Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы

И ГЛЯЦИОФЛЮВИАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ

Геологическая деятельность ледников

Ледником называют массу льда преимущественно атмосферного происхождения, которая испытывает движение под влиянием силы тяжести.

Современные ледники занимают около 11 % поверхности суши (16,3 млн км²). В них заключено 2,1 % объёма гидросферы и почти 69 % запасов пресной воды (~24 млн км³). Объём заключённой в ледниках воды соответствует сумме атмосферных осадков, выпадающих на Землю за 50 лет, или стоку всех рек за 100 лет. При этом мы живем в относительно теплый период геологической истории, в эпохи оледенений площадь ледников была значительно выше.

Образование ледников возможно там, где в течение года твёрдых осадков выпадает больше, чем успевает за это время растаять и испариться. Уровень, выше которого годовой приход твердых атмосферных осадков больше, чем расход называется снеговой линией. Её высота зависит от климатических условий; в полярных областях она располагается очень низко (в Антарктиде - на уровне моря), в тропических областях — выше 6000 м. Выше снеговой линии располагается область питания ледника, где происходит формирование толщи льда главным образом за счет выпадающего снега, меньшую роль играют град, формирование изморози и инея, замерзающие дождевые воды; в горах в питании ледников участвуют снежные лавины и снежно-ледяные и ледяные обвалы со склонов, а также стекающие на ледник талые снеговые воды. По пути движения ледник поглощает снежники, фирновые поля, малые ледники, плавучие озёрные и морские льды и другие виды природных льдов и вод.

Снег преобразуется в фирн, представляющий собой плотную массу ледяных зерен (его плотность 0,45—0,80 г/см³), по мере уплотнения и перекристаллизации переходящий в зернистый фирновый лёд, обычно белый за счет содержащихся в нем пузырьков атмосферного воздуха (плотность порядка 0,85 г/см³), и затем в глетчерный лёд, чистый, прозрачный (сквозные поры в нем закрываются, газы рассеяны в виде пузырьков, исчезающих на глубине льда ~ 1 км), с голубоватым или зеленоватым оттенком (плотность 0,88— 0,92 г/см³). Такой лед можно рассматривать как массивную поли- крметаллическую (с размерами кристаллов до десятков-сотен сантиметров) осадочно-метаморфическую мономинеральную породу.

Описанные выше трансформации могут проходить как в «холодных» условиях за счет смерзания снежинок в сухом состоянии под давлением накапливающихся сверху новых толщ (такие преобразования происходят крайне медленно), так и в «теплых» — с участием жидкой воды, инфильтрующейся в фирновую толщу в период летнего оттаивания, вытесняющей воздух и формирующей цементирующий инфильтрационный лёд.

При накоплении большой массы льда ледники движутся под собственным весом вследствие деформации льда и его скольжения по ложу и внутренним сколам. Для движения ледника достаточно относительно небольших сдвигающих напряжений, которые изменяются от близких к нулю под ледоразделами с горизонтальной поверхностью до 1,5 бар у ледников с крутонаклонной поверхностью. Важно, что ледники движутся не в соответствии с формой ложа, а в соответствии с характером поля деформации в толще льда, в силу этого они осуществляют геологическую работу по выработке собственных форм рельефа, способны перемещаться против уклона подледникового рельефа.

Лёд находится при температуре, близкой к точке плавления, поэтому при относительно небольшой длительной деформации он обладает ползучестью, связанной с межатомными и межмолекулярными смещениями, а также с взаимным перемещением кристаллов без нарушения сплошности ледяной породы.

На характер движения льда существенно влияет температура. По температурному состоянию различают два типа ледникового льда: холодный лед — с температурой ниже точки таяния, и теплый — с близкой к точке таяния температурой, и поэтому содержащий заметное количество воды. В холодных ледниках температура остается отрицательной вплоть до основания, из-за чего они оказываются примороженными к ложу и движение осуществляется только путём вязко-пластических деформаций. В теплых ледниках на контакте с ложем образуется пленка воды, облегчающая проскальзывание ледника по подстилающим породам (вплоть до скольжения крупных блоков или всего тела небольшого ледника по поверхности ложа — так называемое донное глыбовое скольжение, или базальный слайдинг). Температура плавления льда в леднике изменяется с глубиной, снижаясь на 1°С с увеличением давления на 140 бар (или на 0,69°С на 1000 м толщины льда); под давлением в 400 бар (наибольшим в ледниках) температура плавления льда снижается до минус 2,9°. Это приводит к неравномерности движения. По данным наблюдений, скорости течения достигают наибольших значений близ поверхности ледника.

Скорости движения ледников составляет от ~1 м/год до ~300 м/ год в зависимости от формы ледника, толщины льда, термодинамического состояния льда и других параметров. Отдельные ледяные потоки, имеющие слабое сцепление с ложем, способны двигаться значительно быстрее. Так, поток Якобс-Хавн на западном побережье Гренландии движется со скоростью 7000-12000 м/год.

В процессе движения возникают зоны относительно ускоренного (растягивающего) или замедленного (сжимающего) течения. На участках растягивающих напряжений образуются системы зияющих поперечных трещин (в горных ледниках сними связаны ледопады). В зонах сжимающих напряжений ледяная толща сминается в складки, проскальзывает по образующимся трещинам срыва, иногда приобретает крупночешуйчатое строение (так называемые зоны сквамации, от лат. squama - чешуя).

Встречая значительное препятствие, ледник преодолевает его двумя путями. Либо в прижатом к препятствию участке, где давление велико, лед интенсивно плавится, образовавшаяся вода обтекает препятствие и снова замерзает; такой механизм реализуется только в теплых базальных льдах при огибании препятствий размером до 10-15 см. Либо происходит обтекание льдом, при этом в обтекающих препятствие струях ускоряется скорость течения. Второй механизм свойственен всем типам льда и обеспечивает движение на участках с крупными преградами.

Ледники движутся из области питания в область стока, расположенную ниже снеговой линии. В области стока происходит абляция (от лат. ablatio - отнятие) - уменьшение массы ледника за счёт таяния, испарения, сдувания снега ветром и механического откалывания. Ледник может наступать и отступать в зависимости от соотношения интенсивности абляции и поступления льда из области питания. Колебание края ледника называется осцилляция (от лат. oscillo - качаюсь).

Устойчивое похолодание климата приводит к наступлению ледниковых эпох. Ледниковой эпохой называют отрезок времени геологической истории Земли, характеризующийся сильным похолоданием климата и развитием обширных материковых ледников. Зарождение оледенения происходит, как правило, в горных областях, где увеличивается количество твердых осадков, питающих фирновые поля. По мере разрастания горных ледников развивается горно-покровное сетчатое оледенение, образованное слившимися лентообразными долинными ледниками, разделёнными горными вершинами и гребнями. При прогрессирующем оледенении формируются ледниковые купола, а затем и ледниковые щиты - обширные плоско-выпуклые ледники покровного типа. В других случаях, если на обширных плато создаются условия для площадного накопления снега и летом сохраняются снежно-фирновые поля, происходит формирование сразу покровного оледенения. Такое оледенение при благоприятных климатических условиях, обеспечивающих прирост снега, может развиваться очень быстро.

Геологическая деятельность ледников заключается в разрушении пород ледникового ложа и преобразовании рельефа, переносе и аккумуляции продуктов разрушения ложа и поступающих на ледник иным путем обломочных пород. С деятельностью ледников тесно связаны процессы, определяемые деятельностью талых ледниковых вод. При этом разрушительная деятельность ледников по масштабам превосходит аккумулятивную, о чем свидетельствует вынос большого объема обломочного материала талыми водами за пределы ледников.

Разрушительная деятельность ледников называется экзарацией (от лат. ехаго - выпахиваю), она включает комплекс происходящих на контакте ледника и ложа процессов, приводящих к разрушению и сносу горных пород ложа и преобразованию их поверхности. Экзарация включает в себя ряд процессов: ледниковую абразию, плакинг, сквизинг, а также эрозионную работу подледниковых водных потоков.

Ледниковая абразия заключается в процарапывании, истирании, шлифовании содержащимися в льде обломками пород поверхности ледникового ложа. Основную работу выполняют выступы крупных прочных обломков, вмерзших в придонный лёд. При стачивании пород образуется «ледниковая мука» песчано-глинисто- алевритовой размерности. В целом, интенсивность абразии тем выше, чем выше скорость движения льда по ложу; наиболее высока она у ледников с теплым придонным льдом, особенно в условиях базального слайдинга. Для быстрых ледников скорость абразии составляет первые десятки мм/год.

Плакингом (от англ, to pluck - срывать, выдергивать) называют отрыв и захват ледником относительно крупных фрагментов пород ложа. Прочно примерзая к породам, лёд при движении отрывает их от ложа. Размер отрываемых глыб определяется характером трещиноватости пород. Ледник может захватывать блоки пластов осадочных пород размером несколько километров в поперечнике при мощности в десятки метров и перемещать их на огромные расстояния.

Ещё один из механизмов экзарации - сквизинг (от англ, to squeeze - выжимать) - выдавливание и пластическое течение некомпетентных пород ложа под давлением ледника. Материал нагнетается в трещины и туннели в нижней части льда, либо выдавливается к краю ледника. Сквизингу способствует обводненность пород.

Активное участие в разрушении пород ложа принимают подледные талые воды. Они воздействуют как в совокупности с другими механизмами экзарации, создавая дополнительное давление при сквизинге и отделении блоков в процессе плакинга, удаляя тонкие продукты абразии и пр., так и в качестве самостоятельного фактора - осуществляют подледную эрозию. Причем подледная эрозия протекает весьма интенсивно, что объясняется высокими энергиями потоков — их скорости достигают 50 м/с (в каналах горных ледников), насыщенностью взвешенными и влекомыми наносами, частым возникновением гидравлических ударов (вследствие кавитации при частых изменениях скорости и давления в потоках). Механическое воздействие сочетается с химическим. Подледные воды насыщены атмосферными газами, поступающими из заключенных в льде воздушных пузырьков и интенсивно растворяющихся в условиях низких температур и высокого давления. Совместно с водой они воздействуют на породы, лишившиеся вы- ветрелых поверхностей в ходе экзарации.

Подледные воды способны вырабатывать туннельные долины протяженностью в десятки километров и глубиной в первые сотни метров, а при сосредоточенном воздействии — так называемые «исполинские котлы» (или «мельницы») глубиной и диметром до первых десятков метров.

Ледники переносят огромные объёмы обломочного материала. При этом они способны перемещать на значительные расстояния глыбы и блоки пород, несоизмеримо больших, чем другие экзогенные агенты, размеров. Весь переносимый ледником обломочный материал объединяется понятием морена^[1].

Влекомые ледником морены подразделяются в зависимости от местоположения на поверхностные, внутренние, донные и морены маргинальной зоны ледника (расположенные вне тела ледника).

Поверхностные морены типичны для горных ледников, где активно протекают физическое выветривание на обнажённых склонах и гравитационные процессы (рис. 2.8.1.1). Иногда вся поверхность ледникового языка бывает засыпана мореной (что характерно для ледников памирского типа, питающихся лавинным материалом и ледопадами), такие ледники называют «забронированными». По морфологической позиции поверхностные морены, в свою очередь, разделяются на фронтальные, боковые и срединные. Фронтальные морены, представляют собой скопления обломочного материала, обычно дугообразной формы, возникающие у фронта движущегося ледника. Боковые морены представляют собой валы, протягивающиеся вдоль боковых сторон ледникового языка, сложены они обломочным материалом, поступившим со склонов (коллювий обрушения и оползания, лавинный материал). Срединные морены образуются 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.

Рис. 2.8.1.1. Поверхностные морены: срединные морены (лед. Федченко), материал поверхностной морены (лед. Алибекский)

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 (при выдавливании материала из донной морены при движении ледника). В сложных ледниках пополнение внутренней морены может происходить и за счёт слияния с донными моренами ледниковых притоков. 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.

Донная морена представляет собой обломочный материал, оторванный от ложа в процессе экзарации, и переносимый в придонном мореносодержащем слое льда. Наиболее насыщен обломочным материалом маломощный слой на границе ледника и ложа, но за счет послойно-пластичного течения и скольжения пластин льда по поверхностям срывов, деформаций в зонах сжимающих напряжений происходит затаскивание материала в более высокие слои. Зона мореносодержащего льда часто представляет собой чередование лент и линз «грязного» и «чистого» льда. С донной мореной связан основной объём переносимого ледником обломочного материала.

В маргинальной зоне ледника формируются насыпные морены, морены напора, краевые морены выдавливания.

Насыпная морена, образуется за счет осыпания обломочного материала с края фронтального ледяного обрыва, представляет собой шлейф грубообломочных накоплений у ледникового уступа. При прерывистом отступлении ледника наблюдается серия таких морен. Если же ледник после этого вновь наступает (т. е. наблюдается его осцилляция), отложенный моренный материал сгребается за счет бульдозерного воздействия ледника, что приводит к образованию морены напора. Такие морены представляют собой дугообразные гряды высотой в десятки метров и характеризуются сложным складчато-чешуйчатым строением. При сезонном колебании положения края отступающего ледника можно наблюдать небольшие пут-морены (от англ, to push - толкать), или годичные марены, образующиеся за счет сгребания в зимний период накопленного летом обломочного материала.

За счет сквизинга - выдавливания материла из-под края ледника - образуются краевые морены выдавливания. Они образуют валы, в случае выдавливания пластичных пород высотой иногда более ста метров. Часто выражено чешуйчатое строение таких дислокаций с зонами надвиговых границ.

Отложенный материал морен объединяют понятием тилл. По связи с положением исходных влекомых морен подразделяется на три генетических типа: тилл базальный, представляющий собой подлёдный материал донных морен, тилл, абляционный, представляющий надлёдный материл — поверхностные и внутренние морены, и тилл маргинальный. По способу отложения выделяют ортотиллы - материал, отложенный непосредственно из льда и аллотиллы - вторичные, переработанные в ледниковой обстановке гравитационными процессами или отложенные через воду. Аллотиллы характерны для поверхностной и маргинальной зон ледника.

Тилл; наслаивания накапливается в процессе движения ледника за счет отложения из придонного мореносодержащего льда материала на породы ложа. В насыщенной моренным материалом придонной толще льда сила сцепления частиц с ложем может превышать силу их волочения льдом, что и приводит к отложению. В случае, если моренный материал рассеян в толще льда, отложение осуществляется за счет донного таяния. Изменчивость условий приводит к тому, что фазы накопления чередуются с фазами абразии. Толща тилла за счет этого представлена пластами, разделенными поверхностями срезания, на которых встречаются «валунные мостовые», сложенные остаточными прослоями валунов. В силу обводненности эти тиллы легко деформируются под действием движущегося сверху ледника. Скорость их накопления составляет несколько см/год. Мощность составляет обычно несколько метров.

Из остановившегося мореносодержащего льда отлагаются тиллы базальной стагнации, материал которых связан с донной мореной, и тиллы ареальной стагнации. Причинами остановки участков донной морены является пресыщение обломочным материалом, приводящее к неспособности вязкопластично перемещаться. Основная особенность этих отложений — субгоризонтальная расслоенность и присутствие разнообразных следов послойного вязкопластичного течения, унаследованные от строения мореносодержащего льда. Мощность может составлять десятки и сотни метров (чаще 5-10 м). Тиллы ареальной стагнации накапливаются при остановке ледника или значительных его участков, при этом все типы моренного материала отлагаются одновременно на большой площади в процессе таяния льда. Этот тилл отлагается поверх тилла базальной стагнации и других гляциальных отложений. Из-за неравномерного давления блоков тающего ледника более пластичные отложения выдавливаются, из-за чего в толща часто дислоцирована. Обилие талых вод приводит к промыванию отложений, часто они перекрываются разнообразными водно-ледниковыми осадками.

Тиллы обладают комплексом своеобразных черт, резко отличающих их от других отложений. Для них типично отсутствие сортировки отложений (что и дало название отложениям: от англ, till - валунная глина), обилие грубых обломков. Наиболее крупными моренными отложениями являются гигантские отторженцы, представленные пластовыми телами (рис. 2.8.1.2) до сотен метров в поперечнике, перемещенные на десятки и сотни км.

Рис. 2.8.1.2. Блок-диаграмма гиганского в тилле у г. Кричева Могилевской области: 1 - раздробленные доломитизированные известняки; 2 - глины; 3 - внешний контур высокого содержания обломков известняка в тилле. Стрелкой показано направление предполагаемого движения отторженца¹

Совместное присутствие материала, принесенного из разных мест. Особенно показательны в этом плане эрратические валуны (от лат. «erraticus» - блуждающий), представляющий собой прине-

' Левкое Э. А. Гляциотектоника. Минск: Наука и техника, 1980.

сенные ледником сглаженные крупные обломки, по составу отличающиеся от пород данной территории. Присутствуют следы ледниковой обработки у грубообломочных частиц — исцарапанная поверхность, пришлифовка граней, «утюгообразная» форма. Если исходная форма обломка была близка к изометричной, то они вращаются в зоне волочения, приобретая окатанную форму. Уплощенные обломки при движении вращаются в плоскости, что приводит к стачиванию и исцарапыванию нижней грани, периодически переворачиваясь, они обретают примечательную форму «ледогран- ников». Крупные валуны при волочении по породам ложа уплощаются снизу, а при застревании и остановке обтачиваются сверху со стороны движения мореносодержащего льда - так им придается характерная утюгообразная форма.

• [1] Термин «морена» используется и в более широком понимании: 1) масса переносимых ледником обломков горных пород; 2) гряды мореносодержащего льда,покрытые чехлом обломочного материала; 3) ледниковые отложения.