Зледеніння на планеті та іх наслідки

Причини періодичної появи зледеніння до цього часу не вивчені. Існує ряд гіпотез, за допомогою яких намагаються пояснити причини періодичного зледеніння поверхні Землі. Однак однозначної відповіді не отримано. Вивчені на сьогодні фактори виникнення зледенінь можна розділити на дві групи – астрономічні та геологічні.

До головного астрономічного фактора належать зміни в планетарному русі Землі, такі як варіації ексцентриситету земної орбіти та кута нахилу земної осі до площини екліптики. Це реальні періодичні зміни, які викликають періодичну зміну клімату.

Поряд з астрономічними на зледеніння поверхні Землі могли вплинути геологічні фактори. Основними такими факторами вважають періодичну зміну у складі атмосфери та тектонічні фактори.

В геологічній історії розвитку Землі помічено безсумнійний зв’язок періодів зледеніння з епохами горотворення. Зледеніння земної кори наступило якраз після епох горотворення, які супроводжувались активною вулканічною діяльністю.

Важливу роль у зміні клімату Землі могли відіграти тектонічні рухи. Вони могли переміщувати континенти з однієї кліматичної зони в іншу, піднімати або опускати окремі ділянки земної кори тощо. Все це призводило до зміни клімату на багатьох континентах. Тому зміна клімату, зумовлена тектонічними факторами, могла призвести до зледеніння Землі в широкому масштабі.

Якщо врахувати, що астрономічні та геологічні фактори можуть діяти одночасно, то при сумуванні односпрямованого впливу обох цих факторів можуть виникнути різні зміни в температурі, достатній для чергування льодовикових та міжльодовикових періодів. На протязі кожного льодовикового періоду існував свій план розташування зледенінь на земній поверхні. Зокрема, сучасну епоху для Антарктиди, Гренландії,Шпіцбергена можна назвати льодовиковою, а для решти території Земної кулі – міжльодовиковою.

На Східноєвропейській рівнини виділяють чотири зледеніння антропогенного віку: окське, дніпровське, московське і валдайське. Льодовик наступав зі Скандинавії і рухався на південний захід, південь і південний схід.

Сезонне промерзання грунтів характерне для регіонів, де середньорічна температура вища 0°С. Промерзання проходить взимку на глибину до декількох метрів. Підземні води, які містяться в порах і тріщинах гірських порід, замерзають і збільшують свій об’єм. Розвивається значний тиск, в результаті чого поверхня промерзлого грунту деформується. Це явище називається спученням грунту.В літній період при відтаненні глинисті породи , які містять велику кількість вологи, втрачають свою міцність, розкисають і набувають здатності текти. Цей процес називається соліфлюкцією, тобто здатністю грунтів текти при відтаненні.

Багаторічне промерзання грунтів виникає в тих районах, де серелньорічні температури нижче 0°С. Воно проявляється в порах і тріщинах гірських порід замерзлої води протягом багатьох століть. Утворену при цьому зону мерзлих порід назвали зоною вічної мерзлоти.

Застосування цього терміну через його невизначеність і неоднозначність П.В. Швецовим в 1955 р. було запропоновано замінити на криолітозону. Зараз дуже широко застосовується поняття “багаторічна криолітозона”, “багаторічномерзлі породи”та“багаторічна мерзлота”.Із названих понять найбільш вдалим є термін “багаторічна мерзлота”.

Багаторічномерзлі породи на земній поверхні охоплюють 40 млн. км² або майже 25% суші. Вони займають значну частину Євразії, Північної Америки, повністю Антарктиду і її шельфову зону, всі острови Північного Льодовитого океану і частину високогірних областей.

На багаторічній мерзлоті переважно лежить шар грунту, який відтаює влітку і замерзає взимку. Він називається діяльним шаром. Його товщина коливається від декількох сантиметрів до 5-7 м. Вона залежить від кліматичних умов, складу гірських порід, рослинного покриву, експозиції схилів та інших факторів. Наприклад, в пісках і галечниках товщина діяльного шару становить 2-4 м, а в торфяниках – 0,3-0,8 м. В діяльному шарі проходять активні фізико-геогра-фічні процеси зони багаторічної мерзлоти.

В районах розвитку багаторічної мерзлоти схилові процеси надзвичайно активні, хоча вони захоплюють переважно тільки невеликий за товщиною діяльний шар. Найбільш активним руйнівним процесом на схилах гір є соліфлюкція– витікання перезволожених рідких і пластичних порід по багаторічній мерзлоті. При цьому грунт насичується вологою за рахунок танення наявного в ньому льоду.

В переважній більшості соліфлюкція розвивається на схилах складених супісками, суглинками, пилуватими пісками та ін. дрібноуламковими породами. Названі породи мають надзвичайно велику вологість, а тому вони різко втрачають свою стійкість при сезонному відтаненні та надлишковому перезволоженні.

Соліфлюкція розвивається в основному на схилах гір, крутизна яких становить від 8 до 15°. На схилах меншої крутизни витікання грунту переважно не відбувається через його велике тертя по поверхні нерозтоплених порід. На схилах, кути падіння яких перевищують 25°, дрібнозем виливається талими та дощовими водами, а залишений грубоуламковий матеріал утворює осипи та куруми.

Соліфлюкція створює різні форми мікрорельєфу, основними з яких є солюфлікційні тераси, язики і невеликі пагорби. Переважно вони утворюються біля підніжжя схилів, де концентрується велика маса наплинутих порід. Часто такі форми рельєфу виникають на схилах, якщо пливун на своєму шляху наштовхується на виступи корінних порід, дерева та ін. перешкоди.

На рівнинних територіях дуже часто спостерігаються пагорби спучення, які являють собою кріогенні форми рельєфу заокругленої форми висотою 20-40 см до 30-40 м діаметром в основі від декількох метрів до 100-200 м. Утворюються вони при промерзанні сильно зволожених або водоносних дисперсних порід в результаті збільшення їх об’єму. Розрізняють однорічні і багаторічні пагорби спучення.

Поряд з пагорбами спучення на рівнинних територіях в районах багаторічної мерзлоти широко розповсюджені термокарстові форми рельєфу.

Термокарст – це процес витанення підземного льоду, який супроводжується просіданням поверхні Землі і появою від’ємних форм рельєфу. Просідання вищележачих пластів відбувається не тільки при таненні прошарків і лінз, але й сильно льодянистих грунтів, оскільки вони можуть містити в собі до 50% льодової маси. Форми рельєфу, які виникають при цьому, називаються термокарстовими. Вони є різновидностями псевдокарсту.

Комплекс відкладів, що утворилися внаслідок взаємодії льодовика та його талих вод з породами субстрату льодовикового ложа, називається льодовиковими відкладами.За генезисом льодовикові відклади поділяють на моренні відклади та водно-льодовикові відклади. Вони вкривають значну частину території України, утворюючи льодовикові форми рельєфу на площах дніпровського зледеніння (Сумська, Чернігівська, Полтавська, Київська, Черкаська, Житомирська, Рівненська, Волинська області), окського зледеніння (Львівська і Волинська області) і валдайського зледеніння (у Карпатах).

Всі типи льодовикових відкладів утворюють льодовикові розсипи корисних копалин. Виникають вони в результаті руйнування рухомим льодовиком коріннних порід і дольодовикових авілювіальних і схилових розсипів і наступного підхоплення скельних і розсипчатих відторженців даною мореною, в якій локалізуються льодовикові розсипи.

Процес формування льодовикових відкладів не дуже сприяє концентрації корисних компонентів та зберіганню виниклих при цьому розсипів. Тому важливого практичного значення набувають тільки льодовикові розсипи, які просторово тісно пов’язані з багатими корінними джерелами і дольодовиковими розсипами.

В морені талі води утворюють переважно флювіогляціальні розсипи. Серед них в переважній більшості зустрічаються алмази, золото, платина, рідкоземельні мінерали, дорогоцінне каміння. Льодовикові відклади в більшості випадків служать проміжним джерелом живлення багатих алювіальних і морських розсипів.

Читайте також:

<== попередня сторінка	\|	наступна сторінка ==>
Геологічна діяльність льодовиків	\|	Закони попит і пропозиція . Ринкова рівновага.

Не знайшли потрібну інформацію? Скористайтесь пошуком google:

Генерація сторінки за: 0.126 сек.