Ледниковые формы рельефа

областей материкового оледенения
12.1.1. Экзарационный рельеф области ледниковой денудации.
12.1.2. Отложения и

рельеф областей ледниковой аккумуляции.
12.1.3. Отложения и рельеф, связанные с водно-ледниковыми процессами
12.1.4. Внеледниковые образования
12.2. Геоморфология и ледниковые отложения областей горного оледенения
12.2.1. Экзарационный рельеф в горных странах
12.2.2. Аккумулятивные формы ледникового рельефа в горах
12.3. Полезные ископаемые в ледниковых отложениях.

льда на поверхности Земли, обладающие собственным движением. Ледники образуются в

зоне нивального климата, который развит в полярных областях и в горах на больших высотах.
Область формирования ледников приурочена к особой зоне поверхности Земли — хионосфере (греч. - снег), оконтуренной снизу так называемой снеговой линией. Снеговая линия ограничивает области, где снег, выпавший за зиму, не успевает растаять за лето. Выше снеговой линии в хионосфере происходит накопление снега и льда. Снеговая линия зависит от температурного режима и от количества осадков, выпадающих в твердом виде. В полярных широтах она очень низкая, так как даже летом отрицательные температуры начинаются там на небольшой высоте или на самом уровне моря, на Шпицбергене – 300–500 м. Кроме того уровень ее зависит от местных климатических условий и прежде всего от количества осадков. Так, в Гималаях на южном, влажном склоне она на 700 м ниже, чем на сухом северном. На западе Кавказа имеет высоту 2700 м, на востоке 3800 м, а в горах Центральной Азии, почти на той же широте, поднимается до 5—6 км.

она в среднем достигает 5300 м, а в отдельных горных

системах – почти 6000 м. Еще ближе к экватору, где осадки возрастают, снеговая линия снижается в среднем до 4600 м.
С увеличением континентальности климата, т.е. с повышением летних температур и с общим уменьшением осадков, снеговая линия повышается. В Альпах ее высота 2500–3200 м, на Кавказе – 2700–3900 м, на Памире – 4500-5500 м, на Каракоруме – 5600–5900 м. На Кавказе снеговая линия быстро повышается в направлении с запада на восток по мере удаления от Черного моря и умень-шения осадков. На западе Кавказа она лежит на высоте 2700–2900 м, а в Дагестане поднимается до 3500–3650 м.
В пределах хионосферы происходит накопление снега. Накапливающийся снег вследствие уплотнения, временного подтаивания и перекристаллизации преобразуется в зернистый фирн, а затем в массивный кристаллический глетчерный лед.

пластическому течению, возникающая под давлением, т. е. под действием веса

вышележащего льда. Пластичность льда возрастает с увеличением мощности льда и с общим повышением температуры, а также в связи с понижением в глубине толщи температуры плавления льда. В зависимости от температуры течение начинается уже на глубинах от 15 до 30 м.

глубине оказывается пластичным и движется по законам, близким к законам

движения вязкой жидкости. Под действием силы тяжести лед стекает в понижения рельефа и, кроме того, он движется от участков с большим давлением к участкам меньшего давления, т. е. при известных условиях может течь и против силы тяжести — вверх. Лед движется быстрее всего по середине ледника, на стрежне ледяного потока, а у берегов его движение тормозится из-за трения о склоны долины. Замедление движения происходит и на глубине у дна ледника, а наибольшие скорости приурочены к поверхностным частям ледникового языка. Это установлено специальными наблюдениями по буровым скважинам, заложенным на ледниках.
Движение ледника ни в коем случае нельзя рассматривать как простое скольжение льда под уклон. Оно действительно является подобием течению воды, обусловленным пластичностью льда под давлением верхних слоев на нижние и напором верхних частей ледника на расположенные ниже по долине.

огромным, так как мощности льда даже в горных глетчерах доходят

до нескольких сотен метров, а толщина ледниковых покровов Гренландии и Антарктиды в центральных частях достигает местами 3—3,5 км. В нижних частях ледников лед становится текучим и движется от участков с более высоким давлением к участкам с меньшим давлением. Поэтому в полярных странах с очень холодным климатом движущееся льды возникают даже на ровной поверхности, так как у края ледника давление всегда нулевое, а в середине ледника оно постепенно повышается.
При большой мощности льда ледник может даже иногда двигаться вверх по уклону ложа, преодолевая значительные неровности. Но наклон ложа, конечно, всегда благоприятствует течению льда. Скорость его движения оказывается примерно в 10000 раз меньше скорости воды при тех же углах наклона русла. Абсолютная величина скорости течения льда колеблется от 0,25 мм/час до 1,25 м/час.

на мгновенные резкие напряжения, как хрупкое тело. Поэтому в толще

глетчерного льда в ходе движения образуются трещины, особенно в верхних частях, где давление относительно невелико, и лед почти не приобрел пластических свойств. Эти трещины могут рассекать и всю толщу льда, если она не очень велика.
Много трещин на языках горных ледников, но наиболее велики по размерам трещины мощных ледниковых покровов полярных стран. Они нередко представляют собой целые пропасти. Иногда их ширина достигает вверху 10— 15 м, а глубина — десятков, а то и сотен метров. На языках горных ледников, двигающихся вдоль дна долин, системы трещин закономерно ориентированы по отношению к длине ледника. Среди них различают поперечные и продольные.

косо к берегу, несколько вниз по течению. Их образование связано

с трением льда о склоны. Наиболее часто поперечные трещины образуются при резком перегибе продольного профиля ледникового русла. В случае очень крутых перегибов кривой ледникового русла лед распадается на отдельные глыбы, причудливо громоздящиеся друг над другом, образуя так называемые ледопады. Оттаивая, глыбы льда нередко приобретают форму заостренных сверху вертикально стоящих пластин, пирамид, обелисков и т. п. Подобные образования получили название серраков.

льда в стороны. Густую систему они образуют у конца ледникового

языка, где расходятся в стороны в виде веера. Вязко-пластическое течение льда дополняется скольжением отдельных пластин внутри льда с образованием надвиговых чешуи, сдвигов и трещин срезывания. Третьим видом движения являются поступательные перемещения всей массы льда, сопровождающиеся скольжением его по ложу и интенсивным напором льда на находящиеся под ним и впереди горные породы. Именно этот вид движения вызывает гляциодислокации — образование складок и надвигов в слоистых породах ложа и смещение отложений самого ледника. Скорости движения ледников сильно колеблются, но очень невелики. Обычно они составляют десятки или сотни метров в год. Стекая под действием силы тяжести вниз, ледники попадают за пределы хионосферы, где начинается их стаивание, которое кладет предел распространению льдов. Различают, таким образом, область питания ледников и область их стаивания или абляции (убыли), границей между которыми является снеговая линия.

разрушительной деятельности ледников. Это область ледниковой денудации, ледникового выноса. Эта

деятельность проявляется первоначально и в области стаивания ледников, на всей площади их стока, однако здесь она раньше прекращается, сменяясь аккумуляцией.

потоков талых вод и ледниковых озер, что влечет за собой

образование флювиогляциальных и озерно-ледниковых отложений и форм рельефа, парагенетически связанных с ледниковыми. Они частью накладываются на краевую часть зоны ледниковой аккумуляции, частью образуют самостоятельную перигляциальную зону, где широко проявляются также мерзлотные, эоловые и солифлюкционные процессы.
В процессе своего движения ледники проводят огромную разрушительную работу. Эта сторона деятельности ледников получила название экзарации. Экзарация при скальном ложе выражается в ледниковой корразии — царапании и истирании ложа при движении льда впаянным в лед обломочным материалом и в отрыве и уносе льдом блоков горных пород, ограниченных трещинами. Разрушение путем отрыва значительно более эффективно, но проявляется только при сильной трещиноватости горных пород. Именно поэтому ледники особенно активно разрушают сильнотрещиноватые породы.

ледника по рыхлым или слабым осадочным породам главную роль в

экзарации, помимо истирания, приобретают различные типы гляциодинамических воздействий — срезывание с отщеплением пластин пород ложа, выдавливание с образованием складок волочения и ядер внедрения и др.
Деятельность ледников не определяется каким-либо базисом эрозии, чем она в корне отличается от деятельности водных потоков. Вследствие этого ледники могут вырабатывать крупные глубокие замкнутые котловины, если на их пути встретятся легко разрушаемые сильнотрещиноватые или рыхлые породы. Лед обладает колоссальной транспортирующей способностью, поэтому ледники переносят огромный объем обломочного материала и обломки громадной величины. В процессе переноса материал, захваченный льдом, подвергается длительной обработке, выражающейся в перетирании и дроблении обломков.

различного размера песчаных зерен, гравий, галька и валуны с характерной

штриховкой на сглаженных поверхностях. Часть материала остается в виде щебня и глыб. Обработка крупных обломков связана с их корразией при неравномерном движении отдельных горизонтальных струй льда. Каждый валун как бы обтекается снизу и сверху льдом с впаянным в него мелкообломочным материалом. При этом удлиненные обломки приобретают характерную для ледниковых валунов «утюгообразную» форму, изометрические — несколько плоских граней. Галька и тем более гравий бывают плохо окатаны.
Обломочный материал, переносимый и откладываемый льдом, образует морены. Термин «морена» имеет три значения. Различают подвижные - переносимые льдом морены, отложенные морены — различные генетические типы ледниковых отложений и морены как формы аккумулятивного ледникового рельефа.

распространением ледников на материках северного полушария. В плейстоцене во время

максимального оледенения ледники покрывали Северную Америку до 40° с.ш., Европу до 50° с.ш., Западную Сибирь до 60° с.ш. В настоящее время площадь ледников резко сократилась. Они сохранились лишь в Гренландии и на некоторых арктических островах. На освободившейся ото льда огромной территории широко развиты ледниковые формы рельефа и отложения.
Существует два основных типа оледенения — материковое и горное. По характеру рельефообразующих процессов и связанных с ними отложений и форм рельефа эти оледенения настолько различны между собой, что должны рассматриваться совершенно раздельно.

10,9% поверхности суши, при этом в них сосредоточено примерно 27

млн км3 льда, что соответствует почти 2/3 пресной воды на планете. Основная масса ледникового льда находится в Антарктиде – 13,9 млн км2. Существенная часть ледников (около 2 млн км2) расположена в Арктике, где ими занято 53% площади всех островов. Львиная доля всех ледников Арктики (88% площади и 97% объема льда) приходится на Гренландию. За пределами полярных областей ледники занимают около 300 тыс. км2: в Европе – 19 тыс. км2, главным образом в Исландии и Скандинавии; в Азии – около 118 тыс. км2, в основном в Гималаях, на Тянь-Шане, Каракоруме, Наньшане, Памиро-Алае, Куньлуне и Гиндукуше; в Северной Америке – около 124 тыс. км2, на Аляске; в Южной Америке – около 32 тыс. км2, в Андах и Патагонии; в Океании – 825 км2, в Новой Зеландии; в Африке – всего 20 км2, на отдельных горных вершинах.

подвижкам (пульсациям). К ним относится не менее 5% всех ледников

мира. Сосредоточены они преимущественно в Арктике и тех горно-ледниковых зонах, где условия оледенения наиболее благоприятны. В субполярных районах такие ледники характерны главным образом для Аляски, Исландии и Шпицбергена. Например, на Аляске в горах Святого Ильи, где число ледников превышает 2500, известно 150 пульсирующих ледников. Среди горных территорий пульсирующие ледники больше всего распространены на Памире, Тянь-Шане и Каракоруме. Так, на Памире из 5370 ледников 845 пульсирующих, т.е. более 15%. В то же время не зарегистрировано ни одного достоверного случая пульсации современных ледников в Скандинавии, Джунгарском Алатау, на Урале, Алтае, хр. Сунтар-Хаята, в Альпах. Пульсации ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии не установлены.

к покровным ледникам и охватывают обширные пространства суши. В настоящее

время они имеются только в Гренландии (1,83 млн. кв. км) и в Антарктиде (13,9 млн. кв. км), но в плейстоцене льдом было покрыто более 48 млн. кв. км, или около 32% всей суши. Поверхность материковых ледников имеет слабо выпуклую форму, но в общем почти горизонтальна. В Гренландии отметка ее высшей точки равна 3300 м. Уклон 3-5 м на 1 км и только в краях ледника он достигает 15 м на 1 км. Ложе ледника имеет слабо вогнутую форму, местами отрицательные отметки, мощность льда составляет в центральной части до 3400 м. Ледники во многих местах достигают берега моря, обрываясь уступом более 100 м высотой. В Антарктиде ложе ледника неровное и также иногда находится ниже уровня моря. Мощность льда доходит до 4500 м. Льды не только выходят к морю, но и покрывают более 1 млн. кв. км его поверхности у берегов, образуя шельфовые ледники, внешняя часть которых находится на плаву.

части, где выше снеговой линии выпадает наибольшее количество снега, т.

е. там, где происходит максимальное накопление льда. В плейстоценовых ледниках Европы она располагалась в пределах Балтийского щита. В Гренландии две области питания находятся в ее восточной части. Отсюда, несмотря на почти горизонтальное положение ледника, происходит растекание льда к его периферии.
Динамика движения материковых льдов достаточно сложна. В области питания преобладает нисходящее движение — лед оседает вниз по мере накопления снега и фирна. Глубже и ближе к периферии этой области начинает преобладать горизонтальный донный отток льда. Лед медленно растекается под действием горизонтальных градиентов давления, обусловленных уменьшением мощности ледника к его периферии. Лед течет под давлением также и вверх по уклону земной поверхности.

потоки. Скорость зависит от уклона ложа и от мощности льда.

На периферии ледникового щита, в углублениях его ложа возникают выводные ледники с повышенной скоростью стока. В краях ледника важное значение приобретает напорное движение льда всей массой.
Распространение ледников лимитируется климатическими условиями. Положение края ледника определяется соотношением между притоком льда и стаиванием. Как только стаивание льда уравновесит его приток, край ледника приобретает стационарное положение. При потеплении климата ледники сокращаются («отступают»), при похолодании, или при увеличении притока льда начинают вновь наступать. При стаивании льда крупные участки его отчленяются от основной части покрова, образуя площади мертвого льда, теряющего свою, подвижность.

ведет к общему сглаживанию выступов на поверхности Земли. Мощные толщи

льда стремятся срезать выступающие участки рельефа. Большое значение имеет ледниковая корразия. На поверхности ложа ледников характерны шлифовка и полировка скал и в то же время наличие шрамов — борозд и царапин, оставленных более прочными обломками. Наблюдения над ориентировкой шрамов дают возможность (статистическим методом) определить направление движения льда. Гораздо более важную роль играет разрушение путем отрыва. Блоки горных пород смещаются давлением ледника, образуются различного вида трещины. Кроме того, благодаря периодическому подтаиванию льда на глубине талые воды попадают в трещины горных пород, ограниченные ими блоки вмерзают в лед и уносятся ледником.

крупные участки эрозионных останцов бронирующих толщ, при встречном подъеме пластов)

материковые льды способны срезать и смещать целые скальные массивы площадью до нескольких квадратных километров.
Наиболее характерны отрицательные формы рельефа, обусловленные экзарацией. Это длинные и нередко узкие борозды сложной, часто причудливой конфигурации, и неправильные котловины. Обычно они бывают заняты озерами. Очень типичен озерный ландшафт Финляндии и Карелии. Анализ расположения озер показывает их тесную связь с геологической структурой, приуроченностью борозд и котловин к зонам повышенной трещиноватости.
Положительные формы рельефа также обнаруживают связь с геологическим строением. В виде скалистых выступов сохраняются наиболее массивные породы. По сети трещин развиваются углубления. Очень распространен мелкохолмистый рельеф. Характерны асимметричные, односторонне сглаженные холмы, называемые «бараньими лбами».

льдов. На участках скопления «бараньих лбов» образуется своеобразный рельеф «курчавых

скал». На побережьях затопленный морем мелкохолмистый рельеф образует шхеры — участки берегов со множеством мелких островов типа бараньих лбов. Между бороздами озер нередко протягиваются невысокие скальные гряды, также сглаженные ледником, называемые сельгами.
12.1.2. Отложения и рельеф областей ледниковой аккумуляции. Подвижные морены (донные и внутренние), заключенные во льдах, дают начало отложенным моренам, образующимся при аккумуляции. Процесс этот осложняется тем, что накопившийся материал в своей верхней части подвергается действию талых вод ледника и, кроме того, после начала стаивания возможны новые подвижки льда, который механически воздействует на свои отложения и на успевшие уже накопиться водно-ледниковые отложения. В связи с этим строение ледниковых отложений достаточно сложно, особенно в краевой части ледников.

и краевые морены. Кроме того с материковым оледенением тесно связана

группа ледниково-морских отложений, образующихся при участии шельфовых ледников. Наиболее широко распространены основные морены, занимающие обширные площади территории растекания льда.
Основные морены состоят из самых разнообразных по размерам частиц — от глинистых до валунных. Для них характерны площадное залегание, отсутствие сортировки обломочного материала по величине и настоящей слоистости. Важным признаком является наличие валунов различных крепких пород, принесенных ледником издалека. Характерную литологическую разновидность основной морены представляет валунный суглинок — чрезвычайно сильно уплотненный, лишенный слоистости и содержащий большее или меньшее количество щебня, гальки и валунов различных пород, обычно совершенно чуждых данной местности.

надежными основаниями для строительства. Цвет суглинков обычно бурый или серый,

но может быть красновато- и желто-бурым.
С удалением от области ледниковой денудации в составе морены увеличивается количество пылеватого материала и заметно уменьшается величина валунов, что, связано с перетиранием и дроблением обломков в процессе их переноса ледником. Близ зоны выноса (например, в Эстонии) очень часты валуны 1—2 м в поперечнике, встречаются и размером до 10 м, в Московской области они не превышают 0,7 м, на Дону и Днепре — не больше 0,2 м. Состав и цвет морены зависят также от геологического строения ложа ледника. Разумеется, ледники и в зоне аккумуляции в процессе своего растекания активно денудируют. Поэтому они почти нацело разрушают более древние рыхлые отложения и срезают крупные участки коренных пород, обогащая морену местным материалом. Так образуются местные морены.

отторженцы, огромные, измеряемые сотнями метров в поперечнике поля древних пород,

залегающие среди морены. Широко известны отторженцы известняков нижнего карбона в Калининской области, которые были перемещены ледником на 120 км.
Мощность основной морены сильно колеблется в зависимости от количества материала, находившегося в леднике, и рельефа ложа. Обычно она бывает от 5 до 15 м, изредка до 20—50 м. Главная часть этих отложений формируется под покровом льда в результате оседания донной морены, теряющей подвижность еще во время движения ледника, при перегрузке обломочным материалом его нижних слоев. Для этой базальной фации характерны гляциодинамические текстуры, возникающие в донной морене еще при ее движении.

пологих холмов, причудливых в плане очертаний, с неглубокими впадинами. Хаотически

расположенные холмы группируются в пологие увалы, разделяющие более крупные низины. Образование такого рельефа связано с неравномерным распределением обломочного материала в толще льда. Возникновение некоторых западин объясняется явлениями термокарста с вытаиванием уже после отложения морены, участков погребенного льда. Среди полого-холмистого ландшафта встречаются и районы первично выровненного рельефа морены. Их объясняют выровненным характером подледного рельефа и равномерным стаиванием льда. Друмлины. По периферии покрова основной морены, примыкая к поясу краевых морен, располагаются участки упорядоченно-холмистого ландшафта. Здесь скапливаются удлиненно-овальные холмы, вытянутые в направлении движения ледника и сложенные полностью или частично моренным материалом. Их называют друмлинами. Размеры — от 400 до 2500 м в длину, от 150 до 400 м в ширину, от 5 до 45 м в высоту. Конец друмлина, обращенный навстречу движению льда, более тупой и высокий, противоположный конец несколько уже и значительно положе.

т. е. они представляют сложную экзарационно-аккумулятивную форму. Первичные неровности, из

которых образуются друмлины, возникают при резко неравномерном распределении обломочного материала в толще льда. Важную роль в этом могут играть многочисленные в краевых частях ледников крупные зияющие продольные трещины, в которые выдавливается льдом и сносится талыми водами обломочный материал, а также резкие выступы ложа, за которыми происходит скопление обломков.

ледника, вдоль его границы. Такое положение возникает, когда при данных

климатических условиях количество притекающего льда равняется количеству стаивающего. В этом случае ледник, продолжая транспортировать обломочный материал, сгруживает его у своей окраины, и чем дольше это будет продолжаться, тем больше скопится обломочного материала. Краевые морены формируются в условиях сочетания интенсивного стаивания льда, обуславливающего большую роль талых ледниковых вод, и активного поступательного движения льда, теряющего в краях ледника свою пластичность и движущегося как жесткий массив. Напорное движение льда имеет важнейшее значение в образовании краевых морен, многие из которых представляют собой крупные гляциодислокации. Процесс этот осложняется осцилляциями — мелкими колебаниями края ледника, связанными с изменениями климата. При отступании ледника перед его краем накапливаются различные водно-ледниковые отложения, при наступании они либо перекрываются снова мореной, либо смещаются напором льда, образуя надвиговые чешуи в теле морены.

ледника. Промытые талыми водами, они образуют большие щели и колодцы

в теле ледника, заполняемые затем обломочным материалом. Выделяются два типа краевых морен — насыпные и напорные. И те, и другие образуются в процессе длительного сгруживания моренного материала у края ледника. Важной особенностью их отложений является существенная роль талых ледниковых вод в их образовании. Потоки талых вод, промывая собственно ледниковые отложения, выносят более мелкий материал, обогащая морену крупными обломками. Поэтому в составе краевых морен преобладают грубые гравийные пески, насыщенные галькой и валунами. Насыпные морены формируются при преобладающей роли вытаивания материала, приносимого ледником. Напор льда лишь осложняет их строение. В поперечном разрезе выделяются две фации — внутренняя, переходная к основной морене, отличающаяся еще значительным содержанием суглинистого материала, и внешняя, хорошо промытая.

В составе этих морен, кроме ледниковых и водно-ледниковых отложений, могут

участвовать и пакеты, линзы коренных пород, срезанные ледником, и вся толща оказывается сильно деформированной. Мощность краевых морен очень неравномерна, но может достигать 100 м и более.
В рельефе краевые морены выражены поясами многочисленных, иногда очень крупных холмов с крутыми склонами и протяженных извилистых гряд конечных морен, разделенных перемычками на отдельные звенья. Гряды асимметричны, с более крутыми внутренними склонами. Часто они группируются по две или три, вместе образуя более широкие возвышенности. Относительная высота конечноморенных гряд достигает нескольких десятков метров, иногда более 100 м. В плане характерны изгибы гряд, своей выпуклостью обращенные во внешнюю сторону. Ширина этих поясов достигает 5—60 км. С внутренней стороны к поясу краевых морен примыкает холмисто-западинный рельеф основной морены, а с периферии они окаймляются своеобразным рельефом водно-ледникового происхождения.

ледников и стадии их отступания, указывают на эпохи стабилизации климатических

условий далекого прошлого.
В европейской части имеется до пяти крупных конечно-моренных поясов, каждый из которых включает по несколько гряд.
Ледниково-морские отложения стоят совершенно особняком: среди других генетических типов ледникового ряда, так как представляют собой морские образования. Они встречаются, однако, и на суше, где оказываются либо после регрессии моря, либо в результате выноса льдом при пересечении покровными ледниками морских впадин. Возникновение ледниково-морских отложений связано с шельфовыми ледниками, находящимися на плаву или двигающимися по морскому дну. При нахождении ледника на плаву из него вытаивает материал донной морены и оседает на дне моря, образуя нередко крупные линзовидные пласты, переслаивающиеся с обычными морскими осадками. Моренные суглинки ледниково-морского генезиса отличаются от обычных заметно пониженной уплотненностью. Характерным признаком морены остаются обильные валуны.

только для внешней перигляциальной зоны ледникового комплекса. По мере стаивания

ледников они формируются на всей их площади, включая и область ледниковой денудации, где они, благодаря своему недавнему образованию, выражены даже наиболее полно и отчетливо.
Среди водно-ледниковых образований выделяется группа флювиогляциальных отложений и образуемых ими форм рельефа ж группа озерно-ледниковых (лимногляциальных) отложений.
Флювиогляциальные образования связаны с деятельностью потоков талых ледниковых вод и поэтому обнаруживают некоторое сходство с аллювием. Эти образования подразделяются на внутри- и приледниковые (озы и камы) и внеледниковые (зандровые пески). К той и другой подгруппам относятся также флювиогляциальные суглинки.

зоне ледников и вдоль их внешнего края. Они откладываются мощными

потоками талых вод, которые бывают подледниковыми, внутриледниковыми и надледниковыми, а также образуются в связанных с этими потоками озерах и разливах. Подледниковые потоки в краевой зоне ледников, несомненно, размывают донную морену, а иногда и породы ложа и могут вырабатывать разнообразные подледные долины. Но главная роль всех этих потоков заключается в перемыве материала морены и переотложении его текучими водами.
Озы представляют собой узкие длинные извилистые валы и гряды, расположенные поперечно к конечным моренам, т. е. примерно вдоль движения ледника. Они пересекают рельеф, не считаясь с его неровностями, то спускаясь в долины, то поднимаясь на холмы. Иногда озы сливаются друг с другом, подобно потокам, образуя ветвящиеся системы. Длина их достигает десятков километров, высота 20—50 м, ширина 100—300 м, местами до 1—3 км

и отмыт. В большинстве озов наблюдается хорошо развитая слоистость —

горизонтальная и косая, близкая к слоистости потоков, реже слоистость выражена плохо. Все признаки озов указывают, что это отложения потоков талых вод, отличавшихся быстрым течением и активно перемывавших моренный материал, влекомый ледником.

Перемытый материал отлагался в руслах, образуя лентообразные в плане линзы, которые при стаивании льда проектировались на поверхность его ложа. Озы, формировавшиеся в нижних слоях льда, местами перекрывались мореной. Слоистость сохранялась хорошо лишь в руслах подледниковых потоков.

в конусах выноса ледниковых потоков, образующихся в период отступания ледника,

когда суммирование ежегодных конусов выноса дает лентообразную в плане форму. Озы широко распространены в Финляндии и на прилегающей к ней территории России.
Камы в рельефе представляют собой плоские обширные холмы с пологими и крутыми склонами высотой 10—20 м. Часто они располагаются группами и разделяются заболоченными низинами, выстланными основной мореной. Сложены камы песками, супесями, суглинками. Слоистость обычно хорошо развита, но встречаются камы и без слоистости. Различают лимнокамы, образующиеся в ледниковых озерах, и флювиокамы, связанные с потоками.

сюда талыми водами материал после стаивания льда оседает на поверхность

основной морены, образуя теперь неправильные холмы. Лимнокамы с хорошо выраженной горизонтальной слоистостью образуются в озерах, возникающих в проталинах на участках «мертвого» (неподвижного) льда и в подледных озерах, занимавших обширные вытаявшие гроты.
Отложение материала, приносимого талыми водами, в этих случаях идет уже на поверхности подстилающей морены, часто с остатками льда, вытаивание которого позднее ведет к образованию термокарстовых воронок.

Камы, их форма и строение: 1 - морены, 2 - песчаники и 3 - песчано-галечные отложения

примесью гальки, и с хорошо выраженной косой слоистостью могут возникать

при стационарном положении края ледника, как приледниковые конусы выноса потоков талых вод, устье которых временами перемещается, то расширяя холм, то создавая рядом новый.
Камы встречаются там же, где и озы. Большое количество их имеется в Прибалтике и в Ленинградской области.
В широких разливах талых ледниковых вод на плоской поверхности ледника могут отлагаться также флювиогляциальные суглинки. После стаивания льда они оседают, сплошным чехлом перекрывая морену. Таким путем, по А. И. Спиридонову, объясняется образование неслоистых покровных суглинков на возвышенностях Средней России, где они залегают на морене.

зоне. Главную роль тут играют зандры, представляющие собой песчаные равнины,

примыкающие к внешнему краю конечноморенного пояса. Пески образуют довольно крупные по размерам площади — зандровые поля; иногда зандры занимают пологие низины и имеют вытянутую форму. Поверхность зандров нередко бывает слабо наклонной от края ледника. В строении зандров преобладают пески, обычно содержащие гальку и мелкие валуны. По направлению к леднику пески замещаются гравийно-галечными отложениями. К периферии они иногда сменяются флювиогляциальными суглинками. Зандры образуются на приледниковых равнинах блуждающими по ним потоками талых ледниковых вод, перегруженных вымытым из ледника моренным материалом.
Озерно-ледниковые отложения. Со стаиванием материковых ледников связано образование многочисленных озер. В условиях сурового климата в них накапливался мелко- и тонкообломочный материал без примеси органического вещества. Озерно-ледниковые отложения отличаются хорошей отсортированностью и тонкой параллельной слоистостью.

состоят из правильного чередования мелкозернистых светлых песков, образующих более крупные

(до нескольких сантиметров) летние слои, и темных глин, образующих зимние, более тонкие слои. Каждая пара слоев отвечает одному году, что дает возможность точно подсчитать время существования озера. Соотношения мощности слоев, зависящие от мелких климатических колебаний, выдерживаются на больших пространствах, что дает возможность сопоставлять слои соседних водоемов.
В рельефе озерным отложениям отвечают участки озерных равнин, но часто они бывают перекрыты отложениями другого генезиса и залегают в погребенном состоянии.

образования подвергается воздействию талых вод и солифлюкции. Эти процессы ведут

к сглаживанию холмов, к заполнению впадин. В дальнейшем развитии этого рельефа можно выделить две стадии, связанные с преобразованием его флювиальными процессами. На первой стадии развиваются озерно-речные системы — цепи озер, занимающих впадины рельефа, соединенные между собой реками. Таков рельеф района Ладожского озера, области, недавно оставленной ледником. На второй стадии, в области, ранее освободившейся от оледенения, озера оказываются спущенными, оставшиеся на их месте озерные равнины прорезаны реками, склоны сильно переработаны эрозионными и делювиальными процессами.

в горах там, где горы поднимаются выше снеговой границы. По

сравнению с материковыми, горные ледники имеют меньшие размеры и мощность льда; направление их движения и форма зависят от рельефа подледниковой поверхности, а скорость движения определяется прежде всего уклоном.
Выше снеговой линии, в области питания, обычно в углублениях рельефа, происходит накопление снега, превращение его в фирн и глетчерный лед. Образуются фирновые бассейны, откуда лед под действием силы тяжести медленно стекает ниже снеговой линии, попадая в область абляции, где идет его стаивание. Сток льда в горах происходит по доледниковым эрозионным долинам в виде ледниковых языков.

в результате оттока льда. Поверхность ледниковых потоков в таком же

разрезе выпуклая вследствие повышенного притока льда в средней части. Продольный профиль ледника может иметь весьма различные уклоны, отражающие неровности ледникового ложа.
На крутых участках, где скорость потока повышена (ледопады), образуются системы больших поперечных трещин. Положение снеговой линии в горах можно определить приближенно по смене на поверхности ледника (летом) льда в области абляции снегом в области питания. Более точно снеговую линию можно определить картографически по переходу выпуклого профиля ледникового языка в вогнутый профиль фирнового бассейна. Она проходит по прямой горизонтали на поверхности ледника; выше этой линии горизонтали обращены выпуклостью вверх (вогнутая поверхность фирнового бассейна), а ниже, на ледниковом языке — выпуклостью вниз (метод Гесса). Есть ряд других картографических методов, нередко применяемых для определения положения снеговой линии былых оледенений.

аккумуляции, III - граница между областью питания и абляции, 1

– лед, 2 - фирн, 3 - поверхность коренных пород, 4 – ледопады, 5 - ригель, 6 - моренные отложения.

горных ледников являются долинные, или альпийские ледники. Они характеризуются наличием

фирнового бассейна и хорошо развитого ледникового языка. При слиянии нескольких простых ледников, как правило, образуются древовидные ледники. К более мелким, но очень часто встречающимся ледникам относятся каровые ледники, которые заполняют креслообразные углубления — кары в верхней части склонов гор и не имеют языка, и висячие ледники, заполняющие небольшие впадины на склонах гор, откуда иногда спускаются и «висят» на склоне короткие ледяные языки.
К горно-покровным ледникам относятся плоскогорные и предгорные и ледники вулканических конусов. Плоскогорные ледники (скандинавский тип) образуются на больших плато и плоскогорьях, с которых по долинам рек спускаются в виде ледниковых языков.
Предгорные ледники (маляспинский тип) образуют сплошной ледяной покров при слиянии на предгорной равнине выходящих из гор по долинам ледниковых языков. Ледники вулканических конусов (эльбрусский тип) имеют шапкообразное фирновое поле и несколько отводящих ледяных языков.

придает неповторимый облик высоким частям гор. Главную роль играют отрицательные

формы — кары, ледниковые цирки и троги (рис. 191).
Кары (австр. Kar, Kahr — кресло) представляют собой креслообразные, нередко вытянутые вниз по склону углубления с крутыми, местами отвесными стенками и пологим, вогнутым дном.
Они возникают под толщей льда фирновых бассейнов вследствие морозного выветривания и экзарации. При этом происходит постоянное углубление впадины, максимальное там, где мощность льда и, следовательно, скорость его течения больше, чем и объясняется вогнутая форма днища. Кроме того, идет расширение впадины вследствие стачивания стенок движущимся льдом, чему весьма способствует морозное выветривание. Обычно кары развиваются несколько выше уровня снеговой линии.

— крупные впадины циркообразной или неправильно-вытянутой формы, обрамленные с трех

сторон высокими скалистыми хребтами, а с четвертой — открытые вниз по склону гор, куда происходил сток льда в виде языка.
Чаще всего ледники используют при этом уже имеющиеся эрозионные долины, которые преобразуются языками ледников в характерные корытообразные ледниковые долины — троги (нем. Trog — корыто).
Троги имеют широкое полого-вогнутое дно и крутые склоны, вытачиваемые движущимся льдом. При этом происходит спрямление долин, срезание льдом поперечных хребтиков, образованных излучинами речной долины. Продольный профиль трогов отличается изменчивыми уклонами, местами с резкими ступенями — ригелями (нем. Rigel — преграда), чередующимися с пологими участками.
Встречаются и обратные уклоны. Перепады в продольном профиле трогов обусловлены либо соседством резко различающихся по устойчивости горных пород, либо внезапным увеличением массы льда при слиянии двух ледников.

наблюдается нередко выпуклый перегиб к пологому, наклонному к долине участку

склона, называемому плечом трога. Здесь, так же как и на крутом склоне трога, видны ледниковые шрамы и борозды. Иногда имеются остатки морены. Плечи трога возникают как результат срезания ледником склонов прежней речной долины (имевших меньшую крутизну, чем склоны трога) и последующей обработки льдом зоны перегиба.

масса льда в главном леднике больше, чем в боковом, первый

вырабатывает более глубокий трог, а притоки — более мелкие троги, часто подвешенные на значительную высоту над дном главного трога. Положительные формы рельефа ледниковой денудации в горах связаны с разрастанием смежных цирков, между которыми остаются узкие скалистые гребни — остаточные ледниковые хребты с зубчатыми вершинами. Среди них выделяются пирамидальные трех- и четырехгранные вершины — карлинги, возникающие на стыке трех-четырех цирков. В образовании этих форм большую роль играют морозное выветривание, камнепады и обвалы.

планации — выравнивании гор примерно на уровне фирновых бассейнов. Колебания

климата и положения снеговой границы, а также тектонические поднятия гор ведут к образованию нескольких ярусов каров (лестницы каров), цирков и трогов.

Карлинги - остроконечные горные вершины со слегка вогнутыми гранями, образуются в результате отступания задних стенок каров

отложения, также имеют специфические особенности.
В областях современных оледенений это,

прежде всего тела самих ледников. В рельефе это фирновые поля, занимающие днища цирков и каров, перекрывающие горные плато и вулканические конусы, а также ледниковые языки, спускающиеся по трогам.
Заключенные в ледниках подвижные морены представлены донной, внутренней, боковой, срединной и поверхностной моренами. В горных условиях, помимо экзарационной деятельности ледника, существенную роль в образовании этих морен играют снежные лавины, осыпи, обвалы и камнепады. Лавины имеют большое значение и в питании самих ледников. В фирновых полях скапливается снег, переуплотняется в фирн и лед, стекает по долинам в виде ледникового языка. Со склонов гор осыпается каменный материал и идет на формирование боковых поверхностных морен. Два ледниковых потока соединяются в более крупной долине в один, боковые морены объединяются в среднюю поверхностную и внутреннюю морены. В основании ледника создается донная морена.

Боковые морены образуются из поступающих со склонов обломков и представляют

собой широкие валы высотой 20—30 м по бокам языка. При слиянии ледников их боковые морены объединяются и дают начало срединным моренам, также образующим валы на поверхности ледника. После стаивания ледников возникают отложенные морены. Они подразделяются на основные, боковые, срединные и конечные.
Срединные морены возникают и при обтачивании ледниками скалистых выступов ложа, торчащих надо льдом — нунатаков. В этом случае они могут быть и среди фирнового поля.

каров. В составе основных морен в горах преобладает абляционная морена,

образующаяся при вытаивании материала внутренней и поверхностной морен, а иногда и донной морены. Менее развита тут базальная морена, образующаяся, как и при материковом оледенении, из донной морены, отлагающейся под движущимся покровом ледника. Для основной морены характерен беспорядочный холмисто-западинный рельеф, на фоне которого выделяются продольные гряды боковых и срединных морен. При неоднократном понижении поверхности ледника в связи с его абляцией на склоны ледниковой долины соответственно проектируется несколько ярусов террасовидных площадок боковых морен, образующих моренные (ложные) террасы, отличающиеся от речных террас по составу слагающего их моренного материала. При стационарном положении конца ледника или при стадиальных задержках в его отступаний там образуются конечные морены. Они представляют собой дугообразные гряды моренного материала, перегораживающие долину. Различают насыпные и напорные морены. Последние отличаются сложным чешуйчатым строением и участием в их составе выжатой базальной морены.

(3).

озера. Более древние морены пропиливаются потоками талых ледниковых вод и

реками и постепенно сглаживаются и разрушаются. Моренные отложения горных стран, так же как и равнинных, сложены неслоистыми толщами из совершенно несортированных различного размера обломков, от глыб весом несколько тонн до тонкого глинистого материала. В отличие от морен материкового оледенения в горных моренах преобладает грубообломочный материал с угловатыми, слабо обработанными обломками; это — щебень и глыбы с грубым песчано-глинистым заполнителем. Несколько более обработаны обломки донной морены, где можно видеть и ледниковую штриховку. От склоновых отложений морены отличаются присутствием обломков чуждых горных пород.

отложения формируются ниже дуг конечных морен, где они могут образовать

несколько уровней флювиогляциальных террас, соответствующих нескольким стадиям отступания и остановок ледника, нескольким грядам конечных морен. Эти отложения представлены отсортированным галечным материалом с примесью песка, образовавшимся при пере мыве моренного материала вытекавшим из конца ледника потоком. Более грубый обломочный материал накапливается близ внешнего края конечно-моренной дуги и при осцилляции (колебании) края ледника чередуется с моренным материалом, образуя так называемый переходный конус. Ниже по долине флювиогляциальный материал становится более мелким и окатанным, постепенно переходя в аллювий горных рек.

Троговые озера возникают после стаивания ледников в переуглубленных ими низовьях

трогов. В плане озера имеют резко вытянутую форму. На морских побережьях им соответствуют фьорды — узкие заливы моря в троговых долинах. Каровые озера, занимающие цирки и кары высоко в горах, обычно быстро заполняются продуктами выветривания окружающих склонов. Моренные озера, располагающиеся выше гряд конечных морен, также быстро заполняются обломочным материалом ледниковых потоков и, так же как каровые озера, существуют сравнительно недолго. Цирки и кары, не занятые озерами, заполняются щебнистым осыпным материалом со склонов, а по мере выполаживания последних и затухания гравитационных склоновых процессов щебень выветривается, покрывается растительностью я подвергается почвообразованию.

Троговые озера возникают после стаивания ледников в переуглубленных ими низовьях

трогов. В плане озера имеют резко вытянутую форму. На морских побережьях им соответствуют фьорды — узкие заливы моря в троговых долинах. Каровые озера, занимающие цирки и кары высоко в горах, обычно быстро заполняются продуктами выветривания окружающих склонов. Моренные озера, располагающиеся выше гряд конечных морен, также быстро заполняются обломочным материалом ледниковых потоков и, так же как каровые озера, существуют сравнительно недолго. Цирки и кары, не занятые озерами, заполняются щебнистым осыпным материалом со склонов, а по мере выполаживания последних и затухания гравитационных склоновых процессов щебень выветривается, покрывается растительностью я подвергается почвообразованию.

отложениями ледникового ряда, включают преимущественно строительные материалы. Высококачественное кирпично-черепичное сырье

и сырье для гончарных изделий представляют собой ленточные глины. Широко используются также моренные суглинки и глины. Большое значение имеют флювиогляциальные пески, зандровые и озовые, как природные гравийно-песчаные смеси, идущие на изготовление бетона. Ценный дорожно-строительный материал в виде булыжника, галечника и балластных песков доставляют флювиогляциальные пески и перемытые конечные морены.

Так возникают ледниковые россыпи. Однако они редко имеют промышленное значение.

Более важны флювиогляциальные россыпи, в которых происходит обогащение металлом при перемыве водой моренных или более древних отложений, содержащих золото.
Большое значение при поисках месторождений имеет валунный метод. Изучая пути перемещения моренных валунов, устанавливают местонахождение коренных выходов. Этот метод сыграл, например, важную роль в открытии полиметаллического месторождения Талнах в Сибири.