Курс лекций по инженерной геологии (стр. 34 )

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 , 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 , 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.