Тихоненко Д.Г. Геологія з основами мінералогії

Подождите немного. Документ загружается.

2.3.7. Геологічна діяльність льодовиків

Льодовики.

Льодовики

— це природні маси кристалічного льоду

(зверху — фірну), які формуються на поверхні Землі внаслідок на-

копичення і подальшого перетворення твердих атмосферних опадів

(снігу). Необхідною умовою утворення льодовиків є поєднання низь-

ких температур повітря з великою кількістю твердих атмосферних

опадів, що має місце в холодних країнах високих широт та у вер-

шинних частинах гір. Тому сніг на земній поверхні може накопичу-

ватись тільки за від’ємних середньорічних температур, вище так

званої снігової лінії.

Сніговою лінією

називають деяку смугу, в ме-

жах якої середньорічна кількість твердих опадів дорівнює їх втра-

там. Висота цієї лінії залежить від широти і висоти місцевості над

рівнем моря, кількості твердих опадів, експозиції схилів гірського

хребта та інших чинників. Від’ємна температура утримується ціло-

річно в межах Північного і Південного полюсів на рівні океану, на

Західному Кавказі на висоті понад 2700 м, на Східному Кавказі на

висоті понад 3500 м, у Гімалаях на висоті понад 5500 м. Проте межа

її не залишається весь час на одному рівні. В період похолодань і

підвищення вологості клімату вона зміщується вниз, а в період по-

теплінь і зменшення вологості — вгору.

Сніг накопичується вище снігової лінії не всюди. З одних ді-

лянок він легко здувається вітром і збирається на інших, зокрема

на підвітряних схилах у циркоподібних заглибленнях. У таких

заглибленнях об’єм снігу може досягати багатьох сотень тисяч

кубічних метрів. Внаслідок втрати рівноваги величезні маси на-

копиченого снігу переміщуються вниз по схилу у вигляді снігових

лавин. Лавини мають надзвичайно велику швидкість і розвива-

ють потужний повітряний рух — вихор, який змітає зі схилів всі

продукти вивітрювання і навіть уламки скель. Нерідко сходжен-

ня снігових лавин завдає великих збитків населенню гірських

районів, наприклад в Альпах, на Кавказі, Памірі, Тянь-Шані,

Алтаї.

За сприятливих форм рельєфу маси снігу, накопичені упродовж

багатьох тисячоліть вище снігової лінії, не сходять, а піддаються

подальшому перетворенню спочатку на зернистий лід —

фірн

, а по-

тім, у міру підвищення тиску — на блакитний прозорий

глетчерний

лід

. У перетворенні снігу на фірн, а далі на глетчерний лід велике

значення мають тиск і сублімація, під якою розуміють випарову-

вання льоду і наступну кристалізацію водяної пари. Під час сублі-

мації вивільнюється теплота, яка сприяє сплавлянню окремих кри-

сталів. З часом фірн поступово перетворюється на глетчерний лід. В

процесі таких перетворень різко змінюються фізичні властивості

твердої води. Так, маса 1 м

снігу 85 кг, а 1 м

фірну з розміром зе-

рен 0,5 – 5 мм на глибині до 100 м — близько 600 кг. Щільність фі-

рну — 0,2 – 0,6 г/см

. Глетчерний лід складається із зерен розміром

від горошини до курячого яйця. Маса 1 м

такого льоду дорівнює

∼ 900 – 960 кг, а щільність — 0,909 г/см

, тобто близька до щільності

річкового льоду (0,917 г/см

). Зароджуються льодовики вище сніго-

вої лінії, де знаходяться зони їх живлення (акумуляції). Проте під

час руху льодовики виступають нижче снігової лінії в зону

абляції

(від лат. abllycio — відокремлення, знесення). Маса льодовика по-

ступово зменшується внаслідок танення, випаровування та механі-

чного руйнування. Цю зону іноді називають зоною стоку або розван-

таження. Залежно від змінних у часі співвідношень акумуляції та

абляції відбувається

осциляція

(від лат.

oscillycio — коливання)

краю льодовика. За істотного посилення живлення і перевищення

його над таненням край льодовика просувається вперед — льодовик

наступає, за зворотного співвідношення льодовик відступає. У разі

збереження упродовж тривалого часу співвідношення живлення та

абляції край льодовика займає стаціонарне положення. Сучасні

льодовики вкривають площу понад 16 млн км

, або майже 11 % су-

ходолу.

Типи льодовиків. Виділяють три основні типи льодовиків:

1) материкові, або покривні; 2) гірські; 3) проміжні, або змішані.

Класичними прикладами існуючих материкових льодовиків є по-

криви Антарктиди і Гренландії.

Антарктичний льодовик

. Антарктида займає площу близько 15

млн км

, з них близько 13,2 млн км

вкрито льодом. Крижаний по-

крив утворює величезне плато заввишки до 4000 м. За даними

сейсмічних досліджень, рельєф тут характеризується великою

складністю, наявністю хребтів і значних низин, які опущені на де-

сятки і сотні метрів нижче рівня Світового океану. Потужність ан-

тарктичного льодового покриву змінюється від декількох сотень

метрів біля гір або краю материка до 4000 м і більше в централь-

них частинах, особливо в межах низинних рівнин (Берда, Шмідта

та ін.). За винятком деяких обмежувальних гірських місцевостей,

льодовик вкриває весь материк, заповнює берег і поширюється в

моря, утворює величезні маси так званого

шельфового льоду

, який

частково лежить на шельфі, частково знаходиться на плаву. Добре

відомий шельфовий льодовик Росса займає половину моря Росса й

обривається уступом, висота якого над рівнем моря близько 60 м, а

подекуди й більше. Його ширина з півночі на південь близько 800

км. В окремих місцях крайових зон Антарктиди, де рельєф роз-

членований, льодовиковий покрив розпадається на окремі вивідні

потоки, які рухаються або по скельних, або по крижаних схилах.

Від країв вивідних і шельфових льодовиків відколюються величе-

зні крижані брили —

айсберги

, площа деяких із них досягає 50 –

100 км

. Враховуючи, що надводна частина айсберга становить

1/7 – 1/10 частину його висоти, можна уявити собі величезність і

небезпечність для пароплавства цих відірваних брил, які вино-

сяться вітрами і морськими течіями в простори океану, далеко за

межі полярних морів.

Гренландський льодовик

. Площа Гренландії понад 2 млн км

, з

яких близько 80 % вкриті материковим льодом. Центральна части-

на льодовикового плато (ділянки живлення) характеризується абсо-

лютними висотами близько 3000 м, до крайових частин висота зни-

жується до тисячі і кількох сотень метрів. Максимальна потужність

крижаного покриву Гренландії за сейсмічними даними близько

3400 м, середня — близько 1500 м. У гористих окраїнах Гренландії

спостерігаються долинні вивідні льодовики, найпотужніші з них

виходять у море на різні відстані і знаходяться на плаву. Виступи і

гребні гір відомі під ескімоською назвою «нунатакі».

Гірські льодовики

різні

за умовами живлення і

стоку. Досить поширені

гірські

льодовики альпій-

ського типу

. Загальний

вигляд такого льодовика

наведено на рис. 2.23.

У верхній схиловій час-

тині гір вище снігової лінії

знаходяться ділянки жив-

лення (фірнові басейни).

Це циркоподібні улогови-

ни, часто — розширені во-

дозбірні басейни, раніше

вироблені водними пото-

ками. Ділянками їх стоку

або розвантаження є гірсь-

кі долини. Гірські долинні льодовики бувають

простими

, відокрем-

леними один від одного, кожен із чітко визначеною ділянкою жив-

лення і власною ділянкою стоку. Однак часом спостерігаються

складні

льодовики, які виходять з різних ділянок живлення, зли-

ваються один з одним у ділянці стоку й утворюють єдиний потік,

який є справжньою річкою льоду з притоками, яка на багато кіло-

метрів заповнює гірську долину. На рис. 2.24 зображено гірський

льодовик, який складається з кількох льодяних потоків, що злили-

ся. Темні смуги на поверхні льодовика — це серединні морени (бічні

морени злитих льодовиків).

Рис. 2.23. Гірський долинний льодовик:

— ділянка живлення;

— ділянка стоку

з бічними моренами на поверхні льоду

Прикладом такого склад-

ного льодяного потоку є

льодовик Федченка на Па-

мірі протяжністю близько

75 км, з великою потужніс-

тю льоду. Через численні

притоки такі льодовики в

плані нагадують гіллясте

дерево.

Подекуди за випадання

значної кількості снігу жи-

влення формується в різ-

них сідловинах, на вирівняних ділянках гір, або внаслідок зливан-

ня циркоподібних ділянок живлення різних схилів. В цих умовах

стік льоду може відбуватися по долинах різних (протилежних) схи-

лів хребта. Такі льодовики іноді називають

переметними

. На схи-

лах долин або вище льодовикових цирків спостерігаються кріслопо-

дібні заглиблення, які називають

карами

, лід у них не має стоку

(або він дуже незначний). В умовах дегляціації їх називають

релік-

товими

, або

залишковими

(Деякі дослідники називають карами ді-

лянки живлення долинних льодовиків.)

І, нарешті,

висячі льодовики

, розміщені у відносно неглибоких

западинах на стрімких гірських схилах.

До проміжного типу належать так звані передгірні та плоскогір-

ні льодовики.

Передгірні льодовики

одержали свою назву за місцем

розташування їх біля підніжжя гір. Вони утворюються внаслідок

зливання численних гірських льодовиків, які виходять на передгір-

ну рівнину, розтікаються в боки і вперед і формують великий льо-

довиковий шлейф, який вкриває значні простори. Отже, тут поєд-

нуються гірські льодовики в високих горах і покривні в передгір’ях.

Типовим прикладом є величезний льодовик Маляспіна на Тихооке-

анському узбережжі Аляски площею близько 3800 км

. Інше поєд-

нання спостерігається в льодовиках скандинавського або плоскогір-

ного типу. Такі

плоскогірні льодовики

розташовані на вирівняних

слабко розчленованих вододільних поверхнях давніх гірських спо-

руд (льодовик Юстедаль у Норвегії площею близько 950 км

). Стік

льоду здійснюється в долини. Отже, тут єдина ділянка живлення і

розділені канали стоку. Іншими прикладами є крижані покриви або

льодяні шапки, які вкривають значні площі Шпіцбергена та Іслан-

дії, звідки вони виступають через крайові депресії у формі лопатей

або долинних язиків. Дещо подібні умови спостерігаються в межах

окремих вулканічних конусів, вкритих суцільними шапками льодо-

виків, які спускаються в усі боки короткими язиками по улоговинах

гірських схилів.

Рис. 2.24. Складний гірський льодовик (льодо-

вик Федченка)

Переміщення льодовиків. Характерною особливістю льоду є

пластичність. Ступінь його пластичності зростає в міру зниження

температури і підвищення тиску. Лід, який знаходиться в нижній

частині льодовика, має найбільшу пластичність і може начебто

виповзати з-під товщі, розміщеної вище. Глетчерний лід, що випо-

взає з-під фірнового покриву, тече мов пластична речовина неза-

лежно від рельєфу місцевості. Для того щоб льодовик почав руха-

тись на пологому (до 1°) схилі, товща льоду має становити 60 – 65 м,

а на стрімкому (45° і більше) — лише 1,5 – 2 м. За пластичної течії

періодично накопичуються горизонтальні напруження, які пере-

вищують пружність льоду, внаслідок чого виникають горизон-

тальні зриви, впродовж яких прошарки льоду, що лежать вище,

проковзують по розміщених нижче. Такі пошарово-диферен-

ційовані пластинчасті течії подекуди супроводжуються стрибкопо-

дібними змінами швидкості руху. В місці контакту льодовика з

ложем (неоднорідним за рельєфом і складом гірських порід) вини-

кають брилові ковзання. Цьому сприяє наявність уламкового ма-

теріалу в нижній частині рухомого льодовика, що збільшує внут-

рішнє тертя льоду і призводить до зниження його пластичності.

Верхня крихка частина льодовика поділена численними тріщина-

Рис. 2.25. Принципова схема динаміки накопичення донної (основної)

морени в льодовиковому щиті (

за Ю.О. Лаврушиним

— зона переважаючого лускувато-насувного типу руху льоду;

ІІ

— насипна кінцева

морена;

ІІІ

— переміщувана донна морена по лінії схилів;

— накопичення донної

морени під час пластичного руху льоду; точки екзарації і виникнення відторгнень;

— підзона перетворення мореновмісного льоду; накопичення донної морени та

екзарації можливі тільки в окремих частинах;

— підзона одержання матеріалу з

ложа;

VII

— слабка екзарація;

VIII

— зона переважно пасивного льоду;

ІХ

— зона

переважаючого пластинчастого типу руху льоду;

— сніг, фірн та первинно-осадовий

метаморфічний лід;

— пасивно рухомий твердий лід;

— глетчерний лід із пла-

стичним типом руху і рухом по внутрішніх лініях схилів;

— лінії внутрішніх схилів

і відторгнення;

— переміщуваний моренний матеріал;

— екзарація;

— відкла-

дена морена;

— корінні породи;

9 —

насипна кінцева морена

ми (які сягають значної глибини) на брили різного розміру і паси-

вно переміщується разом із підстильною частиною льоду. В крайо-

вих частинах льодовика, де потужність льоду і його пластичність

зменшуються, виникають похилі поверхні сколів, по яких зміщу-

ються блоки і пластини льоду, що утворюють систему

лускатих на-

сувів

(рис. 2.25).

Швидкість руху льодовиків різна — від кількох десятків санти-

метрів до 20 м за добу, і залежить від пори року і району знахо-

дження льодовика. Наприклад, гірські льодовики Альп переміщу-

ються зі швидкістю від 0,1 – 0,4 до 1,0 м за добу, а деякі з них часом

збільшують швидкість до 10 м за добу. Швидкість вивідних льодо-

виків Гренландії, які спускаються в фіорди, може досягати 25 – 30 м

за добу, тоді як у внутрішніх зонах, вдалині від фіордів, вона стано-

вить кілька міліметрів за добу. На фоні середніх значень іноді шви-

дкість руху льодовиків різко зростає. Прикладом цього є льодовик

Ведмежий на Західному Памірі, який у 1963 р. почав рухатися зі

швидкістю до 50 м за добу, заблокував течію р. Абдукагора, внаслі-

док чого утворилося підгачене озеро. В подальшому вода прорвала

льодяну греблю і, рухаючись із величезною швидкістю, зруйнувала

все на своєму шляху. Активізація льодовика спостерігалась і в

1988 – 1989 рр.

Характерна також неоднакова швидкість руху окремих частин

льодовиків. Реперні спостереження в гірських льодовиках засвідчи-

ли, що швидкість руху в їх центральній частині вища, а в бортових і

придонних частинах нижча (внаслідок тертя). Через нерівномір-

ність руху льодовика виникають певні напруження і діагональні

тріщини. Біля верхнього кінця гірського льодовика утворюється ве-

лика крайова тріщина.

В перехідній зоні від

ділянки живлення до

ділянки стоку на підви-

щеному порозі схилу

накопичуються напру-

ження розтягу, під дією

яких виникають попе-

речні тріщини (рис.

2.26), які також утворю-

ються під час пересі-

кання нерівностей і ви-

ступів підлідного ложа.

Руйнівна та акумулятивна робота льодовиків. Під час руху льо-

довиків відбувається низка взаємозв’язаних геологічних процесів:

1) руйнування гірських порід підлідного ложа з утворенням різних

за формою і розмірами уламкових матеріалів (від дрібних піщаних

Рис. 2.26. Схематичний розріз льодовикового цир-

ку (ділянка живлення)

часточок до великих валунів); 2) перенесення уламків порід на по-

верхні або всередині льодовиків, а також вмерзлих у придонні час-

тини льоду або переміщення їх волочінням по дну; 3) акумуляція

уламкового матеріалу, яка має місце як у процесі руху льодовика,

так і під час дегляціації. Весь комплекс зазначених процесів та

їхні наслідки можна спостерігати в гірських льодовиках, особливо

там, де вони раніше простягались на багато кілометрів далі сучас-

них меж. У сучасних покривних льодовиках здебільшого дослі-

джують процеси тільки крайових частин. Однак про геологічну

діяльність покривних льодовиків можна судити за четвертинним

(антропогенним) зледенінням, яке неодноразово вкривало величе-

зні простори Європи і Північної Америки за останні 800 тис. років.

Льодовики виконують величезну руйнівну, транспортувальну й

акумулятивну роботу. Рухаючись по земній поверхні, вони подріб-

нюють, кришать уламки скель, які трапляються на їх шляху, труть,

борознять і полірують поверхні гірських порід, виорюють пухкі від-

клади, іноді залишаючи після себе досить великі, видовжені за на-

прямком руху

ванни виорювання

. Захоплені льодовиками уламки

ще більше посилюють їх руйнівну діяльність. Схили, де обробна ді-

яльність льодовиків була сильнішою, стають пологішими порівняно

зі схилами, що зазнали слабкішого впливу. Оброблені льодовиками

випуклі форми скель називають

баранячими лобами

, а групи дріб-

них баранячих лобів, які утворюють низку згладжених асиметрич-

них виступів і заглиблень, —

кучерявими скелями

. Такі скелі по-

ширені на Кольському півострові та в Фінляндії.

Льодовики, які спускаються з гір, перетворюють ерозійні гірські

долини на льодовикові, або

трогові

(від нім. Trog — ночви), зі стрім-

кими відполірованими схилами і плоским дном. Трогові долини

добре розвинені в районах давнього і сучасного зледеніння. Дно та-

ких долин має нерівномірний хвилясто-горбистий нахил, оскільки

льодовик виорює западини в пухких відкладах і лише згладжує

тверді породи, залишаючи виступи —

ригелі

На поверхню льодовика, що рухається, зі схилів гір скочується

велика кількість уламкового матеріалу. Крім того, льодовик захоп-

лює уламковий матеріал з бічних і донних частин долин. Комплекс

пухкого уламкового матеріалу, відкладеного льодовиком, називають

мореною

, а переміщуваний уламковий матеріал —

рухомою

море-

ною

. Морени, які рухаються, поділяють на донні, внутрішні, сере-

динні та бічні, а відклади — на кінцеві й основні (рис. 2.27).

Донні морени

складаються з продуктів післяльодовикового виві-

трювання та уламків порід, які відірвалися від ложа основи. Вони

містять поряд із великими уламками пилуваті і глинисті часточки.

Внутрішні морени

утворені різними уламками порід, які скоти-

лися у фірновий басейн. У процесі поступального руху ці уламки

засипаються снігом і впаюються в лід. Під дією сонячних променів

лід під ними тане, випаровується і вони входять у середину льодо-

вика.

Серединні морени

утворюються внаслідок злиття бічних морен

двох льодовиків. За кількістю серединних морен можна визначити

кількість злитих льодовиків. Деякі дослідники бічну і серединну

морени називають

поверхневими

Бічні морени

складаються з різних за розміром уламків порід об-

валів і бортів долини, по якій рухається льодовик.

Кінцеві відклади

— це вали уламкового матеріалу (валуни, галь-

ка тощо), який накопичується перед льодовиком. Стрімкі схили ва-

лів звернуті в бік льодовика, а похилі — вниз по долині. Вали кін-

цевої морени вказують, до яких місць доходили льодовики. Якщо

льодовик, відступаючи, зупинявся кілька разів, то на шляху його

відступання формується кілька валів.

Швидковідступаючі льодовики не мають кінцевих морен. Їх се-

рединні, бічні, донні і внутрішні морени об’єднуються в

основну мо-

рену

, причому серединні і бічні морени утворюють вали вздовж ко-

лишнього ложа.

Серед льодовикових відкладів найчастіше трапляються моренні

глини і суглинки, а також валунні суглинки з вкрапленням вели-

ких уламків. Морени не шаруваті, залягають у вигляді кишень, ва-

лів, горбів та інших неправильних форм. Потужність моренних від-

кладів сучасних гірських льодовиків незначна, морен четвертинно-

го зледеніння — 2 – 35 м, а протерозойського і палеозойського зле-

денінь —180 м. Морени протерозойського і палеозойського зледе-

нінь —

тиліти

метаморфізовані.

Рис. 2.27. Типи морен:

— основна;

— внутрішня;

— донна;

— бічна;

— корінні породи

Серед відкладів льодо-

вика значне місце займа-

ють валуни, слабко відпо-

ліровані ним, які нерідко

несуть сліди льодовикової

штриховки. Поперечні роз-

міри валунів до 10 м і бі-

льше. Складаються вони в

основному з магматичних і

метаморфічних гірських

порід. Особливо цікавими є

керуючі ератичні валуни,

які дають змогу визначити

ділянки зносу і місця роз-

ташування центрів зледе-

нінь.

Акумулятивною льодо-

виковою формою, яка різ-

ниться деякою закономірні-

стю, є

друмліни

— витягнуті овальні горби, довга вісь яких збігаєть-

ся з напрямком руху льодовика. Складені вони моренною глиною,

яка обволікає ядро з корінних гірських порід, частіше в корінному

своєму заляганні. Висота друмлінів сягає 20 – 25 м, ширина їх осно-

ви — 100 – 200 м, а довжина 1 – 2 км (рис. 2.28).

Водно-льодовикові (флювіогляціальні) відклади. Внаслідок та-

нення льоду під тілом льодовика виникає ціла система водостоків

та струменів. У місцях витікання цих потоків з-під льодовика нері-

дко утворюються гроти, іноді досить значних розмірів. Водно-

льодовикові, або флювіогляціальні, потоки розмивають морени і

одночасно сортують і обкочують уламки. У верхній частині, де роз-

мивна дія найінтенсивніша, вони несуть досить велику кількість

матеріалу. Вниз по течії, в місці виходу рівчаків з-під льодовика,

швидкість течії води уповільнюється, починає відкладатися матері-

ал, який вони переносять — спочатку грубозернистий (галька, гра-

вій), потім піски і там, де вони поступово щезають, суглинки та гли-

ни. Водно-льодовикові відклади попереду краю льодовика утворю-

ють величезні поля. Біля материкових льодовиків вони на великій

площі складені піщано-глинистими і піщаними відкладами, тому й

названі

зандровими полями

(від лат. zandr — піщаний). Іноді флю-

віогляціальні відклади розташовані між моренними відкладами

льодовиків попереднього і наступного зледенінь. У цьому разі їх

називають

міжморенними

. Від морен вони різняться доброю відсор-

тованістю та косою шаруватістю. З водно-льодовиковими потоками

пов’язують утворення горбоподібних гряд —

озів

(рис. 2.29), які

Рис. 2.28. Схема друмліну в плані (

)

та розрізі (

)

розміщені рядами. Висота

горбів, що складають гряди,

досягає 45 – 50 м, ширина

біля основи 50 – 200 м. До-

вжина гряд до 1 км, гребені

їх дуже вузькі. Складені

вони найчастіше сортова-

ною косошаруватою галь-

кою, гравієм, піском, з по-

верхні — перекриті суглин-

ками. Утворення гряд чи-

мало вчених пов’язує з від-

кладами потоків у великі

щілини, які пронизують

крайову частину льодовика,

інші вважають їх дельтовими відкладами рівчаків, які витікають з-

під льодовика. Ози поширені у Фінляндії і Швеції, де вони розта-

шовані грядами паралельно напрямку льодовикових борід. Часто до

головних озів прилягають бічні, утворюючи систему, яка нагадує

річку з її притоками.

Горби, які складені косошаруватим матеріалом, обробленим во-

дою, хаотично розкидані і в основному приурочені до крайових час-

тин льодовика (розташовані зовні валів кінцевих морен), називають

камами

До поширених водно-льодовикових відкладів належать

стріч-

куваті глини

, які утворилися в замкнених прильодовикових озерах.

Ці відклади характеризуються чергуванням тонкопіщаних та мулу-

ватих шарів, які складають стрічку. Така текстура відкладів зумов-

лена сезонністю їх накопичення: піщані шари стрічки утворюються

навесні і влітку, а мулуваті — взимку (коли вода рівчаків не надхо-

дить в озеро). Товща смуг сягає 0,5 – 1,5 мм.

Четвертинне зледеніння. Комплекс льодовикових і водно-

льодовикових відкладів протерозойської і палеозойської епох зберіг-

ся дуже слабко. Відклади і форми рельєфу неоген-четвертинного

зледеніння виразно збереглися на величезних просторах Європи,

Азії і Північної Америки. Вчені багатьох країн світу широко вивча-

ють відклади цього зледеніння. З вітчизняних учених насамперед

слід згадати дослідження П.О. Кропоткіна, який вперше висунув і

обґрунтував теорію існування материкового зледеніння на початку

четвертинного періоду

. Його теорія одержала світове визнання.

Визначну роль у вивченні льодовикових відкладів Сибіру відіграв

Кропоткин П.А.

Исследование о ледниковом периоде, 1871.

Рис. 2.29. Схематичні розрізи

озів (

) і камів (

)