Формы рельефа и отложения, обусловленные оледенением

Процессы оледенения связаны с хионосферой – частью атмосферы с положительным годовым балансом твердых осадков. Нижняя граница хионосферы определяется температурой, а верхняя тем уровнем влажности, при котором возможна конденсация водных паров. Современное положение нижней границы хионосферы в тропиках характеризуется высотой около пяти километров. В приполярных областях она может располагаться на уровне моря. При пересечении хионосферы с поверхностью Земли образуется снеговая линия (снеговая граница), выше которой возможно накопление снега и формирование оледенения. Выделяют наземное, подземное и морское оледенения. Морское оледенение заключается в образовании многолетнихльдов. Подземное оледенение представлено многолетнемерзлыми породами (вечной мерзлотой). Наземное оледенение образовано ледниками различного типа. В динамическом отношении можно выделить два типа ледников – ледники стока, движение которых происходит под действием силы тяжести по уклону земной поверхности, и ледники растекания, в которых перемещение ледовых масс происходит из областей с большим внутриледным давлением к областям с меньшим давлением.

Ледники стока – это в основном горные ледники. Их главной инициальной формой являются каровые ледники. Кары – изометричные кресловидные понижения. Они возникают при изначальном накоплении снега, его фирнизации (превращении в гранулированный лед) в фирновых пятнах, последующем преобразовании процессами режеляции (многократного таяния-замерзания) в глетчерный лед. Глетчерный лед под воздействием веса вышележащих масс снега и фирна испытывает пластические деформации и начинает стекать по уклону, вынося вмерзшие и упавшие на его поверхность обломки горных пород. На краю кара лед тает, а находящиеся в нем обломки образуют специфические ледниковые отложения - каровую морену – вал, сформированный нагромождением угловатых обломков различной величины. Удаление обломков приводит к постепенному углублению каров, увеличению в их пределах объемов льда и нарастающему усилению ледниковой денудации. При достижении базиса ледниковой денудации (уровня снеговой границы) кары начинают интенсивно расширяться за счет процессов педиментации, соединяются друг с другом, уничтожая ледоразделы и образуя более крупные формы - ледниковые цирки. Резкое увеличение объемов льда в ледниковых цирках становится причиной его вытекания за пределы снеговой границы. Движение льда преимущественно происходит по первично эрозионным долинам, которые под воздействием ледниковой денудации (экзарации) преобразуются в ледниковые троги, вмещающие долинныеледники.

Отложения долинных ледников (морены) делятся да два типа – морены гляциальной зоны (морены «живого льда») и морены перигляциальной (окраинноледниковой) зоны.

Среди морен «живого льда» выделяют боковые морены, образующиеся преимущественно за счет коллювия, поступающего со склонов и перемещающегося движущимся льдом, срединные морены, возникающие за счет соединения боковых морен при слиянии долинных ледников. Боковые и срединные морены относятся к поверхностным моренам. Путем вмораживания в лед обломков горных пород в ледниковом ложе образуется донная морена. Поверхностные морены за счет солнечного тепла и собственного веса постепенно погружаются внутрь льда, образуя внутреннюю морену.

Развитие долинных ледников обусловлено соотношением двух объемов льда – объема, поступающего в троговую долину из области питания (ледникового цирка) и объема льда, успевающего растаять за то же время (за год). Если объем поступающего льда больше, чем объем тающего, ледник увеличивается в объеме – наступает. Перед его фронтом может сформироваться за счет ледникового выпахивания (скрепинга) морена напора. Если объемы тающего льда больше объемов льда, поступающего из области питания, ледник отступает, в окраинно-ледниковой (перигляциальной зоне) за счет вытаивания морен «живого льда» образуется основная морена. Она выстилает днище троговой долины, формирует грядовый и беспорядочно холмистый микрорельеф. При равенстве объемов поступающего и тающего льда край ледника занимает стабильное положение, перед его фронтом накапливается вал краевой морены.

Помимо собственно ледниковых отложений – морен, с ледниками связаны водно-ледниковые образования. В горных ледниках они представлены камовыми террасами, возникающими за счет накопления талых вод в подпрудных озерах на краях ледниковых языков и, в меньшей степени, озами (отложениями наледных, внутриледных и подледных потоков талых вод), а также зандрами (отложениями талых вод в перигляциальной зоне перед фронтом ледника). Широкому распространению водно-ледниковых образований препятствуют значительные запасы потенциальной энергии рельефа – талые воды в основном выносят материал, обогащая им горный аллювий.

Цикличность ледникового процесса в горах, помимо климатических факторов, в значительной степени определяется вертикальными тектоническими движениями, которые могут изменять положение снеговой границы.

Ледники растекания сопоставляются с покровными ледниками. Их развитие обусловлено глобальными изменениями климата. Покровные ледники отличаются от горных существенно большими размерами. В их строении выделяются области питания – области ледниковых куполов, где накапливается лед, и мощности его достигают нескольких тысяч метров. От ледниковых куполов лед под действием внутриледного давления растекается, образуя область ледниковых покровов с мощностью льда около одного километра. Далее эта область переходит в область ледниковых языков (фестонов), где мощность льда измеряется сотнями метров. Распространение языков в значительной степени приурочено к крупным отрицательным формам рельефа. Если покровы окружены морем, роль ледниковых языков выполняют выводные ледники, которые переходят в шельфовые ледники. От края шельфовых ледников отламываются крупные глыбы льда и даже обширные ледяные поля, образуя айсберги. Морскими течениями айсберги относятся на большие расстояния и постепенно тают, содержащийся в них обломочный материал попадает на морское дно, образуя морскую морену.

Большая толщина льда в покровных ледниках обусловливает существенные различия его температуры на поверхности и в подошве. Поэтому такие ледники называются политермальными. Различия в температуре являются причиной адвекции льда. Вследствие адвекции в подошве покровного ледника возникают, закономерно чередуясь, талые зоны и зоны примерзания. В талых зонах, где вода находится под большим давлением, могут возникать условия для ледникового сквизинга –впрыскивания по трещинам разжиженного грунта от подошвы ледника в его внутренние области. В зонах примерзания в процессе адвекции может происходить ледниковый скрепинг – выпахивание вмороженных обломков различной величины и внедрение их внутрь ледника. Сквизинг и скрепинг – это основа ледниковой денудации (экзарации), за счет которой в покровных ледниках накапливается морена.

В динамике покровных ледников, как и в динамике горных ледников, по соотношению поступающего из области пинания объема льда и объема тающего льда выделяют фазы наступания ледника, его отступания и динамического равновесия. В перигляциальной зоне при этом могут формироваться напорная, основная и краевая морены. В областях былых покровных ледников морены сложены песчано-суглинистым, глинистым материалом с тем или иным количеством обломков пород разнообразного размера и петрографического состава. Обломки в различной степени окатаны и имеют характерную каплевидную форму ледогранников.

Существенно большее значение в покровных ледниках имеют водно-ледниковые отложения, представленные камами – холмами, сложенными озерно-ледниковыми отложениями, озами – отложениями наледных, подледных или внутриледных потоков талых вод, зандрами – многократно наложенными друг на друга конусами выноса, образующимися перед фронтом ледника за счет талых вод. Они дополняются подпрудными озерно-ледниковыми отложениями. По вещественному составу водно-ледниковые отложения представлены преимущественно разнозернистыми кварцевыми песками с обломками дальноприносных пород. В них может отмечаться однонаправленная косая слоистость речного типа, или прерывистая параллельная слоистость (в озерно-ледниковых образованиях). Такая слоистость (ленточная, или варво-слоистость) часто является сезонной слоистостью.

Среди форм ледниковой денудации в областях былого покровного оледенения выделяются бараньи лбы, курчавые скалы, китовые спины. Все они несут следы воздействия льда и находящихся в нем обломков пород – штриховки, борозды, зеркала скольжения, сформированные на поверхности относительно прочных коренных пород. В целом эти формы тяготеют к областям былого питания ледников – былым ледниковым куполам. Кроме этих форм к этим областям приурочены отрицательные формы денудационного рельефа – ванны выпахивания, а также другие образования.

Для перигляциальной зоны покровных ледников характерно накопление специфических отложений – лёссов. Они образуются первоначально за счет выноса стоковыми ветрами пыли (продукта интенсивного физического выветривания пород перед фронтом ледника). Эта пыль впоследствии осаждается и подвергается существенной переработке мерзлотными, элювиальными и склоновыми процессами. В зонах современного распространения многолетней мерзлоты эоловая пыль, пронизанная мощными ледяными жилами, ледяными клиньями, наледями образует специфические отложения – едому, из которой впоследствии при деградации мерзлоты образуются лёссы. Лёссы характеризуются однородным минеральным составом с преобладанием кварца (около 75%), слабо выраженной слоистостью, значительной пористостью и плащеобразным залеганием. Они формируются в ледниковые периоды и в разрезах чередуются с прослоями погребенных почв, отмечающими межледниковые эпохи. Лёссово-почвенные комплексы, таким образом, являются важнейшими элементами при корреляции разрезов в картировании четвертичных отложений.

Подземное оледенение интенсивно развивается в условиях сурового климата с низкими температурами и малым количеством атмосферных осадков. Оно в значительной степени является антиподом наземному оледенению и выражено формированием зоны многолетних мерзлых пород (зоны вечной мерзлоты), мощность которой может достигать нескольких сотен метров. В верхней части разреза этой зоны существует слой сезонного протаивания (деятельный слой) в котором может формироваться своеобразный мерзлотный элювий (суглинки, смешанные со щебнем и глыбами), протекать солифлюкционные и термокарстовые процессы. Выделяется также лёссово-ледовые (криогенно-эоловые) осадочные накопления, содержащие мощные сингенетичные жилы льда (уже упоминавшаяся ранее едома). Кроме того, с мерзлотными процессами связаны морозобойные трещины, ледяные жилы, полигональные грунты (каменные и трещинные полигоны), бугры пучения, наледи.

Полигональные грунты возникают при развитии морозобойных трещин вследствие неравномерного изменения объема поверхностной части грунта при сильном и быстром охлаждении. Трещинные полигоны (четырех-, пяти- и шестиугольники размером от долей метра до 50 м) сформированы морозобойными трещинами глубиной до 5 и более метров и шириной у поверхности 1-5 м. Осенью при замерзании воды в трещинах образуются ледяные жилы (клинья). Ледяные жилы, увеличиваясь в объеме, отжимают грунт вверх, вызывают образование валиков по краям полигонов высотой до 1м и шириной 1-3 м (полигонально-валиковый рельеф). В реликтовом состоянии трещинные полигоны и псевдоморфозы по ледяным клиньям могут сохраняться в ископаемом состоянии, свидетельствуя о былом развитии вечной мерзлоты.

Каменные полигоны образованы валиками щебня высотой до 0,3 м и имеют размеры от 0,5 до 7 м. Их образование обусловлено морозной сортировкой неоднородного по составу деятельного слоя. Полигоны образуются на горизонтальных поверхностях, а на склонах формируются вытянутые по уклону каменные овалы.

Пятна-медальоны (медальонная тундра) представляют собой круглые или овальные пятна размером до 5 м в поперечнике, плоские или слабо выпуклые, сложенные мелкоземом. Пятна разделены трещинами, отмеченными бордюром из растительности. Образуются в мерзлотной дифференциации при отсутствии крупнообломочного материала.

Кипящие почвы (кипуны) образуются вследствие мерзлотных деформаций (криотурбаций) пластичного однородного грунта при неоднородном промерзании деятельного слоя. Представлены микроскладками, микросбросами и взбросами. Криотурбации могут наблюдаться и в ископаемом состоянии.

Бугристый рельеф образован небольшими (до 5 м в поперечнике) буграми, сложенными мелкоземом, щебнем или торфом на плоских заболоченных участках, или крупными буграми (сотни метров в поперечнике и высотой до 10 м). Крупные бугры могут быть сложены торфом, под которым залегает минеральный грунт с линзами и жилами льда. Такие формы называются гидролакколитами (булгунняхами).

Среди наледей различают наземные, образующиеся при выходе на поверхность речных вод, прорывающих замерзающее русло (речные наледи), а также при излиянии подземных вод (грунтовые наледи).

С деградацией вечной мерзлоты могут быть связаны термокарстовые озера, описанные в разделе, посвященном карстовому рельефу.

Литература к разделу 2.5: [1, 4, 8, 10, 19].