевих морен - Клинско-Дмитрівська, Ризька й ін. Наявність декількох гряд кінцевих морен, чітко виражених у рельєфі, відповідає найбільш стаціонарним положенням краю льодовика в процесі його відступання, тобто тривалим зупинкам, що супроводжуються привносом уламкового матеріалу до фронту льодовика [15].

Кінцеві морени гірських льодовиків перетинають трогові долини й утворять валоподібні перемички, що відбивають обриси краю льодовика. Іноді вони мають форму серповидних гряд (звернених увігнутою стороною нагору по долині), що місцями продовжуються уздовж схилів долини у виді менш помітних бічних морен. Місцями кінцеві морени підпружують стік рік, утворити озера. За даними А. Холмса, озеро Гарда зобов'язане своїм походженням кінцевим моренам, що загатили зовнішні долини Альп (мал. 1.10).

Рис. 1.10. Бічні і кінцеві морени, що облямовують басейн, видовбаний льодовиком у корінних породах оз. Гарда в підніжжя Італійських Альп (по А. Холмсу)

1.4 Флювіогляціальні, або водно-льодовикові відкладення

З діяльністю льодовиків тісно зв'язана робота поталих льодовикових вод, що представляє одну зі сторін єдиного складного природного процесу. Виділяють два типи флювіогляціальних (лат. "флювіос" - ріка) відкладень: внутрішньольодовиковий (інтрагляціальний) і прильодовиковий (перигляціальний). Внутрішньольодовикові відкладення після танення льодовика утворять на поверхні специфічні форми рельєфу - ози, Ками і камові тераси.

Ози - крутосклонные валообразные гряди, що нагадують залізничні насипи; вони витягнуті по напрямку руху льодовика і складені добре промитими шаруватими піщано-гравійно-гальковими відкладеннями з включенням валунів. Висота таких гряд від 10 до 30 м, іноді до 50 м і вище, а довжина від сотень метрів до десятків кілометрів. Одні з них мають більш-менш прямолінійні обриси, інші характеризуються звивистістю. Особливо великий розвиток мають озы у Фінляндії, а також у Швеції. Вони зустрічаються і південніше: у Прибалтиці, у Білорусії й інших районах. За даними Б.Н. Гурского, довжина самого великого оза в Білорусії, що протягається по берегах оз. Жеринского, дорівнює 25,6 км.

Про походження озов існує дві гіпотези.

1. Дельтова гіпотеза, що ґрунтується на виходах могутніх подледниковых водних потоків у периферичній частині льодовиків і відкладенні стерпного ними уламкового матеріалу у виді конусів виносу (дельт). При послідовному отступании льодовика утворювалися всі нові і нові конуси, злиття яких могло утворити суцільну або переривчасту озову гряду. За даними С.В. Калесника, окремі озоподібні тіла, зв'язані з виходом підльодовикових потоків, спостерігаються в сучасних льодовиків Маляспина і Норвезького [14].

2. Руслова гіпотеза, по якій походження звивистих озовых гряд зв'язується з рухами водно-льодовикових потоків у складно сполучаться над- і внутрішньольодовикових каналах (вироблених по великих тріщинах і розколам льоду). Велика маса і швидкість руху цих потоків сприяли перемиву моренного матеріалу і нагромадженню в крижаних руслах шаруватих піщано-гравійно-галькових відкладень. При відступанні і таненні льодовика вони зпроектувались на різні елементи рельєфу, нерідко перекриваючи озерні улоговини, моренні пагорби, виступи корінних порід.

Ками і камові тераси (ньому. "камм" - гребінь). Ками являють собою крутосхильні пагорби з виположеними вершинами. Висота їх від декількох до 20 м і більш. Камові пагорби, що мають різні обриси (округлі, конусоподібні й ін.), розділені зниженнями, іноді у виді замкнутих улоговин, що бувають заболочені або зайняті безстічними озерами. Ками утворені відсортованими відкладеннями - гравієм, пісками і супісями з горизонтальною і діагональною шаруватістю озерного типу, у яких зустрічаються валуни й окремі лінзи морен, а місцями стрічкові глини (ритмічне чергування тонких шарів глин і піску). Вважається, що Ками формувалися в умовах "мертвого" льоду, що не рухається, відірваного від областей харчування. Наявність у складі камових відкладень шарів із зазначеною стрічковою ритмічністю свідчить про те, що Ками утворилися в застійних водах над- і внутрішньо-льодовикових озер, що заповнюють улоговини і балки між брилами мертвого льоду. Накопичений у надльодовикових озерах матеріал у наступному проектується на поверхню основної морени або корінних порід ложа у виді пагорбів неправильних обрисів. Деякі дослідники (Е.В. Рухина) вважають, що Ками могли утворитися й у підлідних балках. Крім пагорбів, на схилах западин утворювалися терасовидні уступи - камові тераси, що розташовуються на різних рівнях, що зв'язано з нерівномірним таненням мертвого льоду. Камовий рельєф зустрічається в Карелії, у Прибалтиці, у північних районах Західної Європи.

1.5 Відкладення в перигляціальних областях

Серед прильодовикових (перигляціальних) відкладень виділяють:1) зандры (ньому. "зандер"-пісок); 2) лімногляциальные (гречок. "лимне" - озеро), або озернольодоикові; 3) лес.

Зандри і створювані ними зандрові поля утворяться за грядами кінцевих морен і представляють відкладення поталих льодовикових вод, що розтікаються на великі рівнинні простори. Це було особливе характерно для материкових четвертинних заледенінь, коли поталі води у великій кількості могли випливати як у зниженнях рельєфу, так і на вододільних просторах [17]. При цьому у відкладеннях спостерігається диференціація матеріалу. Більш грубі опади - різнозернисті піски з гравієм і галькою - відкладаються звичайно біля зовнішнього краю кінцевих морен, далі на величезних площах накопичуються більш однорідні піски, а в їхніх крайових частинах місцями з'являються тонкозернисті піски і супеси, що зв'язано зі зменшуваною силою потоку. Прикладами великих зандрових полів є Мещерське, Прип'ятське, Вятське Полісся і ділянки Західно-Сибірської низовини. У сучасну епоху зандрові поля відзначені перед льодовиками Ісландії й у краю льодовика Маляспина на Алясці. При локалізації поталих льодовикових вод у прильодникових балках і річкових долинах утворяться долинні зандри. Це відкладення вже звичайних водних руслових потоків, що відрізняються від річкових лише тем, що вони харчуються поталими водами льодовика.

Лімногляціальні, або озернольодовикові, відкладення утворилися в прильодникових озерних басейнах. У рівнинних районах четвертинних материкових заледенінь такі озера своїм виникненням зобов'язані підпружуючому дії вихідних підльодникових потоків височинами рельєфу або грядами кінцевих морен, а також подпруживанию стоку рік. В міру отступания льодовика розміри і глибина озер збільшувалися. За даними А. Алиссона, самим великим на Північно-Американському континенті було оз. Агассиз, що виникло в результаті подпруживания стоку ріки Ред-Ривер і досягало при максимальному рівні 1100 км у довжину і 400 км у ширину. У крайових частинах прильодовикових озер накопичуються піщані осади, місцями з включенням гравію і гальки, а у видаленні і на більшій глибині ширше поширені опади стрічкового типу - піски, алеврити і глини. Для них місцями характерна чітко виражена сезонна шаруватість, що виявляється в ритмічному повторенні річних стрічок, опадів, що складаються з більш могутнього літнього шару, переважно тонкозернистого піщаного (іноді піщано-алевритового) і малопотужна зимового глинистого слойка. Підрахунок таких річних стрічок в опадах дає можливість судити про їхній вік (у літах і сторіччях), тривалості нагромадження, часу існування озер і швидкості отступания льодовика. По наявним даним, заснованим на аналізі стрічкових глин, середня швидкість отступания останнього льодовика у Швеції складала 325 м/рік, у Фінляндії - 260 м/рік.

Леси. Для перигляціальних областей типово широкий розвиток лесів і лесовидних суглинків, розвитих на півдні європейської частини Союзу, у Західно-Сибірській низовині, у Західній Європі й Америці. У цих областях вони носять покривний характер, утворять чохол на вододілах і їх схилах, а також на надзаплавних річкових терасах. Значне поширення лесів, їх покривний характер привертають велику увагу дослідників різних спеціальностей. Але дотепер немає єдності думок у відношенні їхнього генезису. Багато радянських і закордонних дослідників приймають концепцію еолового походження. На їхню думку, маси повітря, що спускалися з льодовика, нагрівалися при падінні, підходили до поверхні Землі в прильодовикових районах теплі і сухими і розвівали льодовикові, водно-льодовикові, річкові й інші відкладення, несучи і відкладаючи тонкий пил, скупчення якого й утворювали лес [20].

Інша група дослідників вважає, що пилуватий матеріал алевритової розмірності може утворюватися в умовах різних екзогенних процесів, а перетворення його в лес відбувається шляхом наступного облесовання або в результаті вивітрювання і ґрунтоутворення (грунтово-елювіальна гіпотеза), або кріогенного гіпергенезу (кріоелювіальна гіпотеза).

Детальні дослідження останніх десятиліть показали, що в могутніх товщах лесовидних відкладень України і Середньої Азії поховані багато обріїв викопних ґрунтів, склад яких свідчить про їхнє утворення в близькій до сучасної кліматичної обстановки, тобто відповідної міжльодовиковим інтервалам часу.

РОЗДІЛ 2. МЕТОДИ Й НАПРЯМКИ ЛАНДШАФТНО-ЕКОЛОГІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ
2.1 Методи комплексних досліджень

Для методів комплексних досліджень запропонована наступна класифікація:

загальні, що є конкретизацією діалектичного методу, - порівняльно-географічний і історичний;

особливі, що використовуються у всіх географічних науках, - картографічний, математичний, моделювання, прогнозування, районування, експерименту;

приватні, вживані у всіх природно-географічних (физико-географічних) науках, - геохімічний, геофизичний, палеогеографічний, аерометоди, космічні методи.

Рангами нижче є специфічні і конкретні методи (або прості методи і методичні прийоми). Вони існують як би усередині загальних, особливих і приватних методів.

Специфічні методи формуються в процесі рішення певних наукових задач і в подальшому застосовуються для вирішення завдань даного класу. У комплексній фізичній географії це методи: ландшафтний, комплексної ординації, фізико-географічного районування і т.д.

Конкретні методи - це складова частини специфічного методу, прості методи і прийоми рішення приватних задач. Наприклад, метод збору зразків для ландшафтно-геохімічних або інших видів досліджень, конкретні методи фіксації матеріалів спостережень або їх обробки і т.д.

Розрізняють методи: традиційні (порівняно-географічний, историко-гео-графічний, картографічний), що зародилися на зорі людської культури; нові (геофизичні, геохімічні, аерометоди), вживані у физико-географічних дослідженнях з 30-50-х рр. XX в.; і новітні (космічні, математичного моделювання, геоінформаційні і ін.), що з'явилися у фізичній географії в 60-80-х рр. XX ст.

Традиційні методи. Чи не найстародавнішим і широко поширеним методом географічних досліджень є порівняно-географічний. Основи його були закладені ще античними ученими (Геродотом, Арістотелем), проте в середні віки у зв'язку із загальним застоєм науки методи досліджень, що застосовувалися ученими античного миру, були забуті. Основоположником сучасного порівняно-географічного методу до вважають А. Гумбольдта, що застосував його спочатку для вивчення зв'язків між кліматом і рослинністю. "Виходячи із загальних принципів і застосовуючи порівняльний метод, Гумбольдт створював фізичну географію, покликану з'ясовувати закономірності на земній поверхні в її твердій, рідкій і повітряній оболонках".

В даний час порівняння як специфічний логічний прийом пронизує всі методи географічних досліджень, але разом з тим воно давно виділилося як самостійний метод наукових досліджень - порівняльно-географічного, який придбав особливо велике значення в географії і біології [25].

Природа Землі така різноманітна, що тільки порівняння різних природних комплексів дозволяє виявити їх особливості, їх найбільш характерні, а тому і найбільш істотні риси. "Порівняння сприяє виділенню з потоку географічної інформації особливого і тому головного". Виявлення схожості і відмінності ПТК дозволяє судити про причинну обумовленість схожості і генетичних зв'язках об'єктів.

Порівняльно-географічний метод лежить в основі будь-якої класифікації PTK і інших об'єктів і явищ природи. На ньому базуються різного роду оцінні роботи, в процесі яких властивості ПТК зіставляються з вимогами до них, що пред'являються тим або іншим видом господарського використання території.

На перших етапах свого застосування порівняльний метод вичерпувався зоровим зіставленням об'єктів і явищ, потім стали аналізуватися словесні і картографічні образи. У обох випадках порівнювалися переважно форми об'єктів, їх зовнішні ознаки, тобто порівняння було морфологічним. Надалі, з розвитком геохімічного, геофизичного і аерокосмічних методів, з'явилася можливість і необхідність використання порівняльного методу для характеристики процесів і їх інтенсивності, для вивчення взаємозв'язків між різними об'єктами природи, тобто для вивчення суті ПТК. Можливості і надійність порівняльного методу, глибина і повнота одержуваних з його допомогою характеристик, точність і достовірність результатів постійно зростають. В даний час порівняльний метод нерозривно пов'язаний з математичним і з використанням комп'ютерної техніки [17].

Розрізняють два основних аспекти застосування порівняно-географічного методу. Перший аспект зв'язаний з використанням висновків аналогічно (метод аналогій). Він полягає в зіставленні слабо вивченого або невідомого об'єкту з добре вивченим. Наприклад, в ландшафтному картографуванні ще в камеральному періоді і в процесі рекогносцирувального ознайомлення з територією виділяються групи схожих по своєму характеру ПТК. З них детально обстежуються лише небагато, на інших об'єм польових робіт вельми скорочений, деякі зовсім не відвідуються, а їх характеристика в легенді карти дається на підставі матеріалів добре вивчених ПТК.

Другий аспект полягає в дослідженні однаково вивчених об'єктів. Можливі два шляхи порівняння таких об'єктів. Можна порівнювати об'єкти, що знаходяться на однаковій стадії розвитку, що дозволяє встановити їх схожість і відмінність, шукати і знаходити чинники і причини, що обумовлюють їх схожість. Це дозволить згрупувати об'єкти по схожості, а потім застосувати характеристики однотипних об'єктів для рекомендацій по їх використанню, прогнозуванню їх подальшого розвитку і т.д.

Інший шлях полягає в порівнянні об'єктів, що існують одночасно, однаково вивчених, але що знаходяться на різній стадії розвитку. Цей шлях дає можливість розкрити стадії розвитку близьких по генезису об'єктів.

Картографічний метод пізнання дійсності так же широко поширений і такий же (або майже такий же) стародавній, як і порівняно-географічний. Прародителями сучасних карт були наскальні малюнки стародавньої людини, малюнки на шкірі, різьблення по дереву або кости, пізніше - перші примітивні "карти" для мореплавання і т.д. Першим усвідомив значення картографічного методу і ввів його в ужиток ще Птолемей. Картографічний метод продовжував інтенсивно розвиватися навіть в середні віки. Досить пригадати фламандського картографа Меркатора (1512-1599), який створив циліндрову рівнокутну проекцію карти світу, дотепер використовувану в морській картографії [23].

Особливо велике значення і розвиток картографічний метод придбав в епоху Великих географічних відкриттів. Спочатку карти використовувалися виключно для зображення взаємного розміщення і поєднання різних географічних об'єктів, зіставлення їх розмірів, з метою орієнтування, оцінки відстаней. Тематичні карти для наукових досліджень з'явилися лише в XIX в. А. Гумбольдт був одним з перших творців карт, на яких зображалися абстрактні поняття. Зокрема, він ввів в науку новий термін "ізотерми" - лінії, що дозволяють зобразити на карті розподіл на території тепла (невидимого на місцевості). У. В. Докучаєв в грунтовому картографуванні також не тільки зображав просторове розміщення грунтів, але і будував легенди карт з урахуванням генетичного принципу і чинників грунтоутворення. А.г.Ісаченко (1951) писав, що за допомогою карт може вивчатися не тільки склад і структура географічних комплексів, але і елементи їх динаміки, розвитку.

Поступово картографічний метод став невід'ємною частиною найрізноманітніших географічних досліджень. Л.С. Берг (1947) відзначав, що карта є початком і кінцем географічного вивчення, опису і виділення ландшафту. Н. Н. баранській також стверджував, що "карта є "альфа і омега" (тобто почало і кінець) географії. Від карти всяке географічне дослідження виходить і до карти приходить, з карти починається і картою кінчається". Картографічний метод дослідження полягає у використанні різноманітних карт для опису, аналізу і пізнання явищ, для отримання нових знань і характеристик, вивчення процесів розвитку, встановлення взаємозв'язків і прогнозу явищ.

Страницы: 1, 2