Движение ледников.Ледниковое разрушение и осадконакопление.

Важное значение имеет пластическое или вязкопластическое течение льда, которое обычно наблюдается в нижней части ледника. Такое движение возможно при значительной мощности льда, создающей нагрузку на его нижние слои, и достаточной его чистоте. При пластическом течение периодически накапливаются горизонтальные напряжения, превышающие упругость льда, в результате возникают горизонтальные срывы, вдоль которых вышележащие слойки льда проскальзывают по нижележащим. Такие послойно-дифференцированные пластические течения местами сопровождаются скачкообразным изменением скорости движения. На контакте ледника с ложем (неоднородным по рельефу и составу горных пород) возникают глыбовые скольжения. Этому способствует наличие обломочного материала в нижней части движущегося ледника, что увеличивает внутреннее трение льда и приводит к понижению его пластичности. Верхняя хрупкая часть ледника разбита многочисленными трещинами (уходящими иногда на значительную глубину) на глыбы различного размера и пассивно перемещается вместе с подстилающей частью льда. В краевых частях ледников, где мощность льда и пластичность его уменьшаются, возникают наклонные поверхности сколов, по которым происходит смещение блоков и пластин льда, образующих систему чешуйчатых надвигов (рис. 8.5). Как отмечает Ю.А. Лаврушин, такие надвиговые чешуи развиты на долинных ледниках Шпицбергена и в выводных ледниках юго-западной части Гренландии.

Рис. 8.6. Схема развития краевых трещин в результате неравномерного движения горного ледника

Скорость движения ледников различна и зависит от времени года и от того, в каком районе находится ледник. Например, горные ледники Альп перемещаются со скоростью от 0, 1-0, 4 до 1, 0 м/сут.

Рис. 8.7. Схематический разрез ледникового цирка

Вместе с тем некоторые из них временами увеличивают скорость до 10 м/сут. Скорость выводных ледников Гренландии, спускающихся в фиорды, может достигать 25-30 м/сут, тогда как во внутренних районах, вдали от фиордов она составляет несколько миллиметров в сутки. На фоне средних значений иногда возникает быстрое увеличение скорости движения ледников. Примером тому является ледник Медвежий на Западном Памире, который в 1963 г. стал двигаться со скоростью до 50 м/сут, блокировал течение р. Абдукагора, в результате образовалось подпрудное озеро. В последующем вода прорвала ледяную плотину и, двигаясь с огромной скоростью, уничтожала все на своем пути. Активизация ледника отмечалась и в 1988-1989 гг. Характерна также неодинаковая скорость движения отдельных частей ледников. Реперные наблюдения в горных ледниках показывают, что скорость движения в их центральной части большая, в то время как в бортовых и придонных частях она уменьшается (в результате трения). Неравномерность движения ледника вызывает определенные напряжения и возникновение диагональных трещин (рис. 8.6). У верхнего конца горного ледника образуется большая краевая трещина. В переходной зоне от области питания к области стока на повышенном пороге склона накапливаются растягивающие напряжения, под действием которых возникают поперечные трещины (рис. 8.7), образующиеся также при пересечении неровностей и выступов подледного ложа.При движении ледников осуществляется ряд взаимосвязанных геологических процессов: 1) разрушение горных пород подледного ложа с образованием различного по форме и размеру обломочного материала (от тонких песчаных частиц до крупных валунов); 2) перенос обломков пород на поверхности и внутри ледников, а также вмерзших в придонные части льда или перемещаемых волочением по дну; 3) аккумуляция обломочного материала, имеющая место, как в процессе движения ледника, так и при дегляциации. Весь комплекс указанных процессов и их результаты можно наблюдать в горных ледниках, особенно там, где ледники ранее протягивались на многие километры далее современных границ. В современных покровных ледниках исследования процессов касаются в большинстве случаев только их краевых частей. Однако о геологической деятельности покровных ледников можно судить по четвертичным (антропогеновым) оледенениям, неоднократно покрывавшим обширные пространства Европы и Северной Америки за последние 800 тыс. лет.

Рис. 8.8. Курчавые скалы

Разрушительная работа ледников называется экзарацией (от лат. " экзарацио" - выпахивание)10. Особенно интенсивно она проявляется при больших мощностях льда, создающих огромное давление на подледное ложе. Происходит захват и выламывание различных блоков горных пород, их дробление, истачивание. Ледники, насыщенные обломочным материалом, вмерзшим в придонные части льда, при движении по скальным породам оставляют на их поверхности различные штрихи, царапины, борозды - ледниковые шрамы, которые ориентированы по направлению движения ледника. На дне ледниковых долин, но особенно в пределах прежних четвертичных центров покровных оледенений (скандинавском и др.), встречаются скальные асимметричные выступы, пологий и оглаженный, исштрихованный склон которых расположен с той стороны, откуда двигался ледник, а крутой шероховатый и зазубренный - с противоположной стороны. Такие формы называют " бараньи лбы", а сочетание нескольких выступов - " курчавые скалы" (рис. 8.8). Их формирование связано с выпахивающей деятельностью ледника при неоднородности состава и физико-механических свойств пород. В Скандинавии и прилежащих районах европейской части СССР развиты крупные пологосклонные понижения, образованные ледниковым выпахиванием, многие из которых заняты озерами.

Рис. 8.9. Схема троговой долины

С деятельностью ледников связано образование цирков в вершинной части гор и специфических форм ледниковых долин-отрогов (нем. " трог" - корыто), развивающихся в большинстве случаев по эрозионным горным долинам. Ледники, двигаясь по этим долинам, производят интенсивную экзарацию их боротовых частей и ложа. В результате долина расширяется, углубляется и принимает U-образную форму с плоским дном. Продольный профиль троговой долины обычно характеризуется значительной неровностью, наличием поперечных скальных выступов, называемых ригелями, и ванн ледникового выпахивания (рис. 8.9), что связано с различной сопротивляемостью горных пород ледниковой экзарации.

63.Переносная и аккумулятивная деятельность ледников.Гляциальные отложения.

Весь разнородный обломочный материал - от тонких глинистых частиц до крупных валунов и глыб, как переносимый ледниками и своем движении, так и отложенный, называют мореной (гляциальными отложениями). Следовательно, существует два типа морен - движущиеся и отложенные.Движущиесяморены имеют различное расположение. В горных ледниках выделяются: 1) поверхностные морены - боковые по краям долинного ледника, образующиеся за счет выветривания и гравитационных процессов со склонов гор (осыпей, оползней, обвалов), и срединные, возникающие в результате объединения боковых морен при слиянии ледников (см. рис. 8.4); 2) внутренние морены могут образовываться как в областях питания, так и в результате проникновения обломочного материала по трещинам; 3) донные морены образуются за счет экзарации и захвата продуктов выветривания. В материковых ледниках главное значение имеют донные движущиеся морены и внутренние, возникающие в результате выдавливания обломочного материала по трещинам, образующимся при пересечении ледником возвышенностей рельефа. Отложенные морены. Среди отложенных выделяются три типа морен: 1) основная (донная), 2) абляционная, 3) конечная (краевая).

Рис. 8.10. Образование основной (донной) и абляционной морен (по Р. Ф. Флинту)

Основные морены - наиболее широко распространенные ледниковые отложения. В центральных частях материковых оледенений преобладают экзарация и насыщение льда обломочным материалом. Лед движется от центра по радиальным направлениям в области абляции, где, помимо экзарации и переноса, создаются условия для подледной аккумуляции и образования основной морены. Обломочный материал, насыщающий лед, уменьшает его пластичность и постепенно отслаивается, образуя основную (донную) морену (рис. 8.10).Изучая основные морены четвертичных отложений в европейской части СССР, можно видеть, что они сложены главным образом неслоистыми валунными глинами, суглинками, иногда супесями, с ориентировкой валунов длинной осью параллельно направлению движения льда. Основная морена, образующаяся под толщей движущегося ледника, отличается монолитностью и плотностью отложенного материала. Местами основная морена имеет чешуйчатое строение, обусловленное перемещением донной морены по внутренним сколам при чешуйчато-надвиговом типе движения льда (см. рис. 8.5). Местами чешуйчато-надвиговые блоки сложены не только валунными суглинками, но и затянутыми в морену подледными коренными породами, изогнутыми в складки и нарушенными разрывами.

Рис. 8.11. Характер гляциодиапиров, образованных неогеновыми глинами в береговых обрывах Балтийского моря

Иногда при движении ледника и образовании основных морен происходит выдавливание ледниками подстилающих глинистых, супесчаных и других пород, образующих купола, деформированные в складки, называемые диапировыми (греч. " диапиро" - протыкаю). Все указанные деформации называются гляциодислокациями (лат. " гляциес" - лед и франц. " дислокацией" - перемещение) (рис. 8.11). К этому же типу относятся и отторженцы глыб и валунов горных пород, перенесенных льдом на различные расстояния от их коренного залегания. Примером тому являются глыбы и валуны гранитов, гнейсов и других пород, которые разносились на значительные пространства Восточно-Европейской платформы из Скандинавии - центра четвертичных оледенений. Такие глыбы и валуны, перенесенные льдом на большие расстояния, называются эрратическими (лат. " эрра-тикус" - блуждающий). Местами в четвертичных основных моренах наблюдаются крупные отторженцы - громадные блоки коренных пород.Учитывая различия в формировании основных морен, Ю.А. Лаврушин предложил классификацию их динамических фаций, среди которых: 1) группа фаций монолитных морен обстановок пластического течения льда; 2) группа фаций чешуйчатых морен обстановок движения льда по внутренним сколам; 3) фация крупных отторженцев (гляциошарьяжей или гляциопокровов). С основными моренами четвертичных оледенений связаны различные формы рельефа. Широко развит холмисто-западинный и холмисто-увалистый моренный рельеф, где холмы различных очертаний и размеров разделяются западинными формами, местами сильно заболоченными или занятыми озерами. Встречаются и довольно обширные слабо волнистые моренные равнины. К особому виду относятся так называемые друмлинные поля (ирл. " друмлин" - холм), которые известны в Ленинградской области, Эстонии, Латвии, местами в Литовской ССР. Друмлины представляют собой продолговатые овальные холмы, длинная ось которых совпадает с направлением движения ледника. Их длина от сотен метров до 1-2 км, ширина 100-200 м (иногда до 500 м), высота 15-30 м (иногда до 50 м). Указанные соотношения изменяются от места к месту. Иногда это сильно вытянутые формы, в других случаях - округлые. Часть друмлин слагается целиком моренами, в других наблюдается ядро из коренных скальных пород. Они представляют собой подледниковые образования в условиях значительного динамического воздействия движущегося льда.Абляционная морена чаще образуется ближе к периферической части ледника в стадии его деградации. При таянии ледника имеющийся внутри него и на поверхности обломочный материал осаждается, накладываясь на основную морену (см. рис. 8.10). Обычно это рыхлые осадки, в которых наблюдается увеличение песчаного и грубообломочного материала, что связано с влиянием движущихся ледниковых вод, перемывающих, захватывающих и уносящих то или иное количество более мелких частиц.Конечные (краевые) морены. При длительном стационарном положении края ледника наблюдается динамическое равновесие между поступающим льдом и его таянием. В этих условиях у края ледяного покрова будет накапливаться приносимый ледниками обломочный материал, формируя конечную, или краевую, морену. В образовании конечных морен Ю.А. Лаврушин выделяет участки таких процессов, как: 1) сваливание в краевой части ледника обломочного материала, поднимающегося по внутренним сколам; в результате этого и усиления абляции образуется насыпная морена (см. рис. 8.5); 2) напор края льда на уже образовавшиеся отложения и породы подледного ложа (бульдозерный эффект). Образуются напорные морены, которым свойственны различного вида гляциодислокации; 3) латеральное (лат. " латералис" - бок, сторона) - боковое выжимание или выдавливание насыщенного водой обломочного материала; 4) абляция. Сложное проявление различных процессов в краевой части ледника вызывает значительные неоднородности в строении и составе конечных морен. Особенно большой сложностью отличаются напорные морены, состоящие из чередующихся нарушенных ледниковых морен, водно-ледниковых отложений и коренных пород ледникового ложа.

Рис. 8.12. Боковые и конечные морены, окаймляющие бассейн, выдолбленный ледником в коренных породах оз. Гарда у подножья Итальянских Альп (по А. Холмсу)

Конечные морены в рельефе представляют слабо изогнутые валообразные или грядообразные возвышенности, которые очертаниями в плане повторяют форму края ледникового потока, ледниковой лопасти или отдельных ледников. В европейской части СССР и в Западной Европе хорошо выражены валообразные гряды конечных морен большой протяженности. Они достигают в длину десятков, а местами и сотен километров. Большой протяженностью отличаются гряды конечных морен - Клинско-Дмитровская, Рижская и др. Наличие нескольких гряд конечных морен, отчетливо выраженных в рельефе, соответствует наиболее стационарным положениям края ледника в процессе его отступания, т. е. длительным остановкам, сопровождающимся привносом обломочного материала к фронту ледника.Конечные морены горных ледников пересекают троговые долины и образуют валообразные перемычки, отражающие очертания края ледника. Иногда они имеют форму серповидных гряд (обращенных вогнутой стороной вверх по долине), которые местами продолжаются вдоль склонов долины в виде менее заметных боковых морен. Местами конечные морены подпруживают сток рек, образуя озера. По данным А. Холмса, озеро Гарда обязано своим происхождением конечным моренам, запрудившим внешние долины Альп (рис. 8.12).

64.Флювиогляциальные(водно-ледниковые) и перигляцианальные (приледниковые) отложения.

С деятельностью ледников тесно связана работа талых ледниковых вод, представляющая одну из сторон единого сложного природного процесса. Выделяют два типа флювиогляциальных (лат. " флювиос" - река) отложений: внутриледниковый (интрагляциальный) и приледниковый (перигляциальный). Внутриледниковые отложения после таяния ледника образуют на поверхности специфические формы рельефа - озы, камы и камовые террасы. Озы - крутосклонные валообразные гряды, напоминающие железнодорожные насыпи; они вытянуты по направлению движения ледника и сложены хорошо промытыми слоистыми песчано-гравийно-галечными отложениями с включением валунов. Высота таких гряд от 10 до 30 м, иногда до 50 м и выше, а протяженность от сотен метров до десятков километров. Одни из них имеют более или менее прямолинейные очертания, другие характеризуются извилистостью. Особенно большое развитие имеют озы в Финляндии, а также в Швеции. Они встречаются и южнее: в Прибалтике, в Белоруссии и других районах. По данным Б.Н. Гурского, длина самого крупного оза в Белоруссии, протягивающегося по берегам оз. Жеринского, равна 25, 6 км.О происхождении озов существует две гипотезы.1. Дельтовая гипотеза, основывающаяся на выходах мощных подледниковых водных потоков в периферической части ледников и отложении переносимого ими обломочного материала в виде конусов выноса (дельт). При последовательном отступании ледника образовывались все новые и новые конусы, слияние которых могло образовать сплошную или прерывистую озовую гряду. По данным С.В. Калесника, отдельные озоподобные тела, связанные с выходом подледниковых потоков, наблюдаются у современных ледников Маляспина и Норвежского.

Рис. 8.13. Камы, их форма и строение (рис. Б.Н. Гурского)

2. Русловая гипотеза, по которой происхождение извилистых озовых гряд связывается с движениями водно-ледниковых потоков в сложно сочетающихся над- и внутриледниковых каналах (выработанных по крупным трещинам и расколам льда). Большая масса и скорость движения этих потоков способствовали перемыву моренного материала и накоплению в ледяных руслах слоистых песчано-гравийно-галечных отложений. При отступании и таянии ледника они спроектировались на различные элементы рельефа, нередко перекрывая озерные котловины, моренные холмы, выступы коренных пород.Камы и камовые террасы (нем. " камм" - гребень). Камы представляют собой крутосклонные холмы с выположенными вершинами. Высота их от нескольких до 20 м и более. Камовые холмы, имеющие различные очертания (округлые, конусовидные и др.), разделены понижениями, иногда в виде замкнутых котловин, которые бывают заболочены или заняты бессточными озерами (рис. 8.13). Камы образованы отсортированными отложениями - гравием, песками и супесями с горизонтальной и диагональной слоистостью озерного типа, в которых встречаются валуны и отдельные линзы морен, а местами ленточные глины (ритмичное чередование тонких слойков глин и песка). Считается, что камы формировались в условиях " мертвого" недвижущегося льда, оторванного от областей питания. Наличие в составе камовых отложений слоев с указанной ленточной ритмичностью свидетельствует о том, что камы образовались в застойных водах над- и внутриледниковых озер, заполняющих котловины и ложбины между глыбами мертвого льда. Накопленный в надледниковых озерах материал в последующем проектируется на поверхность основной морены или коренных пород ложа в виде холмов неправильных очертаний. Некоторые исследователи (Е.В. Рухина) считают, что камы могли образоваться и в подледных ложбинах. Помимо холмов, на склонах западин образовывались террасовидные уступы - камовые террасы, располагающиеся на различных уровнях, что связано с неравномерным таянием мертвого льда. Камовый рельеф встречается в Карелии, в Прибалтике, в северных районах Западной Европы. Среди приледниковых (перигляциальных) отложений выделяют: 1) зандры (нем. " зандер" -песок); 2) лимногляциальные (греч. " лимнэ" - озеро), или озерноледниковые; 3) лёсс. Зандры и создаваемые ими зандровые поля образуются за грядами конечных морен и представляют отложения талых ледниковых вод, растекающихся на большие равнинные пространства. Это было особенно характерно для материковых четвертичных оледенений, когда талые воды в большом количестве могли вытекать как в понижениях рельефа, так и на водораздельных пространствах. При этом в отложениях наблюдается дифференциация материала. Более грубые осадки - разнозернистые пески с гравием и галькой - откладываются обычно близ внешнего края конечных морен, далее на огромных площадях накапливаются более однородные пески, а в их краевых частях местами появляются тонкозернистые пески и супеси, что связано с уменьшающейся силой потока. Примерами крупных зандровых полей являются Мещерское, Припятское, Вятское полесья и участки Западно-Сибирской низменности. В современную эпоху зандровые поля отмечены перед ледниками Исландии и у края ледника Маляспина на Аляске. При локализации талых ледниковых вод в приледниковых ложбинах и речных долинах образуются долинные зандры. Это отложения уже обычных водных русловых потоков, отличающихся от речных лишь тем, что они питаются талыми водами ледника. Лимногляциальные, или озерноледниковые, отложения образовались в приледниковых озерных бассейнах. В равнинных районах четвертичных материковых оледенений такие озера своим возникновением обязаны подпруживающему действию выходящих подледниковых потоков возвышенностями рельефа или грядами конечных морен, а также подпруживанию стока рек. По мере отступания ледника размеры и глубина озер увеличивались. По данным А. Алиссона, самым крупным на Северо-Американском континенте было оз. Агассиз, возникшее в результате подпруживания стока реки Ред-Ривер и достигавшее при максимальном уровне 1100 км в длину и 400 км в ширину. В краевых частях приледниковых озер накапливаются песчаные осадки, местами с включением гравия и гальки, а в удалении и на большей глубине шире распространены осадки ленточного типа - пески, алевриты и глины. Для них местами характерна четко выраженная сезонная слоистость, проявляющаяся в ритмичном повторении годичных лент, осадков, состоящих из более мощного летнего слоя, преимущественно тонкозернистого песчаного (иногда песчано-алевритового) и маломощного зимнего глинистого слойка. Подсчет таких годичных лент в осадках дает возможность судить об их возрасте (в годах и столетиях), длительности накопления, времени существования озер и скорости отступания ледника. По имеющимся данным, основанным на анализе ленточных глин, средняя скорость отступания последнего ледника в Швеции составляла 325 м/год, в Финляндии - 260 м/год. Лёссы. Для перигляциальных областей типично широкое развитие лёссов и лёссовидных суглинков, развитых на юге европейской части Союза, в Западно-Сибирской низменности, в Западной Европе и Америке. В этих областях они носят покровный характер, образуют чехол на водоразделах и их склонах, а также на надпойменных речных террасах. Широкое площадное распространение лёссов, их покровный характер привлекают большое внимание исследователей различных специальностей. Но до сих пор нет единства мнений в отношении их генезиса. Многие советские и зарубежные исследователи принимают концепцию эолового происхождения. По их мнению, массы воздуха, спускавшиеся с ледника, нагревались при падении, подходили к поверхности Земли в приледниковых районах теплыми и сухими и развевали ледниковые, водно-ледниковые, речные и другие отложения, унося и откладывая тонкую пыль, скопления которой и образовывали лёсс.

Рис. 8.14. Схема соотношения ледниковых и водно-ледниковых форм бывших материковых оледенений

Другая группа исследователей считает, что пылеватый материал алевритовой размерности может образовываться в условиях различных экзогенных процессов, а превращение его в лёсс происходит путем последующего облёссования или в результате выветривания и почвообразования (почвенно-элювиальная гипотеза), или криогенного гипергенеза (криоэлювиальная гипотеза).Детальные исследования последних десятилетий показали, что в мощных толщах лёссовидных отложений Украины и Средней Азии погребены многие горизонты ископаемых почв, состав которых свидетельствует об их образовании в близкой к современной климатической обстановке, т. е. соответствующей межледниковым интервалам времени.Завершая рассмотрение геологических процессов, связанных с деятельностью ледников, соотношение ледниковых и водно-ледниковых отложений и форм рельефа, обобщенных на рис. 8.14, еще раз следует подчеркнуть, что все это наиболее полно выражено в областях неоднократных четвертичных оледенений, подробно описанных в гл. 22.Площадь современных ледников 16 млн. км². Среди них развиты материковые и горные ледники. Предгорные ледники представляют собой слившиеся горные ледники, выходящие в предгорья. Движение ледников связано, с пластическим или вязкопластическим течением льда. При движении ледников происходит интенсивная экзарация (разрушение) горных пород подледного ложа. Одновременно с экзарацией происходит перенос и аккумуляция. К ледниковым отложениям относятся морены, среди которых различают донные, абляционные, конечные. К водно-ледниковым отложениям относятся озы, камы, камовые террасы, а в приледниковых областях - зандры, лимногляциальные (озерные) отложения и лёссы.

⇐ Предыдущая13141516171819202122Следующая ⇒

Поделиться: