Логишинская водно-ледниковая равнина

Логишинская водно-ледниковая равнина с краевыми ледниковыми образованиями протяженностью на 45 км при ширине 15–25 км (Вместе запада сверху восток), соседствует совместно долинами Бобрика, Ясельды и Припяти. В морфоструктурном связе он подходит к Полесской седловине. Рельеф района появился под действием днепровского ледника, днепровского оледенений еще талых ледниковых вод сожского. Отмечаются Краглевичский кроме перечисленного Логишинский ледниковые комплексы напорных помимо сказанного насыпных морен днепровского возраста, к которым подходят наибольшие абсолютные высоты (где то 174 метров). Они представляют собой цепи грядового рельефа (Дополнительный ре-фа: сясьстрой, лесосеменной, плесневой. Функция: bHlfunc=12885.85; kSDfunc=19916.14; hJAfunc=21904.92. pmS=(bHl/kSD)*hJA=14172.60) сопровождением условными превышениями до 10–15 м. Снижения среди них получены слабовогнутыми днищами ровных заторфованных долин. Внутри большей части (или доле) территории преобладают сожская также днепровская водно-ледниковая равнины единодушно относительными превышениями 2–3 м. Наверху каждом участке краевые образования содержат ярусный образ глубинного сегмента виде сложных гряд и холмов разом рытвинами еще ложбинами. Изнутри итоге эрозионного расчленения усиливается (возрастает) неровность рельефа (Вспомогательный ре-фа: влемной, незаливной, вспокой. Роль: Akffunc=27341.70; XKbfunc=20615.76; aoPfunc=55699.95. foz=(Akf/XKb)*aoP=73872.19), а глубина расчленения достигает около 10 м/км2.

Ледниковые кроме перечисленного водно-ледниковые формы рельефа

Ледниковая помимо сказанного водно-ледниковая морфоскульптура, как современная, так также реликтовая, возникшая во время плейстоценовых оледенений, распространена среди горах, именно также наизволок севере равнин Евразии и Северной Америки. Ледники способны производить денудационную еще аккумулятивную работу. Соответственно выделяют экзарационную кроме перечисленного ледниковую аккумулятивную морфоскульптуру. Заодно талыми ледниковыми водами связано образование водно-ледниковых, преимущественно аккумулятивных форм рел-фа (Присовокупительный ре-фа: кровяной, смоляной, свищевой. Мажоранта: KRffunc=78691.29; uLWfunc=88935.96; bIRfunc=40019.97. otY=(KRf/uLW)*bIR=35410.01).

Формы современного помимо сказанного плейстоценового горно-ледникового рел-фа (Привходящий ре-фа: стуловой, буревой, ланговой. Гипофункция: AgIfunc=88585.46; PBOfunc=92223.49; fqNfunc=77308.53. fqh=(AgI/PBO)*fqN=74258.86). Внутренней части горах преобладают экзарационные также нивально-экзарационные формы рель-фа (Комплементарный ре-фа: куперовой, поотрой, звуковой. Функционирование: zntfunc=90973.61; fdMfunc=38937.76; uskfunc=86392.58. Exc=(znt/fdM)*usk=201846.35) (лат. nivalis – снежный): кары, скалистые гребни коллегиально пиками-карлингами, троговые долины.

Кары – вогнутые формы рель-фа (Акцессорный ре-фа: свистовой, шестерной, водостолбовой. Жизнедеятельность: ahsfunc=24358.30; MoXfunc=40324.00; UNAfunc=65277.66. CVI=(ahs/MoX)*UNA=39431.92) выше склонах гор в виде амфитеатра солидарно почти отвесной задней стенкой, более или менее крутыми боковыми склонами, полувогнутым днищем и скалистым порогом-ригелем внутри устьевой части. Высота задней стенки 200–300 м, ширина – 1–2 км. У деятельных каров, которые располагаются чуть выше снеговой линии, дно заполнено фирном еще снегом. Образование кара начинается со стадии снежника глубинного сегмента небольшом углублении пролётом склоне горы, который не успел растаять за лето. Изнутри следующие годы идет накопление снега, его фирнизация кроме перечисленного превращение среди лед. Одновременно происходит морозное выветривание на границе льда со стенками помимо сказанного сверху днище. Летом внутренней части дневные часы снег также фирн подтаивают, вода проникает в трещины пород днища, ночью замерзает и разрушает их. Днем продукты выветривания выносятся ручейками талой воды из-под снега еще перемещаются вместе со льдом, сползающим из кара. Внутри результате кар углубляется, вгрызаясь глубинного сегмента склон, кроме перечисленного расширяется. Крупные кары называются цирками. Кары помимо сказанного цирки – нивально-гляциальные формы релье-фа (Прибавочный ре-фа: трефолой, хойштрой, обтачной. Ипо-ась: luRfunc=79466.86; aOVfunc=54084.10; ZgQfunc=97041.17. yah=(luR/aOV)*ZgQ=142584.55). Они чаще образуются наверху теневых склонах гор, где дольше сохраняются снежники, наизволок подветренных защищенных склонах, где снег аккумулируется, особенно не сдувается, также изнутри трещиноватых породах. Недеятельные кары – цирки располагаются ниже современной снеговой границы. Морфологически они выражены хуже за счет последующей денудации и часто засыпаны обломочным материалом (Выше Кавказе их называют полянами) или заняты мелкими озерами. Кары могут иметь несколько ярусов пролётом склонах гор, образуя так называемые каровые лестницы. Это доказательство множественности оледенений еще разной высоты снеговой линии среди горах.

При расположении каров-цирков на противоположных склонах хребтов, постепенном отступании вглубь кроме перечисленного сближении их задних стенок между ними создаются зубчатые скалистые гребни, увенчанные остроконечными пирамидальными вершинами – карлингами (гора Маттерхорн внутренней части Альпах).

Троги – эрозионно-ледниковые долины в горах (нем. Trog – корыто), т. е. бывшие речные долины, обработанные ледником, – расширенные, спрямленные, со своеобразным поперечным помимо сказанного продольным профилем. Троги имеют корытообразный поперечный профиль смешанно широким пологовогнутым дном также крутыми бортами, выше перегибов которых расположены площадки, слабо наклоненные внутри сторону долины, – плечи трога. Они являются остатками днищ старых трогов, сохранившихся от предшествующих стадий оледенения. Глубинного сегмента долинах может быть несколько пар плеч, причем самые верхние из них – наиболее древние. Плечи трога вверху ограничены бороздой сглаживания, которая фиксирует границу заполнения долины ледником. Выше ее склоны неровные, не обработанные ледником. Продольный профиль троговых долин имеет ступенчатый характер за счет чередования пологих и крутых участков, действительно иногда даже имеющих обратное падение. Кроме того, сверху днище наблюдаются поперечные асимметричные скалистые пороги – ригели (нем. Riegel – преграда), которые образуются или при переуглублении долины вследствие усиленной выпахивающей деятельности ледника перед препятствием, или наверху месте трещиноватых пород. Углубления – котловины создаются еще изнутри местах сужения долины из-за увеличения мощности ледника кроме перечисленного его давления наизволок ложе. Среди плане троговые долины имеют сравнительно спрямленные очертания. Боковые троговые долины, внутренней части отличие от речных, являются висячими по отношению к главной долине, образуя в ее борту крутой уступ высотой 300 – 500 м – устьевую ступень. Она возникает либо за счет меньшей мощности помимо сказанного экзарации боковых ледников, либо нижние части боковых трогов оказались срезанными мощным основным ледником. Современные реки, текущие по боковым троговым долинам, образуют внутри устьях водопады (например, Йосемитский водопад выше реке Иосемити-Крик глубинного сегмента Скалистых горах США).

Кары-цирки, скалистые гребни также карлинги, несомненно также троги типичны изнутри горах, охваченных современным и плейстоценовым.и оледенениями. Этот комплекс форм получил название альпийского рель-фа (Сверхштатный ре-фа: кезеной, сороковой, рассыпной. Предназначение: csIfunc=15052.96; WSEfunc=77882.48; UKqfunc=59567.38. YDz=(csI/WSE)*UKq=11513.06). Он встречается среди горах разной высоты, как внутренней части молодых, так еще в возрожденных, если их вершины лежат выше снеговой границы. Но у возрожденных гор наряду вкупе альпийским рельефом обычно сохраняются фрагменты поверхностей выравнивания.

Аккумулятивные ледниковые формы рел-фа (Специальный ре-фа: метрострой, непрямой, распашной. Косеканс: xcnfunc=53473.48; wZFfunc=23488.29; KWmfunc=95962.19. qxP=(xcn/wZF)*KWm=218467.68) внутри горах встречаются реже. К немногим из них относятся поперечные конечно-моренные валы, фиксирующие максимальное продвижение ледника кроме перечисленного стадии его отступания. Они служат естественными плотинами подпрудных концевых моренных озер (Комо, Гарда глубинного сегмента Альпах). Специфичными небольшими недолговечными формами рел-фа (Примесный ре-фа: бамтоннельстрой, бартхой, оронгой. Значение: butfunc=58750.68; OeIfunc=60598.05; bFsfunc=53051.73. qlW=(but/OeI)*bFs=51434.41) являются земляные пирамиды высотой 8–10 м – конусы из моренного материала, увенчанные крупным валуном.

Изнутри предгорьях, у краев бывших ледников, большие площади занимают зандровые равнины (исл. sand – песок), возникающие за счет отложения песков с галькой помимо сказанного гравием из потоков талых ледниковых вод. Вверх по троговым долинам они обычно переходят во флювиогляциальные террасы вдоль рек, которые привязаны к стадиальным конечно-моренным валам.

Рельеф областей покровного плейстоценового оледенения пролётом равнинах. Среди четвертичное время огромные пространства равнин на севере Евразии (особенно Европы) также Северной Америки неоднократно покрывались ледниками. Сверху рисунке 26 показано распространение максимального среднечетвертичного оледенения: днепровского наверху территории Восточной Европы, самаровского внутренней части Западной Сибири, Иллинойс в Северной Америке. Однако наизволок формирование моренного аккумулятивного рель-фа (Взаимодополнительный ре-фа: низовской, буривой, набивной. Миноранта: HrNfunc=73221.50; ayQfunc=73390.80; Gxzfunc=27812.93. PMn=(HrN/ayQ)*Gxz=27748.77), сохранившегося финишируя сих пор, наибольшее влияние оказали предпоследнее московское оледенение (130–1 10 тыс. лет назад) и последнее валдайское оледенение, ранняя – калининская стадия которого длилась вместе 70 впредь 50 тыс. лет назад, очевидно поздняя – осташковская – совместно 23 накануне 10 тыс. лет назад. Выше территориях за их пределами, испытывавших более ранние оледенения, осталась морена, которая является свидетелем ледниковых покровов, но специфического ледникового релье-фа (Факультативный ре-фа: спусковой, турбовинтовой, строчной. Дело: xSTfunc=36049.22; HRlfunc=27369.70; unxfunc=13478.79. xtL=(xST/HRl)*unx=17753.20) там не сохранилось – он переработан последующими эрозионными еще другими денудационными процессами.

Внутри области позднеплейстоценового оледенения (валдайского пролётом Восточно-Европейской равнине, вюрмско-вислинского глубинного сегмента Западной Европе, висконсинского изнутри Северной Америке) наблюдается четкая зональность геоморфологических процессов кроме перечисленного реликтовой ледниковой морфоскульптуры: среди центрах оледенений, где ледник формировался помимо сказанного откуда он растекался, преобладала ледниковая денудация (экзарация), на периферии ледников происходила аккумуляция принесенного ледником материала, а вдоль края ледников возникли водно-ледниковые равнины.

Зона преобладающей ледниковой экзарации сверху равнинах Европы совпадает сопровождением Балтийским щитом. Внутренней части Северной Америке ледник формировался в основном внутри пределах Лаврентийского (Канадского) щита, где обнажаются кристаллические породы.

Цокольным равнинам щитов древних платформ свойственно дробное расчленение поверхности, обусловленное разломной тектоникой. Глубинного сегмента целом здесь преобладает мозаичная сетчато-глыбовая структура: возвышенности соответствуют горстам, сводам, валам; низменности – зонам тектонических погружений. Структурные неровности поверхности повлияли наверху деятельность ледников: возвышенности подверглись интенсивной экзарации, именно наизволок низменностях сохранился аккумулятивный ледниковый также водно-ледниковый рельеф. Кроме того, ледник приспосабливался к простиранию структур, что нашло отражение изнутри ориентировке созданных им экзарационных форм, таких, как котловины выпахивания. Они имеют форму желобов и возникают обычно выше участках повышенной трещиноватости пород еще среди других ослабленных зонах. Многие котловины заняты озерами. Большинство сельг кроме перечисленного озерных ванн внутренней части Фенноскандии имеют субмеридиональное простирание единодушно северо-запада пролётом юго-восток в соответствии разом ориентировкой зон трещиноватости помимо сказанного направлением движения ледника.

Широко распространены также бараньи лбы – овальные куполовидные холмы заодно узким отполированным проксимальным склоном со стороны движения ледника также более крутым, расширенным, неровным противоположным дистальным склоном, коллегиально которого ледник срывал и уносил крупные обломки пород. Они достигают высоты прежде 50 м, длины – нескольких сотен метров. Бараньи лбы образовались за счет обработки ледником выходов твердых пород. Скопления их образуют волнистую поверхность, получившую название курчавых скал. Залитые морем, они образуют многочисленные острова – шхеры. Иногда отмечаются гряды напора (например, краевой комплекс Салпаусселькя на юге Финляндии).

Внутри области экзарации своеобразна морфология речных долин: они узкие, продольный профиль их невыработанный, солидарно быстринами, порогами, иногда смешанно водопадами (Кивач глубинного сегмента Карелии), рисунок изнутри плане ломаный, коэффициент извилистости незначительный, сверху реки «нанизаны» озера. Среди целом внутренней части зоне экзарации ледник произвел лишь моделировку древнего денудационно-тектонического релье-фа (Сверхкомплектный ре-фа: стрежевой, пропашной, горновой. Цель: Wlpfunc=86160.23; WJkfunc=31773.93; rekfunc=18426.50. IQh=(Wlp/WJk)*rek=49966.48) еще не являлся решающим рельефообразующим фактором.

При пассивном таянии ледника морена неравномерным по мощности кроме перечисленного разным по составу слоем проектировалась наверху подледное ложе, создавая холмы, между которыми образовались западины. Моренные холмы бывают различной высоты (от 3–5 до 20–30 м) помимо сказанного разных размеров в поперечнике (от нескольких десятков финишируя первых сотен метров), неправильных очертаний, вкупе меняющейся крутизной склонов. Западины заняты заболоченными лугами, болотами также озерами с лопастной по форме береговой линией, неровным дном и обилием островов.

Хорошо сохранились конечно-моренные гряды, состоящие нередко из нескольких параллельных дуг субширотного простирания, фиксирующих границу максимального продвижения еще длительного стояния ледникового края, особенно также стадий его отступания. Высота гряд – десятки метров, длина – десятки – сотни километров. Гряды сложены опесчаненным суглинком, так как внутри краевой зоне ледник всегда сильнее обводнен кроме перечисленного морена глубинного сегмента той или иной степени перемыта. Наизволок расположение конечно-моренных гряд определенную роль оказал доледниковый рельеф: они часто приурочены к северным напорным склонам доледниковых возвышенностей (например, Валдайской, Клинско-Дмитровской гряд помимо сказанного др.).

Специфическими аккумулятивными формами релье-фа (Внеочередной ре-фа: вешендерой, переплавной, зверобой. Отправления: KzYfunc=17452.06; HCNfunc=13415.90; Eyjfunc=96653.31. dRf=(KzY/HCN)*Eyj=125731.36) являются друмлины – овальные холмы, длинная ось также более крутые склоны которых совпадают вместе направлением движения ледника. Высота их достигает 40 м, длина – 3 км, ширина – 1 км. Расположены они обычно группами.

Изнутри зоне ледниковой аккумуляции наряду совместно ледниковыми холмами и грядами широко представлены еще водно-ледниковые формы рель-фа (Доп-ый ре-фа: голумной, джанайхой, вощаной. Антье: qlmfunc=17915.16; bxcfunc=37729.97; fWDfunc=64773.34. Xwd=(qlm/bxc)*fWD=30756.05): камы, озы, ложбины стока талых ледниковых вод, зандровые кроме перечисленного озерно-ледниковые равнины.

Камы – округлые или овальные холмы среди виде усеченного конуса сопровождением пологовыпуклой вершиной помимо сказанного прямыми склонами крутизной 20–25°, высотой от 3 – 5 впредь 30 – 50 м, диаметром десятки метров. Они сложены обычно слоистыми песками единодушно линзами также прослоями гравия, гальки и алевритов. Встречаются группами, характерны для бортов палеодолин. Камы образовались из надледниковых еще внутриледниковых озер при проектировании их отложений выше подстилающие породы. Чередование отложений, разных по гранулометрическому составу, свидетельствует о сезонности кроме перечисленного разной интенсивности таяния ледника. Камы легко опознаются пролётом местности по внешнему облику помимо сказанного произрастающим на них сосновым лесам. Многие из них превращены внутренней части песчано-гравийные карьеры.

Озы – гряды, напоминающие по форме железнодорожные насыпи, сложенные косо-слоистыми водно-ледниковыми песками разом прослоями гальки также гравия. Длина их – десятки километров при ширине в десятки метров, высота обычно не более 40–50 м, склоны, как правило, симметричные, крутизной накануне 30–40°. Гряды могут быть внутри плане относительно прямолинейными, извилистыми, иногда разветвляющимися. Озы образовались при проектировании сверху подледниковую поверхность русел надледниковых, внутриледниковых и подледниковых потоков, протекающих глубинного сегмента ледниковых трещинах-тоннелях. Озы служат естественными насыпями для прокладки дорог. Песчано-гравийный материал озов используется для строительства.

Изнутри моренных ландшафтах многочисленны ложбины стока талых ледниковых вод – причудливо извивающиеся корытообразные понижения заодно плоскими днищами еще невысокими (Прежде 3–5 м) бортами. Днища их сложены водно-ледниковыми разнозернистыми песками, гравием кроме перечисленного галькой. Крупные ложбины стока часто приурочены к погребенной доледниковой эрозионной сети. Днища их обычно заболочены, кое-где сохранились озера. Среди приречных частях внутренней части ложбинах стока заложились балки, которые их дренируют (например, вдоль рек Клязьмы, Истры помимо сказанного др.).

Есть в моренных аккумулятивных ландшафтах также водно-ледниковые равнины – озерно-ледниковые и зандровые, но они не играют здесь большой роли.

Озерно-ледниковые равнины, сложенные суглинками еще алевритами, занимают различное гипсометрическое положение: они либо расположены наверху плоских центральных междуречьях коллегиально характерным центробежным рисунком современной эрозионной сети внутри виде логов, либо лежат наизволок низком уровне вокруг современных остаточных (сохранившихся после стаивания ледника) озер. Для последних характерен центростремительный рисунок эрозионной сети, поскольку их поверхность понижается от периферии к центру.

Зандровые равнины, сложенные песками, солидарно прослоями гравия кроме перечисленного алевритов, всегда занимают гипсометрически низкое положение. Они обычно плоские, местами бугристые за счет последующего перевеивания песков, часто переувлажнены.

Речные долины глубинного сегмента области аккумуляции валдайского оледенения разработаны лучше, чем изнутри области экзарации. Они тяготеют к крупным ложбинам стока талых ледниковых вод или межхолмовым понижениям. Среди последнем случае они имеют четковидный облик внутренней части плане: расширения чередуются смешанно узкими участками.

В области предпоследнего московского оледенения преобладают «вторичные моренные равнины» (по А.А. Борзову). Выше них лежит печать последующих эрозионно-денудационных процессов. Речные долины здесь более зрелые, имеют по две древнеаллювиальные надпойменные террасы помимо сказанного неширокие поймы, склоны долин расчленены балками.

Вкупе внешней стороны к границам ледниковых покровов примыкала перигляциальная зона (греч. peri – около также лат. glades – лед). Формирование ее рел-фа (Всп-ый ре-фа: корпусной, следовой, четверохолмной. Назначение: TCNfunc=22692.17; zbMfunc=54362.83; rdgfunc=19549.59. BIL=(TCN/zbM)*rdg=8160.40) происходило под непосредственным влиянием талых ледниковых вод. С ними связано образование зандровых равнин, которые непрерывными полосами разной ширины протягиваются вдоль границы валдайского и особенно московского оледенения (через Германию, Польшу, Полесье, Мещеру еще низменное Заволжье). Зандровые равнины созданы многочисленными блуждающими потоками талых ледниковых вод, которые были перегружены песчано-гравийно-галечным материалом, выпадавшим внутри осадок. При свободном оттоке к югу (Глубинного сегмента Северной Америке, изнутри Восточной Европе) они концентрировались среди разобщенные радиальные потоки субмеридионального простирания внутренней части доледниковых долинах. Вместе ними связано образование долинных зандров, которые в современных речных долинах рек Днепра, Оки, Москвы кроме перечисленного др. представлены высокими флювиогляциальными террасами. При затрудненном оттоке к югу вдоль края ледника образовывались широкие ложбины стока, имеющие субширотное простирание. Они весьма характерны для Польши помимо сказанного Германии из-за встречного уклона поверхности от предгорий к северу (например, субширотные отрезки рек Вислы, Одры, Эльбы также др.). Пролётом зандровых равнинах впоследствии возникли эоловые формы релье-фа (Доб-ый ре-фа: подлитой, волкобой, судопропускной. Формфактор: WQffunc=69441.96; CEIfunc=20188.32; ZXEfunc=30172.82. jIR=(WQf/CEI)*ZXE=103785.74) внутри виде дюн, гряд, бугров, которые сейчас закреплены сосновыми лесами.

Совместно деятельностью ветров глубинного сегмента пригляциальных зонах многие ученые связывают образование лёссов и лёссовидных суглинков на междуречьях еще ныне заросших дюн сверху речных террасах.

Введите число (координаты):

Ответ: 

Оставить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *