Какую роль выполняет ледниковый лед

Лёд: классификация, температура, свойства, применение

Лёд – это вода в твердом агрегатном состоянии. Мы часто встречаем его в повседневной жизни: в холодное время лёд сковывает реки и лужи, появляется в виде ледяных узоров на окнах, сосульках на крышах. Мы можем приготовить его в любое время в холодильнике.

Лёд выполняет важную роль на Земле: участвует в круговороте воды в природе, снабжает нашу планету огромным объёмом пресной воды и сдерживает глобальный уровень воды в мировом океане.

Не только вода подвергается замораживанию. Поэтому название «лёд» получили и другие вещества. Например, существует сухой, аммиачный, метановой.

В данной статье мы подробно остановимся на природном кристаллический льде, который получается при замерзании воды. Рассмотрим: уникальные свойства, температуру, плотность, формулу и разновидности льда, которые создаются в лабораторных условиях при разном давлении и температуре.

Что такое лёд

Лёд – (вода в твердом агрегатном состоянии), твердое тело, образующееся из воды при понижении ее температуры до нуля и ниже. Образование происходит в результате кристаллизации – изменения состояния молекулярной решетки. Химическая формула — H2O. Рассмотрим строение молекулы на изображении № 1.

Кристаллическая структура напоминает структуру алмаза. Каждая молекула Н2О связана с тремя молекулами в своём слое и с одной молекулой соседнего слоя.

Лёд в природе

Изучением природных льдов во всех разновидностях на поверхности Земли, атмосфере, гидросфере, литосфере занимается наука – Гляциология.

Рассмотрим подробнее основные виды льда:

Атмосферный

Образуется в атмосфере и на земной поверхности. Выпадает на Землю в виде осадков: снега, инея, града. Также может образовать ледяные облака и туман.

Ледниковый (глетчерный)

Образуется в результате накопления и его последующего преобразования в ледяную массу. Ледники занимают 11 процентов суши. Наибольшая часть ледников расположены в Антарктиде. Самый известный шельфовый ледник Его площадь превышает 500 тыс. км2, а толщина льда достигает 700 м.

Подземный

Находится в верхней части земной коры. Основная масса находится в Северном полушарии. По подсчетам ученых запасы достигают от 0,3 до 0,5 млн км3

Морской

Образуется в море, океане при замерзании воды. Различают следующие виды:

• Припай – прикрепленный к берегу или отмели ледяной покров. Его площадь может достигать от несколько метров до тысячи километров.
• Паковый (многолетний) – морской, толщиной не менее 3 метров.
• Плавучий (дрейфующий) – это айсберги, обломки льдин.

По форме айсберги бывают столообразные и пирамидальные. Часто достигают гигантских размеров. Площадь гигантов уменьшается прогрессивно по мере их продвижения в более низкие широты.

Космический

Ледяной покров можно встретить в солнечной системе: на планетах, спутниках, кометах.

Температура

На Земле практически весь лёд относится к одному виду, названному «обычный кристаллический» или по-научному — лёд Ih.

Кристаллический лёд (Ih) образуется при t от 0 °C и ниже, соленая вода замерзает при t 1,9 °C. При нагревании тает и снова превращается в воду.

Существуют другие виды льда, созданные в экспериментальных условиях. Для них соответствует своя температура и давление. Рассмотрим изображении № 3.

Плотность

Уникальные свойства молекулы воды позволяют ей трансформироваться в разные агрегатные состояния: жидкое, твердое, газообразное. Молекула льда, как и жидкой воды, имеет один и тот же состав.

Одна молекула состоит из трех атомов: двух атомов водорода и одного атома кислорода, которые соединены между собой ковалентной связью.

Плотность льда (р-0,917 г/см3), жидкой воды (р-0,9982 г/см3)

Рассмотрим различия в строении молекулы на изображении № 4.

В кристалле льда между молекулами воды остаются пустоты. Объем пустот чуть больше, чем размер отдельной молекулы воды. Поэтому он имеет наименьшую плотность.

Таким образом, образующийся зимой ледяной покров не тонет, а плавает на поверхности воды, так как его плотность меньше плотности жидкой воды.

Иначе все водоемы зимой наполнились бы льдом, и в них не могли бы существовать живые организмы. Большинство других веществ увеличивают свою плотность при замерзании.

Физические свойства льда

1. Самое известное свойство – способность таять или расплавляться.
2. Бесцветность и прозрачность. В больших скоплениях пропускает свет и приобретает синеватый оттенок.
3. Твердость (сохраняет форму).
4. Плавучесть (плотность меньше чем воды).
5. Непрочность (хрупкость).
6. Спайность (раскалывается по кристаллографическим направлениям).
7. Необычное свойство – большинство растворенных в воде примесей не передается льду, когда он начинает расти; они вымораживаются.

Виды и фазы

В настоящее время науке известны следующие разновидности и фазы. Подробная информация предоставлена на изображении № 3.

Получение

В современном мире получение льда – процесс доступный. Достаточно взять любую емкость, наполненную водой, поставить на время в морозилку и получить твердое состояние воды.

Ледяной покров появляется при замерзании воды, при температуре от 0°C и ниже. Замерзание начинается с верхнего слоя. В ней образуются микроскопические ледяные иголочки, которые затем смерзаются между собой.

Применение

Лед имеет широкий спектр применения в разных сферах жизнедеятельности:

• для очистки питьевой воды;
• для хранения и охлаждения пищевых продуктов, напитков, медицинских препаратов;
• для изготовления ледяной гидросмеси;
• используют, как материал для строительства жилища;
• для некоторых видов спорта используются катки с искусственным охлаждением;
• помогает изучить прошлое нашей планеты и явлений космоса;
• аморфный вид используют в некоторых научных экспериментах, особенно электронной криомикроскопии.

7 интересных фактов

1. Лед снабжает планету пресной водой и сдерживает глобальный уровень воды в мировом океане
2. Обладает меньшей плотностью, чем вода. Благодаря этому морские жители продолжают свою жизнедеятельность. Большинство других веществ увеличивают свою плотность при замораживании.
3. Способен к самоочищению. Замёрзлая, вода вытесняет примеси которые были в ней растворены.
4. Более 2/3 запасов пресной воды на Земле хранится в ледниках.
5. Существует не только на Земле. Встречается в солнечной системе, на кометах, других планетах.
6. В Антарктиде сосредоточено 90% от всех льдов суши.
7. Общая площадь вечной мерзлоты на Земле — 35 млн км². Грунтовые воды находятся в виде льда, глубина иногда превышает 1000 метров.

Подведём итоги

Лед – одно из уникальных явлений природы на Земле. Он всегда приковывал к себе пристальное внимание. Ученые постоянно проводят исследования в данной области, открывая новые фазы и виды.

Вода на Земле существует в трех агрегатных состояниях: жидком — это ее преимущественное состояние, твердое (лед), газообразное (водяной пар). Благодаря этому происходит круговорот воды в природе и жизнь на Земле.

Источник

Какую роль в природе играют ледники?

Работа ледника может быть как разрушительной (денудационной) , так и накопительной (аккумулятивной) . При этом ледник еще и транспортирует весь материал, попавший в него. Денудационная деятельность ледника заключается в обработке и углублении природных понижений в рельефе. Аккумулятивная работа ледника происходит в области питания ледника, где происходит накопление снега и превращение его в лед. Благодаря аккумулятивной работе ледника в области его таяния отложенная им морена создает своеобразные формы рельефа. Для районов существования горных ледников характерно такое явление, как снежные лавины. Благодаря им происходит разгрузка ледниковых областей. Лавиной называют обвалы снега, соскальзывающего с горных склонов и увлекающего на своем пути снежные массы. Лавины могут быть на склонах, крутизна которых более 15°. Причины лавин различны: рыхлость снега в первое время после его выпадения; повышение температуры в нижних горизонтах снега от давления, оттепель. В любом случае лавина обладает огромной разрушительной силой. Мощность удара в них достигает 100 тонн на 1 м2. Толчком для начала снежного обвала может быть самое незначительное нарушение равновесия нависших снежных масс: резкий крик, оружейный выстрел. В лавиноопасных местах ведутся работы по предупреждению и отводу лавин. Наиболее часты лавины в Альпах (их называют здесь «белой гибелью» — они могут уничтожить целое селение) , Кордильерах, на Кавказе.

Ледники играют большую роль не только в природе, но и в жизни человека. Это величайшее хранилище пресной воды, так необходимой человеку.

Современные ледники покрывают площадь свыше 16 млн км², или около 11 % суши. В них сосредоточено более 25 млн км³ льда — почти две трети объёма пресных вод на планете.
Работа ледника может быть как разрушительной (денудационной) , так и накопительной (аккумулятивной) . При этом ледник еще и транспортирует весь материал, попавший в него. Денудационная деятельность ледника заключается в обработке и углублении природных понижений в рельефе. Аккумулятивная работа ледника происходит в области питания ледника, где происходит накопление снега и превращение его в лед. Благодаря аккумулятивной работе ледника в области его таяния отложенная им морена создает своеобразные формы рельефа. Для районов существования горных ледников характерно такое явление, как снежные лавины. Благодаря им происходит разгрузка ледниковых областей. Лавиной называют обвалы снега, соскальзывающего с горных склонов и увлекающего на своем пути снежные массы. Лавины могут быть на склонах, крутизна которых более 15°. Причины лавин различны: рыхлость снега в первое время после его выпадения; повышение температуры в нижних горизонтах снега от давления, оттепель. В любом случае лавина обладает огромной разрушительной силой. Мощность удара в них достигает 100 тонн на 1 м2. Толчком для начала снежного обвала может быть самое незначительное нарушение равновесия нависших снежных масс: резкий крик, оружейный выстрел. В лавиноопасных местах ведутся работы по предупреждению и отводу лавин. Наиболее часты лавины в Альпах (их называют здесь «белой гибелью» — они могут уничтожить целое селение) , Кордильерах, на Кавказе.

Ледники играют большую роль не только в природе, но и в жизни человека. Это величайшее хранилище пресной воды, так необходимой человеку.

Источник

Геологическая деятельность ледников

Ледники – движущиеся массы льда, возникающие на суше в результате накопления и преобразования твёрдых атмосферных осадков.
Современные ледники занимают около 11% поверхности суши (16,1 млн. км 2 ). В них заключено более 24 млн. км 3 пресной воды, что составляет почти 69% всех её запасов. Объём воды, заключённый во всех ледниках составляет, соответствует сумме атмосферных осадков, выпадающих на Землю за 50 лет, или стоку всех рек за 100 лет.

Образование ледников возможно там, где в течение года твёрдых осадков выпадает больше, чем успевает за это время растаять и испариться. Уровень, выше которого годовой приход твердых атмосферных осадков больше, чем расход называется снеговой линией. Высота снеговой линии зависит от климатических условий: в полярных областях она располагается очень низко (в Антарктиде – на уровне моря), в тропических областях – выше 6000 м. Выше снеговой линии располагается область питания ледника, где происходит накопление снега и его последующее превращение в фирн и, затем, в глетчерный (ледниковый) лёд. Фирн представляет собой плотный зернистый снег, образовавшийся под давлением вышележащих слоев, поверхностного таяния и вторичного замерзания воды. Дальнейшее уплотнение фирна, приводящее к исчезновению воздушных промежутков между зёрнами, превращает его в лёд.

При накоплении большой массы льда создаётся нагрузка на его нижние слои, приобретающие способность к вязкопластическому течению. При этом периодически накапливаются напряжения, приводящие к образованию горизонтальных срывов, вдоль которых происходит послойное проскальзывание слоёв движущегося льда. Таким образом, движение ледника осуществляется двумя способами: путём вязкопластического течения льда и путём глыбового скольжения по ложу и внутриледниковым сколам. При температуре, близкой к температуре таяния, движение по плоскостям срывов сопровождается таянием и повторным замерзанием с образованием ленточной текстуры. В верхней части ледника, где отсутствует значительное давление, во время движения происходит хрупкая деформация льда, что приводит к его раскалыванию по трещинам на глыбы различного размера. Эти глыбы пассивно перемещаются вместе с подстилающими слоями пластичного льда. В краевых частях ледника мощность и пластичность льда также уменьшается, здесь возникают наклонные поверхности сколов, по которым происходит смещение блоков и пластин льда, образующих систему чешуйчатых надвигов. Ещё одна часть ледника, для которой характерны хрупкие деформации, расположена в нижней части движущегося льда; снижение пластичности здесь связано с «загрязнением» льда обломочным материалом. Перемещение льда в основании ледника часто носит характер глыбового скольжения.

Скорость движения ледников существенно различается. В горных ледниках она обычно составляет десятки – сотни метров в год. Наиболее высокие скорости движения зафиксированы в краевых частях гренландских ледников, где они достигают 10 км в год. Следует отметить, что скорость движения в разных частях ледника неодинакова. В целом наибольшая скорость движения характерна для центральной части и уменьшается в краевых и придонных частях из-за снижения пластичности льда (за счёт уменьшения его мощности и возрастания количества обломочного материала) и увеличения трения о ложе и борта долины.
Движение ледника направлено из области питания в область стока, расположенную ниже снеговой линии. В области стока происходит абляция (от лат. «ablatio» — отнятие) — уменьшение массы ледника за счёт таяния, испарения, сдувания снега ветром и механического откалывания. Различают поверхностную, внутреннюю, подледниковую и механическую абляцию. Поверхностная абляция осуществляется за счёт таяния снега и льда под влиянием солнечной радиации и тепла атмосферного воздуха; внутренняя и подледниковая – за счёт геотермического тепла, тепла воды, проникающей в толщу ледника и под ледник по трещинам, а также тепла, выделяющегося в результате движения ледника и трения его о ложе. Роль внутренней и подледниковой абляции обычно значительно меньше, чем поверхностной. Убыль вещества в леднике путем обвалов льда, сдувания снега с ледника ветром и откола айсбергов называют механической абляцией. Откол айсбергов является главной статьей расхода ледникового покрова Антарктиды и играет весьма значительную роль в абляции Гренландского ледникового покрова.

Ледник может наступать и отступать в зависимости от соотношения интенсивности абляции и поступления льда из области питания. Колебание края ледника называется осцилляция (от лат. «oscillo» – качаюсь). Ежегодные колебания края ледника составляют от нескольких десятком метров до нескольких километров.
Устойчивое похолодание климата приводит к наступлению ледниковых эпох. Ледниковая эпоха — отрезок времени геологической истории Земли, характеризующийся сильным похолоданием климата и развитием обширных материковых ледников. В геологической истории Земли были этапы длительного похолодания климата, во время которых ледниковые эпохи чередовались с эпохами относительного потепления климата и сокращением площади ледников (межледниковьями). Такие этапы называют ледниковыми периодами или оледенениями (нужно отметить, что термин оледенение имеет два значения – 1) совокупность длительно существующих природных льдов, главным образом ледников (например, «оледенение Антарктиды», «горное оледенение» и т.д.); 2) ледниковый период.).

Особенности ледников определяются рельефом, условиями питания, стадией их развития. Классификация ледников довольно сложна (одни из её вариантов приведён на рисунке ниже). Различают, прежде всего, горные, горно-покровные и покровные (или материковые) типы ледников.

Горные ледники встречаются во всех широтах — от экваториальных до полярных областей. Они занимают долины и понижения на склонах, венчают вершины гор. Наиболее значительные горные ледники расположены на Аляске, Гималаях, Гиндукуше, Памире и Тянь-Шане. Долинные ледники обычно имеют лентообразную форму и характеризуются четкой выраженностью областей питания (фирнового бассейна) и абляции. Могут быть простыми, состоящими из одного ледникового потока, сложными, состоящими из двух или более ледниковых потоков с самостоятельными областями питания, и дендритовыми (древовидными). Последние образованы за счёт слияния сложных долинных ледников (образуются при слиянии нескольких ледниковых потоков, каждый из которых имеет свои притоки). Своеобразием обладают ледники памирского (или туркестанского) типа – разновидность долинных ледников, отличающихся отсутствием фирнового бассейна. Они образуются в глубоких узких долинах с крутыми ботами, где условия для образования фирновых полей отсутствуют. Питание осуществляется за счёт схода лавин и обвалов льда с висячих ледников на склонах.
В горах широким развитием пользуются и ледники склонов, среди которых выделяются также несколько типов. Каровые ледники расположены в карах – чашеобразных углублениях на горном склоне. Многие их таких ледников образуются за счёт накопления и преобразования в каре метелевого или лавинного снега и могут располагаться ниже снеговой линии. Карово-долинные ледники – переходные от каровых к долинным: основная часть его расположена в каре, а язык спускается в верховья долины. Висячие ледники – ледник небольших размеров, вытекающий из небольших ниш и углублений на горных склонах. Они характерны для горных стран со слабым развитием оледенения, в частности, для Пиренеев, из-за чего такой тип ледников называют пиренейским. Абляция таких ледников часто происходит путём обвалов. Из обрушившегося материала висячих или долинных ледников могут образовываться возрожденные ледники. Склоновые ледники занимают слабо расчленённые горные склоны, иногда распространяясь на значительные площади. В отличие от висячих ледников нижний край склоновых обычно спускается до подножия склона. Присклоновые ледники представляют собой небольшие ледники, образующиеся на пологих площадках у подножия крутых склонов за счёт аккумуляции навеянного снега.
Ледники вершин разделяются на две главные разновидности в зависимости от характера рельефа горных вершин. Ледники конических вершин образуются на вершинах конической или близкой к ней формы, возвышающейся над окружающей местностью. Если склоны вершины сильно расчленены, то по долинам спускаются языки ледников, питающиеся из вершинного фирнового поля. Ледники плоских вершин покрывают выровненные вершины и обычно оканчиваются короткими языками или крутыми обрывами. Из-за интенсивного сноса снега ветрами мощность и скорость роста таких ледников невелики.
Необходимо добавить, что часто перечисленные типы ледников объединяются, формируя сложный характер оледенения.

Ледники горно-покровного типа по своим морфологическим особенностям занимают промежуточное положение между горными и покровными ледниками. Их развитие связано с горными системами и плато, расположенными в высоких широтах. Обширные ледяные поля, образованные слившимися долинными ледниками, разделёнными горными вершинами и гребнями получили название ледников сетчатого типа. Предгорные ледники формируются при мощном оледенении и низкой снеговой границе, когда долинные ледники (с разными областями питания) могут спускаться на предгорные равнины и, сливаясь, образовывать сплошной ледниковый покров. Ярким представителем служит ледник Маласпина в районе залива Якутат на Аляске, поэтому этот тип называют также маласпинским. В условиях высоких широт на слаборасчленённых плато образуются обширные фирновые бассейны площадью до тысяч км2, в которых формируются ледники плато, представляющие собой слабовыпуклые снежно-ледовые поля с короткими ледниковыми языками, спускающимися в долины. В противоположность предгорным ледникам ледники плато обладают единой областью питания и раздельными каналами стока. Этот тип ледников называют также скандинавским или норвежским. Ледники плато по своим особенностям близки к покровным.

Покровные (материковые) ледники развиты в полярных областях, где снеговая граница близка к уровню моря. В таких условиях мощные толщи льда формируются не только в горных системах, но и на низменных равнинах, покрывая огромные пространства, даже континенты. В настоящее время в мощные покровные ледники существует только в Антарктиде и на острове Гренландия, но в эпоху четвертичного оледенения они занимали обширные пространства современной умеренной климатической зоны. В материковых ледниках движение льда обусловлено весом ледовой толщи, поэтому лёд может течь против уклона ложа. Течение льда определяется формой поверхности ледниковых покровов и направлено к их периферии. Ледниковый покров – сложное ледниковое образование, состоящее из ледниковых щитов, ледниковых куполов, ледниковых потоков, выводных и шельфовых ледников, покрывающих значительные площади. Ледниковый щит – обширный плоско-выпуклый ледник покровного типа. Ледниковый купол – ледник, морфологически сходный с ледниковым щитом, но имеющий более выпуклую форму и меньшую площадь. Ледниковые купола часто покрывают отдельные острова, образуя «ледяные шапки». Скорость движения льда увеличивается к периферии ледниковых покровов. Наиболее подвижные части ледниковых покровов называют выводными ледниками (а также стоковыми или разгрузочными). Такие ледники обычно приурочены к сохранившимся в подлёдном рельефе долинам, ориентированным в направлении течения льда, и при сокращении площади покровного оледенения переходит в долинный ледник. Выводные ледники подразделяются на ледяные потоки, движущиеся в ледяных берегах, и сквозные выводные ледники, сходные с долинными ледниками, но питающиеся за счёт ледниковых куполов или щитов. Покровное оледенение может развиваться и в акватории морей. Шельфовые ледники – плавучие или частично опирающиеся на дно ледники. Абляция шельфовых ледников и спускающихся в море выводных ледников осуществляется преимущественно за счёт откалывания айсбергов.

Геологическая деятельность ледников складывается из взаимосвязанных процессов разрушения горных пород подледникового ложа с образованием разнородного обломочного материала, переноса материала и его аккумуляции.

Разрушительная деятельность ледников называется экзарацией (от лат. «exaratio» — выпахивание). Экзарация заключается в механическом отрыве глыб от ледникового ложа и разрушении ложа вмерзшими в движущийся лед обломками горных пород. Вероятно, движение ледника сопровождается подлёдным морозным выветриванием коренных пород ложа. Под воздействием выделяемой из-за трения теплоты нижние слои льда частично плавятся, образовавшаяся вода может проникать в трещины пород и, вновь замерзая, [Морена поверхностная] разрушать последние (оказывая расклинивающее воздействие на стенки трещин).

Перенос материала ледниками. Скопления обломочного материала переносимого или отложенного ледником называют морена. Соответственно, различают движущиеся и отложенные морены. Перемещение материала осуществляется движущимися моренами, то есть моренами, перемещаемыми движущимся льдом.

К движущимся моренам относятся поверхностные, внутренние и донные. Поверхностные морены образуются за счёт обломочного материала, поступающего на поверхность ледника со скалистых склонов долины. Поверхностные морены, в свою очередь, разделяется на боковые и срединные. Боковые морены представляют собой валы, протягивающиеся вдоль боковых сторон ледникового языка, сложенные обломочным материалом, поступившим со склонов (коллювий обрушения и оползания, лавинный материал). Срединные морены образуются при слиянии ледников, когда их боковые морены объединяются в один вал. В сложных ледниках срединных морен несколько, и все они тянутся, повторяя изгибы ледника, не сливаясь друг с другом. Поверхностные морены типичны для горных ледников, где активно протекают физическое выветривание на обнажённых склонах и гравитационные процессы. Иногда вся поверхность ледникового языка бывает засыпана мореной (что характерно для ледников памирского типа), такие ледники называют «забронированными».

Внутренние морены образуется за счёт обломков, поступающих со снежными лавинами в фирновый бассейн и вмерзающих в лёд по мере его образования (в области питания ледника), а также, отчасти, за счёт поверхностных (при попадании обломков в трещины) и донных морен (внедрение материала из донной морены при движении ледника). В сложных ледниках пополнение внутренней морены может происходить и за счёт слияния с донными моренами ледниковых притоков (рис.). Для покровных ледников поверхностные и внутренние морены не характерны, так как над их поверхностью обычно не поднимаются не покрытые льдом возвышенности, являющиеся источником сноса обломочного материала.

Донная морена представляет собой обломочный материал, оторванный от ложа в процессе экзарации, и переносимый в придонных слоях ледника. Решающую роль в процессе образования мореносодержащего льда в основании ледника имеет послойно-пластичное течение и скольжение блоков и пластин льда по поверхностям срывов, обеспечивающие затаскивание материала внутрь ледника. С донной мореной связан основной объём переносимого ледником обломочного материала.

Аккумулятивная деятельность ледников отражается в формировании отложенных морен и генетически тесно связанных с ними флювиогляциальных отложений. Отложенные морены представляют собой скопления обломочного материала, оставленного ледником после его отступления или стаивания, и образуются за счёт всех видов движущихся морен. Среди отложенных морен выделяют три генетических типа: конечные (или краевые), основные и абляционные.

Конечные (краевые) морены представляют собой валообразные возвышенности, распространённые по периферии ледника, и образующиеся за счёт «сгружения» обломочного материала при таянии его краевых частей. Положение конечной морены трассирует длительное стационарное положение края ледника. При этом ледник остаётся активным, но скорость движения ледника из области питания соответствует скорости абляции (происходит «сгружение» вновь и вновь поступающих к тающему краю ледника движущихся морен). Наличие нескольких гряд конечных морен отражает «остановки» края ледника в процессе его отступления. Среди конечных морен выделяют насыпные (обязанные своим происхождением описанному механизму «сгружения» обломочного материала) и напорные, образующиеся при напоре края движущегося ледника на уже отложенные насыпные морены и коренные породы.
Основные морены образуются как в процессе движения ледника, так и при его остановке и стаивании. При движении ледника происходит насыщение нижних горизонтов мореносодержащего льда обломочным материалом, что приводит к снижению его пластичности и, как следствие, отслаиванию части донной морены (и образованию за счёт неё отложенной основной морены). Доказательством такой модели образования основной морены (предложенной Ю.А. Лаврушиным) является её высокая плотность, штриховка на поверхности морены и её чешуйчато-блоковое строение. Согласно другой широко известной модели, образование основной морены происходит путём отложения обломочного материала донной морены при донном таянии ледника.
Абляционные морены возникают при стаивании остановившегося ледника (мёртвого льда) и «сгружении» рыхлого материала всех морен на поверхность основной морены. Абляционные морены представлены преимущественно рыхлыми грубообломочными и песчаными частицами, что связано с выносом более мелкозернистого материала образующимися при таянии ледника водами.

Видео: Моренный материал на поверхности ледника

Наряду с отложенными моренами, в процессе аккумуляции формируются водно-ледниковые образования, объединяющие флювиогляциальные и ледниково-озёрные отложения.

Строение ледника и ледникового трога
1 – ригель; 2 – котловина ледникового вспахивания; 3 – трещины в леднике; 4 – донная морена; 5 – боковые морены, 6 — срединная морена, образованная за счёт слияния боковых морен; 7 – конечная морена; 8 – флювиогляциальные приледниковые отложения; 9 – фирновый бассейн

Флювиогляциальные отложения (от лат. «fluvius» — река и «glacialis» — ледяной) – группа отложений, образующихся в результате вымывания, переноса и отложения материала морен потоками талых ледниковых вод. Среди них выделяют два генетических типа: внутриледниковые и приледниковые.

Внутриледниковые флювиогляциальные отложения образуются в результате отложения материала внутри тающего ледника (в над- и внутриледниковых ледяных руслах).

Приледниковые флювиогляциальные отложения накапливаются за пределами тающего ледника в результате отложения талыми водами материала, вымытого из внутриледниковой области и краевых морен.
Ледниково-озёрные отложения образуются на дне внутриледниковых и приледниковых озёр.

Морены и вводно-ледниковые отложения относятся к ледниковому ряду континентальных отложений, часто объединяемых понятием «ледниковые отложения».

Классификация ледниковых отложений (по Е.В. Шанцеру)

Специфика моренных отложений определяется в первую очередь их образованием вследствие процессов механической дезинтеграции исходных пород и отсутствием процессов химического выветривания.

Для них характерны следующие особенности.

• Почти исключительно терригенный характер отложений. Нередко морены сложены грубообломочным материалом.
• Отсутствие сортированности. Обломочный материал имеет разный размер – от огромных глыб до тонких алевритовых и пелитовых частиц («каменной муки», образующейся при механическом истирании перемещаемых обломков).
• Совместное залегание материала, принесённого из разных мест при отсутствии всяких признаков сортировки. Различается материал, принесённый из удалённых районов – эрратические валуны (от лат. «erraticus» — блуждающий) и местный, возникший за счёт экзарации пород, слагающих данную территорию. Так, в Белоруссии валуны, перемещённые ледником из Скандинавии, составляют до 50% моренного материала.
• Наличие следов ледниковой обработки у грубообломочных частиц – исцарапанная поверхность, пришлифовка граней, «утюгообразная» форма. Отмечается ориентировка валунов, длинные оси которых располагаются параллельно направлению движения ледника.

В целом морены слагаются несортированными рыхлыми обломками горных пород, чаще всего валунными глинами, суглинками, супесями, реже валунными песками и грубощебнистыми породами, содержащими валуны, щебень, гальку. Древние морены называют тиллитами (от англ. till — валунная глина).

Флювиогляциальные отложения тесно генетически связаны с моренами, но в отличие от последних обычно обладают некоторой сортировкой, иногда слоистостью, залегают в форме конусов выноса, линз, выполняют русла внутриледниковых потоков. Для приледниковых отложений характерна быстрая смена грубых галечников и валунных песков мелкозернистыми косослоистыми песками по мере удаления от края ледника.
Ледниково-озёрные отложения обычно тонкозернисты и обладают тонкой горизонтальной слоистостью. Среди них наиболее характерны ленточные глины, мощность которых обычно несколько метров, реже до 40-50 м. Ленточные глины представляют собой слоистые отложения, состоящих из большого числа параллельных лент. Каждая лента состоит из двух слоёв: тонкозернистого (глинистого), накопившегося зимой и относительно грубозернистого (в основном тонкопесчаного), накопившегося летом в период активной абляции. Каждая пара слоёв соответствует годичному циклу осадконакопления. Метод абсолютной геохронологии, применимый в областях древних оледенений, основанный на подсчете годичных слоев в ленточных глинах называется варвохронология.

При рассмотрении форм рельефа, связанных с деятельностью ледников, целесообразно разделить их на три группы: 1) формы рельефа коренных пород, подвергшихся воздействию ледников, 2) формы рельефа отложенных морен и флювиогляциальных накоплений и 3) формы снежно-ледового рельефа (этот рельеф не связан с геологической деятельностью ледников и является одним из объектом изучения гляциологии).

Формы рельефа коренных пород. В областях развития ледников сочетание морозного выветривания и экзарации приводит к образованию специфичного рельефа. Наиболее ярко он выражен в горах с современным оледенением. Это так называемый альпийский рельеф — резко расчленённый рельеф, характеризующийся широким развитием ледниковых форм (кары, цирки, карлинги, троги и др.), придающих ему крутизну и скалистость склонов, остроту и зазубренность вершин и водоразделов. Образование альпийского рельефа определяется не столько от высотой гор, сколько абсолютной высоты снеговой линии. Поскольку снеговая линия снижается к полюсам, достигая там уровня моря, в высоких широтах альпийский рельеф начинается от уровня моря.

Накопление снега в небольших углублениях вызывает интенсивное морозное выветривание, приводящее к их углублению и расширению — формированию ниш нивации. Дальнейшее расширение ниш приводит к образование каров. Кар (от шотл. «corrie» – кресло) представляет собой нишеобразное углубление на склонах гор с крутыми, часто отвесными стенками. Дно каров пологое, вогнутое, занятое фирном или каровым ледником. Более крупной формой рельефа, обязанной своему происхождению морозному выветриванию, является ледниковый цирк — котловина в горах в виде амфитеатра, замыкающая верхний конец ледниковой долины и вмещающая фирн и лёд, за счёт которых питаются долинные ледники. Разрастание каров и ледниковых цирков приводит к образованию карлингов – пирамидальных вершин с крутыми склонами, образующихся между сливающимися карами или цирками.

Характерные формы рельефа связаны и собственно с деятельностью ледников. Спускаясь по долинам, ледники в процессе экзарации превращают их в троги («ледниковые долины»). Трог (от нем. «Trog» — корыто) – корытообразная, преобразованная ледником эрозионная долина. В качестве характерных особенностей трогов можно отметить следующие. Во-первых, неровный продольный профиль. На их дне обычно присутствуют поперечные скалистые пороги (называемые ригель от нем. «Rigel» — преграда), образование которых связано с выходами прочных пород. Ригели нередко чередуются с котловинами ледникового вспахивания. Во-вторых, корытообразный плоскодонный поперечный профиль. В-третьих, наличие на бортах трога ледниковой штриховки, обязанной своему происхождению абразивному воздействию перемещаемого ледником твёрдого моренного материала. Мощность ледника можно определить по положению борозды сглаживания – желобообразному углублению, протягивающемуся вдоль склона трога.

На дне широких ледниковых долин и особенно в области развития покровных оледенений образуются бараньи лбы – асимметричные скальные выступы, сложенные прочными породами, сглаженными и отполированными ледником. Склон, расположенный со стороны движения ледника, пологий, сглаженный и исштрихованный; противоположный – крутой и зазубренный, так как ледник при своём движении выламывает из него куски пород (ледниковые валуны). Группы бараньих лбов образуют курчавые скалы.

Компьютерная модель, показывающая трансформацию рельефа ледниковыми процессами, приведена ниже:

Формы рельефа отложенных морен и флювиогляциальных накоплений. С отложенными моренами покровных четвертичных оледенений связан холмисто-западинный и холмисто-увалистый рельеф. Западины (в том числе котловины ледникового вспахивания) местами заболочены или превращены в озёра. Такой рельеф характерен для европейского севера России, Белоруссии, Прибалтики, Скандинавии и ряда других районов. Значительные территории здесь представлены волнистыми равнинами, образованными чередующимися пологими увалами и разделяющими их пологосклоновыми неглубокими долинами. Разновидностью моренных равнин являются друмлинные поля. Друмлины (от ирл. «drumlins» — холмы) представляют собой холмы продолговато-овальной формы, сложенные моренным материалом, ориентированные по направлению движения ледника. Длина друмлин обычно до 2-3 км, ширина от 100 до 200 м, высота колеблется от 10 до 60 м (в среднем около 30 м). Иногда встречаются друмлинные гряды, протяжённостью более 10 км. Ядро друмлин сложено коренными скальными породами или древними моренными отложениями. Механизм их образования остаётся дискуссионным. Существуют две главных точки зрения: 1) друмлины возникают за счёт остановки ледника у какого-нибудь препятствия – подлёдных скал или ранее накопленных морен, что приводит к «сгружению» материала донной морены; 2) за счёт вспахивания ледником ранее отложенных морен. Грядовый рельеф характерен и для конечных морен.

Схема строения друмлина (по Флинту)

Существенную роль в формировании ледникового рельефа играют флювиогляциальные процессы. С их деятельностью связано формирование оз, кам и зандр. Озы (от швед. «asar» — хребет, гряда) – гряды в форме узких извилистых гребнеобразных валов. Внешне напоминают железнодорожные насыпи; ширина у основания 50-150 м, у гребня до 5 м, протяжённость до 30 км и более, высота обычно 15-50 м. Озы сложены горизонтальными или, чаще, косослоистыми хорошо перемытыми песками, гравием, галькой, содержащими примесь валунов. Представляют собой отложение потоков талых вод, протекавших по промытым в теле ледника долинам и туннелям. Основная масса озов образована путем заполнения внутриледниковых туннелей или русел-трещин, ограниченных высокими стенками мертвого льда.

Камы (от нем. «Kamm» — гребень) – крутосклонные холмы с пологими вершинами, образованные ледниковыми отложениями. Сложены преимущественно перемытыми и отсортированными песками и гравием, иногда перекрыты абляционной мореной. В центральной части холмов обычно выражена слоистость озёрного типа, в краевых частях нарушенная обвально-оползневыми структурами. Образуются за счёт моренного материала, принесённого флювиогляциальными потоками в ледяные озёра и пещеры при таянии ледника (рис.). Крупные камы, прислоняющиеся к коренным склонам долин и имеющие плоские поверхности, называются камовыми террасами.

Схема образования озов (а) и камов (б)

Зандры (от дат. «sandur» — песок) представляют собой пологоволнистые равнины, расположенные за грядами конечных морен, сложенные вынесенными флювиогляциальными потоками продуктами перемывания морен. В отложениях зандр иногда наблюдается дифференциация материала: слабосоритованные пески с гравием и галькой откладываются вблизи конечных морен, далее на больших площадях отлагаются пески и на периферии местами отмечаются тонкозернистые пески и супеси. Развитие зон зандровой аккумуляции зависит от рельефа: в горах ниже конечных морен наблюдаются узкие полосы долинных зандров; на открытой местности возникают широкие зандровые равнины, сформированные за счет слияния флювиогляциальных дельт.

Источник