6 years ago
No comment

Sorry, this entry is only available in
Russian
На жаль, цей запис доступний тільки на
Russian.
К сожалению, эта запись доступна только на
Russian.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

Ледники горных стран характеризуются большим морфологическим разнообразием, обусловленным разнообразием горного рельефа и условиями питания ледников. И. С. Щукин выделяет следующие типы горных ледников:

— фирновые и снежные пятна — линзообразные накопления не­подвижного снега и фирна в неглубоких    понижениях    пологих склонов;

— ледники ступенеобразных поверхностей у подножья крутых теневых склонов, питающиеся лавинами, сходящими с этих скло­нов;

— висячие ледники — небольшие ледники, залегающие на кру­тых склонах без заметного ограждения по краям возвышениями коренного склона;

— каровые ледники — сравнительно   небольшие,    занимающие кресловидные понижения с крутыми задней и боковыми стенками;

— кальдерные ледники, занимающие понижения кальдер;

— ледники вулканических конусов — покрывают вершины вул­канов (ледниковые шапки Эльбруса и Казбека на Кавказе и др.);

— ледники плоских вершин — встречаются на высоко припод­нятых денудационных поверхностях;

—  переметные ледники — стекают в противоположных направ­лениях, но имеют единую область питания, располагающуюся    в седловине хребта;

возрожденные (регенерированные) ледники — образуются в тех случаях, когда на пути ледника встречается высокий крутой уступ. Целостность ледяного потока в этом случае нарушается, от него откалываются глыбы, падающие к подножью уступа. Если глыбы не успевают растаять, они спаиваются и образуют новый ледник на более низком гипсометрическом уровне;

— норвежский тип ледников (ледяные шапки) — переходный от горных ледников к покровным. Ледники этого типа приурочены к платообразным вершинным поверхностям, где образуют выпук­лые шапки. Лед в таких шапках растекается во все стороны и, достигнув  края  плато, спускается  с него  отдельными  языками;

— долинные ледники, занимают горные долины. При слиянии нескольких долинных ледников образуются ледники, получившие названия древовидных и дендритовых.

И. С. Щукин выделяет еще ледники так называемого турке­станского типа, которые не имеют областей питания, а зарожда­ются в долинах за счет снега, приносимого лавинами. Сетчатый и предгорный тип оледенения были рассмотрены выше.

В горах образование ледников начинается со стадии снежника или фирнового пятна. В понижении рельефа на участке склона, располагающегося чуть выше снеговой границы, накопившийся за зиму снег не успевает растаять за лето. На следующий год здесь накапливается новая порция снега и т. д. Накапливающийся снег постепенно превращается в фирн, а затем в лед. Наличие устой­чивого скопления льда обусловливает интенсивное развитие мо­розного выветривания горных пород как на дне понижения, заня­того льдом, так и на его границе со стенками понижения. Талые воды, образующиеся при таянии льда в дневное время летом, обес­печивают вынос продуктов выветривания. В результате дно пони­жения углубляется, задняя и боковые его стенки становятся круче (ледник как бы вгрызается в собственное ложе), и с течением времени на месте бывшего слабо выраженного в рельефе склона понижения образуется чашеобразное углубление с крутыми, часто отвесными стенками и пологовогнутым дном. Такая креслоподобная форма рельефа получила название кара!. Ледник вступает в новую стадию развития — стадию карового ледника.

Постепенно кар разрастается за счет отступания стенок под действием морозного выветривания, гравитационных склоновых процессов и ледника, который выносит обломочный материал, поступающий со склонов кара. Разрастаясь, соседние кары могут слиться и образовать более крупную и сложную форму релье­фа — ледниковый цирк. Таким образом, кары и цирки являются результатом разрушительной работы ледника и склоновых процес­сов.

Наиболее благоприятны для карового расчленения подветрен­ные склоны большой крутизны северной экспозиции. Более резко выраженные кары возникают и сохраняются в скальных породах. В менее стойких породах они теряют морфологическую выражен­ность и по внешнему облику напоминают водосборные воронки. Кары и цирки обычно служат основными источниками питания долинных ледников. При частичном слиянии соседних цирков в рельефе могут сохраниться отдельные скалистые гребни и пики — карлинги. Ледниковые цирки, карлинги и скалистые гребни — наиболее характерные формы рельефа гор, охваченных современ­ным оледенением. Такой рельеф получил название альпийскогоТак как развитие горного оледенения зависит от положения снего­вой границы, альпийский рельеф может встречаться в горах раз­личной высоты.

Разрастание ледниковых цирков в стороны может привести (в условиях тектонического покоя и стабильности климата) к «съеда­нию» горных хребтов и пиков на уровне окраинных частей фирно­вых бассейнов цирков и образованию эквиплена — рода педиплена, высотное положение которого определяется высотой снеговой границы в пределах той или иной горной страны. Идеализирован­ный пример развития гляциального горного рельефа и образования эквиплена показан на рис. 84.

Последовательные стадии развития  гляциального горного рельефа

Последовательные стадии развития гляциального горного рельефа

В плейстоцене снеговая граница неоднократно изменяла свое высотное положение как в результате разных по интенсивности оледенений, так и в результате тектонических движений. Поэтому в горах на разных уровнях создавались серии цирков, образовав­шие несколько ярусов, — каровые лестницы. В настоящее время разновысотные цирки находятся на разных стадиях развития: наи­более высокие (и молодые) заняты ледниками, наиболее низкие (и старые), потерявшие резкость морфологических очертаний,— небольшими озерами или лугами.

Следующая  стадия  развития  горного оледенения — образова­ние долинного ледника. По мере накопления льда его масса уже не умещается в каре  (цирке)  и начинает    медленно   спускаться вниз по склону. В качестве трассы стока лед обычно использует какую-либо эрозионную форму. Долинные ледники характеризу­ются своеобразным комплексом форм нано-, микро-   и мезоформ рельефа их поверхности. В долинных ледниках четко различаются области питания и абляции. Как следует из сказанного выше, об­ластями питания долинных ледников являются кары или цирки. Поверхность ледника в областях питания имеет вогнутую форму вследствие питания краевых частей не только за    счет    твердых атмосферных осадков, но и за счет лавин, сходящих   с окружаю­щих кар крутых склонов (рис. 85). Выпадение осадков в твердом виде даже летом приводит к тому, что в области питания поверх­ностная морена отсутствует и лед всегда прикрыт сверху снегом или фирном. Гидрографическая сеть, возникающая    летом    при таянии снега и фирна, относится к радиальному центростремитель­ному типу. Вогнутая поверхность ледника в области его питания находит отражение в рисовке горизонталей на топокартах: с по­верхности ледника на окружающие его скалы горизонтали переходят плавно и выпуклостью обращены к задней стенке кара или цирка.

Продольный и поперечные разрезы долинного ледника

Продольный и поперечные разрезы долинного ледника

На мощных фирновых и снежных полях областей питания лед­ников низких широт встречаются оригинальные формы, получив­шие название «снега кающихся». Под влиянием инсоляции снеж­ная или фирновая масса приобретает вид многочисленных стоя­щих бок о бок наклонных конических фигур, напоминающих издали толпу коленопреклоненных человеческих фигур в белом. Высота их может достигать 5—6 м.

Вследствие движения карового ледника вниз по склону в его тыловой части образуется трещина, параллельная верхнему краю ледника и получившая название бергшрунда. В трещину поступа­ет большая часть обломочного материала, скатывающегося с крутых склонов кара. За счет этого материала образуется донная и внутренняя морены.

Область абляции характеризуется выпуклой поверхностью, так как таяние ледника на границе его с окружающими склонами происходит быстрее, чем в осевой части (рис. 85,в). Это находит отражение в рисунке гидрографической сети (напоминающей цент­робежный тип) и рисунке горизонталей: при переходе их со скло­нов на поверхность ледника образуется резкий перелом, выпук­лостью они направлены к концу ледника. Отмеченные закономер­ности в рисунке горизонталей позволяют по топокартам опреде­лить границу фирновой линии, границу областей питания и абля­ции ледника, которая соответствует положению климатической снеговой границы.

Для поверхности ледника в области абляции ха­рактерен целый комплекс микро- и мезоформ рель­ефа. Прежде всего это различные по величине и ори­ентировке трещины: поперечные,образующиеся на крутых участках ложа ледника, вызывающих ледопа­ды (рис. 86); диагональные, связанные с разной ско­ростью движения краевых и центральной частей лед­ника; радиальные,наблюдающиеся на расширенных концах ледника вследствие его растекания. Широко развиты на поверхности ледника в области абляции боковые и срединные морены, а концы ледников могут быть по­крыты сплошным чехлом морены. Наличие на поверхности ледни­ка обломков разной величины может привести к образованию так называемых ледниковых столов (крупный обломок, задерживая таяние льда под ним, оказывается поднятым над окружающей поверхностью на ледяной ножке) и ледниковых стаканчиков (мел­кие обломки способствуют более быстрому таянию льда под ними, поэтому они как бы вдавливаются в лед).

Система трещин на поверхности ледника в области гляциации

Система трещин на поверхности ледника в области гляциации

Долинные ледники оказывают весьма существенное воздейст­вие на ложе и борта понижений, по которым они движутся. Эро­зионные долины, подвергшиеся воздействию ледника, приобретают корытообразную форму, поэтому их называют трогами. Подобно карам и циркам, троги — характерный элемент альпийского релье­фа экзарационного происхождения. Кроме корытообразного профи­ля для трогов характерны и другие морфологические черты, отличающие их от обычных (эрозионных) речных долин. Для троговых долин свойственны большаяспрямленность, сглажен­ность нижних частей склонов, отполированность выступов твердых кристаллических пород, образующих на склонах и дне специфич­ные формы рельефа — бараньи лбы. Они имеют асимметричный продольный профиль: их склоны, обращенные в сторону ледника (проксимальные), более пологие, чем противоположные — ди­стальные. На поверхности бараньих лбов наблюдаются ледниковые царапины, шрамы.

Продольный профиль троговых долин часто неровный, для него характерно чередование пологих и крутых, а иногда даже имею­щих обратное падение участков. Поперечные скалистые пороги (или ступени) троговых долин называются ригелями (нем. ri­gel — преграда). Образование ригелей связано с неравномерно­стью экзарационного процесса, которая чаще всего определяется различным литологическим составом и степенью трещиноватости пород (см. рис. 85).

В поперечном профиле трогов выделяются своеобразные пере­гибы на склонах, получившие название плеч трогов. Плечо тро­га — это наклоненная к долине, более или менее выровненная площадка, иногда прикрытая мореной. Заканчивается площадка бороздой сглаживания, выше которой склоны долины не несут следов ледниковой обработки (рис. 87).

Поперечный профиль ледниковой долины

Поперечный профиль ледниковой долины

Существуют разны точки зрения на происхождение плеч трога: одни считают, что плечи трога — это остатки склонов реч­ных долин, ниже которых (плеч) они были углублены и получили большую крутизну в результате экзарационной работы ледника, другие — что это остатки днищ более древних трогов, по мнению третьих, — плечи трога — это результат интенсивных нивальных процессов, происходящих на контакте льда со склонами долины и обусловливающих подрезание и отступание склонов, расположен­ных выше поверхности ледника.

Нет единой точки зрения относительно образования и троговых долин. Участие ледника в формировании троговой долины не под­лежит сомнению, однако его роль в этом процессе трактуется не­однозначно. Одни исследователи признают за ледником способ­ность’ к интенсивному глубинному врезанию и образованию само­стоятельных выработанных форм, другие считают, что ледники могут только шлифовать и сглаживать мелкие неровности своего ложа и, следовательно, способны лишь несколько видоизменить те формы, которые были созданы другими процессами, в частности реками. Наблюдаемый характер сочленения троговых долин друг с другом свидетельствует в пользу точки зрения первой группы исследователей. Так, если в типичных речных системах все долины притоков соединяются с главной рекой на одном с ней уровне (в условиях однородных или сходных по устойчивости горных пород), то в трогах боковые долины обычно являются «висячими». Они открываются в главную высоко над ее уровнем, на склонах доли­ны. Боковые долины часто также являются трогами (рис. 88). Крутой уступ, отделяющий главную долину от боковой, с которого приток низвергается водопадом или каскадом, называется устье­вой ступенью. Образование устьевой ступени, т. е. переуглубление главной долины, легко объяснить, если исходить из способности ледника проводить интенсив­ную экзарационную работу: бо­лее мощный ледник главной долины углубил свое ложе сильнее, чем маломощные лед­ники боковых долин. Таким же образом можно объяснить на­личие уступа в верховьях тро­га, где в период более сильного оледенения происходило слия­ние ряда ледяных потоков. Од­нако существуют и другие точ­ки зрения на образование ви­сячих долин и уступов в вер­ховьях трогов.

Висячая боковая долина трога и устьевая ступень

Висячая боковая долина трога и устьевая ступень

Характерная черта троговых долин — холмисто-западинный рельеф их днищ, воз­никновение которого обуслов­лено неравномерным отложением основной морены, а также нали­чием нескольких зон конечно-моренных образований. На склонах трога часто наблюдаются так называемые терассы оседания, пред­ставляющие собой сохранившиеся в рельефе боковые морены лед­ников, заполнявших долины. Моренные террасы оседания, тяну­щиеся вдоль склонов трогов, так же, как и их плечи, по внешнему облику напоминают речные террасы и являются разновидностями псевдотеррас.

Все элементы типичной ледниковой долины бывают хорошо вы­ражены лишь в молодых (недавно освободившихся из-подо льда) трогах или в долинах, склоны которых сложены из пород, медлен­но подвергающихся выветриванию и воздействию плоскостного смыва. В горах, сложенных легко разрушающимися породами (на­пример, глинистыми сланцами), троги очень быстро теряют свою морфологическую выраженность. Сильно меняют форму попереч­ного профиля трогов конусы осыпей, а также конусы выносов временных водотоков и лавин, образующиеся у подножья их кру­тых склонов. Эти гравитационные процессы могут придать коры­тообразный профиль и тем речным долинам, которые не подверга­лись воздействию ледника.

Несомый ледником материал откладывается (аккумулируется) там, где преобладает абляция. У активных (наступающих) ледни­ков за счет донной, срединной, боковой и внутренних морен обра­зуется конечная морена. Она имеет вид гряды, повторяющей в плане очертания края ледника. При интенсивном таянии и отсту­пании ледника образуется несколько конечных морен, маркирую­щих ту или иную задержку в отступании края ледника. При этом обнажается дно трога, покрытое донной мореной, на которую проектируются боковая, срединная и внутренняя морены. Возни­кает холмисто-западинный рельеф основной морены. Особый тип накопления образуют так называемые напорные морены. Они возникают при интенсивном наступании ледников после их вре­менного отступания. Ледник, наступая на отложенную ранее ко­нечную морену, деформирует ее, двигая впереди себя. При сильном давлении ледник может оторвать выступающие блоки коренных пород, залегающих под мореной, и нагромоздить их вместе с де­формируемым моренным материалом. В результате образуются высокие (десятки метров) валы, в вертикальном разрезе которых можно наблюдать складчатость, перемятость отложений. Такие нарушения называются гляциодислокациями.

Конечно-моренные гряды часто служат естественными плоти­нами, выше которых (если край ледника несколько отступил) рас­полагаются озера с резкими колебаниями уровня, обусловленными интенсивностью таяния снега и льда или ливневыми дождями в верхней части долины. Если поступающая вода не успевает фильт­роваться через конечно-моренную гряду, уровень озера начинает повышаться. При прорыве плотины и размыве слагающего ее рых­лого обломочного материала возникает сель. Сели подобного типа — очень частое явление в горах. Именно такого рода сель возник 15 июня 1973 г. в верховьях реки Малая Алмаатинка, когда озеро у края ледника Туюксу прорвало конечно-моренную гряду. Сель двинулся на город Алма-Ата. Мощность селя была очень велика. Только благодаря возведенной в 1968 г. селезащитной плотине в урочище Медео сель был задержан и город не постра­дал.

В эпоху плейстоценовых оледенений, вызванных похолоданием климата, интенсивность горного оледенения сильно возрастала. Некоторые долинные ледники выходили за пределы гор, концы их расширялись, они принимали булавовидный облик. В результате осцилляции края ледника образовывалась система конечно-морен­ных гряд, понижения перед ними после таяния ледника в ряде случаев оказались заняты озерами. Так возникли озера Цюрих­ское, Фирвальдштетское и другие на северном склоне Альп, озера Гарда, Комо, Маджиоре — у южного склона (рис. 89).

Моренный амфитеатр озера Гарда

Моренный амфитеатр озера Гарда

При таянии ледника возникают водные потоки, которые также выполняют определенную геоморфологическую работу. Эти потоки получили название флювиогляциальныхОни наблюдаются на по­верхности ледника, внутри или под ледником, несут много обло­мочного материала и отлагают его либо у края ледника, либо в тех каналах, по которым они текут.

При отступании ледника водно-ледниковые аккумулятивные образования, возникшие на его поверхности или в толще льда, про­ектируются на донную морену. Отложения водно-ледникового ма­териала и конечной морены могут занимать большие пространства, особенно при покровном оледенении. За счет стока талых леднико­вых вод горных ледников образуютсяфлювиогляциальные терра­сы, которые (если их прослеживать вверх по долине) сочленяются с определенными, соответствующими им по возрасту стадиальны­ми конечными моренами. Отложения террас образуются за счет размыва и переотложения морены.

В горах, вершины которых поднимаются выше снеговой грани­цы, наряду с экзарационной работой льда протекает процесс альтипланации — вершинного нивального выравнивания.Совокуп­ность действия нивации, солифлюкции и гравитационных процес­сов обусловливает при определенных тектонических условиях вы­равнивание вершин и образование на склонах ступенчатого рельефа нагорных террас (рис. 90). Нагорные террасы — площадки размером от нескольких метров до нескольких километров, огра­ниченные крутыми уступами высотой от одного до нескольких десятков метров. Площадки имеют слабый наклон, покрыты глы­бами, щебнем и мелкоземом. Образуются они на склонах, сложен­ных твердыми породами. В условиях интенсивного тектонического поднятия такие поверхности могут, вероятно, и не сформироваться. Однако во многих случаях и в очень высокогорных районах (т. е. испытывающих значительное поднятие) абсолютная высота боль­шинства вершин не превышает некоторого определенного уровня. Полагают, что нивальные процессы и процессы выветривания ставят предел росту горных вершин, который получил название верхнего уровня денудации, или уровня вершин. Предельный рост гор в высоту, т. е. положение верхнего уровня денудации, зависит от ряда факторов; 1) скорости тектонического поднятия, 2) клима­та, определяющего «набор» и интенсивность денудационных про­цессов, 3) стойкости слагающих горных пород.

Схема образования и строения нагорных террас

Схема образования и строения нагорных террас