Ледниковые формы рельефа

Области распространения ледникового морфогенеза широко распространены в современную эпоху и охватывают все широты, включая тропические. Сравнение форм, образующихся в настоящее время и сохранившихся от четвертичных оледенений показывает, что последние по-видимому формировались, в аналогичных условиях. Особенности распространения и строения ледникового рельефа дополнительно аргументируют сторонников концепции четвертичных оледенений, хотя и не позволяют однозначно решить проблемы их количества и продолжительности отдельных стадий.
Ледниковый морфогенез в горах и на равнинах (области покровных оледенений) имеет общие черты. Обусловленные механикой движения льда и существенные различия, определённые неодинаковым строением ложа, масштабом оледенений и особенностями питания. Отдельные вопросы л ...

ВВЕДЕНИЕ 3
ГЛАВА 1. СОВРЕМЕННОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ ОБЛАСТЕЙ ЛЕДНИКОВОГО МОРФОГЕНЕЗА 4
ГЛАВА 2. ОСОБЕННОСТИ ЛЕДНИКОВОГО МОРФОГЕНЕЗА В ГОРАХ 10
ГЛАВА 3. РЕЛЬЕФ ОБЛАСТЕЙ ПОКРОВНЫХ ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ ОЛЕДЕНЕНИЙ 16
3.1. Общие сведения о ледниковом морфогенезе в эпохи четвертичных оледенений 16
3.2.Рельеф зоны преобладающей ледниковой денудации 18
3.3. Рельеф зоны преобладающей ледниковой аккумуляции 22
3.4. Рельеф области водно ледниковой эрозии и аккумуляции 31
3.5. Гляциотектоника как рельефообразующий процесс 35
3.6. Особенности рельефа области четвертичных оледенений 37
ЗАКЛЮЧЕНИЕ 41
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 42

Вопросы ледникового морфогенеза (формирования ледникового рельефа), хотя давно и сравнительно хорошо изучены, сохраняют актуальность до настоящего времени. Морфология и динамика современного ледникового рельефа может использоваться для анализа условий, существовавших в эпоху четвертичных оледенений, по распространению аналогичных форм. Результаты геоморфологических исследований становятся существенным аргументом в научных спорах сторонников гляциализма и агляциализма (отсутствия четвертичных оледенений) в пользу первых. Формирование своеобразных комплексов форм, основные черты которых прослеживаются в современных областях оледенения, доказывает реальность более широкого распространения ледниковых покровов в четвертичное время.
Целью курсовой работы определена сбор и систематизация сведени й о ледниковом морфогенезе (образовании форм рельефа) по материалам учебной, научной, научно-популярной литературы.

Нагорные террасы — это слабонаклонные площадки размером от нескольких метров до нескольких километров, ограниченные крутыми уступами высотой от одного до нескольких десятков метров. Площадки покрыты глыбами, щебнем и мелкоземом, и образуются на склонах, сложенных твердыми породами. Полагают, что альтипланация ограничивает рост горных вершин. Высотное положение верхнего уровня денудации, зависит от скорости тектонического поднятия, особенностей климата, и интенсивность денудационных процессов, стойкости слагающих горных пород.3. РЕЛЬЕФ ОБЛАСТЕЙ ПОКРОВНЫХ ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ ОЛЕДЕНЕНИЙ3.1. Общие сведения о ледниковом морфогенезе в эпохи четвертичных оледененийПлощадь современных покровных оледенений достигает нескольких сотен тысяч и миллионов километров. Подледниковый рельеф в центральных частях покровов не оказывает существенного влияния на морфологию поверхности. Поверхность покровных ледников, слабовыпуклая, в виде щита – отсюда иногда покровные ледники называют щитовыми. В центральной части находится область питания с положительным балансом массы. С удалением от области питания увеличивается скорость абляции, мощность льда уменьшается, краевые части ледника облекают рельеф ложа, как это происходит в юго-восточной части Гренландии.Поверхность покрова разбита трещинами, возникающих от нарушений его сплошности под влиянием неровностей рельефа подледникового ложа и различной скорости движения отдельных частей ледника. Трещины могут расширяться и углубляться талыми ледниковыми водами. На поверхности ледника формируются надледниковые каналы с глубиной в десятки, иногда сотни метров. Внутри ледника и под ним существуют каналы и (или) тоннели, в которых вода под напором производит большую эрозионно-аккумулятивную работу. В понижениях ложа покровных оледенений (в частности, в Антарктиде) существуют подледниковые озёра, в том числе значительных по площади.В четвертичном периоде (плейстоцен) площадь покровного оледенения существенно менялась. Во время максимума наступления льды покрывали обширные пространства Северной Америки и Евразии. Общая площадь ледниковых покровов в эпоху максимума четвертичного оледенения достигала более 40 млн км2 (около 30% площади суши), т.е. почти в три раза превышало площадь современного.В настоящее время на территории Восточно-Европейской равнины выделяют не менее шести этапов наступления ледников (от ранних к поздним): донское, окское, днепровское, московское, калининское, осташковское; и пяти этапов сокращения площади (межледниковья): беловежское (мучкапское), лихвинское, одинцовское (рославльское), микулинское, молого-шекснинское. Это наиболее распространённая, но не единственная точка зрения о чередовании палеогеографических событий четвертичного периода на территории Восточно-Европейской равнины. До настоящего времени сохраняется разнообразие мнений о числе четвертичных оледенений, о границах их максимального распространения, о названиях стадий ледников. В области покровных оледенений выделяют зоны преобладающей ледниковой денудации, ледниковой аккумуляции, зону водноледниковой эрозии и аккумуляции, и зону проявления гляциотектоники. Далее особенности рельефа области оледенения рассматриваются по перечисленным зонам.3.2.Рельеф зоны преобладающей ледниковой денудацииДенудация происходит при движении ледник по ложу. Разрушение ложа обеспечивают два процесса: истирание (ледниковая абразия) и отрыв, выламывание (для твёрдых пород) или ледниковое выпахивание (для рыхлых пород) частиц горных пород – плакинг. Интенсивность денудации является функцией скорости движения и силы трения ледника о ложе. В общем, воздействие на ложе прямо зависит от массы льда и скорость движения (Шумский, 1955). Ледниковой абразии способствуют:а) присутствие в леднике абразивного материала, в количестве которое обеспечивает разрушение ложа, но не препятствует движению;б) обновление абразивного материала свежими прочными, относительно пород ложа, угловатыми обломками;в) мощность льда, которая обеспечивает пластичность нижних слоёв, и обеспечивает скольжение.Ледниковое выпахивание приводит к отрыву и переносу частиц разных размеров, нередко очень крупных обломковЛедниковому выпахиванию способствуют:а) невысокая связность масс горных пород. Разобщённость объёмов породы может быть связана с тектонической трещиноватостью и подледным морозным выветриванием. Выветриванию способствуют колебания температуры ложа и давления ледника. Вследствие неравномерного движения изменяется трение ледника о ложе, соответственно температура на контакте пород и льда переходит через 0°C, нижние горизонты попеременно замерзают и оттаивают;б) локальное примерзание льда к ложу, если сила примерзания обломков горных пород превышает их сцепление со своим коренным основанием.Возможность отрыва особенно крупных блоков горных пород (отторженцев) возрастает в тех местах, где ложе ледника слагают осадочные породы с невысокой связностью.Ареальное течение льда, содержащего однородный и тонкий абразивный материал, сопровождается стачиванием и полировкой ложа. Включения относительно стойких пород - обломки кварца, кремня, кварцита оставляют на ложе штрихи и борозды глубиной до 1-2 м и длиной до 50-100 м. На поверхности стойких горных пород под давлением льда образуются серповидные знаки – сколы. Сколы ориентированы поперек движению льда, размеры составляют от нескольких сантиметров до 2 м, глубина обычно не более 10-25 мм. С удалением от центра истечения ледника, увеличением скорости скольжения по ложу возрастает интенсивность денудации – образуются более крупные формы рельефа - ложбины и котловины.Образование отрицательных денудационных форм, одновременно создаёт останцовые положительные формы между ними. В области последнего оледенения это продольные скалистые гряды, морфологический облик и размеры которых изменяются в широких пределах. Местные разновидности, гряд называют «китовые спины», «сельги» и др.Для плейстоценовых оледенений Восточной Европы зоной преобладающей ледниковой денудации была Фенно-Скандия. Геологическое строение региона определяют докембрийские кристаллические породы, а вдоль западного побережья Скандинавского полуострова — породы кембрия и силура, смятые во время каледонской складчатости.Выходы плотных пород здесь подверглись интенсивной ледниковой обработке. Облик рельефа создают характерные денудационные формы - скалистые гряды с ледниковой обработкой, (сельги) и расположенные параллельно им ванны (котловины) выпахивания, в настоящее время занятые озерами или болотами. Поверхность гряд осложняется формами меньшего ранга. На участках выходов прочных пород формируются рельеф “курчавых скал”, состоящий из покатых холмов – «бараньих лбов», скопление. Поверхность гряд и бараньих лбов покрыта бороздами и царапинами – «ледниковыми шрамами».Речные долины в области денудации неглубоко врезаны, имеют невыработанный продольный профиль с порогами. Крупные уступы профиля отсутствуют вследствие сглаживающей работы ледника. В плане долины имеют четковидное строение, многие из них соединяют озёрные котловины.По особенностям строения поверхности и соотношению рельефообразующих процессов в области ледниковой денудации выделяют центральную зону с относительно слабым проявлением ледниковых рельефообразующих процессов (низменные и возвышенные равнины, примыкающие к северной части Ботнического залива) и зону интенсивной экзарации, на склонах ледниковых щитов (южная и юго-восточная часть Финляндии и Карелия). Аккумулятивные формы в области денудации распространены локально. Примером аккумулятивных ледниково-водноледниковых образований являются гряды краевых ледниковых образований в южной части Финляндии, протяжённостью около 300 км. Эти гряды Северная и Южная Сальпаусселькя, - асимметричные плосковершинные возвышенности (абсолютная высота вершинной поверхности 100-220), поднимающиеся над окружающей равниной на 80 м. Гряды подпруживали сток талых ледниковых вод, направленный к югу К северу от гряд образовалось большое количество озер, к югу озёр существенно меньше.Другой пример аккумулятивных форм – узкие (от нескольких десятков до первых сотен метров), напоминающие железнодорожные насыпи прямолинейные или извилистые озовые гряды (озы). Протяжённость озов достигает сотен километров, высота - 50, редко 100 м, крутизна склонов более 30°. Озы, ориентированные по направлению движения ледника, называют радиальными, параллельные фронту ледника - поперечными (маргинальными). Поперечные озы отличает большая ширина, высота внешне они трудно похожи на моренные гряды. Расположение озов не зависит от современного рельефа - они могут пересекать сельги, перегораживать озерные котловины. В наиболее распространённых моделях происхождения озы считаются результатом рельефообразующей работы внутриледниковых или подледниковых потоков. Эти варианты подтверждаются литологическим строением – озы сложены косослоистыми песками с гравием и галькой, часто включают валуны и несогласием с рельефом ложа. После таяния ледника материал, скопившийся в русле внутри или подледниковых потоков, проектировался на поверхность подледникового ложа – такова одна из моделей образования продольных озов; другая модель предполагает последовательное приращение дельт внутри и подледниковых потоков по мере оступания края ледника. Маргинальные (поперечные) озы, вероятно, образуются соединением дельт внутри или подледниковых потоков. В современных областях ледникового морфогенеза нет типичных примеров образования озов.3.3. Рельеф зоны преобладающей ледниковой аккумуляцииВ областях ледниковой аккумуляции накапливается материал (морена), который захватывается и переносится ледником из области денудации. Неравномерность накопления морены создаёт разнообразный, пересечённый рельеф области аккумуляции.Различают морену влекомую, т.е. транспортируемую ледником, и отложенную (тилл).Влекомая морена перемещается ледником на поверхности, внутри и в нижней (придонной) части. Соответственно различают три динамических фации влекомой морены: поверхностную, внутреннюю и придонную. У горно-долинных ледников хорошо выражены три фации, тогда как у ледниковых покровов преимущественно придонная, поскольку отсутствуют боковые источники поступления обломочного материала. Мощность придонного мореносодержащего льда и его насыщенность обломочным материалом зависит от динамики ледника, строения подлёдного рельефа и геологического строения ложа и составляет от нескольких сантиметров до первых сотен метров (в Восточной Антарктиде - несколько десятков метров). Содержание морены прямо зависит от протяжённости пути, пройденного ледником, и механической прочности пород ложа. При движении ледника происходит совместное деформирование льда и ложа - образование специфических деформационных структур - горизонтов смещения, складок, надвигов. Наибольшее распространение дефомации получили в периферической части ледника. Отложенная морена образуется отложением влекомой морены на поверхность ложа. Отложение начинается уже в стадию надвигания ледника, непосредственно при движении и завершается при деградации оледенения. Выделяют три динамических типа отложенной морены: основную (донную), абляционную и конечную.Основная морена образуется под ледниками в процессе постепенного отложения придонной влекомой морены. Значительная часть основной морены накапливается непосредственно во время движения ледника. Для основной морены характерно большое пространственное разнообразие механического и минералогического состава. На конкретных участках состав морены зависит от геологического строения удаленных, транзитных и местных источников материала, рельефа ложа, структуры и динамики ледника. Абляционная морена образуется отложением внутренней и поверхностной морены. Отложение завершается при таянии неподвижного (мертвого) ледника. Материал абляционной морены оседает на поверхности основной. Существует два динамических вида двух видов абляционной морены: вытаивания и течения (флоу-тилл). Литологический состав и абляционной морены отличается от основно, как правило она менее плотная, содержит большую долю материала из области питания ледника.Морена вытаивания образуется путем постепенного и равномерного оседания поверхностной и внутренней морены на ложе.Морена течения (флоу-тилл) возникает в условиях очень неравномерной поверхностной абляции, связанной с неодинаковым распределением вытаивающего материала. Участки, насыщенные тёмным обломочным материалом вытаиваю быстрее. При этом рельефа ледниковой поверхности, многократно перестраивается, водонасыщенная поверхностная морена многократно распределяется по неровной поверхности оползнями, оплывинами, талыми водами.Основная и абляционная морена формируют ледниково-аккумулятивный рельеф. Формы аккумулятивного рельефа различается для условий подвижного (активного) и неподвижного (мертвого) льда.Формы, созданные активными ледниками, образуют основу ледниково-аккумулятивного рельефа, который усложняется формами, возникающими в при деградации оледенения (таянии ледника). Подвижный лёд формирует аккумулятивный рельеф на контакте с ложем и у края ледника. Рельеф на контакте с ложем формируется накоплением основной морены на обширных площадях.Неравномерность движения ледника создаёт разнообразие рельефа моренных равнин. Скорость аккумуляции увеличивается от активно движущихся языков (потоков) к слабо подвижным (ледоразделы). Распределение скоростей отражается в чередовании гляциодепрессионных зон и систем возвышенностей вдоль ледоразделов. Аккумуляция усиливается поперечной циркуляцией льда от динамических осей смежных ледниковых потоков к их ледоразделу, которая обеспечивает дополнительный принос моренного материала.Крупные неровности аккумулятивного подледного рельефа обычно осложнены мезо- и микроформами, образование которых определяется неравномерностями меньшего ранга, гляциодинамическими структурами основной морены, рельефом ложа. Характерный моренный рельеф представляет чередование холмов, западин без выраженной общей ориентировки форм в пространстве. Отдельные мезо- и микроформы могут быть ориентированы вдоль (продольные) или поперёк (поперченые) движения ледника.Продольные формы образуются при интенсивном вязкопластическом и глыбовом движении. Среди продольных форм различают флютинг-морену, друмлины и друмлиноиды, скалы с хвостом (crag and tail).Флютинг-морена отличается однонаправленной ложбинно-гривистой поверхностью. Распространена флютинг-морена у края недавно отступивших современных ледников Северной Швеции, Исландии, в областях древнего покровного оледенения США, Финляндии, Канады. Типичная протяжённость грив составляет 1 км, а высота -10 м, известны существенно меньшие гривы (протяжённость 60-100 м, высота -0,3-1 м) и, редко размеры достигают 20 км и 25 м. По мнению Ю.А. Лаврушина (1976), решающую роль в образовании флютинг-морены играет внутренняя динамическая структура ледника. При неравномерном движении придонных слоев мореносодержащего льда он распадается на полосы. На активно движущихся участках льда формируются ложбины, на относительно стабильных - гряды. Характерная литологическая особенность материала моренных грив - косая ориентировка длинных осей обломочных частиц и согласным падением отдельностей сланцеватой текстуры.Друмлины - продолговатые холмы обтекаемой формы в плане и в продольном профиле, сложенные плотными породами. Тупым, сравнительно высоким крутым концом они обращены навстречу движения льда, пологим и узким - в противоположном направлении. Отрезок максимальной ширины друмлинов удален от тупого конца на 3/10 их общей длины при отношении ширины к длине 1 к 2,5-4, редко более. Относительная высота друмлинов составляет от нескольких до 50-60 м (средняя 30 м), длина - от нескольких сотен метров до 1-5 км (средняя 1,5 км), ширина - от 50 до 500-700 м (средняя 300 м). Типичные друмлины сложены основной мореной.Друмлины обычно образуют большие скопления (друмлинные поля) на участках, переходных от зоны денудации к зоне аккумуляции. Неравномерная загруженность ледника мореной способствует формированию многочисленных друмлинов. Друмлинообразные формы отличаются от классических друмлинов геологическим строением – наличием ядра из скальных коренных пород (друмлиноиды), и «скал с хвостом» из рыхлого ледникового материала.Поперечные формы рельефа, сложенные основной мореной называют «ребристой мореной». Морфология поверхности ребристой морены представлена серией поперечных гряд и понижений между ними . Протяженность гряд изменяется от 50-150 м до 2-5 км, ширина от 10-15 до 100-300 м; высота от 1-5 до 10-15 м. Обращённые к леднику (дистальные) склоны более крутые, чем проксимальные. Гряды сложены основной мореной с продольной по отношению к направлению движения льда ориентировкой и встречным падением длинных осей валунов.Среди включений валунного материала особое внимание привлекают содержащиеся в морене крупные блоки преимущественно осадочных горных пород, которые были отторгнуты ледником от материнской толщи, перемещены им и стали составной частью ледниковых отложений. Размеры самых крупных глыб - отторженцов достигают в поперечнике 100 м при мощности до 10-20 м. Дальность их переноса ледником чаще всего колеблется от нескольких сотен метров до 10-15 км, но в отдельных случаях достигает 100 км и более. Известны отторженцы, сложенные рыхлыми, пластичными породами (песком, глиной, мелом, мергелем) и прочными полускальными (песчаниками, известняками, доломитами).Отражение рельефообразующей деятельности древних ледниковых покровов в современном рельефе этой зоны различно в связи с длительностью переработки ледникового рельефа другими экзогенными процессами, с одной стороны, и воздействием последующих оледенений — с другой. Отсюда следует, что чем моложе покровное оледенение, тем лучше сохранился сформированный им рельеф.Конечная морена представляет собой отложения сложного литологического состава и соответствующий им комплекс форм. Отложения состоят из собственно моренного материала, водно-ледниковых осадков и нарушенных напором ледника пород ложа. Типичные краевые формы ледникового рельефа, представлены дугообразными грядами и угловыми массивами (Басаликас, 1965).Дугообразные гряды очерчивают края выдвинутых по движению льда языков и лопастей. Угловые массивы располагаются на стыке дуг и в зависимости от ранга смежных ледниковых потоков называются межъязыковыми или межлопастными моренными массивами. Угловатая форма объясняется конфигураций схождения смежных ледниковых тел. Массивы формируются на участках торможения льда, соответствующих возвышениям ложа. Считается, что взаимное расположение массивов характеризует пространственную структуру ледников. Массивы обычно соединены продольными моренными грядами, которые иногда (A.A. Асеев, 1974) относят к радиальным краевым образованиям, противопоставляя их фронтальным краевым дугам.По происхождению различают аккумулятивные и напорные краевые формы. Аккумулятивные формы образуются у переднего края стационарного ледника. Вдоль фронта стабильного ледника накапливается вытаивающая из льда морена, в результате образуется вал конечной морены. Размеры вала зависят от длительности фазы устойчивого положения ледника.Напорные краевые формы сложены породами, перемещёнными ледником от мест начального залегания. Эти формы относятся к категории гляциотектонических образований, в строении которых участвуют дислоцированные не только плейстоценовые, но и слабо консолидированные коренные породы (Лаврушин, 1976; Левков, 1980).Образование фронтальных ледниковых форм обычно обусловлено совместным действием аккумулятивного и напорного механизмов, значимость которых чередуется В зависимости от фазы оледенения. В трансгрессивную фазу при стадиальных или осцилляционных подвижках края активного ледника формируются преимущественно напорные конечные морены; в регрессивную фазу при стационарном положении края накапливаются аккумулятивные конечные морены.