Геологічна діяльність снігу та льоду

При переході водяної пари безпосередньо у твердий стан утворюються кристали снігу. Ці симетричні кристали виникають найчастіше, коли немає вітру і повітря дуже холодне. Зазвичай снігові кристали злипаються в пластівці, які падають на землю. У снігу, що випав, дуже низька щільність за рахунок високої пористості. З часом сніг ущільнюється, насичується вологою з атмосфери, і пластівці перетворюються на щільні округлі зерна. Такий зернистий сніг називається фірном. У районах, де середньорічна температура близька до 0 ºС, сніг не стоїть і, накопичуючись, утворює масу так званих «вічних снігів» – сніжників. Нижня межа, до якої вони опускаються, називається сніговою лінією. Там, де снігу випадає більше, ніж може розтанути в теплу пору року, формуються сніжники, у яких сніг з глибиною поступово перетворюється на лід. У міру того, як потужність крижаного шару збільшується, сніжник стає льодовиком. У його верхнього кінця, де крига відривається від нерухомого фірнового поля, утворюється велика тріщина-розкол, яка називається бергшрунд. Нижче бергшрунда льодовик стає рухливим і починає текти. Тріщини у льодовику виникають у тих місцях, де ухил ложа змінюється.

У наші дні льодовики є у горах всіх континентів крім Австралії. Крім гірських льодовиків існують покривні льодовики у Гренландії та Антарктиді. У минулі льодовиковіепохи льоди покривали Європу до Дніпра і Дону і займали значну частину Північної Америки. Льодовики третього типу називаються проміжними. Вони утворюються на горах із плоскою столоподібною вершиною. Такі льодовики розвинені у Скандинавії, тому їх називають льодовиками скандинавського типу.

Рух льодовика відбувається під впливом сили тяжіння шляхомковзання по поверхні землі. Лід верхньої частини льодовика (до глибини 30-60 м) є тендітним і в результаті течії розколюється, утворюючи глибокі тріщини (расселини), які відкриваються і закриваються в міру руху льодовика. У глибині льодовика, де крига стає пластичним, ці тріщини зникають. Тиск тут великий і перебіг відбувається шляхом перекристалізації, зриву та прослизання одних частин льодовика щодо інших.

При своєму русі льодовик руйнує гірські породи, виорюючи собі ложе. Цей процес називається екзарацією, яка посилюється, якщо під льодовиком з'являється плівка води. Вона утворюється, коли під тиском великої товщі льоду його нижній шар починає танути за нормальної температури близько 0 ºС. Тепло, що виділяється при терті льодовика об гірські породи, накопичується під льодовиком, оскільки у льоду низька теплопровідність. Підльодовикова вода, періодично замерзаючи, приковує льодовик до гірських порід. При русі виламуються і транспортуються шматки вмерзших гірських порід. Умерзлі уламки сточують ложе льодовика, полегшуючи екзарацію і залишаючи на гірських породах льодовикове штрихування. Вона особливо добре видно на гранітах та базальтах; по ній можна визначити напрямок руху льодовика.

Льодовик утворюється і починає свій рух із зони акумуляції. Вона знаходиться вище за снігову лінію. В процесі своєї течії льодовик спускається нижче за снігову лінію і переходить у зону абляції. Абляцією називається зменшення маси льодовика за рахунок танення, випаровування та механічного руйнування (у тому числі обламування айсбергів). У зоні абляції поверхня льодовика стає нерівною, бугристою, по ній у теплі дні течуть маси струмків, змиваючи уламковий матеріал. При русі льодовик згладжує всі форми рельєфу, що зустрічаються на його шляху. Скелі,складеним міцними породами, він надає форму баранячих лобів. Це асиметричні форми рельєфу, згладжені назустріч руху льодовика і посічені льодовиковим штрихуванням. При скупченні баранячих лобів утворюються кучеряві скелі. Вони поширені в Карелії та Скандинавії. Долини, виорані льодовиком, називаються троги. Вони мають коритоподібну форму, з плоским дном і прямовисними стінками. На берегах Норвегії та Аляски, там, де гори підходять близько до моря, поширені фіорди – затоплені морем трогові долини. Верхів'я більшості трогів нагадують гігантські (до кількох кілометрів) напівкруглі ніші, оточені із задньої та бічних сторін крутими стінками. Це льодовикові цирки чи кари. Цирки утворюються на затінених схилах у процесі діяльності льодовика чи сніжника. Після того, як льодовик розтане, дно цирку зазвичай заповнюється озером.

Льодовикові відкладення поділяються на гляціальні відкладені льодовиком і флювіогляціальні, принесені водними потоками. "Флювіо" - латинською "текти".

1) Гляціальні відкладення, як правило, неслоисті та несортовані, складаються з уламкового матеріалу широкого гранулометричного спектру: від брил до глин. Такий матеріал називається морена. За особливостями розташування морени поділяються на донну (основну), кінцеву, бічну та серединну. Донна морена відкладається під льодом і під час танення льодовика. Кінцева морена утворюється біля нижньої межі льодовика при його підтаванні. Якщо льодовик довгий час не рухається, утворюються гряди та вали. Бічна морена утворюється з обох боків долинного льодовика і паралельна його границям. Коли крига тане, бічні морени накопичуються у вигляді валів або терас по краях трогових долин. Середня морена виникає, коли об'єднуються дві бічні морени льодовиків, що зливаються.

Результатом роботи льодовика є різні форми постльодовикового рельєфу: пагорби, западини, а також болотисті рівнини та друмліни. Друмліни - довгасті овальні пагорби висотою 10-25 м, довжиною від сотень метрів до 1 кілометра. Формою вони нагадують половинку яйця. Основна частина друмліна складена мореною, але його осьова зона часто складається з корінних порід.

2) Флювіогляціальні відкладення виникають у результаті діяльності тимчасових водних потоків, що утворюються під час танення льодовиків. Ці водні потоки, як правило, розмивають морену і виносять матеріал, відкладаючи спочатку грубоуламкові відкладення, далі дрібні піщані і потім тонкі, глинисті опади. Таким чином, флювіогляціальні відкладення, на відміну від моренних, характеризуються сортуванням та шаруватістю і в цьому відношенні близькі до річкових. Однак уламковий матеріал флювіогляціальних відкладень менш окатаний у порівнянні з алювієм, оскільки переноситься на невеликі відстані.

Флювіогляціальні відкладення відкладаються у вигляді порожнистого нахиленого конуса виносу і називаються зандровими рівнинами або зандрами. У вершині конуса зандра осідають валуни, потім галька та пісок, що формують основне тіло зандра. Відкладення андрів добре сортовані. Вони чергуються шари різного за розмірами матеріалу. Це з різкими сезонними змінами темпів танення льодовика і відповідно змінами потужності потоку, що виносить матеріал. Талі води можуть пробивати всередині льодовика тунелі та переносити по них матеріал. Після того, як льодовик розтане, залишаються довгі звивисті вали, складені відкладеннями підльодовикових вод - ози. З літака вони нагадують річки з притоками, що тягнуться на кілька кілометрів при ширині – 15–20 м. Біля кінця льодовика, де відкладається кінцева морена, можуть утворитися конусоподібні пагорбиплоскими вершинами – ками. Вони утворюються з матеріалу, що скупчився у внутрішньольодовикових озерах. Після танення льодовика вода озер стікала, а опади залишалися у вигляді камів. Особливо великі камі (до 50 метрів у висоту) утворилися в Україні на Валдайському височині в минулі льодовикові епохи.

При покривному заледеніння часто утворювались крайові льодовикові озера. Через низьку температуру вода мала підвищену щільність, тому осадження тонких глинистих частинок у цих озерах було сповільнено, і тонкий матеріал розсіювався, рівномірно відкладаючись по всій озерній улоговині. Рік за роком матеріал відкладався у вигляді так званих стрічкових глин. Їхні тонкі ясні шари отримали назву річних шарів. (Влітку накопичується світлий шар, взимку – темний та меншої потужності). Таким чином, можна вирахувати кількість років, що минули після відступу льодовика.

З льодовиками пов'язаний процес гляціоізостазії. Гляціо - по-грецьки лід, а ізостазія означає рівновагу. Було помічено, що гігантська територія, до якої входять Скандинавський півострів, Кольський півострів, Фінляндія та Карелія, повільно піднімаються з навколишніх морів. Цей процес давно вже реєструють усі рівнемірні пости на берегах Балтійського, Північного та Білого морів. Північна Європа виринає, немов панцир гігантської черепахи, зі швидкістю 1 см на рік. Відповідно до теорії гляціоізостазії, земна кора прогинається під вагою багатокілометрового льодового панцира, а при таненні льоду починає випрямлятися. Ті ділянки, де тиск був сильнішим, спучуються швидше. Максимально земна кора прогиналася в льодовикові епохи на 700 метрів, а час відновлення положення після зняття навантаження становить десятки тисяч років. Залишки останнього льодовика над Ботнічної затокою розтанули 8 тисяч років тому,а підняття відбуватиметься ще кілька тисячоліть. Натомість території Данії, Нідерландів, Польщі та Литви поступово опускаються та їхні прибережні ділянки затоплюються морем. Під водою вже є деякі середньовічні замки. Вважається, що при прогинанні земної кори під вагою льодовика в'язка речовина мантії видавилася і утворила навколо області тиску величезний вал спучування. Тепер ця речовина повертається назад, а на місці валу спукування відбувається прогинання.

Покривні заледеніння періодично виникали історія Землі.

Щоб Землі почався наступ льодовиків, потрібні такі условия:

високе становище суші над рівнем моря,
середньорічні температури мають бути на кілька градусів нижчими, ніж зараз.

Так як становище материків з останнього льодовикового періоду не змінилося, ясно, що заледеніння залежить від клімату. Встановлено, що потепління та похолодання клімату відбувається з періодичністю 1000 років. Існує безліч гіпотез про причини зміни клімату, проте більшість геологів дотримуються думки, що в основі лежить зміна: 1) сонячної активності; 2) положення Землі щодо Сонця. Від цих двох чинників залежить настання льодовикового періоду Землі.

Геологічна діяльність снігу та льоду - Сторінка 13