Палеогеография ледниковых эпох

Наряду с материковыми и горными ледниками большие  площади современной земной поверхности  заняты морскими льдами. В Арктике  ими покрыто зимой около 11 млн. кв. км, летом около 8 млн. кв. км. В  Антарктике площадь, занятая морскими льдами в период их наименьшего развития (в феврале — марте), составляет (по В. X.Буйницкому) в среднем 4—5 млн. кв. км, а в период максимального развития — около 22 млн. кв. км. Количество льдов уменьшается летом примерно в 5 раз, в то время как в Северном Ледовитом океане сезонные колебания количества льдов имеют в 20—25 раз меньшую амплитуду.

Согласно В. X. Буйницкому, льды Арктики (рисунок 7) и Антарктики существенно различаются между собой по условиям формирования, физическим и морфологическим особенностям.

В арктических морях образование льдов проходит ряд последовательных стадий: «сало» — ниласы — молодики — годовалые и старые льды (т. е. просуществовавшие более одной зимы). Годовалые и старые льды, попадая в пределы Центральной Арктики, преобразуются в паковые льды (многолетние). Ледяной покров Арктики характеризуется различной мощностью (4—5 м, реже 20 м у гренландских фиордов) и размерами от мелких обломков и «ледяной каши» до огромных полей в несколько десятков километров в поперечнике. На поверхности льда изобилуют торосы — нагромождения льдин, ледяных гряд, неровностей высотой 3—5 м, изредка до 12 м. Льды постоянно, хотя и неравномерно, дрейфуют от восточного сектора к западному. Айсберги, откалывающиеся от ледников на островах, передвигаются на огромные расстояния, некоторые из них выносятся на юг Атлантики ( рисунок 8) до широты 40°. В зимнее время у берегов материков и островов образуется неподвижный лед — припай, который весной и летом взламывается и вовлекается в общий ледяной дрейф.

Для Антарктиды последовательность в образовании льдов менее типична и резко отличается от арктической вследствие частой повторяемости штормов и снегопадов. Такие формы льда, как «сало» и нилас, здесь редки. Вместо них чаще всего наблюдается снежура, шуга и образующийся из них блинчатый лед, который, по мнению В. X. Буйницкого, наиболее характерен для южно—полярных вод.

Антарктические морские  льды формируются преимущественно в морях Уэдделла, Беллинсгаузена, Росса и в прибрежной полосе материка. Течения и ветры уносят их на север, где они загромождают огромные пространства.

 1.1Склоны и склоновые процессы.

Склон – (участок земной поверхности с наклоном > 2^о), участок земной поверхности обладающий наклоном величина которого достаточно велика, чтобы определить ход развития данной поверхности, как единого целого, на всей его площади.

Часто к склонам относят  участки в пределах которых в  перемещении вещества определенную роль играет сила тяжести ориентированная вниз по склону ≈ 80% земной поверхности – склоны. Силе тяжести на склонах противостоят силы тяжести и силы сцепления частиц рыхлых пород между собой и с подстилающими невыветрелыми коренными породами. Соотношение составляющей силы тяжести и сил сцепления определяют ход процессов.

Процессы, протекающие на склонах ведет к удалению, перемещению, а при благоприятных условиях – к накоплению продуктов выветривания, т.е. к образованию как выработанных, так и аккумулятивных форм рельефа. Склоновая денудация – один из основных экзогенных факторов формирования рельефа.

Склоны: 1^о ≈ 10% таких, 1-10^о ≈ 61%, 10-20^о ≈ 19%, 25-30^о ≈ 8%,

> 35^о ≈ 2%.

Особенности формирования склонов  отражаются, прежде всего, в морфологии т.е. во внешних особенностях склонов:

1) Крутизна. Склоны могут быть: а) очень крутые (угол > 35^о), б) крутые (от 15^о до 35^о), в) склоны средней крутизны (8^о – 15^о), г) пологие (4^о – 8^о), д) очень пологие (2^о – 4^о).

2)  Длина. а) длинные (длина > 500м), б) средней длины (от 50 до 500 м), короткие склоны (меньше 50 м).

3) Профиль. а) прямые, б)  вогнутые, в) выпуклые, г) ступенчатые.  
Склоновые процессы – систематическое и направленное изменение склона под воздействием определенных факторов, действие которых обусловленных наклоном склона. На интенсивность процессов влияет: материал склона, крутизны, увлажненность, растительность, форма склона, экспозиция склонов, климатические условия.

По особенностям склоновых процессов Спиридонов выделяет следующие типы склонов:

 Склоны гравитационные: склоны, крутизной более 40 градусов. Обломки, образующиеся в процессе выветривания, под действием силы тяжести скатываются к подножью склона. К ним относятся: обвальные склоны. Обвал – отрыв от основной массы горной породы крупных глыб и последующего их перемещения их по склону.

Осыпной склон: образование осыпей связано преимущественно с физическим выветриванием. Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию.

 Лавинный склон. Лавины – скользящие и низвергающиеся вниз со склона снежные массы.

Склоны блоковых движений: образуются при смешении вниз по склону блоковых горных пород разных размеров. Этому смещению способствуют подземные воды. Существенную роль играет и гравитация. Крутизна таких склонов примерно 20^о – 30^о.

Оползневые склоны: происходит перемещение монолитного блока породы.

Склоны отседания: образуются вблизи к блоковым оползням на более крутых склонах с большой относительной высотой.

 Склоны массового смещения чехла рыхлого материала: массовое смещение материала происходит на склонах разной крутизны от 2^о до 40^о. Это перемещение основного объёма материала. Эти процессы не заметны, но они самые главные.

Солифлюкционные: характерна на равнинах и горах, с сезонным промерзанием поверхностного грунта и, особенно в областях с вечной мерзлотой. Она протекает только в деятельном слое – слое сезонного промерзания и оттаивания. Наличие водоупора способствует сильному увлажнению протаявшему слою. В результате чего грунт способен “течь” тонким слоем. Так склон может уменьшиться на 10 м за год. Это быстрая солифлюкция. Медленная солифлюкция – движение массы грунта, обладающего вязко-текучей консистенцией, т.е. способностью растекаться толстым слоем.

Дефлюкционные. Дефлюкция  – пластичное движение в виде медленного выдавливания слабо увлажненных  грунтовых масс под почвенно-растительным покровом. Наблюдается преимущественно  в областях гумидного климата. Смещение протекает со скоростью до 1 см/год.

 Склоны делювиальные (плоскостного смыва: делювиальные процессы зависят от целого ряда факторов и в первую очередь от состояния поверхности склонов. Они наблюдаются и на крутых, и на очень пологих склонах. Перемещение материала идёт благодаря стоку дождевых или талых вод, в виде тонких переплетающихся струек, густой сетью пронизывающих всю поверхность склонов, называют делювиальным. Энергия таких струек мала. Однако они проводят большую работу, смывая мелкие частицы и откладывая их у подошвы, образую делювиальные отложения (делювий).

Склоны медленной солифлюкции. Медленная солифлюкция — движение массы грунта, обладающего вязко-текучей консистенцией, т. е. способностью растекаться толстым слоем. Возникает медленная солифлюкция в случае, если рыхлые массы песчано-глинистого материала, насыщенные водой, не в состоянии длительное время сохранять уклон своей поверхности. К склонам медленной солифлюкции относится большинство склонов в арктических и субарктических районах. В умеренных широтах с гумидным климатом медленная солифлюкция наиболее характерна для нижних, лучше увлажненных частей склонов. Таким образом, склоны медленной солифлюкции пользуются довольно широким распространением. Процессы медленной солифлюкции могут происходить даже на отлогих склонах, крутизна которых всего 3—4°.

Скорость движения грунта при медленной  солифлюкции зависит от длины, крутизны и характера поверхности склонов, механического состава и мощности рыхлого чехла, наличия или отсутствия подстилающих водоупорных пород. Преобладающие  скорости – от десятков сантиметров  до 2 м в год.

Благодаря относительно равномерному и постоянному течению процесса, склоны медленной солифлюкции не имеют специфических морфологических  черт и характеризуются ровной поверхностью.

Процессы медленной солифлюкции  довольно широко распространены во влажных  тропических районах, где вязко-текучая  консистенция грунта обусловлена обильными  атмосферными осадками в течение  всего года или значительной его  части. Такую солифлюкцию называют медленной «тропической» солифлюкцией. Благоприятствуют ей, кроме обилия осадков, интенсивное химическое выветривание, дающее большое количество глинистого материала, а также значительное количество коллоидных растворов, связанных с пышным развитием растительного покрова.

Как разновидность склонов медленной  солифлюкции можно рассматривать  курумы. Курумы—поверхности, образованные скоплением глыб размером от десятка сантиметров до 3 м в поперечнике с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями. Курумы довольно широко распространены в горных районах и на плоскогорьях, в строении которых участвуют скальные породы. С. С. Воскресенский делит курумы на курумы-осыпи, возникшие как осыпь и живущие потом как курумы, и настоящие» курумы, питающиеся снизу за счет разрушения подстилающих пород. Курумы встречаются и на крутых (20—30°) и на слабонаклонеиных или даже горизонтальных поверхностях вершин и горных седловин. Границы курумов с соседними задернованными склонами довольно четки, особенно верхняя (по склону). Поверхность курумов неровная. Колебания ее относительных высот зависят от величины обломков и характера их залегания. Заглубление верхней части курума по отношению к поверхности задернованного склона и выступание над его поверхностью нижней части курума свидетельствует о том, что смещение материала вниз по склону на куруме совершается быстрее, чем на соседнем задернованном склоне. Текстурные особенности курумовых отложений свидетельствуют о том, что материал в них движется не только вниз по склону, но и по нормали к нему, следствием чего является неплотная упаковка глыб и миграция крупных глыб к поверхности курума.

Линейно-вытянутые курумы называют каменными реками. Длина каменных рек, по данным С. С. Воскресенского, на Среднесибирском плоскогорье достигает 500 м, а в Забайкалье и Восточном Саяне превышает 1 км. Ширина их различна—от десятков до сотен метров. Скорости движения каменных рек могут достигать 1,5 м/год, чаще 0,2—0,3 м/год. «Истоками» каменных рек часто являются обширные по площади «настоящие» курумы, именуемые иногда «каменными морями».

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Глава 2 Современные климатические  условия образования подземного  оледенения

 В плейстоцене (в  ледниковые фазы его) на обширных  территориях перигляциальной зоны господствовал криосферный  климат вечной мерзлоты, с которым было связано глубокое промерзание грунтов (и подземное льдообразование) и длительное (многолетнее) сохранение этого промерзания.

Вечной мерзлотой, называют горизонт грунтов, находящийся на некоторой глубине от дневной поверхности и имеющий отрицательную или нулевую температуру, длящуюся непрерывно долгое время (от двух лет до десятков тысячелетий. Это определение основано исключительно на температурном состоянии грунта, независимо от того, содержит он воду или нет, находится в рыхлом состоянии или плотно сцементирован льдом, представлен ли он скалой, песком, глиной, плывуном и т. д. Такое определение предполагает, что вечная мерзлота представляет собой какую-то толщу, которая должна обязательно иметь отрицательную температуру, но отнюдь не обязательно одинаковое физическое состояние и морфологические признаки. И действительно, в настоящее время уже известны, например, случаи нахождения среди вечной мерзлоты так называемой «сухой» мерзлоты (когда грунт имеет отрицательную температуру, а представлен или совершенно рыхлой массой, или плотной, но не содержащей льда как цементирующего вещества) и «слоистой» (когда слои чередуются со слоями талого грунта). Часто в сплошной мерзлой толще грунта можно наблюдать прослойки или мощные пласты льда или же в однородной мерзлой массе грунта мелкие ледяные кристаллики и т. д.

Области, на которые распространялся  климат вечной мерзлоты, то расширялись, то сужались в зависимости от изменения  климата от теплого к холодному и обратно. Во всех случаях образование вечной мерзлоты предшествовало формированию материковых ледников, а не наоборот.

На  широкое распространение вечной мерзлоты в прошлом указывает ряд фактов, например сохранение неразложившихся трупов мамонтов и других вымерших животных, а также мощные пласты ископаемых льдов, залегающие в земной коре вместе с отложениями древних ледников и т. д.

 В перигляциальных  областях древнего оледенения  следами вечной мерзлоты являются  разнообразные нарушения текстуры  отложений (криотурбации).

Полагают, что климат области  вечной мерзлоты плейстоцена был  во многих чертах подобен современному, который в зависимости от географической зональности, орографических и других условий включает в себя климат тундровых районов с вечной мерзлотой (холодный арктический и субарктический), климат тайги с вечной мерзлотой (бореальный), климат южных районов с вечной мерзлотой (умеренно холодный). В первом случае климат способствует сплошному распространению вечной мерзлоты в криолитозоне и глубокому промерзанию грунтов, во втором и третьем вечная мерзлота, образуется в более тесной связи с комплексом природных факторов.