Лекция 13. Геологическая деятельность ледников

Речной, морской и глетчерный (ледниковый) льды выполняют большую геологическую работу. Особенно велика разрушительная, транспортирующая и созидательная работа, производимая материковыми ледниками.

Современные ледники, занимают 16 млн км², что составляет 10% всей земной суши, причем 99,5% площади, занятой ледниками, приходится на полярные страны, а 0,5%—на высокие горы. По данным Г. К. Тушинского (1959), площадь оледенения Кавказа за последние 100 лет сократилась на 200 км², или на 10%.

Было время, когда ледники занимали во много раз большие площади; оледенение в самом начале протерозойской эры занимало большие площади в Северной Америке, а в верхнекаменноугольное время — на юге Африки, юге Южной Америки и в Австралии. Позже были оледенения в пермский период и в конце неогена — начале антропогена — так называемое великое четвертичное оледенение.

Образование ледников. Ледники образуются главным образом за счет накопления снега и последующего его преобразования. Непременным условием накопления снега является обилие атмосферных осадков, большая часть которых выпадает при температуре ниже 0°, поэтому скопления его на поверхности Земли возможны только при отрицательных среднегодовых температурах. Для уяснения условий формирования ледников в низких широтах наибольший интерес представляет снеговая граница, или снеговая линия. Под снеговой границей понимают некоторую полосу земной поверхности, в пределах которой среднее годовое количество твердых осадков равно их убыли. Выше снеговой линии снег даже летом сохраняется всюду, а ниже может сохраняться только отдельными небольшими пятнами в понижениях рельефа. Вечный снег может накапливаться только выше снеговой линии. Высота ее зависит от ряда причин: широты и высоты местности над уровнем моря, количества выпадающих осадков, экспозиции склонов горного хребта и др. У северного полюса (то же у южного) температура ниже нуля держится круглый год на уровне океана; на уровне океана она находится и на широте северо-востока Гренландии. В районе острова Рудольфа — на высоте 25 м. На Новой Земле — 600 м. В Южной Гренландии высота снеговой линии над уровнем моря достигает 900 м, в Южной Аляске— 1500 м, в Альпах — 2700— 2800 м, в Западном Кавказе —2700 м, в Восточном Кавказе 3500—3800 м, на северном склоне Алайского хребта —4000 м, на южном — 4800 м, на северном склоне западной части хребта Петра I — 4300—4600 м; на его южном склоне — 5000—5300 м; в Гималаях — 5500— 6000 м; в горах экваториальной Африки — 5000—6000 м.

При благоприятных рельефных условиях массы снега, скапливающиеся в течение многих сотен и тысяч лет выше снеговой линии, не скатываются, а, претерпевая существенные изменения, преобразуются в глетчерный лед. Наиболее благоприятными формами рельефа в горных районах для накопления снега являются циркообразные котловины и выровненные площадки в верхних частях гор. Снег здесь на протяжении длительного времени преобразуется сначала в фирн, а затем в глетчер. При этом резко изменяются физические свойства твердой воды. Кубический метр свежего снега весит 85 кг. В теплые сезоны года поверхностный слой снега оттаивает, оплавленные снежинки ночью при замерзании превращаются в зерна. Часть талой воды проходит в глубь рыхлого снега, где также при застывании скрепляет оплавленные снежинки в зерна, представляющие собой агрегат кристаллов. И так ежедневно и ежегодно. В результате рыхлый снег превращается в фирн — зернистый снег (размер зерен — 0,5—5 мм в верхних слоях фирна, 10—100 мм на глубине 6 м). Кубический метр фирнового снега весит до 600 кг, плотность 0,2—0,6. В преобразовании снега в фирн большое значение имеют процессы испарения снега (сублимация —возгон) как с поверхности, так и в пределах снежного слоя, с последующей кристаллизацией водяного пара. При сублимации высвобождается тепло, способствующее сплавлению кристаллов в зерна. С течением времени под действием процессов подтаивания, сублимации и давления вышележащих толщ снега, мощность которого с каждым годом растет, фирн постепенно превращается сначала в белый фирновый лед, а затем в голубоватый глетчерный лед. Для превращения слоя снега мощностью в 50 м в лед в условиях Антарктиды требуется примерно 200 лет.

Глетчерный лед состоит из крупных зерен размером от горошины до куриного яйца. Вес 1 м³ глетчерного льда 900—960 кг, плотность 0,909 (плотность речного — 0,917). Такой же процесс формирования глетчерного льда присущ и полярным ледникам.

В питании горных ледников, кроме выпадающего снега, принимает участие горная изморозь (ожеледь), осаждающаяся на наветренных склонах вершин. Фирновые поля горных ледников могут питаться и снежными лавинами, если эти лавины образуются на участках гор, расположенных выше фирнового поля.

Движение ледников. Характерной особенностью льда является его пластичность. Степень пластичности возрастает при понижении температуры и при увеличении давления. В нижней части ледника лед обладает большой пластичностью, вследствие чего он может как бы выползать из-под вышележащей толщи. Глетчерный лед, выползая из-под своего фирнового покрова, течет, подобно пластическому веществу при больших мощностях, независимо от рельефа местности (если мощность больше амплитуды неровностей рельефа). Для того чтобы обнаружилось движение на пологом (до 1°) склоне, необходима толщина льда порядка 60—65 м, но на склонах крутых (45° и более) достаточно мощности 1,5—2 м.

Скорость течения ледников в общем небольшая: от нескольких десятков миллиметров до нескольких десятков сантиметров в сутки и редко достигает 3—7 м/сут (крупные Памирские и Гималайские ледники). Ледники Гренландии движутся со скоростью от 5 до 20,0 м/сут, а более крупные покровные ледники — до 40 м/сут. Скорость изменяется с изменением климата, т. е. с изменением условий питания ледника и его расходования. Поэтому для характеристики ледника важно знать его режим. Под режимом ледников понимают соотношение между питанием ледника и его расходованием.

По мере движения от области питания ледник спускается по понижениям в рельефе ниже снеговой линии, где температура воздуха выше. На своем пути ледник расходуется на испарение и таяние и тем сильнее, чем дальше за пределы снеговой границы он спускается. Наконец, могут наступить такие условия, когда количество притекаемого льда будет равняться количеству растаявшего. Таким образом, ледник достигнет как бы постоянного (стационарного) положения. В данной точке край ледника больше не имеет поступательного движения, однако движение массы льда продолжается. Изменение соотношения между питанием и расходованием приводит к удлинению или укорачиванию ледника. Если увеличивается питание, то ледник может (в случае неизменяемости или уменьшения расхода) увеличить свои размеры. Продвижение края ледника от центра ледника к периферии' (вперед) называется наступанием. Отступание ледника наблюдается при уменьшении питания и, следовательно, притока льда к его краю, а также при интенсивном расходовании, превышающем прибыль. При этом край ледника будет отступать от стационарного положения к центру ледника до высоты, на которой установится новое стационарное положение, соответствующее новым условиям его режима.

Наблюдения за режимом ледников показывают, что колебания нижней границы их распространения могут быть сезонными, периодическими и вековыми. Первые измеряются обычно единицами метров, вторые и третьи, обусловленные колебаниями климата, выражаются уже значительными цифрами. Скорость движения ледника определяется разными способами. Наиболее простой способ — это укладка на поверхности льда (поперек языка) от одного склона долины до другого ряда окрашенных в какой-нибудь цвет крупных камней. При этом на склонах долины с той или другой стороны имеются точки, положение которых замечено при помощи нивелирования. Установлено: а) чем больше масса льда и чем больше уклон ложа, тем быстрее движется ледник; б) движение ледника к концу дня уменьшается, а к утренней заре ускоряется; в) средняя часть поверхности ледника движется быстрее, чем краевые части (отстают вследствие трения).

Различная скорость ледника приводит к возникновению напряжений в теле ледника и к образованию трещин, направленных косо к его краям. Трещины могут образовываться и по другим причинам. Например, при выходе ледника из узкого участка долины в широкий или из участка с пологим дном долины в участок с крутым дном. При расширении долины ледник, подобно реке, стремится растечься по ней. При этом в теле ледников возникают продольные трещины. При увеличении уклона ложа ледника в его теле возникают поперечные трещины. Трещины с поверхности имеют ширину в несколько метров, а глубина их доходит до 100 ж и более. Ширина трещин под действием солнечных лучей и образующейся при таянии льда, воды, устремляющейся в трещины, увеличивается. Когда ледник, минуя крутой участок, выходит на участок долины с пологими уклонами, поверхность его выравнивается, и трещины сходятся своими краями.

Типы ледников. Ледники различаются размерами, формами, положением над уровнем моря и другими особенностями. С учетом сказанного все ледники делятся на три основных типа: 1) горные (альпийский тип); 2) плоскогорные (скандинавский тип) и 3) покровные (материковый, гренландский тип). Площадь, занимаемая вторым и третьим типами, равна 99,5% всей площади ледников.

Горные ледники, или ледники альпийского типа, развиты в высоких молодых горах с острыми зубчатыми гребнями: в Альпах, на Кавказе, Памире, в Гималаях, Тянь-Шане и др. Площадь современного оледенения Кавказа (по данным С. В. Колесника) — около 2000 км², из них на северный склон приходится 1465 км². Площадь современного оледенения гор Средней Азии — 12800 км², Альп — 4140 км². Горные ледники имеются на Алтае (площадь 450 км²), в Саянах и на Урале (7 км²). Горные ледники по сравнению с ледниками двух других типов сравнительно мелкие. Они венчают или вершину горы — звездообразные, или занимают углубления на склонах гор — висячие и каровые, или движутся по дну долин — долинные. Каровые, висячие и звездообразные ледники — изолированные мелкие. Первые из них занимают мелкие чашеобразные углубления на склонах гор (кары); ввиду малой мощности они не имеют стока. Вторые располагаются во впадинах на крутых горных склонах, выходят из них небольшими языками, третьи занимают вершины гор, имеют несколько языков. Разновидностью их являются ледники вулканических конусов.

Наибольшими размерами среди горных ледников обладают долинные ледники, характерной особенностью которых, как правило, является наличие четко выраженной области питания (фирновый бассейн) и области стока (ледниковый язык). Граница между этими двумя частями ледника носит название фирновой линии. Фирновая область ледника приурочена к котловине, окруженной высокими, нередко пикообразными вершинами, а язык — к долине с крутыми склонами. Чем обильнее питание и больше размеры области питания, тем длиннее язык.

Среди долинных ледников различают: а) простые, состоящие из одиночного ледника; б) сложные — из двух—четырех ледников; древовидные — из нескольких ледников и г), переметные — из двух долинных ледников, имеющих одну и ту же область питания, расположенную часто в седловине хребта, разделяющего долины. Если фирновые бассейны долинных ледников расположены в районах обильного питания, как это наблюдается на тихоокеанском побережье Аляски, где высокие горы (5500— 6ООО м) задерживают влажные морские ветры, то долинные глетчеры выходят на предгорную равнину и, растекаясь, образуют своеобразные формы, напоминающие речные дельты. Сливаясь между собой, они образуют сплошной покров предгорий. Некоторые авторы выделяют такие ледники в особый тип и называют его “предгорным”, или “малеспинским” (по имени ледника Малеспина в Аляске).

Ледники плоскогорийобразуются в горах с платообразными или плосковыпуклыми вершинами. Лучше всего такие ледники развиты на Скандинавских горах, поэтому называются они также скандинавскими. Эти ледники лежат сплошной массой, спускаясь по краям возвышенностей в виде висячих и долинных ледников, или сходят постепенно на нет. Площади, занимаемые ими, достигают иногда нескольких сотен квадратных километров. Примером ледников этого типа являются ледники Юстедаль (Южная Норвегия). Ледник плоских вершин имеется в центральном Тянь-Шане.

Некоторое сходство со скандинавским типом имеют шапкообразные ледники вулканических конусов, стекающие с вершины в .разные стороны в форме языков, выполняющих эрозионные рытвины (барранкосы). Такие ледники имеются на Эльбрусе (Кавказ), Килиманджаро (Африка), Камчатке (на сопках Ключевской, Шевелюч и др.).

Материковые (покровные) ледникипокрывают значительные части континентов или группы островов и имеют большие мощности. Поверхность их независимо от рельефа местности имеет форму выпуклого щита. Лед покровных ледников от области питания в радиальном направлении стекает во все стороны.

Материковые ледники развиты в полярных странах. Наибольшую площадь (около 13 млн. км²) они занимают в Антарктиде, где в районе Советской станции “Восток” (здесь открыт полюс холода Земли) 24 августа 1960 г. была зарегистрирована температура в —88,3° С. Температура в глубине материка в течение всего года ниже 0°. Несмотря на то, что Антарктида получает много лучистой энергии Солнца, таяние ледников во время полярного дня очень незначительно. Это вызвано тем, что ледники и снег почти целиком отражают солнечные лучи. В оазисах (небольшие оазисы в Антарктиде обтекаются со всех сторон ледниками) темная поверхность скал хорошо поглощает тепло и температура на их поверхности в теплый сезон года положительная (в пос. Мирном максимальная температура +8°; а в оазисе Бангера — даже +35° С). Мощность покровных ледников в Антарктиде приближается в среднем к 2000 м, а местами превышает 4000 м (на равнине Бэрда в Западной Антарктиде— 4335 м). Ледники Антарктиды из центральных районов движутся к побережью и спускаются в моря, образуя шельфовые ледники.

В северных полярных странах ледники сосредоточены в Центральной Арктике и на островах, главным образом между Баффиновой Землей и Землей Франца-Иосифа, ледники развиты на островах Шпицберген, Новая Земля и ряде других. На островах к востоку от Северной Земли ледников почти нет из-за скудности осадков. Наибольшим ледником в Северной полярной области является Гренландский, покрывающий почти весь архипелаг. Мощность его в центральной части не менее 3000 м, к краям она уменьшается, и среди ледяного покрова выступают отдельные скалистые вершины, называемые нунутаками. Гренландский глетчер растекается во все стороны от своего центра. Мощными языками он движется по заливам — фиордам, некоторый путь — по прибрежной части морского дна и затем взламывается и всплывает в виде ледяных гор-айсбергов. Значительная часть айсберга погружена в воду, над поверхностью обычно выступает лишь 1/6—1l7 часть его высоты. У айсбергов Гренландии высота надводной части до 70—80 м, иногда 200, а у Антрактических — даже до 500 м при громадной площади.

Разрушительная работа ледников. Ледники, двигаясь по поверхности Земли, производят большую разрушительную работу, так как мощность даже небольших ледников альпийского типа достигает сотен метров, материковые же ледники имеют мощность 1000—2000 м и более. Даже небольшие по мощности ледники (100 м) давят на 1 м² основания с силой около 100 т. Мощные ледники давят на свое ложе во много раз сильнее. Вследствие этого они дробят и крошат обломки скал, встречающиеся на их пути. Захваченные ледником обломки еще больше усиливают его разрушительную деятельность. С помощью вмерзших в него обломков ледник истирает, бороздит, полирует поверхности горных пород. Глыбы и щебень оставляют на их поверхности борозды, царапины, шрамы длиной до нескольких метров, шириной до нескольких сантиметров, по которым можно установить направление движения ледника. Встречая на своем пути скалы, состоящие из жестких горных пород, ледники сглаживают их и округляют со стороны движения ледника. Склон, обращенный к леднику, в результате становится более пологим; с противоположной стороны, где обрабатывающая деятельность ледника слабее, склон крутой. Такие скалы (иногда больших размеров) называются бараньими лбами (напоминают лобную кость барана). Группы мелких бараньих лбов, образующих ряд сглаженных асимметричных выступов и углублений, называют курчавыми скалами. Бараньи лбы и курчавые скалы в изобилии имеются в Карелии (на Кольском полуострове), в Финляндии.

Вмерзшие в нижнюю часть ледника глыбы при движении ледника истираются, сглаживаются и при отступании ледника остаются на поверхности в виде исштрихованных ледниковых валунов.

Если ледник встречает на своем пути рыхлые горные породы, он их выпахивает, поэтому разрушительная работа ледника часто называется выпахиванием (лат.— экзарация). Выпахивая, ледник иногда образует довольно большие, нередко вытянутые по направлению движения ванны выпахивания.

Спускаясь по речным долинам, ледники значительно преобразуют их, превращая эрозионные горные долины в ледниковые корытообразной формы с крутыми отполированными склонами и плоским дном — троги (лат. — корыто). Троги широко развиты в районах прежнего и современного оледенения. Верхняя часть склонов, не обработанная ледником (если ледник не полностью занимал эрозионную долину, что часто наблюдается на Кавказе), имеет значительно меньшую крутизну (40—45°). Дно торговой долины не имеет такого равномерного уклона, как эрозионная долина. Это обусловлено тем, что ледник легко выпахивает впадины в рыхлых породах и только сглаживает твердые, которые образуют выступы (каменные валы — ригели). В месте ригеля ледник отшлифовывает и исштриховывает скалы; то же наблюдается в бортах трога. На склонах трогов нередко имеются небольшие уступы — карнизы, возникающие в результате таяния льда в прибортовой части трога.

Долины, по которым движется ледник, нередко извилисты. Двигаясь, ледник всегда прижимается к выпуклой части долины, где и происходит наиболее интенсивное выпахивание склона долины.

В формировании углублений, занимаемых мелкими ледниками, большое участие принимает механическое выветривание. Горные породы ложа и прилегающих скал дробятся за счет просачивания в трещины оттаивающей днем воды с последующим ее замерзанием. То же самое наблюдается и в фирновых областях.

Транспорт и аккумуляция. Продукты выветривания, упавшие со склонов, окружающих фирновый бассейн и долину, по которой движется ледник, а также продукты подледникового выветривания и обломки, полученные ледником в процессе его разрушительной работы, транспортируются им. Иногда обломки закрывают глетчер полностью. Весь обломочный материал, перемещаемый и отложенный ледником, называется мореной. Перемещаемые материалы часто называют движущимися моренами; к ним относятся донные и внутренние, а в горных ледниках — еще срединные и боковые. Среди отложенных морен различают конечные и основные.

Донные морены располагаются в основании ледника. Материал их представлен продуктами выветривания, упавшими с бортов фирнового бассейна, продуктами подледникового выветривания и обломками, оторванными ледником от ложа при его движении. Так как ледник своей тяжестью перетирает несомый им материал, то донная морена наряду с крупными обломками (щебнем и оглаженными валунами) содержит пылеватые и глинистые частицы.

Внутренние морены представлены обломочным материалом, движущимся в теле ледника. Состоят они обычно из остроугольных обломков — продуктов выветривания, накопившихся в области питания, а также попавших в тело ледника при обходе им возвышенностей и за счет поверхностных морен, обломки которых падают по трещинам в теле ледника. Внутренняя морена может образоваться и в том случае, если в верхней части горных долин наблюдается слияние отдельных ледниковых языков. Причем один из них — главный — настолько велик и настолько врезан в свою долину, что впадающие в него боковые ледники накладываются своими концами на его поверхность. В том случае, когда сливающиеся ледники имеют приблизительно одинаковую величину и текут по одинаково врезанным долинам, они соединяются своими краями (рис. 1) Так как краевые части каждого ледника несут боковые морены, то в месте слияния двух ледников эти морены также сливаются в одну широкую полосу, называемую уже срединной мореной (рис. 64). По количеству последних можно судить о количестве слившихся ледников. Число их будет равно числу срединных морен плюс один.

Боковые морены расположены по бокам ледника. Материал их накапливается из обломков осыпей и обвалов, а также материала, полученного в процессе воздействия ледника на борта долины, по которой он движется. Боковые и срединные морены некоторые авторы объединяют в поверхностные морены. При стационарном положении ледника несомый им обломочный материал накапливается у его края, образуя конечную морену. Чем длительнее срок стационарного положения, тем выше вал конечной морены. Иногда высота его у материковых льдов достигает нескольких десятков метров. Если ледник при отступании останавливался на длительное время несколько раз, то на пути его отступания формируется несколько валов конечных морен. Форма валов зависит от формы краевой части ледника. При быстром отступании ледника валов конечных морен не образуется, а срединные, боковые, донные и внутренние морены образуют основную морену, причем срединные и боковые морены в рельефе бывшего ложа образуют продольные валы. В период наступания ледник нередко сдвигает свою конечную морену вниз по долине или, если она достигла больших размеров, он передвигается по ней.

Морены резко отличаются от других континентальных отложений. Они представляют несортированную смесь обломков самого разнообразного по крупности материала: глин, суглинков, щебня, различных размеров оглаженных и исштрихованных валунов, иногда больших обломков скал. Преобладание тех или иных размеров обломков зависит от многих причин и, в частности, от исходного материала, от длины пути перемещения обломочного материала, от мощности ледника. Среди ледниковых отложений наиболее часто встречаются глины (моренная глина) и суглинки (валунные суглинки) с включением крупных обломков. Цвет моренных отложений разнообразный. Чаще они окрашены в бурые тона. Морены лишены слоистости, залегают нередко в виде карманов, валов, холмов и других неправильных форм. Мощность моренных отложений современных горных ледников невелика. Мощность морен древних оледенений, в частности последнего, четвертичного,— от 2—5 до 35 м. Мощность морен более ранних оледенений (например, протерозойской и палеозойской эр)—от нескольких десятков до 160—180 м. Эти морены метаморфизованы и называются тиллитами.

Среди отложений ледника большое место занимают валуны, слабо оглаженные ледником и нередко несущие следы ледниковой штриховки. Размеры валунов до 10 м и более в поперечнике. Состоят они в основном из магматических и метаморфических горных пород. Особый интерес имеют руководящие эратические валуны, позволяющие определить области сноса и места расположения центров оледенений.

Аккумулятивной ледниковой формой, отличающейся некоторой закономерностью, являются друмлины — овальные холмы, длинная ось которых совпадает с направлением движения ледника. Сложены они моренной глиной, обволакивающей ядро из коренных горных пород, чаще в коренном своем залегании. Высота друмлинов достигает 20—25 м, ширина их в основании — 100—200 м, а длина 1—2 км.

Водно-ледниковые отложения. В результате таяния льда под телом ледника возникает целая система водотоков и струй. В местах вытекания этих потоков из-под ледника нередко образуются гроты, иногда довольно значительных размеров. Водно-ледниковые, или флювиогляциальные, потоки размывают мореный и попутно сортируют и окатывают обломки. В верхней части, где размывающее действие наиболее интенсивно, они несут довольно большое количество материала. Вниз по течению, при выходе ручьев из-под ледника, скорость течения воды замедляется, начинает откладываться несомый ими материал — сначала крупнозернистый (галька, гравий), затем пески, и там, где они постепенно теряются, суглинки и глины. Водно-ледниковые отложения впереди края ледника образуют обширные поля. У материковых льдов они сложены на большой площади песчано-глинистыми и песчаными отложениями, почему и названы зандровыми (лат. — песчаные) полями. Иногда флювиогляциальные отложения располагаются между моренными отложениями ледников предшествующего и последующего оледенений,тогда их называют межморенными. От морен они отличаются своей хорошей сортированностью и косой слоистостью.

С водно-ледниковыми потоками связывают образование холмообразных гряд — оз, располагающихся рядами. Высота холмов, составляющих гряды, достигает 45— 50 м, ширина у основания 50—200 м. Длина гряд до 1 км, гребни их очень узки. Сложены они чаще сортированным косослоистым галечником, гравием, песком, с поверхности перекрытыми суглинками. Образование гряд одни исследователи связывают с отложением потоков в крупных трещинах, пронизывающих краевую часть ледника, другие считают их дельтовыми отложениями ручьев, вытекающих из-под ледника. Озы широко развиты в Финляндии и Швеции. Здесь они располагаются грядами параллельно направлению ледниковых борозд. Часто к главному озу примыкают боковые, образуя систему, напоминающую реку с ее притоками.

Холмы, сложенные косослоистым материалом, обработанным водой, хаотически разбросанные и в основном приуроченные к краевым частям ледника (располагаются с внешней стороны валов конечных морен), называются камами.

К числу широко распространенных водно-ледниковых отложений относятся ленточные глины, образовавшиеся в замкнутых приледниковых озерах. Отложения эти характеризуются чередованием тонкопесчаных и илистых слоев, составляющих ленту. Такая текстура отложений обусловлена сезонностью их накопления: песчаные слои ленты образуются в весеннее и летнее время, а илистые — в зимнее (когда вода ручьев в озеро не поступает). Толщина лент от 0,5 до 1,5 мм.

Четвертичное оледенение. Комплекс ледниковых и водноледниковых отложений протерозойской и палеозойской эпох сохранился очень слабо. Отложения и формы рельефа неоген-четвертичного оледенения отчетливо сохранились на громадных пространствах Европы, Азии и Северной Америки. Ученые всех стран широко изучают отложения этого оледенения. Из русских ученых следует прежде всего указать на исследования П. А. Кропоткина, который в своей работе “Исследование о ледниковом периоде” (1871) впервые выдвинул и обосновал теорию существования материкового оледенения в начале четвертичного периода. Теория его получила мировое признание. Видную роль в изучении ледниковых отложений Сибири сыграл В. А. Обручев, впервые доказавший, что северная часть Сибири до 60° с. ш. подвергалась в четвертичном периоде оледенению.

Распространение четвертичных ледников в Европе (Восточной и Западной) прослеживается до 50° с. ш. Наступали ледники из двух основных центров: один из них, наиболее крупный, был расположен на территории Скандинавии, Финляндии и Кольского полуострова, другой — на территории Новой Земли, Полярного и Северного Урала.

В азиатской части РФ в силу ее большой сухости сплошного оледенения не было. Здесь существовали отдельные центры оледенения, из которых спускались обширные ледниковые покровы. Один из таких крупных центров оледенения был на полуострове Таймыр в хребте Бырранга, другой — на Северном и Полярном Урале.

В Северной Америке ледники распространялись с севера на юг до 40° с. ш. (т. е. граница их проходила южнее Чикаго), наступая из трех центров оледенения: кордильерского, киватинского ( к западу от Гудзонова пролива) и лабрадорского.

В четвертичный период значительно большим было оледенение гор, так как снеговая линия в то время в связи с общим похолоданием климата и увеличением осадков, была значительно ниже на всех рассматриваемых континентах. Например, на Памире она снижалась на 600—800 м, в Тянь-Шане — на 650— 1250 м и т. п. Горные ледники Средней Азии, Кавказа были длиннее современных в 2—2,5 раза. Значительные пространства были заняты ледниками на северо-востоке Сибири в области Колымского, Верхоянского, Черского, Анадырского, Приморского и других хребтов. Альпийские ледники в период максимального наступления ледника выходили на предгорные равнины, где образовывали предгорные ледники.

Общая площадь четвертичного оледенения в максимальных его границах достигала 39 млн. км², т. е. ледники занимали 26% всей площади суши. Они то отступали, доходя до размеров, близких к размерам современных ледников, то наступали снова. Вопрос о том, сколько было оледенений, является до настоящего времени спорным, так как в отдельных местах, особенно в районах, близких к современным границам оледенения, наблюдается несколько, горизонтов морен и разделяющих их межморенных отложений. Межморенные отложения представлены или слоистыми водными осадками, или торфяником, а чаще погребенными почвенными горизонтами. Эти образования указывают на достаточно длительные перерывы в ледниковой аккумуляции, т. е. на отсутствие ледника в момент их формирования и на теплый и влажный климат. Перерывы в ледниковой аккумуляции могли быть обусловлены: 1) полным исчезновением ледника или 2) временным отступанием ледника.

На основании степени сохранности ледниковых форм рельефа с учетом разреза ледниковых и межледниковых отложений как для горных стран, так и для равнинных было предложено| несколько схем оледенений. Для горных стран одной из первых была предложена схема оледенений Альп. Здесь установлено 4 оледенения и 3 разделяющих их межледниковых эпохи. Самое древнее оледенение названо гюнцским (N₂), следующее за ним — миндельское (Q₁), затем рисское (Q₂) и самое последнее — вюрмское (Q₃). Межледниковые эпохи названы соответственно гюнц-миндельская, миндель-рисская, рисс-вюрмская. Для равнинных территорий даются свои схемы оледенений, сопоставляемые с альпийскими.

Многолетняя мерзлота

Под многолетней («вечной») мерзлотой подразумевают толщи горных пород, постоянно находящиеся в условиях отрицательных температур. Многолетняя мерзлота распространена весьма широко. Она занимает 14,5% поверхности мировой суши, в то время как суммарная площадь всех ледников 11%. В России многолетняя мерзлота распространена на площади болеё половины ее территории.

Лед в многолетнемерзлых породах присутствует в разных формах. Наиболее распространен лед, содержащийся в порах и межзерновом пространстве и образовавшийся при замерзании свободной воды, находившейся в породе. Также широко распространен жильный лед, образующийся путем постепенного нарастания в морозобойных трещинах. Встречаются скопления льда, возникшие на поверхности и затем погребенные под осадками. Верхняя граница многолетнемерзлой толщи ограничена так называемым деятельным горизонтом — ежегодно оттаивающим в теплое время поверхностным слоем, который вновь замерзает зимой. Слой сезонного оттаивания имеет мощность от 20—30 см до 2—3 м. Нижняя граница мерзлой толщи располагается на разной глубине — от нескольких метров до 500 м и более. Так, мощность многолетней мерзлоты в Якутии и полярных районах Канады достигает 1500 м. На этом основании ученые выделяют в литосфере особую зону мерзлых пород, или криолитозону.

Многолетняя мерзлота не везде образует сплошную толщу. По периферии площади распространения мерзлоты происходит уменьшение ее мощности до 25—50 м, что сопровождается перемежением мерзлых участков и таликов — участков с температурой выше 0° С.

Географическое распространение многолетней мерзлоты на территории Евразии своеобразно. В пределах европейской части России южная граница мерзлоты, которая представлена отдельными островами многолетнемерзлых пород, примерно совпадает с Северным полярным кругом. За Уралом эта граница спускается до 62— 63° с.ш., причем за Полярным кругом существует сплошная мерзлота. Долина Енисея играет роль природного рубежа, вдоль которого граница многолетней мёрзлоты спускается к югу и затем уходит за пределы России. Таким образом, огромная территория Центральной Сибири, Северо-Востока и северной части Дальнего Востока попадает в область распространения многолетней мерзлоты.

Несовпадение площади распространения многолетней мерзлоты с современными природно-географическими зонами позволяет предполагать, что многолетняя мерзлота — наследие ледниковых эпох, а многолетнемерзлая толща может рассматриваться как подземное оледенение.

Великое плейстоценовое похолодание сопровождалось не только несколькими наземными оледенениями, но также подземным льдообразованием. При этом масса льда, содержащегося в мерзлой толще, несмотря на огромную площадь ее распространения, сильно уступает массе воды, которая была связана в материковых наземных ледниках.

Некоторые современные климатические процессы способствуют сохранению и поддержанию «вечной» мерзлоты. Главные из них — господство холодного антициклонального воздуха над областью распространения многолетней мерзлоты, очень длительный морозный период (почти две трети года), небольшое количество осадков в результате существующей циркуляции воздушных масс.

Многолетняя мерзлота в сочетании с холодными климатическими условиями способствует развитию специфических мерзлотных геологических процессов, отражающихся на особенностях строения поверхностных отложений и рельефа местности. Процессы сезонного замерзания – размерзания вызывают характерные изменения сложения рыхлых поверхностных отложений. Во-первых, это проявляется в возникновении характерной криотурбационной текстуры отложений, обусловленной беспорядочным смятием пропластков деятельного слоя.

Во-вторых, низкие зимние температуры способствуют образованию многочисленных морозобойных трещин, рассекающих влажные сезонно оттаивающие рыхлые отложения, образующие в плане полигональную сеть. Крупные полигоны, ограниченные относительно протяженными трещинами, имеют размеры 10—20 м в поперечнике. Внутри них присутствуют полигоны меньших размеров, образованные более короткими трещинами. Трещины в холодное время заполняются льдом и превращаются в ледяные клинья, а в теплый сезон остаются открытыми и могут заполняться обломочным материалом.

Морозобойные клинья и криотурбационная текстура поверхностных отложений хорошо сохраняются и служат свидетелями существования их мерзлого состояния даже спустя многие тысячи лет после изменения климатических условий.

В-третьих, в процессе оттаивания и замерзания деятельного слоя происходит своеобразная криогенная дифференциация обломочного материала. Крупные обломки постепенно выжимаются из переувлажненного при оттаивании грунта в полости трещин или на поверхность при наступлении сезонного замерзания. В результате образуются так называемые «каменные полигоны». На участках, испытывающих сезонное переувлажнение (например, у основания склонов), прямые очертания морозобойных полигонов округляются, и тогда образуются «каменные кольца».

Если же морозобойные трещины не заполняются грунтовым обломочным материалом, в них возникают ледяные жилы, причем лед постепенно нарастает вверх и над жилой образуются торфяные кочки с ледяным ядром, так как оторфованная моховая масса предохраняет лед от таяния на протяжении короткого летнего сезона. В том случае, когда по тем или иным причинам имеет место прогрессирующее нарастание относительно большого количества льда в приповерхностной части многолетнемерзлой толщи, то это приводит к морозному пучению грунта и образованию бугров высотой до 10 м и выше. Такие бугры морозного пучения в Якутии называют булгунняхи, а в Северной Америке — пинго.

Известны случаи, когда сопротивление почвы нарастающему давлению постепенно увеличивающейся массе льда достигало критического предела и происходил криогенный взрыв, разрушавший грунтовое покрытие.

Криогенные просадки и морозное пучение грунтов создает сложные проблемы для строительства на территории распространения многолетней мерзлоты. На отдельных участках поверхностный слой может протаивать немного глубже, чем на окружающей площади. В этих местах поверхность многолетней мерзлоты располагается соответственно глубже, и происходит проседание оттаявшего грунта с образованием округлых в плане просадочных депрессий. Это явление получило название термокарста.

Термокарстовые просадочные западины имеют блюдцеобразную форму, размеры в десятки и первые сотни метров в поперечнике и в теплое время заполняются водой. Небольшие мелкие термокарстовые озера являются характерным элементом мерзлотных ландшафтов.

Талая вода местами скапливается в большом количестве на поверхности многолетнемерзлой почвы. Эти надмерзлотные воды, зажатые между поверхностью мерзлоты и постепенно замерзающим с началом холодного сезона деятельным слоем, могут его прорвать и образовывать обширные наледи.

Для территории распространения многолетней мерзлоты весьма характерны процессы солифлюкции. Солифлюкцией называется медленное течение, сползание насыщенного водой грунта по склонам. При этом образуются солифлюкционные наплывы и даже плохо выраженные ступенчатые площадки. Поверхность солифлюкционных отложений неровная, они несортированны и имеют неясную текстуру течения.

В горных районах на территории распространения многолетней мерзлоты, где активно протекают процессы морозного разрушения и десквамации плотных горных пород, но отсутствуют значительные массы наземного льда, образуются россыпи щебня. Некоторые глыбы и более мелкие обломки пород, в безморозный период не спаянные льдом, съезжают по увлажненной горной поверхности склонов, а в ложбинах на склонах образуют скопления, которые соскальзывают вниз, образуя «каменные моря», или курумы, в основании горных склонов.