Геологічна діяльність льодовиків

Льодовики порівняно зі снігом і льодом відіграють важливу роль у руйнуванні корінних порід, їх трансформуванні та утворенні нових типів гірських порід. Вони суттєво впливають на формування рельєфу Землі.

Рухаючись, маса льоду руйнує гірські породи внаслідок переміщення і тертя льодовика об його ложе та оточуючі схили долин. Процес руйнування гірських порід під час руху льодовика називається екзарацією або льодовиковою ерозією. Якщо врахувати, що 1 м3 льоду важить 900 кг, то при товщині льодовикового язика 100 м на 1 м3 його ложе тисне маса, яка дорівнює 90 т.

Льодовиковій ерозії сприяє тріщинуватість порід. При цьому утворюється велика кількість уламків порід. Цими уламками льодовик шліфує виступи свого ложа. Якщо ложе складене твердими породами, то на його поверхні льодовик залишає глибокі сліди свого переміщення у вигляді багаточисельних подряпин, борозен і льодовикового штрихування.

Всі вказані форми зорієнтовані у напрямі руху льодовика.

В процесі руху льодовика по гірській долині проходить подальше її заглиблення і розширення. Долина набуває форми великого корита – трогу. Трогові долини прямі, їх нижні частини згладжені, виступи кристалічних порід відполіровані, дно широке і плоске.

Трогові долини, які розташовані на березі моря і залиті водою під час трансгресії моря, називаються фіордами. Для них також характерні висячі долини і падаючі водоспади.

Поперечний уступ в межах трогової долини називається ригель. Скелясті виступи, заокруглені і обточені льодовиком називаються - баранячі лоби. Поверхня баранячого лоба, звернута на зустріч руху льодовика, згладжена, покрита льодовиковою поліровкою, порізана валунами. На протилежній стороні, звернутій до руху льодовика і переважно більш крутій, поліровка відсутня і видно сліди відриву і руйнування гірської породи. Довжина баранячих лобів – від декількох метрів до сотень метрів, а висота – 50 м. Вони характерні для районів сучасного і давнього зледеніння.

Кучеряві скелі – це згладжені льодовиком групи скелястих пагорбів, які надають скелястій поверхні хвилястого вигляду. Вони являють собою більш дрібні, ніж окремі баранячі лоби, виступи кристалічних порід.



Уламковий матеріал, захоплений льодовиком, переноситься на значну відстань. Сам матеріал утворює морени – скупчення погано відсортованих і різномасштабних уламків порід, які нагромаджувались під льодовиком, перед його краєм і на льодовиковій поверхні. Розрізняють рухомі морени, які пересуваються разом з льодовиком у вмерзлому стані, і нерухомі, які залишилися на поверхні Землі після танення льодовика. Рухомі морени в свою чергу діляться на поверхневі, внутрішні та донні.

При пересуванні і таненні льодовик відкладає морену на своєму ложі у вигляді валів, пагорбів та окремих великих валунів. Така морена називається відкладеною.Довготривале перебування язика льодовика вздовж нижнього краю проходить скиданням з нього морени і створенням валу кінцеві морени,яка нагадує форму льодовика. В горах вал кінцевої морени перетинає поперек трогову долину. При періодичному відступанні льодовик може відкласти декілька валів кінцевих морен. На схилах долини залишається берегова морена, яка складається із більш дрібного уламкового матеріалу. Коли льодовик відступає всією своєю поверхнею і відслонює ложе, то на ньому залишається донна, внутрішня і поверхнева морени. Цей потужний покрив уламкових відкладів називається основною мореною.

На території давнього зледеніння внаслідок льодовикової акумуляції утворились ландшафти моренних рівнин, а в горах – моренні поверхні на днищах і схилах трогів. В більшості випадків це нерухомі (викопні) морени, які складені уламковим матеріалом, утвореним на місці танення льодовика. Іноді вони формують суцільні моренні покриви. Серед них виділяються моренні валиіморенні пагорби. При цьому моренний матеріал льодовиком не сортується, а тому валуни, глиби, галька і дрібнозем перемішані один з одним. Перші з них мають витягнуту форму в напрямі руху льодовика, а другі являють собою хаотично розкидані пагорби висотою до 12 м.

Моренні вали представлені переважно озами, зандрамиідрумлінами).

Ози – це лінійно витягнуті моренні гряди довжиною до десятків кілометрів, шириною 40-100 м і висотою 20-30 м. Іноді вони досягають висоти до 100 м. Переважно ози закінчуються сплющеними конусами виносу, які часом трапляються самостійно.

Зандри – це полого-хвилясті рівнини, що розташовуються безпосередньо за зовнішнім краєм кінцевих морен, тобто за межами розтягнутого льодовика.

Друмліни – це продовгуваті пагорби, які розташовані в напрямі руху льодовика в районі накопичення основної морени. Їх протяжність змінюється від декількох сотень метрів до декількох кілометрів, а ширина – від 100 до 400 м. Висота друмлінів не перевищує 45 м. Схили їх асиметричні. У друмлінів можуть бути крутими схили, які звернуті як в сторону руху льодовика, так і в протилежному напрямі. Друмліни складені мореною, всередині якої знаходяться ядро з корінних порід. Це відбулося внаслідок того, що льодовик зупинявся вперед перепоною і розвантажував морену перед нею і за нею.

До льодовикових утворень належать також флювіогляціальні осади, які складені водяними потоками, утвореними при таненні льоду. Розрізняють два типи відкладів – прильодовикові та внутрішньольодовикові.

Прильодовикові флювіогляціальні відклади утворюються перед фронтом льодовика талими водами, які витікають з-під нього.

Внутрішньольодовикові флювіогляціальні відклади утворюються талими водами в підльодовикових тунелях, промоїнах і проталинах у товщі льоду.

Значну геологічну роботу виконує морський лід, який утворюється на поверхні морських або океанічних басейнів.

Протягом геологічної історії Землі неодноразово відбувались різні похолодання. Вони спричинили наступ льодовиків і виникнення льодовикових епох. В результаті різні частини сучасних континентів виявлялись покритими потужною льодовиковою товщею.

В древні епохи сучасного антропогенного періоду зледеніння були охоплені величезні простори континентів, які значно перевищували площу розвитку сучасних зледенінь. Центри древньоантропогенних зледенінь знаходились на Скандінавському півострові, в Альпах, на Таймиріі та в ін. приполярних і високогірних областях. Маси льоду, що наступали зі Скандінавських гір, зайняли рівнини Північної Європи, більшу частину Східноєвропейської рівнини і досягли південних областей України. Допускають, що товщина льоду на цей період на Скандинавському півострові досягала 3 км, а товщину льоду, яка покривала Східноєвропейську рівнину, становила декілька сотень метрів. До початку сучасної епохи скандинавський льодовик зник, залишивши після себе різноманітні льодовикові і водно-льодовикові форми рельєфу і відклади.

Зледеніння впродовж геологічної історії Землі періодично проходило і в більш давні геологічні епохи. Про наявність зледеніння вказує наявність в древніх товщах тилітів – ущільнених метаморфізованих моренних відкладів.


5328654550112143.html
5328735884928228.html
    PR.RU™