24879 (586521), страница 2
Текст из файла (страница 2)
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.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
