Современные материковые и горные ледники, их геологическая роль

Размещено на http://www.allbest.ru

Министерство образования и науки РФ

ГУО ВПО «Саратовский государственный университет имени Н.Г. Чернышевского

Кафедра общей геологии и полезных ископаемых

Современные материковые и горные ледники, их геологическая роль

(курсовая работа)

Выполнил студент

1 курса, геолог.фак-та,

Гр. №151,дневн.отд.

Назаров Е.А.

Научный руководитель:

Маникин А.Г.

Саратов 2013

Содержание

Введение

1. Геологическая деятельность ледников

2. Типы ледников

3. Материковые ледники

3.1 Антарктический ледник

3.2 Гренландский ледник

4. Горные ледники

5. Промежуточные ледники

6. Движение ледников

7. Основные типы оледенения

7.1 Наземное оледенение

8. Геологическая деятельность ледников

Заключение

Введение

Ледники - это естественные массы кристаллического льда, перекрытого уплотнённым снегом - фирном. Они образуются на земной поверхности в результате длительного накопления снега и отрицательных температур. Необходимым условием для образования ледников является сочетание низких отрицательных температур с большим количеством твёрдых атмосферных осадков. Такое сочетание характерно для областей высоких широт (приполярные и полярные области) и высокогорий.

Современные ледники занимают площадь около 16,2 млн км2, т.е. около 11% поверхности суши, а общий объём заключённого в них льда составляет около 30 млн км2. Самые крупные покровы ледников в Антарктиде и Гренландии. Ими покрыты многие острова в Арктике (Новосибирские, Врангеля и др.). Существуют ледники и в горных областях.

В горах ледники рождаются выше уровня снеговой линии, но при движении вниз могут опускаться намного ниже. В этом случае они переходят в область, где масса ледника постепенно уменьшается в результате его механического разрушения, испарения или таяния. Эту область иногда называют областью стока или областью разгрузки ледника.

Большое значение в преобразовании снега в фирн, а затем и в лёд имеют давление и сублимация (возгонка), под которой понимается испарение снега и льда и новая кристаллизация водяного пара. Общая направленность процесса следующая: снег>фирн>глетчерный лёд. При этом из 10 м3 снега образуется 1 м3 льда.

1. Понятие «ледник»

«Ледники - это естественные массы кристаллического льда, находящегося на поверхности Земли в результате накопления и последующего преобразования твердых атмосферных осадков (снега). Необходимым условием образования ледников является сочетание низких температур воздуха с большим количеством твердых атмосферных осадков, что имеет место в холодных странах высоких широт и в вершинных частях гор. В преобразовании снега в фирн, а затем в лед большое значение имеют давление и сублимация, под которой понимается испарение льда и новая кристаллизация водяного пара. При сублимации высвобождается тепло, способствующее сплавлению отдельных кристаллов. С течением времени фирн постепенно превращается в глетчерный лед. Зарождаются ледники выше снеговой границы, где располагаются их области питания (аккумуляции). Но при движении ледники выходят ниже снеговой границы в область абляции (лат. «абляцио» - отнятие, снос), где происходит постепенное уменьшение массы ледника путем таяния, испарения и мехонического разрушения. Эту зону иногда называют областью стока или областью разгрузки. В зависимости от изменяющихся во времени соотношений аккумуляции и абляции происходит осцилляция (лат. «осцилляцио» - колебание) края ледника. В случае существенного усиления питания и превышения его над таянием, край ледника продвигается вперёд - ледник наступает, при обратном соотношении ледник отступает. При длительно сохраняющемся соотношении питания и абляции край ледника занимает стационарное положение. Современные ледники покрывают площадь свыше 16 млн. км. кв., или около 11% суши.

2. Типы ледников

Выделяются три основных типа ледников: 1) материковые, или покровные; 2) горные; 3) промежуточные, или смешанные. Классическими примерами ныне существующих материковых ледников служат покровы Антарктиды и Гренландии.

3. Материковые ледники

3.1 Антарктический ледник

Антарктида занимает площадь около 15 млн. км2 , из них около 13,2 млн. км2 покрыто льдом. Ледяной покров образует огромное плато высотой до 4000 м (рис. 8.1). По данным сейсмических исследований, подледный рельеф отличается большой сложностью, наличием хребтов и обширных низменностей, опущенных на десятки и сотни метров ниже уровня Мирового океана. Мощность Антарктического ледяного покрова изменяется от нескольких сотен метров около гор или у края материка до 4000 м и более в центральных частях и особенно в пределах низменных равнин (Берда, Шмидта и др.). За исключением немногих окаймляющих гористых местностей, ледник покрывает весь материк, заполняет берег и распространяется в моря, образуя огромные массы так называемого шельфового льда, частично лежащего на шельфе, частично находящегося на плаву.

Хорошо известный шельфовый ледник Росса занимает половину моря Росса и обрывается уступом, высота которого над морем около 60 м, местами больше. Его ширина с севера на юг около 800 км. В отдельных местах окраинных зон Антарктиды, там, где рельеф расчленен, ледниковый покров распадается на отдельные выводные потоки, движущиеся или в скалистых, или в ледяных склонах. От краев выводных и шельфовых ледников откалываются огромные ледяные глыбы - айсберги, некоторые из них достигают 50-100 км2. Учитывая, что надводная часть айсберга составляет 1/7-1/10 часть его высоты, можно представить себе грандиозность и опасность для пароходства этих оторвавшихся глыб, выносимых ветрами и морскими течениями в просторы океана, далеко за пределы полярных морей.

3.2 Гренландский ледник

Гренландия занимает немногим более 2 млн. км2, из которых около 80% покрыты материковым ледником (рис. 8.2). Центральная часть ледникового плато (области питания) характеризуется абсолютными высотами около 3000 м, к краевым частям высота снижается до тысячи и нескольких сотен метров. Максимальная мощность ледникового покрова Гренландии по сейсмическим данным около 3400 м, средняя - около 1500 м. В гористых окраинах Гренландии наблюдаются долинные выводные ледники, некоторые из них, наиболее мощные, выходят в море на различные расстояния, находясь на плаву. Выступы и гребни гор известны под эскимосским названием "нунатаки".

4. Горные ледники

Горные ледники различны по условиям питания и стока. Большое распространение имеют горные ледники альпийского типа. Общий характер и динамика такого ледника представляются в следующем виде (рис. 8.3). В верхней склоновой части гор выше снеговой границы располагаются области питания (фирновые бассейны). Они представлены циркообразными котловинами, часто это расширенные водосборные бассейны, ранее выработанные водными потоками. Областями их стока или разгрузки являются горные долины. Горные долинные ледники бывают простыми, обособленными друг от друга, каждый с четко выраженной областью питания и собственной областью стока. Но в ряде случаев наблюдаются сложные ледники, выходящие из различных областей питания, сливающиеся друг с другом в области стока, образуя единый поток, представляющий настоящую реку льда с притоками, заполняющую на многие километры горную долину (рис. 8.4).

Примером такого сложного ледяного потока является ледник Федченко на Памире протяженностью около 75 км и с большой мощностью льда. Из-за многочисленных притоков такие ледники в плане напоминают ветвистое дерево.

Местами при обилии выпадающего снега область питания образуется в различных седловинах, на выровненных участках гор, или в результате слияния циркообразных областей питания различных склонов. В этих условиях сток льда может происходить по долинам разных (противоположных) склонов хребта. Такие ледники иногда называют переметными. На склонах долин или выше ледниковых цирков наблюдаются кресловидные углубления, называемые карами, лед в них не имеет стока (или очень незначительный). В условиях дегляциации их называют реликтовыми или остаточными. И наконец, висячие ледники расположены в относительно неглубоких западинах на крутых горных склонах. К промежуточному типу относятся так называемые предгорные и плоскогорные ледники. Предгорные ледники получили название по расположению у подножья гор. Они образуются в результате слияния многочисленных горных ледников, выходящих на предгорную равнину, растекающихся в стороны и вперед и образующих крупный ледниковый шлейф, покрывающий большие пространства.

Таким образом, здесь сочетаются горные ледники в высоких горах и покровные в предгорьях. Типичным примером является крупнейший ледник Маляспина на Тихоокеанском побережье Аляски, площадь которого около 3800 км. Иное сочетание наблюдается в Скандинавском или плоскогорном типе ледника. Такие плоскогорные ледники располагаются на выровненных слабо расчлененных водораздельных поверхностях древних горных сооружений (ледник Юстедаль в Норвегии площадью около 950 км). Сток льда осуществляется в долины. Следовательно, здесь мы имеем единую область питания и разделенные каналы стока. Другими примерами являются ледяные покровы или ледяные шапки, покрывающие значительные площади Шпицбергена и Исландии, откуда они выступают через краевые депрессии в форме лопастей или долинных языков. В какой-то степени сходные условия наблюдаются в пределах некоторых вулканических конусов, покрытых сплошными шапкообразными ледникамиспускающимися во все стороны короткими языками по ложбинам горных склонов.» http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1163814&uri=part08-01.htm (статья Основы геологии

5. Промежуточные ледники

Промежуточные ледники включают в себя элементы покровных и долинных ледников. Это плоскогорные и предгорные ледники. Плоскогорные покровные ледники приурочены к выровненным вершинным поверхностям древних гор. Они покрывают их сплошным чехлом на пространствах в сотни квадратных километров. Передвигаясь от центра к периферии и подходя к окраинам плоскогорий, ледники сползают в долины, по которым спускаются в виде изолированных ледяных потоков. Такие ледники развиты в районе Скандинавских гор.

В районах недавней вулканической деятельности местами встречаются шапкообразные ледники, покрывающие вулканические конусы и спускающиеся по различным депрессиям горных склонов ( Эльбрус, Казбек)

Предгорные ледники формируются в высоких расчлененных горах при обильном питании фирновых бассейнов. Спускаясь многими потоками по горным долинам , они выходят на предгорную равнину, где сливаются и образуют сплошной ледяной покров- предгорный ледник.

Механизм и скорости движения ледников. Находясь под большим давлением, лед на глубине приобретает пластические свойства и начинает перемещаться. В горных ледниках, где уклоны подледникового ложа долин очень крутые, большое значение приобретает фактор силы тяжести, или гравитационный фактор. Реальные скорости движения ледников зависят от питания ледника, изменения его массы в результате таяния и испарения -- абляции, уклона поверхности, по которой он перемещается. Самые большие ледники Альп движутся со скоростью 0,1--0,4 м в сутки. Несколько меньшая скорость движения ледников Кавказа. У некоторых крупных ледников Памира и Гималаев скорости достигают 2 - 4 м в сутки. Но скорость движения ледников не остается постоянной, а изменяется в зависимости от увеличения или уменьшения питания. Кроме того, в горных ледниках средние части их, где мощности льда наибольшие, движутся быстрее, в то время как боковые, испытывающие трение о борта долины, -- медленнее. Несколько иной механизм движения ледников, покрывающих целиком или почти ноликом материки в виде щитов. Здесь происходит пластическое растекание по радиусам от центра к периферии. Основная причина этого -- разница в давлении, связанная с уменьшением мощности льда к краевым частям ледникового покрова.

Динамика ледникового щита по Е.В. Шанцеру, в несколько идеализированной схеме представляется следующим образом . В центральной части располагается область питания, где ежегодный расход на таяние меньше, чем количество выпадающего снега. Вследствие этого здесь снег накапливается, преобразуется, а следовательно, увеличивается мощность ледникового покрова, В результате нижние слои льда под давлением вышележащих приобретают пластичность и движутся по радиусам к периферии. По мере движения от области питания увеличивается абляции, и чем дальше к периферии, тем больше. В связи с этим в том же направлении уменьшается и мощность льда. Область, где таяние превышает приток снега, называется областью абляции. Краевые( концевые)части ледников не остаются постоянными. Стационарное положение краевой части любого ледника определяется тем, что весь приток льда в этом месте полностью стаивает. Если увеличивается количество выпадающего снега или уменьшается интенсивность стаивания, то увеличивается мощность ледника, и его край продвигается дальше вперед. В этом случае принято говорить о наступании ледника. При уменьшении питания и увеличения интенсивности стаивания мощность ледника уменьшается и он перемещается назад. Это называют отступанием ледника. Поверхность ледников в ряде случаев разбита трещинами. Глетчерный лед, несмотря на текучесть, остается все же реагирующим на всякие напряжения как хрупкое тело. В результате в толще ледника появляется много трещин, особенно в верхней его части, где давление относительно небольшое. Возникновение трещин обусловлено различными причинами. Большое значение в их образовании имеет рельеф подледникового ложа, мощность льда, различная скорость движении отдельных частей ледника и другие причины. Затем трещины расширяются, разрабатываются талыми водами ледника, образующимися под влиянием солнечных лучей на его поверхности. Талые воды стекают в трещины и движутся по ним часто с большой скоростью. Так возникают надледниковые каналы, достигающие иногда значительной глубины (в десятки и даже сотни метров), а также внутриледниковые и подледниковые каналы или тоннели в которых вода находится под большим давлением и движется под напором. Иногда вода прорывается к поверхности в виде фонтанов. Эти надледниковые внутриледниковые и подледниковые потоки производят большую работу по переносу и аккумуляции продуктов разрушения. Якушова А.Ф. «Динамическая геология» М: Просвящение 1970г.

6. Движение ледников

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.

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.

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.

7. Основные типы оледенения

Накопление ледников масс, длительное время сохраняющихся и потому способных вызывать изменения в рельефе, возможно в трёх основных формах:

1. Наземное оледенение. Лёд накапливается на поверхностях преимущественно горного рельефа или высоких нагорий и плоскогорий в виде ледников и ледниковых покровов.

2. Морское оледенение. Льды накапливаются на поверхности морей и океанов. Они делятся на многолетние и длительно существующие массы льда арктического пака.

3. Подземное оледенение (вечная мерзлота). Лед и ледяной цемент, скрепляющий почво - грунты, проникают на большую глубину. В Советском Союзе известна мощность вечномерзлых грунтов в несколько сотен метров.

Из трёх названных типов оледенения на земной поверхности наибольшее геоморфологическое значение имеют льды наземного оледенения - ледники и ледниковые покровы, затем процессы, развивающиеся в условиях распространения вечномёрзлых грунтов, и наименьшее - морское оледенение. Его влияние распространяется только на отдельные области морского дна. Я хочу рассказать про наземное олоденение.

7.1 Наземное оледенение

Условия образования и развития. «Устойчивое накопление твердых осадков может происходить только на поверхности рельефа, расположенной выше нижней границы хионосферы, где баланс накопления твердых осадков положительный и имеются все условия для разнообразных процессов изменения первоначально выпадающих снежных осадков, перехода их сначала в фирн, а затем в лед. Высота снеговой границы находится в зависимости от климатических и орографических условий.

Определяющее значение для возможных условий развития оледенения имеет характер рельефа.

Рис. 45 образование ледника

«Представим, что на поверхности горного рельефа, в разной мере расчленённой (рис. 1), происходит устойчивое снегонакопление выше снеговой границы» Д.Г. Панов «Общая геоморфология» изд. «Высшая школа» Москва 1966г стр. 196.. «В результате в одних частях склона накапливаются большие массы снега, переходящие в фирн, но не обладающие движением. Это снежники. В других, более благоприятных условияз осуществляется переход снега в фирн, а затем в лед. Образуется ледник. Самой важной отличительной чертой ледника представляется его движение. Именно движение ледника обусловливает его геоморфологическую активность, возможность изменения его русла, окружающих склонов и другие явления» Д.Г. Панов «Общая геоморфология» изд. «Высшая школа» Москва 1966г стр. 196..

Питание ледников осуществляется несколькими путями: за счет выпадения твердых осадков на его поверхность, переноса снега ветрами (метелевый перенос), обрушения снега со склонов в форме снежных лавин. Известное значение может также иметь и накопление влаги за счет конденсации. Место накопления твердых осадков, питающих ледник, называют областью аккумуляции ледника. Устойчивая и все возрастающая аккумуляция создаёт необходимые условия для движения льда.

Разделение ледника на зоны. В леднике выделяют несколько зон.

Первая - зона (или область) аккумуляции, в которой происходит устойчивое накопление твердых осадков, обеспечивающих питание и движение ледника. Движением ледника по склону осуществляется перенос - транспорт ледяных масс. Путь, по которому движется ледник, называют зоной транспорта ледника. Спускаясь всё ниже и ниже по склону, тело ледника удаляется от условий, наиболее благоприятных для его существования, и, наконец, попадает в зону с более высокими температурами, где происходит расход ледникового вещества. Это зона абляции (рис. 46)

Классификация ледников. Большое разнообразие условий образования и распространения ледников на земной поверхности обусловило появление немалого числа различных классификаций ледников (Калесник, 1939, 1963; Тушинский, 1963; Флинт, 1963). В качестве примера остановимся на одной из них - классификации Г. Альмана (1962). Он выделяет следующие типы ледников: материковый горный ледник движение

А. Ледники, образующие обширные покровы с растеканием льда от центра к периферии:

1) материковый лёд - ледниковый покров занимает площадь, соразмерную с площадью материка или с крупной его частью;

2) ледниковые шапки, покрывающие меньшие, чем материковый лед, площади;

3) ледники плоскогорий, занимающие самые высокие или центральные части горных районов.

Б. Ледники, приуроченные к более или менее ясно выраженным ложбинам, по которым происходит их основное движение (сток). Эта группа включает как самостоятельные ледники, так и ледяные потоки, выводящие лед ледников группы А:

4) долинные ледники (ледники альпийского типа);

5) переметные ледники, занимающие долинные системы;

6) каровые ледники, занимающие отдельные понижения (кары) на горных склонах;

7) висячие ледники, покрывающие склоны долин или их часть;

8) плавучие ледяные языки.

В. Ледники, образующие покровы на горизонтальной поверхности у подножья ледниковых районов, несамостоятельные:

9) предгорные ледники, образованные слиянием нижних частей отдельных ледников;

10) ледники подножий - нижние, расширенные части ледников типа 4, 5, 7;

11) шельфовые ледники.

Предлагаемая Г. Альманом классификация ледников является морфологической. Большинство и других классификаций ледников построено на том же принципе». Д.Г. Панов «Общая геоморфология» изд. «Высшая школа» Москва 1966г стр. 195-200

8. Геологическая деятельность ледников

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, 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 мореныобразуются 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.

Образование внутренней морены за счёт поступления материала донной морены ледникового притока

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 выделяютнасыпные (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.

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 кледниковому ряду континентальных отложений, часто объединяемых понятием «ледниковые отложения».

Классификация ледниковых отложений (по Е.В. Шанцеру)

Заключение

Площадь современных материковых, покровных (Гренландия и Антарктида) и горных ледников превышает 16 млн км2. Предгорные ледники представляют собой слившиеся горные ледники, выходящие в предгорья. Движение ледников связано с пластичным или вязкопластичным течением льда. При движении ледников происходят интенсивная экзарация горных пород ложа, перенос обломочного материала и его аккумуляция. К ледниковым отложениям относятся морены, среди которых различают донные, абляционные, конечные. К водно - ледниковым отложениям относятся озы, камы и камовые террасы, а в приледниковых областях - зандры, лимногляциальные (озёрно - ледниковые) отложения и лёссы.

Размещено на http://www.allbest.ru