 |
Флювиогляциальный процесс и отложения. Особенности разрушения, транспортировки и аккумуляции. Озы, камы, зандровые равнины.
|
|
|
|
Типы ледников.
Горные ледники (горное оледенение) — наземные ледники, залегающие в горном рельефе, объединённые по морфологическим признакам. Форма ледников зависит от подстилающего рельефа, их движение определяется в основном силой стока.
Формируются или в циркообразных котловинах в верхней части горных склонов, или в расширенных воронках водосборных бассейнов, или на пологих вершинах и выровненных поверхностях, находящихся на высотах, превышающих уровни снеговой линии. Областями стока горных ледников являются горные долины. Длина ледниковых потоков зависит от размера питания снегово-фирнового бассейна. Чем обильнее питание и больше уклон долины, тем быстрее и дальше продвигается ледник.
- По строению:
Простые ледники характеризуются обособленными друг от друга языками, имеют одну область питания и одну область стока.
Сложные ледники состоят из нескольких ледниковых потоков, выходящих из разных областей питания, но сливающиеся в одной ледниковой долине, и имеют одну и ту же область стока.
Покровные ледники (покровное оледенение) — класс ледников, куда объединены морфологические типы, форма которых не зависит от рельефа земной поверхности, а обусловлена распределением питания и расхода льда. Движение льда определяется преимущественно силой растекания и происходит, как правило, от центральной части к периферии; ледники, покрывающие огромные территории - полярные острова и континенты.
Характерные особенности:
· большая мощность
· отсутствие влияния доледникового рельефа на их перемещение
· радиальное направление движения ледника от его центра
· наличие плосковыпуклой поверхности наподобие щита
|
|
|
Оледенения в истории земли.
Периоды похолодания климата, сопровождающиеся формированием континентальных ледниковых покровов, являются повторяющимися событиями в истории Земли.
Выделяются следующие ледниковые эры:
· Раннепротерозойская — 2,5—2 млрд лет назад
· Позднепротерозойская — 900—630 млн лет назад
· Палеозойская — 460—230 млн лет назад
· Кайнозойская — 65 млн лет назад — настоящее время
Кайнозойская ледниковая эра
Кайнозойская ледниковая эра (65 млн лет назад — настоящее время) — недавно (по геологическим масштабам) начавшаяся ледниковая эра.
В кайнозойской ледниковой эре наиболее сильным является плейстоценовый ледниковый период: понижение температуры привело к оледенению Северного Ледовитого океана и северных областей Атлантики и Тихого океана, при этом граница оледенения проходила на 1500—1700 км южнее современной.
Последняя ледниковая эпоха закончилась между 15 000 и 10 000 годами до н. э.
Палеозойская ледниковая эра (460—230 млн лет назад)
Позднеордовикский-раннесилурийский ледниковый период (460—420 млн лет назад)
Ледниковые отложения этого времени распространены в Африке, Южной Америке, восточной части Северной Америки и Западной Европе.
Пик оледенения характеризуется образованием обширного ледникового щита на большей части северной и западной Африки.
Позднедевонский ледниковый период (370—355 млн лет назад)
Ледниковые отложения позднедевонского ледникового периода обнаружены на территории Бразилии, аналогичные моренные отложения — в Африке.
Каменноугольно-пермский ледниковый период (350—230 млн лет назад)
Позднепротерозойская ледниковая эра (900—630 млн лет назад)
В стратиграфии позднего протерозоя выделяется лапландский ледниковый горизонт (670—630 млн лет назад), обнаруженный в Европе, Азии, Западной Африке, Гренландии и Австралии. Предполагается, что Европейский и Африканский ледовые щиты этого периода временами сливались в единый щит.
|
|
|
Флювиогляциальный процесс и отложения. Особенности разрушения, транспортировки и аккумуляции. Озы, камы, зандровые равнины.
В конце ледниковых языков талые воды перерабатывают конечную мо-репу, перемещают и сортируют слагающий ее материал. Под действием потоков воды валы конечной морены приобретают иногда асимметричную форму: круто наклонены к леднику и отлого вниз по долине. Переработанная водой внешняя сторона морены приобретает форму плоского конуса, крутизна которого увеличивается к моренным грядам (вверх по долине). В этом же направлении увеличивается и размер обломков, слагающих конус перемытых и отсортированных водой стационарных морен: моренные гряды часто слагаются крупным булыжником, который ниже сменяют галечники, затем пески и илы. Все эти отложения, переработанные и переотложенные ледниковыми водами, называются флювиогляциальными (водно-ледниковыми). От непереработанных морен они отличаются слоистостью, лучшей окатанностью щебня и галек и отсортированностью обломков по крупности и массе. Они обычно представлены толщами песка, гравия, галечника, а также глинами и покровными суглинками, которые имеют широкое распространение, как в пределах ледниковых отложений, так и далеко за границами оледенения. Мощность покровных суглинков достигает многих метров.
Внутриледниковые отложения после таяния ледника образуют на его поверхности специфические формы рельефа:
Озы – крутосклонные валообразные гряды, вытянутые по направлению движения ледника и сложенные хорошо промытыми слоистыми песчано-гравийно-галечными отложениями. По своей форме они напоминают железнодорожную насыпь. Высота таких гряд составляет от 10 до 30 м, в редких случаях они достигают 50 м. Протяжённость оз составляет от нескольких сотен метров до десятков километров. Широко озы развиты в Финляндии и Швеции.
Камы – крутосклонные холмы с выположенными вершинами. Высота их достигает 20 м. Камовые холмы, имеющие различные очертания, разделены понижениями иногда в виде замкнутых котловин, которые обычно заболочены или заняты озёрами. Камы слагаются отсортированными отложениями - гравием, песками и супесями с горизонтальной и диагональной слоистостью озёрного типа, в которые погружены валуны и отдельные глыбы моренного материала. Местами в камах имеются так называемые ленточные глины (ритмичное чередование тонких светлых и тёмных слоёв глины и суглинка). Камовый рельеф характерен для Карелии и Прибалтики и встречается на севере Западной Европы.
|
|
|
Зандры – пологие волнистые равнины, расположенные перед внешним краем конечных морен.
Развитие зон зандровой аккумуляции зависит от рельефа: в горах ниже концов ледников обычно наблюдаются узкие полосы долинных зандров; на открытой местности возникают широкие зандровые равнины, которые обычно образуются за счет слияния флювиогляциальных дельт. Для зандров обоих типов характерны:
· сложные системы сплетающихся каналов
· грубый состав обломочного материала
· резкие сезонные колебания расходов воды.
Зандровые поверхности имеют крутые продольные уклоны, что способствует их быстрому и глубокому эрозионному расчленению и превращению в высокие террасовые уровни. 
Геологические процессы в криолитозоне. Термокарст. Бугры пучения. Подземные льды (погребенные, повторно-жильные, инъекционные и конституционные). Образование наледей. Солифлюкция.
Криолитозона – территория, на которой распространены многолетне-мерзлые породы. Мерзлые породы характеризуются различным содержанием подземного льда, характером его распределения в породах:
- Конституционный лед – лед, образующийся при промерзании влажных дисперсных (рассеянных) пород:
- Инъекционные льды – льды, которые возникают, если в мерзлые породы проникает вода из таликов или подмерзлотных вод;
- Погребенный лед – лед, который возникает в краевых участках горно-долинных и покровных ледников при их таянии и отступании, когда отдельные массивы льда засыпаются моренами и обвалами;
- Повторно-жильные льды – образующиеся при неоднократном заполнении водой или снегом морозобойных трещин, захватывающих как деятельный слой, так и многолетне-мерзлые породы.
Термокарст - вытаивание подземных льдов, сопровождающееся просадками поверхности Земли и появлением отрицательных форм рельефа и микрорельефа. Развитие термокарста обусловливают: наличие подземных льдов, дающих осадку при оттаивании; увеличение глубин сезонного или многолетнего оттаивания, превышающих глубину залегания залежи льда или сильнольдистой породы; отток воды при оттаивании; просадка талой кровли отложений; полости и понижения на поверхности.
|
|
|
В современную геологическую эпоху термокарст активно не развивается, а многочисленные его формы являются наследием потепления (климатического оптимума) в раннем и особенно в среднем голоцене. Потепление климата вызывает в северных областях криолитозоны увеличение глубин сезонного оттаивания, а в южной — многолетнее оттаивание пород и льдов.
Термокарст обычно развивается прогрессивно, до полного вытаивания залежей льда или оттаивания льдистой породы, если в понижениях образуются озёра, аккумулирующие тепло. Под термокарстовыми озёрами часто образуются сквозные и несквозные талики. Затуханию термокарста способствуют сток воды из понижений, вытаивание из льдистых отложений минеральной составляющей и накопление её в водоёме, а также обмеление озёр. Миграция и спуск озёр ведут к образованию термокарстовых котловин
Бугры пучения - криогенные (мерзлотные) формы рельефа округлой формы, выс. от 20-40 см до 30-40 м, диаметр в основании от неск. м до 100-200 м. Образуются при промерзании сильно увлажнённых или водоносных дисперсных пород в результате увеличения их объёма. Различают однолетние (возникают при промерзании сезонно-талого и сезонно-мёрзлого слоёв и разрушаются при их протаивании) и многолетние (развиваются в процессе многолетнего промерзания горных пород). При промерзании глинистых грунтов в условиях свободной миграции влаги(открытая водная система) и накопления линз сегрегационного льда в ядрах бугров образуются миграционные бугры пучения. При промерзании закрытых водных систем, когда воды под криогенным напором внедряются в мёрзлую кровлю, формируются бугры с линзами инъекционного льда в их ядрах - инъекционные бугры пучения.
На́леди — ледяные тела, образующиеся в результате послойного замерзания речных или подземных вод, излившихся на земную поверхность или в полости горных пород, вследствие напорной разгрузки подземных или поверхностных вод.
Причина излияния вод — возникновение гидродинамического и гидростатического напора при сезонном промерзании подземных водоносных трактов, водотоков и водоёмов. Чаще встречаются и имеют практическое значение наледи подземных вод и смешанного (подземного и поверхностного) питания. Наледи подземных вод распространены в горах и на периферии плоскогорий. Развитию наледей способствуют активные новейшие тектонические движения, обновляющие старые и образующие новые разломы, интенсивный водообмен поверхностных и подземных вод, суровый континентальный климат с холодными малоснежными зимами. Последнее обусловливает глубокое сезонное промерзание таликов и быстрое замерзание изливающихся на поверхность вод. От южных районов криолитозоны с островным распространением многолетнемёрзлых пород к северным районам со сплошными и мёрзлыми толщами существует тенденция сокращения числа наледей и увеличения их размеров. Размеры наледей характеризуются площадью (от нескольких метров до десятков км2), объёмом (от нескольких м3 до десятков млн. м3), средней и максимальной мощностью льда (от нескольких сантиметров до 10-15 м).
|
|
|
Выделяются однолетние (полностью тают летом) и многолетние (наледный лёд сохраняется в течение ряда лет) наледи. На юге криолитозоны наледи ежегодно сильно варьируют по размерам, меняется их местоположение. В отдельные годы они отсутствуют, возникают и исчезают при техногенных воздействиях. На севере криолитозоны наледи приурочены к локализованным водоносным грунтово-фильтрационным и напорно-фильтрационным таликам, местоположение их и объём наледного льда относительно постоянны, меняются форма наледей, площадь и мощность льда. Только сильные техногенные воздействия (например, интенсивная эксплуатация подземных вод) способны изменить местоположение наледей и их объём. Наледи часто испытывают многолетнюю миграцию под влиянием новейших движений, сейсмики, динамики климата и мерзлотных условий.
Наледи являются поисковым признаком на подземные воды. В условиях сплошной криолитозоны по объёмам наледного льда осуществляется подсчёт ресурсов подземных вод. Наледи, особенно крупные, активно воздействуют на рельеф и отложения, образуя наледные поляны и формируя грубообломочный "наледный аллювий". Образование наледей приводит к истощению подземных и поверхностных вод зимой. Летнее таяние наледей ведёт к увеличению поверхностного стока (наледное регулирование). Наледи ухудшают состояние дорог, мостов, сооружений и др., затрудняют ведение открытых горных работ зимой в неглубоко залегающих водоносных породах.
Методы борьбы с наледью: каптаж источников, утепление и отвод вод из зоны воздействия на сооружения; понижение уровня подземных вод, предотвращение возникновения напоров и прорывов подземных вод на поверхность зимой; вынесение сооружений вне зоны действия наледей.
Солифлюкция – течение увлажнённых грунтовых масс по склонам, развивающееся в результате повторяющегося их промерзания — протаивания (режеляции).Интенсивность развития солифлюкции прямо связана с крутизной склонов, т.к. с увеличением крутизны склонов течение происходит сильнее.
Режеляция снижает прочность грунтов за счёт их дополнительного увлажнения и разрушения структурных связей в результате образования ледяных включений. В грунте некоторое время после его протаивания и вытаивания ледяных включений сохраняются полости, создающие возможность фильтрации воды, производящей гидростатическое взвешивание талого слоя над мёрзлым водоупором. Вследствие этого на склонах развиваются движения грунтов от медленных (вязкопластических типов) до быстрых и даже катастрофических (типа сплавов). Медленная солифлюкция развивается в течение тех месяцев, когда существует талый слой (в области многолетнемёрзлых пород), скорости его не превосходят нескольких десятков сантиметров за сезон, и она захватывает обширные площади. Быстрая солифлюкция локализована, её скорости достигают десятков и сотен метров в час.
Солифлюкция распространена главным образом в области многолетнемёрзлых пород и локально в области сезонного промерзания. Проявляется преимущественно в связных грунтах с обломочными включениями. Своим возникновением они обязаны пространственной дифференциации скоростей течения грунтов, в результате которой фиксируются области оттока, транзита и накопления грунтов. Развитие солифлюкции определяется комплексом условий, среди которых главные — рельеф, климат, растительность, характер грунтов. Районы классического развития солифлюкции — Полярный и Приполярный Урал, Чукотский полуостров, Шпицберген, Аляска.
Солифлюкция играет существенную роль в формировании рельефа, являясь одним из важных процессов денудации. Она создаёт трудности (подчас значительные) при освоении территории при производстве строительных работ и эксплуатации инженерных сооружений, особенно линейных. При техногенных воздействиях на склонах солифлюкция обычно активизируется, переходя из медленной формы в быструю или возникая вновь. Проектирование и строительство сооружений на склонах требует специального изучения условий развития солифлюкции, разработки мер по инженерной защите сооружений и охране природы.
|
|
|
