Геологическая деятельность ледников

Размещено на http://www.allbest.ru/

Геологический факультет

Кафедра общей геологии и геодинамики

Курсовая работа по теме

«Геологическая деятельность ледников»

Новочеркасск 2011г.



Введение

Ледниками называют естественные скопления масс движущегося льда, образующиеся на суше в результате накопления и преобразования твёрдых атмосферных осадков в районах, где в течение многих лет количество падающего снега превышает его убыль от таяния и испарения.

В настоящее время около 11% площади суши покрыто ледниками. Мощный ледниковый покров скрывает острова Антарктиды, объединяя их в единый ледяной континент. 1834 тыс. км² поверхности архипелага Гренландия покрыто льдом, мощность которого местами превышает 3 км. , а объём - около 3630 тыс.км³.

В умеренных и тропических широтах льды и вечный снег покрывают вершины высоких гор. Общая площадь горных ледников в обоих полушариях свыше 120 тыс. км². Некоторые горные ледники достигают больших размеров. Например, ледник Федченко в Западном Памире достигает 77 км в длину при мощности льда до 550 м.

Однако общая площадь, занятая ледниками в умеренных и тропических широтах, ничтожна, мала по сравнению с размерами оледенения полярных стран. В южных полярных странах сосредоточено около 86% ледниковых покровов, в северных - несколько более13%, в умеренных и тропических - всего около 0,75%.

Ледники находятся в постоянном движении и производят огромную работу по выработке рельефа земной поверхности, транспортировке и переотложению огромных масс обломков различных горных пород. Кроме того, мощные нагромождения льда в значительной мере определяют характер и распределение климатических зон на Земле, в свою очередь, являясь продуктом климатических условий.



1. Условия существования ледников

Появление и существование ледников определяется двумя факторами: количеством выпадающих твёрдых атмосферных осадков и их расходом от таяния и испарения. Агрегатное состояние атмосферных осадков (снег или дождь) определяется температурой воздуха, а температура воздуха понижается в двух направлениях: от экватора к полюсам и с высотой. В тропиках снег выпадает только на больших абсолютных высотах. В умеренных широтах ежегодно образуется снеговой покров, продолжительность сохранения которого постепенно увеличивается по мере приближения к полюсам. Отдельные пятна снега в течении всего года обычно наблюдаются лишь там, где средняя температура самого тёплого месяца не превышает 5 С. Это имеет место в зоне тундры и альпийских вертикальных зонах. Начиная от этой полосы количество пятен нетающего снега, увеличивается и на границе климата многолетнего мороза снег даже на солнечной стороне сохраняется круглый год.

Нижняя граница нетающего снежного покрова, очевидно, определяется таким сочетанием климатических условий, при котором годовое количество падающего снега точно соответствует его годовой убыли от таяния и испарения. Выше этой зоны при неизменяющихся климатических условиях снега выпадает больше, чем тает и испаряется, и снеговой покров сохраняется круглогодично. Эту границу часто называют границей вечных снегов, что неправильно, так как снег постоянно меняется. Её называют также климатической снеговой линией или границей. Ниже этой границы снег, выпадающий в течение года, успевает растаять. Выше часть снега сохраняется из года в год в длительно существующих снеговых покровах. Занятые ими пространства называются снеговыми областями.

Влажность воздуха уменьшается с высотой и на некоторой высоте от поверхности Земли атмосферные осадки вообще не выпадают. Верхняя граница выпадения атмосферных осадков при современном рельефе земной поверхности отмечается только в Антарктике и Гренландии, а по направлению к экватору поднимается выше наиболее высоких гор. С верхней границей выпадения атмосферных осадков совпадает и верхняя граница возможного распространения постоянного снегового покрова. Нижняя и верхняя снеговые границы оконтуривают неправильную сферическую зону, облекающую всю Землю. Внутри этой зоны отрицательные круглогодичные температуры сочетаются с достаточно высокой влажностью воздуха, и следовательно, в её пределах возможно длительное непрерывное накопление снега.



2. Образование ледников

В горах снег сдувается ветром и перемещается лавинами в понижения на склонах, в которых и накапливается в огромных количествах. В нижних горизонтах таких снежных масс снежинки смерзаются в более крупные кристаллы льда, которые в связи с возгоном, обусловленным разной упругостью пара над разными по размеру кристаллами, развиваются быстрее мелких, за их счёт. В результате образуется масса из крупнозернистого снега и прозрачных ледяных зёрен, включающая многочисленные прослои льда, сложенного такими же смёрзшимися ледяными зёрнами. Это фирн (древний, старый). Быстрота образования фирна пропорциональна частоте и амплитуде колебаний температуры. Большое значение имеют при этом давление вышележащих масс снега и появление талых вод, роль которых особенно увеличивается, когда температура достигает О⁰ С.

С глубиной количество ледяных прослоев увеличивается, и фирн постепенно переходит в фирновый лёд, отличающийся от фирна большей плотностью и незначительным содержанием пузырьков воздуха. Ещё глубже фирновый лёд переходит в сплошную массу голубоватого крупнокристаллического ледникового льда.

Впадины и низины, в которых скапливается фирн, называется фирновыми полями или снежниками. Накопленные в фирновых полях неподвижные массы льда иногда называют фирновыми ледниками.

Лёд пластичен, то есть может изменять форму без разрыва монолитности, и там, где позволяют условия рельефа, начинает течь. Это начинается, как только мощность льда достигает некоторой критической величины (обычно 15-30 м) меняющейся в зависимости от крутизны наклона покрытой льдом местности. При такой мощности, а также под давлением вышележащих толщ фирна и снега лёд преодолевает силу трения и устремляется вниз по склону, образуя ледник.

Существование ледников возможно лишь при непрерывном пополнении масс снега и фирна в фирновых полях, которые являются областями их питания. Нижняя граница области питания ледников называется фирновой линией, которая далеко не всегда совпадает со снеговой. Она может находиться ниже снеговой линии в тех случаях, когда пополнение снега в области питания происходит за счёт его обвалов. Выше снеговой линии фирновая линия поднимается, когда залегающие внизу снега сдуваются сильными ветрами, обычными в высокогорных областях.

2.1 Область питания ледников

Области питания ледников - выемки и низины, заполненные снежниками, имеют характерные чашеобразные формы с крутыми, часто отвесными скальными стенками. Такие чаши называются ледниковыми цирками или карами. Формирование каров начинается вместе с появлением снежников.

Впадины, в которых накапливается снег и образуется фирн, подвергается морозному выветриванию, интенсивность которого там особенно велика в связи с попеременным замерзанием и оттаиванием воды. Образующиеся при этом рыхлые продукты, предохраняющие поверхность впадин от разрушения, всё время смываются и выносятся ледником. Постепенно стенки впадины становятся крутыми, а сама впадина приобретает чашеобразную форму. Дальнейший рост каров происходит главным образом за счёт разрушения и отступления их задних стенок. А так как снежники располагаются обычно по обоим склонам горных кряжей и гор, такие перемещения часто приводят к сближению ледниковых цирков противоположных склонов, к выработке характерного альпийского рельефа, отличающегося острыми зазубренными гребнями и крутыми пиками отдельных вершин, разделёнными глубокими седловинами и возвышающимися над снежной линией в виде останцев.

Кары, заполненные фирном и продолжающиеся развиваться, называются деятельными. Деятельные кары обычно располагаются выше климатической снеговой линии. С изменением климата и повышения снеговой границы кары теряют активность и часто заполняются обломочным материалом. Они группируются в каровые лестницы и каровые амфитеатры. Их днища имеют вогнутую форму и возвышаются над истоками ледника. В районах, освобождённых от ледяного покрова, кары иногда бывают, заняты озёрами.

2.2 Область стока ледников

Зона распространения ледников, расположенная ниже области их питания, называется областью стока.

Зарождаясь высоко в горах, ледники при движении, прежде всего, занимают готовые формы рельефа - речные долины, существовавшие до оледенения. Они медленно стекают по этим долинам вниз в виде ледниковых языков. Но как только они спустятся ниже снеговой линии, убыль льда в результате его таяния и испарения начинает увеличиваться. Если ледники спустятся в климатическую зону, где количество приносимого ими льда равно его убыли, то их продвижение вперёд прекращается. Ледники останавливаются и находятся в покое до тех пор, пока не произойдёт похолодание или потепление климата. При потеплении таяние льда усиливается, и ледник начинает укорачиваться или отступать; при похолодании имеет место обратное явление - наступление ледника. Однако отступление и отступление ледника происходят при непрерывном поступательном движении льда.

Ежегодные подвижки концов ледников обычно выражаются метрами и десятками метров, однако в редких случаях их размеры значительно увеличиваются.

Движение ледникового льда и его скорость зависят от размеров ледника, от количества атмосферных осадков в области питания и от угла наклона ледникового ложа в области стока. Непосредственное отношение к скорости движения льда имеют температура и давление: лёд тем пластичнее, чем больше давление, под которым он находится, и чем ближе его температура к температуре таяния. Срединная часть ледника обычно движется быстрее придонной и боковой частей, так как последние преодолевают силу трения о поверхность ложа. Эта разница тем значительнее, чем быстрее движется ледник.

2.3 Структура льда ледников

Форма и внутренняя структура ледников определяются их движением. В связи с несовершенной пластичностью льда при его движении появляются разрывы, по которым скользят и перемещаются отдельные части ледников. Количество трещин в ледниках очень велико. Они группируются в краевые, поперечные и продольные типы. Трещины рассекают поверхностную, менее пластичную зону, а внизу выклиниваются, попадая в более пластичный лёд (в связи с более высоким давлением) (рис. 1; 2).

Краевые трещины возникают при растяжении льда и в момент образования направлены от краёв ледника к его оси вверх по течению. Однако в связи с большей скоростью движения осевой части ледника по сравнению с боковыми, эти трещины постепенно меняют ориентировку. Вскоре они становятся перпендикулярными к склонам долины, а затем вытягиваются вниз - по направлению течения льда. При такой ориентировке краевые трещины уже не растягиваются, а сужаются и в конечном счёте смерзаются.

В крупных ледниках краевые трещины достигают редко десятой доли ширины ледника, но в небольших ледниках распространяются гораздо дальше.

Поперечные трещины образуются при растрескивании льда на участках поперечных перегибов ледникового ложа. Чем больше перегиб, тем многочисленнее и глубже трещины. Они исчезают ниже участка перегиба, где ледник снова входит в пологую долину. Поперечные трещины часто соединяются с краевыми и образуют дуги, выпуклые по течению ледника.

Продольные трещины особенно часто появляются при выходе ледника из узкого участка долины в широкий, а также в конце ледника. Они обычно веерообразно расходятся, а когда сливаются с краевыми трещинами, образуют своеобразные лучистые или радиальные трещины. Продольные трещины образуются также вдоль продольных неровностей ледникового ложа.

Рис.1



Рис.2



3. Типы ледников

Существуют покровные и горные ледники.

Покровные ледники занимают 98,5 % площади современного оледенения и почти сплошь покрывают Антарктиду, Гренландию, часть Канадского архипелага, огромные районы Исландии, северо-восточную часть Шпицбергена и Новой Земли, значительные части Земли Франца Иосифа, Северной Земли и ряд небольших арктических островов. Отличительными особенностями покровных ледников являются:

- огромные размеры;

- отсутствие чёткой границы между областями стока и питания;

- плоско-выпуклая форма и направление движения, связанное с пластичностью льда, а не с рельефом ложа.

Горные ледники характеризуются:

- относительно небольшими размерами, чётко выраженной границей между областями питания и стока;

- тесной связью формы и направления движения ледников с рельефом подстилающей их поверхности.

3.1 Покровные ледники

Среди покровных ледников различаются следующие типы:

Шпицбергенский тип - мощность ледника, сплошь покрывающего горный массив, невелика. Местами среди льда возвышаются свободные от снега вершины, а рельеф поверхности ледника повторяет в сглаженном виде погребённый рельеф его ложа. Такие типы ледников называют также ледниками возвышенностей.

Ледниковые купола - куполообразные массы льда, возникающие на участках относительно плоского рельефа за счёт увеличения мощности ледников шпицбергеновского типа. Их поверхность вовсе не отражает погребённого ими рельефа. Ледниковые купола известны на Северной Земле, на некоторых островах Земли Франца Иосифа, в Исландии и на антарктических островах.

Ледниковые щиты - покровные ледники щитообразной формы, сложенные очень мощным льдом. Движение таких ледников не связаны с рельефом ложа и определяются пластичностью льда и распределением давления в его массе. Обычно лёд растекается из центральной зоны щита к периферии совершенно независимо от уклона подстилающей его поверхности.

Ледниковые покровы - огромные покровные ледники, состоящие из нескольких щитов. Поверхность, например, покрова Гренландии плавно повышается к центру острова, где отчётливо намечаются два щита: южный, высотой 2770 м, и северный, высотой 3300 м. Во внутренних районах Гренландии отмечается медленное течение нижних слоёв льда к периферии под давлением вышележащих ледяных толщ. В краевых частях ледника движется уже вся масса льда со скоростью на некоторых участках до 40 км/сутки. Покровный ледник Гренландии местами выходит далеко в море. Например, язык ледника Петермана продолжается на воде на протяжении 40 км. Один раз в 15-20 лет он обламывается и плывёт в виде айсберга. Питается гренландский ледник главным образом за счёт инея, выпадающего в глубине острова в результате смешения переохлаждённых нижних слоёв атмосферы острова с тёплыми и влажными верхними, поступающими со стороны Атлантического океана. Части покровных ледников, спускающиеся в море в области шельфа, называют шельфовыми ледниками.

Айсберги - ледяная гора. Концы ледниковых языков и даже целые ледниковые подножия, спускающиеся в море, обламываются и всплывают, образуя айсберги. Размеры айсбергов бывают очень большими: самый крупный айсберг, встреченный у Ньюфаундленда, достигал в длину 565 км при высоте надводной части 87 м и с подводной частью около 500 м. От момента образования до растаивания айсберги существуют свыше 10 лет и часто очень далеко уносятся морскими течениями. В Атлантическом океане они доходят до 40 с.ш., а в южном полушарии - до 30 ю.ш.

3.2. Горные ледники

Среди горных ледников выделяют несколько типов: каровые, висячие, кальдерные и долинные.

Каровые ледники - небольшие ледники, выполняющие ниши каров и заканчивающиеся очень коротким языком примерно на уровне снеговой границы. В конце каровых ледников часто накапливаются нагромождения вынесенных ими обломков горных пород. Считают, что уровень днищ свободных ото льда древних каров указывает на положение снеговой линии в момент их образования.

Висячие ледники - ледники, выполняющие небольшие впадины на крутых горных склонах. Они часто не имеют отчётливых ограничений и заканчиваются ледяными обрывами на уступах склона. Многие висячие ледники питаются, исключительно за счёт лавин и в таких случаях площадь их языков значительно превосходит площадь области их питания. В других случаях площадь области питания в несколько раз больше площади языков, которые спускаются ниже снеговой границы. Лёд в конце висячих ледников периодически обламывается и обваливается. Висячие ледники встречаются во всех районах горного оледенения и расположены обычно выше ледниковых цирков.

Кальдерные ледники - тип ледников образующихся в кальдерах и кратерах потухших вулканов. Они часто имеют форму шапки с небольшими ледниковыми языками на склонах. Их не следует смешивать с ледниками других типов, иногда покрывающими действующие вулканы. Так вулканы на юге Исландии скрыты под покровными ледниками. Эти вулканы производят извержения с сильными взрывами, в результате которых происходят разрушение и быстрое таяние ледника с образованием мощных грязевых потоков, выносящих огромные глыбы льда.

Долинные ледники - эти ледники занимают речные долины и перерабатывают их. В зависимости от размеров, формы и других особенностей различают несколько разновидностей долинных ледников.

Альпийские или простые ледники имеют лишь один язык в верхней части речной долины, начинающийся из отчётливо выраженного фирнового бассейна.

Сложные ледники, имеющие ледники притоки, образуются, когда лёд заполняет более значительную часть речного бассейна. Если ледник занимает большую долину и принимает с обеих сторон сложные ледники-притоки, его называют древовидным или ледником памирского типа.

Ледники подножий растекаются и заканчиваются в предгорных равнинах в виде конусообразных или веерообразных языков.

Ледники предгорий образуются при слиянии в предгорной равнине нескольких ледников подножий, спускающихся с одного хребта.

Ледники колмыского типа - двухъярусные ледники, возникающие при развитии и усложнении ледников предгорий, когда последние расползаются на ступенчатых склонах гор. Если в предгорных ледниках этого типа скапливается много льда, он переваливает через низкие возвышенности, ограничивающие ледник с внешней стороны и устремляется вниз по смежным речным долинам.

Котловинные ледники возникают при заполнении больших котловин долинными ледниками, спускающимися с разных сторон. Иногда такие ледники имеют сток через одну из долин.

Между покровными и долинными ледниками есть промежуточный тип ледники скандинавского типа. Они представлены обширными фирновыми полями или маломощными ледниковыми покровами, расположенными на плоских возвышенностях и питающими долинные ледники и ледниковые языки, растекающиеся с этих возвышенностей в разные стороны. Ледники скандинавского типа иногда называют также промежуточными (рис 3).

Рис.3



4. Геологическая работа ледников

Движения ледников сопровождаются рядом геологических процессов. Происходит разрушение или денатурация коренных горных пород подлёдного ложа и боковых частей долины ледника с образованием различных по форме, размерам и составу обломочного материала; перенос обломков породы на поверхности и внутри ледников, а так же вмёрзших в придонные части ледника или перемещаемых волочением крупных и мелких обломков.

Ледник производит аккумуляцию обломочного материала, которая осуществляется как во время движения ледника, так и в результате его таяния. Современные ледниковые геологические процессы хорошо изучены и наблюдаются в горных ледниках. В современных покровных ледниках в Гренландии и Антарктиде такие исследования касаются исключительно краевых частей, так как только в редких случаях из-за большой толщины льда до подлёдного ложа пробурены единичные скважины. Однако о масштабной геологической деятельности покровных ледников можно судить по грандиозным четвертичным оледенениям, следы которых хорошо сохранились в Западной и Восточной Европе и в Северной Америке.

4.1 Экзарация

Процесс разрушения горных пород - ледниковая эрозия или экзарация проявляется одновременно с образованием ледников. В области питания ледников она выражается в образовании каров и выработке альпийского рельефа, в области стока - в выработке характерного ледникового ландшафта.

Лёд, проникая в долины рек и двигаясь по ним, сильно давит на их ложе и стенки. Рыхлый материал, заполняющий долины рек, на некоторых участках сдирается. Часть его вмерзает в лёд и способствует углублению дна и расширению стенок долины, царапая и обдирая слагающие их породы. Долина постепенно принимает форму, оказывающую наименьшее сопротивление движению ледника. Обработанные ледником долины имеют корытообразный поперечный профиль и называются троговыми долинами.

Интенсивность экзарации в значительной мере зависит от мощности льда. Узкие горные долины, в которых мощность льда бывает очень большой, быстро превращаются в троги. В широких долинах мощность льда и интенсивность экзарации уменьшается. Поэтому широкие долины превращаются в троги гораздо медленнее и далеко не всегда.

Ледник вырабатывает не только поперечный, но и продольный профиль, сильно углубляя на некоторых участках дно долины. Такое углубление наиболее интенсивно на участках с увеличенной мощностью льда, а также там, где обнажены мягкие породы или усиливается сопротивление ложа долины движению льда (например, на участках резкого уменьшения уклона долины). В таких местах образуются котловины выпахивания, ограниченные в нижнем по течению льда конце выступом коренных пород, который называется ригелем.

Характерной особенностью формирования трогов является отсутствие связи между ними во время их углубления ледником. Каждая долина углубляется независимо от другой. Так как интенсивность углубления зависит от мощности льда, главная долина, вмещающая основную массу льда, бывает значительно углублена по сравнению с долинами её притоков.

Двигающиеся по долинам ледники обычно дают ответвления в свободные ото льда долины боковых притоков, заполняя их льдом, который движется по ним вверх. При достаточной мощности основного ледника, ответвляющиеся от него языки часто не только, доходят до уровня седловин низких водоразделов, но и переваливают через них и устремляются под уклон по смежным долинам в соседние бассейны. Постепенно срезая водораздел, ледник может совсем его уничтожить и образовать сквозную долину, соединяющую два смежных бассейна.

Для районов, подвергавшихся оледенению, обычно выделяется несколько ледниковых и разделяющих их межледниковых эпох. В межледниковое время часто имеет место поднятие районов, сопровождающееся омоложением эрозии и интенсивным врезанием речных долин в освобождённые ото льда троги. В следующую ледниковую эпоху ледники занимают и разрабатывают врезанные долины, а остатки трогов предыдущей эпохи сохраняются в виде ледниковых террас. Таких террас может быть несколько, так как аналогичные явления происходят и при периодически повторяющихся отступления и наступлениях ледника во время одной ледниковой эпохи. Если тектоническое поднятие происходит во время оледенения, то речные долины углубляются только до нижнего конца ледника, так как на занятый льдом участок долины речная эрозия не распространяется. Поэтому в продольном профиле такой комбинированной долины возникает уступ. При последующем наступлении ледника уступ сохраняется, а нижележащий участок долины принимает форму трога.

При движении ледника устойчивые породы разрушаются главным образом истиранием и выламыванием крупных глыб. Менее устойчивые преимущественно выкрашиваются. Сильнее всего ледник видоизменяет скалы, возвышающиеся на его ложе. Обычно такие скалы после ледниковой обработки превращаются в сглаженные, отшлифованные куполообразные холмы, испещрённые царапинами и бороздами, вытянутыми в направлении движения ледника. Если ледник не полностью перекрывает такие скалы, штрихи и борозды возникают только на стороне, обращённой на встречу движения льда, а противоположная сторона остаётся нетронутой. Такие округлые и эллиптические, покрытые ледниковой штриховкой скалы называются бараньими лбами, а совокупность их - курчавыми скалами.

Характерной особенностью ледникового ландшафта в областях древних покровных оледенений являются друмлины - эллипсоидальные холмы длиной в несколько сотен и тысяч метров, шириной до 100-150 метров и высотой до 25 метров. Друмлины вытянуты в направлении движения ледников и встречаются группами позади конечной морены. Сложены друмлины коренными породами или флювиогляциальными отложениями, перекрытыми сверху мореной. Их концы, направлены навстречу движения ледника, более крутые и широкие, чем противоположные.

Если движению льда препятствуют пластичные породы, они сминаются в складки, разрываются и перемещаются, образуя небольшие надвиги. Это поверхностные дислокации, не распространяющиеся на глубоко залегающие породы и затрагивающие небольшие участки. Они часто выражены в рельефе в виде характерных валообразных морен напора или небольших возвышенностей. Обычно перемещённые и смятые ледником породы перемешиваются с моренами. Нарушения первичного залегания горных пород, произведённые ледником, называются ледниковыми дислокациями.

4.2 Морены

Скопления рыхлого обломочного материала, переносимого или отложенного ледниками, называются моренами. Образование морен происходит, с одной стороны, за счёт поступления обломочного материала со склонов ледниковой долины на поверхность ледника, с другой - в результате переработки, разрушения и переноса ледником подстилающих его горных пород как рыхлых, так и массивных.

Движущиеся морены имеют различное расположение (рис 4). В горных ледниках выделяются: 1) поверхностные морены - Сложены обломочным материалом, попавшим на поверхность ледника со склонов возвышенностей. Первоначально они накапливались вдоль боков ледника в виде гряд высотой примерно 20-30 метров. Эти гряды называются боковыми моренами. Внутри гряд боковой морены под каменным материалом обычно сохраняется ледяное ядро, так как рыхлые каменные массы предохраняют лёд от таяния и соседние части ледника тают быстрее. Когда на поверхность ледника попадают крупные камни или каменные плиты, не успевающие прогреваться в течение дня, образуются «ледниковые столы», значительно возвышающиеся над окружающим льдом.

На участке слияния двух ледников гряды боковых морен, расположенные с левой стороны одного и с правой стороны другого ледника, соединяются и в дальнейшем перемещаются на середину ледникового языка. Эти гряды называются срединными моренами. Их может быть несколько, в зависимости от числа притоков ледника;

2) внутренние морены могут образовываться в результате проникновения обломочного материала по трещинам. Точно так же обломки пород, скатившиеся на поверхность фирна в области питания ледника, засыпаются снегом и в процессе образования и поступательного движения ледника оказываются впаянными в лёд. Наконец, небольшие камни и скопления моренного материала быстро прогреваются, протаивают подстилающий лёд и погружаются в него, образуя разные углубления на поверхности ледника. Материал поверхностных и внутренних морен не подвергается со стороны ледника никакой обработке и лишь переносится льдом вниз по долине. Каменные обломки этих морен сохраняют свою первоначальную угловатую форму; 3) донные морены образуются за счет экзарации и захвата продуктов выветривания. Подстилающие лёд горные породы подвергаются очень сильному механическому воздействию. Они дробятся, крошатся, царапаются, полируются и истираются ледником, образуя песчано-илистый, глинистый и каменный материал.

оледенение древний ледник геологический



Рис. 4

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 (рис.5). В образовании конечных морен выделяет участки таких процессов, как: 1) сваливание в краевой части ледника обломочного материала, поднимающегося по внутренним сколам; 2) напор края льда на уже образовавшиеся отложения и породы подледного ложа (бульдозерный эффект).; 3) латеральное - боковое выжимание или выдавливание насыщенного водой обломочного материала.

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.

Конечные морены в рельефе представляют слабоизогнутые валообразные или грядообразные возвышенности, которые очертаниями в плане повторяют форму края ледникового потока, ледниковой лопасти или отдельных ледников.

В европейской части России и в Европе хорошо выражены валообразные гряды конечных морен большой протяженности. Они достигают в длину десятков, а местами и сотен километров. 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.

Рис.5



4.3 Флювиогляциальные отложения

Под действием инсоляции, теплого и влажного воздуха, теплоты, излучаемой скалами, дождей, ручьев, стекающих со склонов трога, и других факторов, ледники тают, а возникающие при этом струйки и потоки воды проникают по порам и трещинам внутрь ледяной массы и достигают ложа трога. Вода устремляется по нему вниз и образует сеть подледниковых потоков. Эти потоки выходят на поверхность в конце ледникового языка из промытых ими тоннелей, получивших название «ледниковых ворот». Часто подледниковые воды оттесняются льдом к одному из бортов трога и прорезают там не только рыхлые отложения, но и коренные породы, образуя характерные подледные ущелья. После отступания ледника эти ущелья занимают реки, не затрагивая заполненных мореной участков древних доледниковых речных долин. Такие эпигенетические (вновь образованные) участки -- узкие ущелья, неожиданно появляющиеся в широких, освоенных реками ледниковых трогах, очень характерны в районах, подвергавшихся в недавнем прошлом долинному оледенению. Устремляясь по трещинам к ложу ледниковой долины, потоки талых вод часто вытачивают в днище трога цилиндрические углубления, известные под названием ледниковых котлов и ледниковых мельниц.

В конце ледниковых языков талые воды перерабатывают конечную морену, перемещают и сортируют слагающий ее материал. Под действием потоков воды валы конечной морены приобретают иногда асимметричную форму: круто наклонены к леднику и отлого вниз по долине. Переработанная водой внешняя сторона морены приобретает форму плоского конуса, крутизна которого увеличивается к моренным грядам (вверх по долине). В этом же направлении увеличивается и размер обломков, слагающих конус перемытых и отсортированных водой стационарных морен: моренные гряды часто слагаются крупным булыжником, который ниже сменяют галечники, затем пески и илы. Все эти отложения, переработанные и переотложенные ледниковыми водами, называются флювиогляциальными (водно-ледниковыми). От не переработанных морен они отличаются слоистостью, лучшей окатанностью щебня и галек и отсортированностью обломков по крупности и массе.

У покровных ледников с деятельностью талых вод связано образование озов и камов.

Озами называются вытянутые в направлении движения ледника гряды длиной до 30--70 км, шириной до 3--4 км, сложенные чередующимися пластами косослоистых несков, гравия и галечников. Они широко распространены в краевых зонах покровных ледников в Финляндии, Карелии и на северо-востоке европейской части России. Образование озов связывают с заполнением крупных трещин в массе льда краевой части ледника перемытым и отсортированным талыми водами моренным материалом. После отступания ледника на месте заполненных флювиогляциальным материалом трещин остаются гряды песка и галечника -- озы.

Камы -- типичные флювиогляциальные образования, представленные беспорядочно разбросанными п лишь в редких случаях правильно ориентированными группами и полосами невысоких холмов (высота 6--12 м), разделенных различными, иногда глубокими (до 40 м) ложбинами и котловинами неправильной формы, в настоящее время обычно занятыми озерами или заболоченными. Камы сложены слоистыми, сортированными песчано-гравийными и валунными отложениями и образуются у края отступающих покровных (редко долинных) ледников, на появляющихся в это время участках и глыбах «мертвого льда»,(потерявшего связь с ледником и переставшего двигаться), погребенных под наносами ледниковых вод. После вытаивания льда образуются камы. Их неправильные формы объясняются неравномерным таянием льда и неправильной формой его поверхности. Некоторые камы представляют собой конусы выноса внутриледниковых потоков и тесно связаны с озами. Гряды камов окаймляют с внешней стороны конечную морену и отличаются от нее более мелкой и неправильной холмистостью. В России камы распространены в Карелии, в Ленинградской, Калининской и Московской областях.

В районах развития четвертичных покровных оледенений на внешней стороне конечных морен и окаймляющих их камов (т. е. за пределами распространения ледника) отлагаются мощные толщи флювиогляциальных песков, гравия и галечников, получившие название зандров. Зандровые поля представляют собой слившиеся пологие конусы выноса ледниковых потоков. С удалением от конечных морен зандры постепенно сливаются с древним аллювием.

Рис. 6

Совокупность ледниковых форм рельефа, моренных и флювиогляциальных отложений, образованных в конце ледника, А. Пенк назвал ледниковым комплексом или серией (рис. 6). В ледниковый комплекс входят центральная котловина, примыкающая к ней холмистая местность, с озими и друмлинами и амфитеатр конечной морены, переходящей в конусообразную пологую поверхность зандрового поля.



5. Оледенения в истории земли

Древние метаморфизованные морены называются тиллитами. Соотношение тиллитов с другими породами, наличие в их составе валунов с ледниковой штриховкой или галек, несущих следы характерной ледниковой обработки позволяют отличать их от осадочных пород и выделять даже в древнейших толщах. В настоящее время тиллиты встречены в архейских отложениях Северной Америки. В протерозойских отложениях Китая, Африки, Австралии, европейской части России и Сибири.

Протерозойские морены прекрасно сохранились. Они переполнены исштрихованными валунами и галькой и, несмотря на интенсивный метаморфизм, имеют чрезвычайно характерный облик.

В палеозое оледенения были очень широко развиты на территории современных тропиков. Верхнепалеозойские тиллиты известны в Южной Америке, Африке, Индии и Австралии. От этих оледенений кроме хорошо сохранившихся морен остались и другие следы деятельности ледников - ленточные глины, «бараньи лбы».

В мезозое крупных ледниковых эпох неизвестно. Оледенения достигли крупного масштаба лишь в четвертичном периоде, когда наступило общее похолодание климата. В это время один из центров оледенения находился на Скандинавском полуострове, откуда ледники распространялись на всю Европу. Другой крупный центр находился в Альпах. Альпийские ледники далеко заходили в окрестные равнины. В Азии Гималаи и другие горные системы были охвачены оледенениями, сравнимыми с оледенением Альп. В Африке ледники спускались с вулканов Кении и Килиманджаро много ниже, чем в настоящее время. В Южной Америке огромные ледники спускались с Анд в тропические равнины. Отложенные ими толщи морен тянутся вдоль хребта. В Северной Америке ледники спускались с трёх центров - Лабрадорского, Киватинского и Кордильерского - значительно южнее Великих озёр, но северная оконечность материка не подвергалась оледенению.

Время самого древнего четвертичного оледенения было установлено в Альпах и названо по реке Миндель миндельским веком. Это оледенение охватило всю Северную Европу, Кавказ и другие горные области. После отступления Миндельского ледника климат значительно потеплел и многие теплолюбивые растения, и животные проникли далеко на север. Эта эпоха получила название миндель-рисского межледниковья, так как в Альпах она отделяет миндельское оледенение от следующего рисского.

Рисское оледенение было наиболее крупным. Лёд покрывал всю Северную Европу и распространялся южнее Лондона и Берлина. Значительному оледенению подверглась и Азия. Ледники покрывали Северный Урал, Северный Тянь-Шань, Памир, Алтай, Саяны. В центральной части Якутии накапливались мощные неподвижные массы фирна.

Рисское оледенение сменилось очень коротким межледниковьем. Последнее наступление ледника (висленское оледенение) распространилось лишь на Северогерманскую низменность и север европейской части России.

При отступлении ледника этого оледенения оставили концентрические гряды конечных морен, многочисленные озы, камы, друмлины, ледниковые озёра и другие характерные формы моренного ландшафта.



Заключение

О ледниках и вечных снегах мы привыкли говорить больше как об отрицательном, чем положительном явлении. Тем не менее, их присутствие на Земле имеет для человека и большое практическое значение. Уже сейчас многие страны испытывают недостаток в питьевой воде. А в ледниках и вечных снегах собрано 97% всей пресной воды планеты. Ныне приобретает реальное значение использование части этих пресных вод для нужд человечества. Так уже приняты попытки в использовании вод айсбергов.

Стоки многих горных рек, питающихся за счёт талых ледниковых вод, усиленно расходуется на водоснабжение и полив.

Так, например, весь сток реки Амударья уходит на эти цели, особенно через Каракумский канал. Результатом этого явилось резкое снижение уровня Аральского моря, обмеление и усыхание ряда обширных его участков, засолонение и в результате гибель промысловой фауны. Выдвигались идеи искусственного увеличения притока талых вод в реку. Однако осуществление таких мероприятий может вызвать новые, ещё большие и непредвиденные экологические изменения.

Оледенения - одно из звеньев современной природной равновесной системы, поэтому к идеям искусственного сокращения ледниковых площадей необходимо относиться с большой осторожностью.



Список литературы

Горбачёв А.М. Общая геология. М., Высшая школа - 1981.

Серебрянный Л.Р. , Орлов В.А. Ледники в горах - М. «Недра» - 1985.

Левитес Я.М. Общая геология, 3-е изд. М. «Недра» - 1986.

Котлякова В.М. Режим и эволюция полярных ледниковых покровов - Гидрометиздат - 1992.

Серпухов В.И. [и др.] Курс общей геологии - Л. «Недра» - 1976.

Обручев С. В. Ярусные долины в областях горного оледенения. «Советская геология» - 1959, № 6.

Размещено на Allbest.ru