Геологічна діяльність льодовиків

Геологічна діяльність снігу і льоду

 

 

План лекції:

 

1 Загальні поняття.

2 Типи льодовиків.

3 Геологічна діяльність льодовиків.

4 Зледеніння на планеті та їх наслідки.

 

 

Загальні поняття

 

Сніг – це тверді атмосферні опади у вигляді льодових кристалів різноманітної форми і виду, який випадає з хмар при від’ємних або близьких до 0°С температурах повітря. Процес випадання снігу називається снігопадом, а перенесення його вітром над Землею – хуртовиною. Шар снігу, що утворюється на земній поверхні внаслідок снігопадів, називається сніговим покривом.

Лід – це низькотемпературна особлива мономінеральна гірська порода, яка складена мінералом водою.

Лід має специфічні властивості. Під дією тиску він втрачає властивості твердого тіла і стає подібним до в’язких рідин.

Широке розповсюдження льоду на Землі, суттєво впливає на клімат планети, гідрологічні процеси, планетарний кругообіг води та на формування рельєфу земної поверхні.

Льодовиками називаються стійкі у часі накопичення льоду на земній поверхні. Формуються вони тільки вище снігової лінії, коли сніговий покрив не встигає повністю розтопитись і випаруватись. Льодовики широко розповсюджені у високих широтах північної і південної півкуль Землі, у високих горах всіх широт. Основна маса льодовиків міститься в Антарктиді та Гренландії. Загальна площа сучасних льодовиків 16 млн. км² (11% від площі суші). Загальний об’єм льоду, який міститься у льодовиках, оцінюється близько 30 млн. км³.

Льодовики на поверхні суші формуються в районах, де протягом року існує від’ємна температура і можливе постійне накопичення снігу і льоду, а також наявність похилих схилів і западин, захищених від сонця і повітря. Висоти, на яких утворюються льодовики, в різних районах земної кулі неоднакові і залежать від географічної широти, місцевого клімату, рельєфу.

Рівень, вище якого сніг не встигає розтопитись за літо, називається сніговою лінією. При збільшенні товщини снігового покриву ця лінія переміщується вниз, а при потеплінні та зменшенні товщини снігу піднімається вгору. При наближенні до екватора (зменшення географічної широти місцевості) рівень снігової лінії підвищується, а на полюсах понижується.

Для перетворення снігу у масу льоду необхідне проходження ряду послідовних процесів. Спочатку сніг накопичується у пониженнях рельєфу або на вершинах гір, і якщо за літо не встигає розтанути, то його маса із року в рік збільшується. Він ущільнюється і під впливом добових коливань температури перетворюється у зернисту масу. Такий ущільнений зернистий сніг називається фірном, а область його накопичення – фірновим полем.

З часом фірн продовжує ущільнюватись, і перетворюється у фірновий лід білого кольору, завдяки знаходженню в ньому бульбашок повітря.

Далі, із збільшенням тиску фірновий лід перетворюється у прозорий кристалічний льодовиковий або глетчерний лід бірюзового кольору. Зміна кольору зумовлена видаленням з льоду бульбашок повітря. Перетворення ці проходять протягом сотень років. Із 10 м³ снігу утворюється 1 м³ глетчерного льоду.

Розміри і форма фірнових полів залежать від розмірів зледеніння і рельєфу даної території. Найбільші розміри мають фірнові поля Гренландії та Антарктиди.

У льодовиках виділяють область живлення, де проходить накопичення снігу і перетворення його у фірн, і глетчерний лід, та область стоку, де рухається і стікає глетчерний лід.

 

Типи льодовиків

 

Залежно від співвідношення областей живлення і області стоку, від розмірів і форми льодовики поділяються на три основні типи: гірські (або альпійського типу), покривні (або материкового типу) та проміжні.

Гірськими або альпійськими називають відносно малопотужні льодовики високогірських районів, утворення яких пов’язане з різного роду депресіями у рельєфі – западинами, долинами рік, ущелинами тощо. Такого типу льодовики розвинуті в Альпах, Гімалаях, на Тянь-Шані, Памірі, Кавказі та інших гірських районах північної та південної півкуль планети. Характерним в цьому відношенні є льодовик Федченка на Памірі.

Покривні або материкові льодовики утворюються в полярних районах майже на рівні моря. Льодовики цього типу займають величезні площі і мають значну товщину льодового покриву. На відміну від льодовиків альпійського типу, покривні льодовики не мають яскраво виражених форм живлення. Форма таких льодовиків не контролюється рельєфом ложа. Покривні (материкові) льодовики найбільше розвинуті в Гренландії та Антарктиді.

В Гренландії площа зледеніння займає 1,8 млн. км². Лід покриває майже весь острів, за виключенням його південної частини. Товщина льоду в центральній частині досягає 3400 м. Там, де лід проходить по гірських вершинах і утворює так звані вивідні льодовики, швидкість руху льодовика досягає 20-25 м/добу.

Найбільшим льодовиком планети є Антарктичний льодовик, який займає площу близько 14 млн. км². В ньому міститься приблизно 24 млн. км³ льоду, що становить 80% від об’єму всіх льодовиків Землі. Окраїнні частини льодовиків, які спустились в море, відколюються і падають в море, утворюючи айсберги. Підхоплені течією, айсберги виносяться в помірні широти, іноді в тропічний пояс, де тануть і зникають.

Айсберги часто досягають надзвичайно великих розмірів (декілька кубічних і навіть десятків кубічних кілометрів). Більша частина айсбергу знаходиться під водою і тільки 1/8 його частина виступає над поверхнею води десятками метрів у висоту.

В Антарктиді щорічно в море змивається до 5 тис. айсбергів.

До льодовиків проміжного (скандинавського) типу відносяться плоскогірні льодовики, які утворюються на горах з плоскою або плосковипуклою вершиною. В центральній частині льодовика такого типу утворюється велика льодяна шапка, від якої в різні боки по схилах і долинах спускаються льодовикові язики. В деяких випадках подібні льодовики можуть виникати не на плоских вершинах, а на випуклих і навіть конусоподібних вершинах гір.

 

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 вали і моренні 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, зандрами і друмлінами).

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.

 

4 Зледеніння на планеті та іх наслідки

 

Причини періодичної появи зледеніння до цього часу не вивчені. Існує ряд гіпотез, за допомогою яких намагаються пояснити причини періодичного зледеніння поверхні Землі. Однак однозначної відповіді не отримано. Вивчені на сьогодні фактори виникнення зледенінь можна розділити на дві групи – астрономічні та геологічні.

До головного астрономічного фактора належать зміни в планетарному русі Землі, такі як варіації ексцентриситету земної орбіти та кута нахилу земної осі до площини екліптики. Це реальні періодичні зміни, які викликають періодичну зміну клімату.

Поряд з астрономічними на зледеніння поверхні Землі могли вплинути геологічні фактори. Основними такими факторами вважають періодичну зміну у складі атмосфери та тектонічні фактори.

В геологічній історії розвитку Землі помічено безсумнійний зв’язок періодів зледеніння з епохами горотворення. Зледеніння земної кори наступило якраз після епох горотворення, які супроводжувались активною вулканічною діяльністю.

Важливу роль у зміні клімату Землі могли відіграти тектонічні рухи. Вони могли переміщувати континенти з однієї кліматичної зони в іншу, піднімати або опускати окремі ділянки земної кори тощо. Все це призводило до зміни клімату на багатьох континентах. Тому зміна клімату, зумовлена тектонічними факторами, могла призвести до зледеніння Землі в широкому масштабі.

Якщо врахувати, що астрономічні та геологічні фактори можуть діяти одночасно, то при сумуванні односпрямованого впливу обох цих факторів можуть виникнути різні зміни в температурі, достатній для чергування льодовикових та міжльодовикових періодів. На протязі кожного льодовикового періоду існував свій план розташування зледенінь на земній поверхні. Зокрема, сучасну епоху для Антарктиди, Гренландії, Шпіцбергена можна назвати льодовиковою, а для решти території Земної кулі – міжльодовиковою.

На Східноєвропейській рівнини виділяють чотири зледеніння антропогенного віку: окське, дніпровське, московське і валдайське. Льодовик наступав зі Скандинавії і рухався на південний захід, південь і південний схід.

Сезонне промерзання грунтів характерне для регіонів, де середньорічна температура вища 0°С. Промерзання проходить взимку на глибину до декількох метрів. Підземні води, які містяться в порах і тріщинах гірських порід, замерзають і збільшують свій об’єм. Розвивається значний тиск, в результаті чого поверхня промерзлого грунту деформується. Це явище називається спученням грунту. В літній період при відтаненні глинисті породи, які містять велику кількість вологи, втрачають свою міцність, розкисають і набувають здатності текти. Цей процес називається соліфлюкцією, тобто здатністю грунтів текти при відтаненні.

Багаторічне промерзання грунтів виникає в тих районах, де серелньорічні температури нижче 0°С. Воно проявляється в порах і тріщинах гірських порід замерзлої води протягом багатьох століть. Утворену при цьому зону мерзлих порід назвали зоною вічної мерзлоти.

Застосування цього терміну через його невизначеність і неоднозначність П.В. Швецовим в 1955 р. було запропоновано замінити на криолітозону. Зараз дуже широко застосовується поняття “ багаторічна криолітозона”, “багаторічномерзлі породи” та “багаторічна мерзлота”. Із названих понять найбільш вдалим є термін “багаторічна мерзлота”.

Багаторічномерзлі породи на земній поверхні охоплюють 40 млн. км² або майже 25% суші. Вони займають значну частину Євразії, Північної Америки, повністю Антарктиду і її шельфову зону, всі острови Північного Льодовитого океану і частину високогірних областей.

На багаторічній мерзлоті переважно лежить шар грунту, який відтаює влітку і замерзає взимку. Він називається діяльним шаром. Його товщина коливається від декількох сантиметрів до 5-7 м. Вона залежить від кліматичних умов, складу гірських порід, рослинного покриву, експозиції схилів та інших факторів. Наприклад, в пісках і галечниках товщина діяльного шару становить 2-4 м, а в торфяниках – 0,3-0,8 м. В діяльному шарі проходять активні фізико-геогра-фічні процеси зони багаторічної мерзлоти.

В районах розвитку багаторічної мерзлоти схилові процеси надзвичайно активні, хоча вони захоплюють переважно тільки невеликий за товщиною діяльний шар. Найбільш активним руйнівним процесом на схилах гір є соліфлюкція – витікання перезволожених рідких і пластичних порід по багаторічній мерзлоті. При цьому грунт насичується вологою за рахунок танення наявного в ньому льоду.

В переважній більшості соліфлюкція розвивається на схилах складених супісками, суглинками, пилуватими пісками та ін. дрібноуламковими породами. Названі породи мають надзвичайно велику вологість, а тому вони різко втрачають свою стійкість при сезонному відтаненні та надлишковому перезволоженні.

Соліфлюкція розвивається в основному на схилах гір, крутизна яких становить від 8 до 15°. На схилах меншої крутизни витікання грунту переважно не відбувається через його велике тертя по поверхні нерозтоплених порід. На схилах, кути падіння яких перевищують 25°, дрібнозем виливається талими та дощовими водами, а залишений грубоуламковий матеріал утворює осипи та куруми.

Соліфлюкція створює різні форми мікрорельєфу, основними з яких є солюфлікційні тераси, язики і невеликі пагорби. Переважно вони утворюються біля підніжжя схилів, де концентрується велика маса наплинутих порід. Часто такі форми рельєфу виникають на схилах, якщо пливун на своєму шляху наштовхується на виступи корінних порід, дерева та ін. перешкоди.

На рівнинних територіях дуже часто спостерігаються пагорби спучення, які являють собою кріогенні форми рельєфу заокругленої форми висотою 20-40 см до 30-40 м діаметром в основі від декількох метрів до 100-200 м. Утворюються вони при промерзанні сильно зволожених або водоносних дисперсних порід в результаті збільшення їх об’єму. Розрізняють однорічні і багаторічні пагорби спучення.

Поряд з пагорбами спучення на рівнинних територіях в районах багаторічної мерзлоти широко розповсюджені термокарстові форми рельєфу.

Термокарст – це процес витанення підземного льоду, який супроводжується просіданням поверхні Землі і появою від’ємних форм рельєфу. Просідання вищележачих пластів відбувається не тільки при таненні прошарків і лінз, але й сильно льодянистих грунтів, оскільки вони можуть містити в собі до 50% льодової маси. Форми рельєфу, які виникають при цьому, називаються термокарстовими. Вони є різновидностями псевдокарсту.

Комплекс відкладів, що утворилися внаслідок взаємодії льодовика та його талих вод з породами субстрату льодовикового ложа, називається л ьодовиковими відкладами. За генезисом льодовикові відклади поділяють на моренні відклади та водно-льодовикові відклади. Вони вкривають значну частину території України, утворюючи льодовикові форми рельєфу на площах дніпровського зледеніння (Сумська, Чернігівська, Полтавська, Київська, Черкаська, Житомирська, Рівненська, Волинська області), окського зледеніння (Львівська і Волинська області) і валдайського зледеніння (у Карпатах).

Всі типи льодовикових відкладів утворюють льодовикові розсипи корисних копалин. Виникають вони в результаті руйнування рухомим льодовиком коріннних порід і дольодовикових авілювіальних і схилових розсипів і наступного підхоплення скельних і розсипчатих відторженців даною мореною, в якій локалізуються льодовикові розсипи.

Процес формування льодовикових відкладів не дуже сприяє концентрації корисних компонентів та зберіганню виниклих при цьому розсипів. Тому важливого практичного значення набувають тільки льодовикові розсипи, які просторово тісно пов’язані з багатими корінними джерелами і дольодовиковими розсипами.

В морені талі води утворюють переважно флювіогляціальні розсипи. Серед них в переважній більшості зустрічаються алмази, золото, платина, рідкоземельні мінерали, дорогоцінне каміння. Льодовикові відклади в більшості випадків служать проміжним джерелом живлення багатих алювіальних і морських розсипів.