Водно-льодовикові відкладення. Льодовиковий рельєф короткий словник термінів

Екзараційний рельєф, це рельєф, створений покривними льодовиками. Маючи значну товщину і вагу, льодовики проводили потужну екзараційну роботу. У багатьох місцевостях вони знищили весь ґрунтовий покрив і частково підстилаючі пухкі відкладення та прорізали глибокі улоговини та борозни в корінних породах. У центральному Квебеку ці улоговини зайняті численними озерами витягнутої форми.

Льодовикові борозни простежуються вздовж Канадської трансконтинентальної автомагістралі та поблизу міста Садбері (пров. Онтаріо). Гори штату Нью-Йорк і Нової Англії були викладені і відпрепаровані, а льодовикові долини, що існували там, розширені і поглиблені потоками льоду. Льодовики також розширили улоговини п'яти Великих озер США та Канади, а поверхні скельних порід відполірували та покрили штрихуванням.

Льодовиково-акумулятивний рельєф, створений покривними льодовиками. Льодовикові покриви, включаючи Лаврентійський і Скандинавський, займали площу щонайменше 16 млн. км2, і, крім того, тисячі квадратних кілометрів були вкриті гірськими льодовиками. Під час деградації заледеніння весь еродований і переміщений у тілі льодовика уламковий матеріал відкладався там, де танув лід.

Перигляційний рельєф. Сукупність специфічних форм рельєфу було створено, коли край льодовикового покриву чи кінець льодовика перебували у стаціонарному становищі чи за руйнації мертвого льоду.
Льодовиковий рельєф. Під льодовиковим покривом відклалася морена (перенесений льодом уламковий матеріал), поверхні якої створено різні форми рельєфу. Перед краєм льодовика теж сформувалася морена, перероблена потоками талих льодовикових вод. Рельєф, що утворився, визначає ландшафт територій, що звільнилися від льодів під час деградації останнього льодовикового покриву.
(Мал. з сайту www.krugosvet.ru)

Таким чином, великі території виявилися усіяними валунами та щебенем і вкриті дрібнозернистішими льодовиковими відкладеннями. Давним-давно на Британських островах були виявлені розсіяні по поверхні валуни незвичайного складу. Спочатку передбачалося, що вони принесли океанічні течії. Однак згодом було визнано їхнє льодовикове походження.

Льодовикові відкладеннястали поділяти на морену та сортовані опади. До складу відкладених морен (які іноді називають тіл) входять валуни, щебінь, пісок, супісок, суглинок та глина. Можливо переважання одного з цих компонентів, але найчастіше морена є несортованою сумішшю двох або більшої кількості складових, а іноді зустрічаються всі фракції. Сортовані опади формуються під впливом талих льодовикових вод і складають зандрові водно-льодовикові рівнини, долинні зандри, ками та ози (див. нижче), а також заповнюють улоговини озер льодовикового походження. Нижче розглядаються деякі характерні форми рельєфу областей покривного заледеніння.

Основні морени. Слово "морена" вперше було застосовано для позначення гряд і пагорбів, складених валунами і мілкоземом і льодовиків, що зустрічаються в кінці кінців, у Французьких Альпах. У складі основних морен переважає матеріал відкладених морен, а їх поверхня є пересіченою рівниною з невеликими пагорбами і грядами різних форм і розмірів і з численними невеликими улоговинами, заповненими озерами і болотами. Потужність основних морен варіює у великих межах залежно від обсягу принесеного льодом матеріалу.

Злиття декількох льодовиків з утворенням серединних морен у місцях їхнього тектонічного зшивання.
Західна Гренландія, район Делагерських нунатак.
1 – льодовики та тріщини в ннх, 2 – крайові та серединні морени, 3 – виходи скельного ложа льодовиків, 4 – озера.
(Мал. з сайту www.avspir.narod.ru)

Основні морени займають великі площі США, Канаді, на Британських островах, Польщі, Фінляндії, північної Німеччини та Росії. Для околиць Понтіака (шт. Мічиган) та Уотерлу (шт. Вісконсін) характерні ландшафти основної морени. Тисячі невеликих озер усеюють поверхню основних морен у Манітобі та Онтаріо (Канада), Міннесоті (США), Фінляндії та Польщі.

Кінцеві морениутворюють потужні широкі пояси вздовж краю покривного льодовика. Вони представлені грядами або більш-менш ізольованими пагорбами потужністю до кількох десятків метрів, шириною до кількох кілометрів і, як правило, завдовжки багато кілометрів. Часто край покривного льодовика був рівним, а розділявся на досить чітко відокремлені лопаті. Становище краю льодовика реконструюється кінцевими моренами. Ймовірно, під час відкладення цих морен край льодовика тривалий час перебував майже у нерухомому (стаціонарному) стані.

ВНТ – внутрішня фація, багато суглинистого матеріалу; ВНШ – зовнішня фація – добре промита; ОМ – основна морена; Ф – флювіогляційні піски.
(Мал. з сайту www.5fan.ru)

При цьому формувалася не одна гряда, а цілий комплекс гряд, пагорбів і улоговин, який помітно височіє над поверхнею суміжних основних морен. У більшості випадків кінцеві морени, що входять до складу комплексу, свідчать про неодноразові невеликі зрушення краю льодовика. Талі води льодовиків, що відступали, зруйнували ці морени в багатьох місцях, що підтверджується спостереженнями в центральній Альберті і на північ від містаРеджайн в горах Харт в провінції Саскачеван. На території США такі приклади представлені вздовж південного кордону покривного заледеніння.

Витягнуті пагорби, що формою нагадують ложку, перевернуту опуклою стороною догори. Ці форми складаються з матеріалу відкладеної морени, а деяких (але не у всіх) випадках мають ядро ​​з корінних порід. Друмліни зазвичай зустрічаються великими групами - по кілька десятків чи навіть сотень. Більшість цих форм рельєфу має розміри 900-2000 м завдовжки, 180-460 м завширшки і 15-45 м заввишки. Валуни з їхньої поверхні нерідко орієнтовані довгими осями у напрямку руху льоду, яке здійснювалося від крутого схилу до пологого.

Архіпелаг із друмлінів, затока Клю (Ірландія)

Очевидно, друмліни формувалися, коли нижні шари льоду втрачали рухливість через перевантаження уламковим матеріалом і перекривалися рухомими. верхніми шарами, які переробляли матеріал відкладеної морени та створювали характерні форми друмлінів. Такі форми широко поширені в ландшафтах основних морен областей покривного заледеніння.

Зандрові рівнинискладені матеріалом, принесеним потоками талих льодовикових вод, і зазвичай примикають до зовнішнього краю кінцевих морен. Ці грубосортовані відкладення складаються з піску, гальки, глини та валунів (максимальний розмір яких залежав від здатності до транспортування потоків). Зандрові поля зазвичай широко поширені вздовж зовнішнього краю кінцевих морен, але бувають і винятки.

Зандр в Ісландії, видимий зі східної околиці на кінцевій зупинці льодовика Свінафельсьокуль
(Мал. з сайту www.vodopad-lednik.ru)

Наочні приклади андрів зустрічаються на захід від морени альтмонт в центральній Альберті, поблизу міст Баррінгтон (шт. Іллінойс) і Плейнфілд (шт. Нью-Джерсі), а також на о. Лонг-Айленд і півострів Кейп-Код. Зандрові рівнини в центральних районах США, особливо вздовж рік Іллінойс і Міссісіпі, містили величезну кількість пилуватого матеріалу, який згодом був підхоплений і перенесений сильними вітрамиі, зрештою, перевідкладено у вигляді судьби.

Ози- це довгі вузькі звивисті гряди, складені в основному сортованими опадами, довжиною від кількох метрів до кількох кілометрів і висотою до 45 м. Ози формувалися в результаті діяльності підльодовикових потоків талих вод, що виробили у льоду тунелі та відкладали там наноси. Ози зустрічаються всюди, де існували льодовикові покриви. Сотні таких форм знаходяться як на схід, так і на захід від Гудзонової затоки.

Мал. із сайту www.dic.academic.ru

Це невеликі крутосхильні пагорби та короткі гряди неправильної форми, Складені сортованими опадами. Ймовірно, вони утворилися різними способами. Деякі були відкладені поблизу кінцевих морен потоками, що витікали з внутрішньольодовикових тріщин або підльодовикових тунелів. Ці камі часто зливаються у широкі поля слабосортованих наносів, які називаються камовими терасами. Інші, мабуть, були сформовані внаслідок танення великих брил мертвого льоду наприкінці льодовика. Утворені при цьому улоговини заповнювалися відкладеннями потоків талих вод, і після повного танення льоду там формувалися камі, що злегка височіли над поверхнею основної морени. Ками зустрічаються у всіх областях покривного заледеніння.

Ками в Нечкінському національному паркув Удмуртії
(Мал. з сайту www.vodopad-lednik.ru)

Западиничасто зустрічаються на поверхні основної морени. Це результат витаювання брил льоду. Нині у гумідних районах можуть бути зайняті озерами чи болотами, а семіаридних і навіть у багатьох гумідних районах вони сухі. Такі западини зустрічаються у поєднанні з невеликими крутосхилими пагорбами. Западини та пагорби - типові формирельєфу основної морени. Сотні таких форм зустрічаються у північному Іллінойсі, Вісконсіні, Міннесоті та Манітобі.

Типова схема невеликої ділянки горбисто-моренного рельєфу на території Європейської частини СРСР у зоні колишнього тут останнього заледеніння. Рельєф ділянки представляє здавалося б безладне нагромадження і чергування пагорбів і западин. Найбільш високий пагорб має відмітку 203,2 м, найнижча відмітка - 125,6 м. Таким чином, найбільша різниця висот становить близько 78 м. Середні відмітки пагорбів дорівнюють 190-200 м, середні позначки западин 160-175 м, т.е. відносні висоти пагорбів у середньому дорівнюють 25-40 м.
(Мал. з сайту www.tinref.ru)

Озерно-льодовикові рівнинизаймають днища колишніх озер. У плейстоцені виникли численні озера льодовикового походження, які потім були спущені. Потоки талих льодовикових вод приносили у ці озера уламковий матеріал, який там сортувався. Стародавнє прилідникове оз. Агасіз площею 285 тис. кв. км, що розташовувалося в Саскачевані і Манітобе, Північній Дакоті та Міннесоті, харчувалося за рахунок численних потоків, що починалися від краю льодовикового покриву. В даний час велике дно озера, що займає площу в кілька тисяч квадратних кілометрів, являє собою суху поверхню, складену пісками і глинами, що перешаровуються.

Екзараційний рельєфстворений долинними льодовиками. На відміну від льодовикових покривів, які виробляють обтічні форми та згладжують поверхні, через які вони рухаються, гірські льодовики, навпаки, перетворюють рельєф гір і плато таким чином, що роблять його контрастнішим і створюють характерні розглянуті нижче форми рельєфу.

U-подібні долини (троги). Великі льодовики, що переносять у своїх підставах та крайових частинах великі валуни та пісок, є потужними агентами екзарації. Вони розширюють днища і роблять крутішими борти долин, якими рухаються. Так формується U-подібний поперечний профіль долин.

Озеро Кенігсзеє, розташоване в трогової долині
(Мал. з сайту www.vodopad-lednik.ru)

Висячі долини. Багато районах великі долинні льодовики приймали невеликі льодовики-притоки. Перші з них поглиблювали свої долини значно сильніше, ніж дрібні льодовики. Після танення льоду кінці долин льодовиків-приток виявилися ніби підвішеними над днищами головних долин. У такий спосіб виникли висячі долини. Такі типові долини та мальовничі водоспади утворилися в Йосемітській долині (шт. Каліфорнія) та національному парку Глейшер (шт. Монтана) у місцях з'єднання бічних долин із головними.

Висяча долина до перевалу на Ходештиг-Хем (Бурятія, Росія)
(Мал. з сайту www.images.esosedi.ru)

Цирки та кари. Цирки - це чашеподібні заглиблення або амфітеатри, які розташовуються у верхніх частинах трогів у всіх горах, де колись існували великі льодовики. Вони сформувалися в результаті розширюючої дії замерзлої в тріщинах гірських порід води і виносу великого уламкового матеріалу, що утворився під впливом сили тяжіння льодовиками.

У цирку гори Літня Поперечна (Камчатка, Росія)
(Фото з сайту www.nature-photographing.com)

Цирки виникають нижче за фірнову лінію, особливо у бергшрундів, при виході льодовика з фірнового поля. У ході процесів розширення тріщин при замерзанні води та екзарації ці форми ростуть у глибину та ширину. Їхні верхів'я врізаються в схил гори, на якому вони розташовані. Багато цирків мають круті борти заввишки кілька десятків метрів. Для днищ цирків також типові озерні ванни, вироблені льодовиками.

У тих випадках, коли подібні форми не мають прямого зв'язку з нижчими торками, вони називаються карами. Зовнішньо складається враження, що кари підвішені на схилах гір.

Карові сходи. Розташовані однієї долині щонайменше двох автомобілів називаються каровой сходами. Зазвичай кари поділяються крутими уступами, які зчленовуючись зі сплощеними днищами автомобілів, як щаблі, формують гігантські (вкладені) сходи. На схилах Передового хребта у штаті Колорадо представлено багато виразних карових сходів.

Болгарія. Корові сходи. Панорамний вид Семи Рильських озер із піку Озерний (фотографія "клікабельна")
(Фото з сайту www.dic.academic.ru)

Гостровершинні форми, що утворюються в ході розвитку трьох або більше автомобілів по різні боки від однієї гори. Часто карлінги мають правильну пірамідальну форму. Класичний приклад – гора Маттерхорн на кордоні Швейцарії та Італії. Проте мальовничі карлінги трапляються майже у всіх високих горах, де існували долинні льодовики.

Гора Маттерхорн (нім. Matterhorn, італ. Monte Cervino)
(Фото з сайту www.alinamix.com)

Це зубчасті гребені, що мають схожість із полотном пили або лезом ножа. Вони формуються там, де два автомобілі, що ростуть на протилежних схилах хребта, близько підходять один до одного. Арети виникають і там, де два паралельні льодовики зруйнували розділюючу гірську перемичку настільки, що від неї залишився лише вузький гребінь.

Гора Crib Goch (Уельс, Великобританія)
(фото із сайту www.en.wikipedia.org)

Перевали- це перемички в гребенях гірських хребтів, що утворюються при відступанні задніх стін двох автомобілів, які розвивалися на протилежних схилах.

Це скельні рештки, оточені льодовиковим льодом. Вони поділяють долинні льодовики та лопаті льодовикових шапок чи покривів. Чітко виражені нунатаки є на льодовику Франца-Йосифа та деяких інших льодовиках Нової Зеландії, а також у периферичних частинах Гренландського льодовикового покриву.

(Фото з сайту www.altfast.ru)

Фіордизустрічаються всіх узбережжях гірських країн, де долинні льодовики колись спускалися до океану. Типові фіорди – це частково затоплені морем трогові долини з U-подібним поперечним профілем. Льодовик товщиною бл. 900 м може просунутися в море і продовжувати поглиблювати свою долину, доки не досягне глибини бл. 800 м. До глибоких фіордів відносяться затока Согне-фіорд (1308 м) в Норвегії та протоки Месьє (1287 м) і Бейкер (1244) на півдні Чилі.

Хоча дуже впевнено можна констатувати, що більшість фіордів є глибоко врізаними трогами, які були затоплені після танення льодовиків, походження кожного фіорду можна з'ясувати тільки з урахуванням історії зледеніння в цій долині, умов залягання корінних порід, наявності розломів і масштабів занурення прибережної території.

Так, у той час як більшість фіордів являють собою перепоглиблені троги, багато прибережних районів, подібно до узбережжя Британської Колумбії, в результаті рухів земної коривипробували опускання, що у деяких випадках сприяло їхньому затопленню. Мальовничі фіорди характерні для Британської Колумбії, Норвегії, південного Чилі та Південного острова Нової Зеландії.

Екзараційні ванни (ванни виорювання) вироблені долинними льодовиками в корінних породах біля основи крутих схилів у місцях, де днища долин складені сильнотрещиноватыми породами. Зазвичай площа цих ванн ок. 2,5 кв. км, а глибина – бл. 15 м, хоча багато з них мають менші розміри. Нерідко екзараційні ванни присвячені днищам автомобілів.

Баранські лоби- це невеликі округлі пагорби та височини, складені щільними корінними породами, які були добре відполіровані льодовиками. Їх схили асиметричні: схил, звернений вниз рухом льодовика, - трохи крутіше. Часто на поверхні цих форм є льодовикова штрихування, причому штрихи орієнтовані у напрямку руху льоду.

Бараний лоб (Висоцьк, Росія)
Бараний лоб (Висоцьк, Росія)
(Фото з сайту www.ilyabim.livejournal.com)

Акумулятивний рельєфстворений долинними льодовиками. Кінцеві та бічні морени - найхарактерніші льодовиково-акумулятивні форми. Як правило, вони розташовані в гирлах трогів, але можуть також зустрічатися в будь-якому місці, яке займав льодовик, як у межах долини, так і поза нею. Обидва типи морен формувалися в результаті танення льоду з подальшим завантаженням уламкового матеріалу, що переноситься як на поверхні льодовика, так і всередині нього. Бічні морени зазвичай являють собою довгі вузькі гряди. Кінцеві морени також можуть мати форму гряд, часто це потужні скупчення великих уламків корінних порід, щебеню, піску та глини, відкладені у кінця льодовика протягом тривалого часу, коли темпи його наступу та танення були приблизно збалансовані.

Висота морени свідчить про потужність льодовика, що її утворив. Часто дві бічні морени з'єднуються в одну кінцеву морену підковоподібної форми, сторони якої простягаються вгору долиною. Там, де льодовик займав не все дно долини, бічна морена могла формуватися на деякій відстані від її бортів, але приблизно паралельно їм, залишаючи другу довгу і вузьку долину між моренною грядою і корінним схилом долини. Як бічна, так і кінцева морена мають включення величезних валунів (або брил) вагою до декількох тонн, виламаних з бортів долини внаслідок замерзання води в тріщинах гірських порід.

Рецесійні морениформувалися, коли темпи танення льодовика перевищували темпи його наступу. Вони утворюють дрібнобугристий рельєф з безліччю невеликих западин неправильної форми.

Долинні зандри- це акумулятивні утворення, складені грубосортованим уламковим матеріалом із корінних порід. Вони мають схожість із зандровими рівнинами областей покривного заледеніння, оскільки створені потоками талих льодовикових вод, проте розташовуються в межах долин нижче за кінцеву або рецесійну морену. Долинні андри можна спостерігати поблизу кінців льодовиків Норріс на Алясці та Атабаска в Альберті.

Озера льодовикового походженняіноді займають екзараційні ванни (наприклад, корові озера, розташовані в автомобілях), але набагато частіше такі озера знаходяться позаду морених гряд. Подібними озерами рясніють усі райони гірничо-долинного заледеніння; багато хто з них надає особливу красу оточуючим їх сильнопересіченим гірським ландшафтам. Вони використовуються для будівництва ГЕС, зрошення та міського водопостачання. Однак вони цінуються також за свою мальовничість та завдяки рекреаційній значущості. Багато найкрасивіших озер світу ставляться саме до цього типу.

Безладно розкидані у вигляді округлих конусоподібних куполів часто з плоскими вершинами, що ніколи не перевищують певного рівня. Розділені пониженнями, іноді у вигляді безстічних улоговин, зайнятих озерами, або заболочених. Схили пагорбів зазвичай круті – до 45°. Складено відсік; ними гравієм, пісками та супесями з горизонтальною та діагональною шаруватістю озерного типу. Часто поблизу пересіяння з поверхнею схилів порушена мікроскидами. Відповідно до теорії Флінта, К. виникають у краю (внутрішнього) материкових льодовиків в умовах їх егляціації.Тут утворюються великі ділянки та льоду мертвого,при таненні яких моренний матеріал перемивається та сортується. Глинисті частинки виносяться водними потоками, а галечники відкладаються в проміжках між брилами мертвого льоду - в крижаних озерах і печероподібних внутрішньольодовикових каналах і тріщинах, що виникають у тілі мертвого льоду. При стаюванні льоду і спаду рівня льодовикових озер піщаний матеріал, що нерівномірно відкладався на поверхні льоду і морени, поступово набуває безладний горбистий. При витаюванні похованих брил льоду виникають великі просідання - безстічні улоговини. У тих випадках, коли піски К. відкладаються у великих льодовикових озерах,

формуються камові тераси. Іноді До. утворюють великі горбисті області або великі типу камових кінцевих морен, розташованих паралельно краю льодовика, що відступав, напр, гряди Липові Гори на захід від р. Луги. Часто До. межують крутими уступами, зв. схилами льодовикового контакту,з прилеглими рівнинами. широко поширені серед комплексу льодовикових крайових утворень в межах останнього зледеніння Фенноскандії - в Карелії, в с.-з. обл. європ. частини СРСР та Прибалтиці, а також у С. Польщі та НДР. І. І. Краснов.

Геологічний словник: у 2-х томах. - М: Надра. За редакцією К. Н. Паффенгольця та ін.. 1978 .

Дивитись що таке "КАМИ" в інших словниках:

Камилю, я … Російське словесне наголос

Очерет, а, ом … Російське словесне наголос

Кулінарний словник

- (від нім. Kamm гребінь) куполоподібні крутосхильні безладно розкидані пагорби, що складаються з шаруватих відсортованих пісків, супісків, суглинків з домішкою гравію та прошарків глини, відкладених проточними талими льодовиковими ... Вікіпедія

- (Від ньому. Kamm гребінь) пагорби, складені сортованими шаруватими пісками, галечниками та гравієм; іноді прикриті зверху плащем морени. Висота 6 12 м (іноді до 30 м). Виникають у внутрішнього краю материкових льодовиків при таненні мертвого льоду. Великий Енциклопедичний словник

Безладно розкидані пагорби, що складаються із шаруватих відсортованих пісків, супісків, суглинків із домішкою гравію та прошарків глини. Утворюються біля краю материкових льодовиків при їхньому відступі. Геологічні терміни

камі- Округлі конусоподібні пагорби водно-льодовикового походження, часто з плоскими вершинами, складені в основному шаруватими пісками, гравієм і розташованими поблизу (з внутрішньої сторони) кінцевих морен. [Словник геологічних термінів та понять.… … Довідник технічного перекладача

- (Російські коми). Білоруська каша з картоплі, гороху, бобів, розварених у пюре і ретельно перемішаних, присмачених салом. Іноді з цієї комбінованої каші пюре роблять галушки грудочки і обсмажують їх у салі. Таке суто зовнішнє… … Велика енциклопедія кулінарного мистецтва

- (Від ньому. Kamm гребінь), пагорби, складені сортованими шаруватими пісками, галечниками та гравієм; іноді прикриті зверху плащем морени. Висота 6 12 м (іноді до 30 м). Виникають у внутрішнього краю материкових льодовиків під час танення мертвого льоду. * … Енциклопедичний словник

- (Нім. Kamm, од. ч. букв, гребінь) пагорби округлої або довгастої форми, висотою від 6 12 до 30 м, складені сортованим шаруватим піщаним і суглинистим матеріалом, нерідко прикриті зверху плащем морени; зустрічаються в областях колишнього… Словник іноземних слів російської мови

Книги

• Біля Ками, Яків Камасинський. Біля Ками. Етнографічні нариси та оповідання Відтворено в оригінальній авторській орфографії видання 1905 року (видавництво `Москва. Друкарня товариства І. Д. Ситіна`).

Зміст статті

Льодовики,скупчення льоду, які повільно рухаються земною поверхнею. У деяких випадках рух льоду припиняється і утворюється мертвий лід. Багато льодовиків просуваються на деяку відстань до океанів або великих озер, а потім утворюють фронт отелення, де відбувається відкол айсбергів. Виділяють чотири основні типи льодовиків: материкові льодовикові покриви, льодовикові шапки, долинні льодовики (альпійські) та передгірні льодовики (льодовики підніжжя).

Найбільш відомі покривні льодовики, які можуть повністю перекривати плато та гірські хребти. Найбільшим є Антарктичний льодовиковий покрив площею понад 13 млн. км 2 займає майже весь материк. Інший покривний льодовик знаходиться у Гренландії, де він перекриває навіть гори та плато. Загальна площа цього острова 2,23 млн. км 2 , їх бл. 1,68 млн. км2 покрито льодом. У цій оцінці враховано площу не лише самого льодовикового покриву, а й численних вивідних льодовиків.

Термін "льодовикова шапка" іноді вживається для позначення невеликого покривного льодовика, але правильніше так називати відносно невелику масу льоду, що покриває високе плато або гірський хребет, від якої в різних напрямках відходять долинні льодовики. Наочним прикладом льодовикової шапки є т.зв. Колумбійське фірнове плато, розташоване в Канаді на кордоні провінцій Альберта та Британська Колумбія (52° 30в пн.ш.). Його площа перевищує 466 км 2 і від нього на схід, південь і захід відходять великі долинні льодовики. Один з них – льодовик Атабаска – легкодоступний, тому що його нижній кінець віддалений лише на 15 км від автомагістралі Банф – Джаспер, і влітку туристи можуть кататися на всюдиході по всьому льодовику. Льодовикові шапки зустрічаються на Алясці на північ від гори Св. Іллі і на схід від Рассел-фіорду.

Долинні, або альпійські, льодовики починаються від покривних льодовиків, льодовикових шапок та фірнових полів. Переважна більшість сучасних долинних льодовиків бере початок у фірнових басейнах і займає трогові долини, у формуванні яких могла брати участь і льодовикова ерозія. У певних кліматичних умовахДолинні льодовики широко поширені в багатьох гірських районах земної кулі: в Андах, Альпах, на Алясці, в Скелястих і Скандинавських горах, Гімалаях та інших горах Центральної Азії, Новій Зеландії. Навіть в Африці – в Уганді та Танзанії – є низка таких льодовиків. У багатьох долинних льодовиків є льодовики-притоки. Так, у льодовика Барнард на Алясці їх принаймні вісім.

Інші різновиди гірських льодовиків – корові та висячі – здебільшого є релікти більшого заледеніння. Вони зустрічаються головним чином у верхів'ях трогів, але іноді розташовані прямо на схилах гір і не пов'язані з нижчими долинами, причому розміри багатьох трохи більше живлять їх сніжників. Такі льодовики поширені у Каліфорнії, Каскадних горах (шт. Вашингтон), а національному парку Глейшер (шт. Монтана) їх близько півсотні. Усі 15 льодовиків шт. Колорадо відносяться до карових або висячих, а найбільший з них каровий льодовик Арапахо в окрузі Боулдер цілком займає вироблений ним автомобіль. Протяжність льодовика всього 1,2 км (а колись він мав довжину близько 8 км), приблизно така ж ширина, а максимальна потужність оцінюється в 90 м.

Передгірні льодовики розташовуються біля підніжжя крутих гірських схилів у широких долинах або на рівнинах. Такий льодовик може утворитися через розпластування долинного льодовика (приклад - льодовик Колумбія на Алясці), але частіше - в результаті злиття біля підніжжя гори двох або декількох льодовиків, що спускаються по долинах. Гранд-Плато та Маласпіна на Алясці – класичні приклади льодовиків такого типу. Передгірні льодовики зустрічаються і на північно-східному узбережжі Гренландії.

Характеристики сучасних льодовиків.

Льодовики дуже сильно розрізняються за розмірами та формою. Вважається, що льодовиковий покрив займає прибл. 75% площі Гренландії та майже всю Антарктиду. Площа льодовикових шапок коливається від кількох тисяч тисяч квадратних кілометрів (наприклад, площа льодовикової шапки Пенні на Баффиновой Землі у Канаді сягає 60 тис. км 2 ). Найбільший долинний льодовик у Північній Америці – західна гілка льодовика Хаббард на Алясці завдовжки 116 км, тоді як сотні висячих та карових льодовиків мають довжину менше 1,5 км. Площі льодовиків підніжжів коливаються від 1-2 км 2 до 4,4 тис. км 2 (льодовик Маласпіна, що спускається в затоку Якутат на Алясці). Вважають, що льодовики покривають 10% усієї площі суші Землі, але, ймовірно, ця цифра надто занижена.

Найбільша потужність льодовиків – 4330 м – встановлена ​​біля станції Берд (Антарктида). У центральній Гренландії товщина льоду досягає 3200 м. Судячи з сполученого рельєфу, можна припустити, що товщина деяких льодовикових шапок і льодовиків долинних набагато більше 300 м, а в інших вимірюється всього десятками метрів.

Швидкість руху льодовиків зазвичай дуже мала – приблизно кілька метрів на рік, але тут також є значні коливання. Після ряду років з рясним снігопадом в 1937 кінець льодовика Блек-Рапідс на Алясці протягом 150 днів рухався зі швидкістю 32 м на добу. Однак такий швидкий рух не характерний для льодовиків. Навпаки, льодовик Таку на Алясці протягом 52 років просувався із середньою швидкістю 106 м/рік. Багато невеликих карових і висячих льодовиків рухаються ще повільніше (наприклад, згадуваний вище льодовик Арапахо щорічно просувається лише на 6,3 м).

Лід у тілі долинного льодовика рухається нерівномірно – найшвидше на поверхні та в осьовій частині і набагато повільніше з боків та біля ложа, мабуть, через збільшення тертя та велику насиченість уламковим матеріалом у придонних та прибортових частинах льодовика.

Всі великі льодовики поцятковані численними тріщинами, у тому числі відкритими. Їхні розміри залежать від параметрів самого льодовика. Трапляються глибиною до 60 м і довжиною в десятки метрів. Вони може бути як поздовжніми, тобто. паралельними напрямку руху, так і поперечними, що йдуть хрест цьому напрямку. Поперечні тріщини набагато численніші. Рідше зустрічаються радіальні тріщини, виявлені в передгірних льодовиках, що розпластуються, і крайові тріщини, приурочені до кінців долинних льодовиків. Поздовжні, радіальні і крайові тріщини, мабуть, утворилися внаслідок напруги, що виникають в результаті тертя або розтікання льоду. Поперечні тріщини – ймовірно, результат руху льоду нерівним ложем. Особливий тип тріщин – бергшрунд – типовий для автомобілів, присвячених верхів'ям долинних льодовиків. Це великі тріщини, що виникають при виході льодовика із фірнового басейну.

Якщо льодовики спускаються у великі озера чи моря, по тріщинам відбувається отел айсбергів. Тріщини також сприяють танення та випаровування льодовикового льоду та відіграють важливу роль у формуванні камів, улоговин та інших форм рельєфу у крайових зонах великих льодовиків.

Лід покривних льодовиків і льодовикових шапок зазвичай чистий, великокристалічний, блакитного кольору. Це справедливо також для великих долинних льодовиків, за винятком їх кінців, зазвичай містять шари, насичені уламками порід і чергуються з пластами чистого льоду. Така стратифікація пов'язана з тим, що взимку, поверх пилу, що накопичилися влітку, і уламків, що звалилися на лід з бортів долини, лягає сніг.

На бортах багатьох долинних льодовиків зустрічаються бічні морени - витягнуті гряди неправильної форми, складені піском, гравієм та валунами. Під впливом ерозійних процесів та схилового змиву влітку та лавин взимку на льодовик з крутих бортів долини надходить велика кількість різного уламкового матеріалу, і з цих каменів та дрібнозему формується морена. На великих долинних льодовиках, що приймають льодовики-притоки, утворюється серединна морена, що рухається біля осьової частини льодовика. Ці витягнуті вузькі гряди, складені уламковим матеріалом, раніше були бічними моренами льодовиків-приток. На льодовику Коронейшн на Землі Баффіна є не менше семи серединних морен.

Взимку поверхня льодовиків відносно рівна, оскільки сніг нівелює всі нерівності, але влітку вони суттєво урізноманітнять рельєф. Крім описаних вище тріщин і морен, долинні льодовики часто бувають глибоко розчленовані потоками льодовикових вод. Сильні вітри, що несуть крижані кристали, руйнують і борознять поверхню крижаних шапок та покривних льодовиків. Якщо великі валуни захищають лід, що лежить нижче, від танення, тоді як навколо лід вже розтанув, утворюються крижані гриби (або п'єдестали). Такі форми, увінчані великими брилами і камінням, іноді досягають заввишки кількох метрів.

Передгірні льодовики відрізняються нерівним та своєрідним характером поверхні. Їхні притоки можуть відкладати безладну суміш з бічних, серединних і кінцевих морен, серед яких зустрічаються брили мертвого льоду. У місцях витаювання великих крижаних брил виникають глибокі западини неправильної форми, багато з яких зайняті озерами. На потужній морені льодовика Маласпіна, що перекриває брилу мертвого льоду завтовшки 300 м, виріс ліс. Кілька років тому в межах цього масиву лід знову почав рухатися, внаслідок чого почали зміщуватися ділянки лісу.

В оголеннях по краях льодовиків часто видно великі зони сколювання, де одні льодові блоки насунуті на інші. Ці зони є насувами, причому розрізняють кілька способів їх утворення. По-перше, якщо одна з ділянок придонного шару льодовика перенасичена уламковим матеріалом, то його рух припиняється, а лід, що знову надходить, насувається на нього. По-друге, верхні та внутрішні шари долинного льодовика насуваються на придонні та бічні, оскільки рухаються швидше. Крім того, при злитті двох льодовиків один може рухатися швидше за інший, і тоді теж відбувається насув. На льодовику Бодуена північ від Гренландії та багатьох льодовиках Шпіцбергена є вражаючі оголення надвигів.

В кінці або краї багатьох льодовиків часто спостерігаються тунелі, прорізані підльодовиковими і внутрішньольодовиковими потоками талих вод (іноді за участю дощових вод), які спрямовуються тунелями в сезон абляції. Коли рівень води спадає, тунелі стають доступними для досліджень і мають унікальну можливість для вивчення внутрішньої будовильодовиків. Значні за розмірами тунелі вироблені в льодовиках Менденхол на Алясці, Асулкан у Британській Колумбії (Канада) та Ронському (Швейцарія).

Освіта льодовиків.

Льодовики існують усюди, де темпи акумуляції снігу значно перевищують темпи абляції (танення та випаровування). Ключ до розуміння механізму формування льодовиків дає вивчення високогірних сніжників. Свіжевипав сніг складається з тонких таблитчатих гексагональних кристалів, багато з яких мають витончену мереживну або решітчасту форму. Пухнасті сніжинки, які падають на багаторічні сніжники, внаслідок танення та вторинного замерзання перетворюються на зернисті кристали крижаної породи, яка називається фірном. Ці зерна у діаметрі можуть досягати 3 мм і більше. Шар фірна має схожість зі змерзлим гравієм. З часом у міру накопичення снігу та фірну нижні шари останнього ущільнюються та трансформуються у твердий кристалічний лід. Поступово потужність льоду збільшується до тих пір, поки лід не починає рухатися і не утворюється льодовик. Швидкість такого перетворення снігу на льодовик залежить головним чином від того, наскільки темпи акумуляції снігу перевищують темпи його абляції.

Рух льодовиків,

що спостерігається в природі, помітно відрізняється від перебігу рідких або в'язких речовин (наприклад, смоли). Насправді це швидше схоже на плинність металів або гірських порід за численними крихітними площинами ковзання вздовж площин. кристалічних ґратабо за спайністю (площинами кліважу), паралельною основі гексагональних кристалів льоду Мінерали та мінералогія). Причини руху льодовиків остаточно не встановлено. Із цього приводу було висунуто багато теорій, але жодна з них не прийнята гляціологами як єдино вірна, і, ймовірно, існує кілька взаємопов'язаних причин. Сила тяжіння є важливим чинником, але не єдиним. В іншому випадку льодовики швидше рухалися б узимку, коли вони несуть додаткове навантаження у вигляді снігу. Однак насправді вони швидше рухаються влітку. Танення та повторне замерзання кристалів льоду в льодовику, можливо, теж сприяють руху завдяки силам розширення, що виникають внаслідок цих процесів. Талі води, глибоко потрапляючи в тріщини і замерзаючи там, розширюються, що може прискорити рух льодовика влітку. Крім того, талі води біля ложа та бортів льодовика зменшують тертя і таким чином сприяють руху.

Незалежно від причин, що призводять до льодовиків у рух, його характер і результати мають деякі цікаві наслідки. У багатьох моренах зустрічаються добре відполіровані тільки з одного боку льодовикові валуни, причому на полірованій поверхні іноді видно глибоке штрихування, орієнтоване тільки в одному напрямку. Все це свідчить про те, що коли льодовик рухався по скельному ложу, валуни були міцно затиснуті в одному положенні. Трапляється, що валуни переносяться льодовиками вгору схилом. Уздовж східного уступу Скелясті гориу пров. Альберта (Канада) є валуни, перенесені більш ніж на 1000 км на захід і в даний час знаходяться на 1250 м вище від місця відриву. Чи приморожені до ложа придонні шари льодовика, що рухався на захід і вгору до підніжжя Скелястих гір, поки не ясно. Імовірніше, що відбувалося повторне сколювання, ускладнене насувами. На думку більшості гляціологів, у фронтальній зоні поверхня льодовика завжди має ухил у напрямку руху льоду. Якщо це справді так, то у наведеному прикладі потужність льодовикового покриву перевищувала 1250 м протягом 1100 км на схід, коли його край досяг підніжжя Скелястих гір. Не виключено, що вона сягала 3000 м.

Танення та відступання льодовиків.

Потужність льодовиків збільшується завдяки акумуляції снігу та скорочується під впливом кількох процесів, які гляціологи поєднують загальним терміном «абляція». Сюди входять танення, випаровування, сублімація (сублімація) і дефляція (вітрова ерозія) льоду, а також отел айсбергів. І акумуляція та абляція вимагають вельми певних кліматичних умов. Рясні снігопади взимку та холодне хмарне літо сприяють розростанню льодовиків, тоді як малосніжна зима та тепле літо з великою кількістю сонячних днів мають протилежний ефект.

Якщо не рахувати отелення айсбергів, танення – найбільш істотний компонент абляції. Відступ кінця льодовика відбувається як в результаті його танення, так і, що більш важливо, загального зменшення потужності льоду. Танення прибортових частин долинних льодовиків під впливом прямої сонячної радіації та тепла, що випромінюється бортами долини, також робить значний внесок у деградацію льодовика. Хоч як це парадоксально, але й під час відступу льодовики продовжують рухатися вперед. Так, льодовик за рік може просунутися на 30 м та відступити на 60 м. У результаті довжина льодовика зменшується, хоча він продовжує рухатися вперед. Акумуляція та абляція майже ніколи не перебувають у повній рівновазі, тому постійно відбуваються коливання розмірів льодовиків.

Отел айсбергів – особливий тип абляції. Влітку можна спостерігати дрібні айсберги, що мирно плавають по гірських озерах, розташованих у кінці долинних льодовиків, і величезні айсберги, що відкололися від льодовиків Гренландії, Шпіцбергена, Аляски та Антарктиди, – це видовище вселяє благоговійний страх. Льодовик Колумбія на Алясці виходить у Тихий океанфронтом шириною 1,6 км та висотою 110 м. Він повільно сповзає в океан. Під дією підйомної сили води за наявності великих тріщин обламуються і спливають величезні брили льоду, щонайменше на дві третини занурені у воду. В Антарктиді край знаменитого шельфового льодовика Росса межує з океаном протягом 240 км, утворюючи уступ заввишки 45 м. Тут формуються величезні айсберги. У Гренландії вивідні льодовики теж продукують безліч дуже великих айсбергів, які несуть холодні течії в Атлантичний океанде стають загрозою для судів.

Плейстоценовий льодовиковий період.

Плейстоценова епоха четвертинного періоду кайнозойської ери почалася приблизно 1 млн років тому. На початку цієї епохи почали розростатися великі льодовики на Лабрадорі та в Квебеку (Лаврентійський льодовиковий покрив), у Гренландії, на Британських островах, у Скандинавії, Сибіру, ​​Патагонії та Антарктиді. На думку деяких гляціологів, великий центр заледеніння знаходився також на захід від Гудзонової затоки. Третє вогнище заледеніння, зване Кордильєрським, розташовувалося в центрі Британської Колумбії. Ісландія була повністю перекрита льодом. Альпи, Кавказ та гори Нової Зеландії теж були важливими центрамизаледеніння. Численні долинні льодовики формувалися в горах Аляски, Каскадних горах (штати Вашингтон та Орегон), у Сьєрра-Неваді (шт. Каліфорнія) та в Скелястих горах Канади та США. Аналогічне гірничо-долинне заледеніння поширювалося в Андах та у високих горах Центральної Азії. Покривний льодовик, який почав формуватися на Лабрадорі, потім просунувся на південь аж до штату Нью-Джерсі – більш ніж на 2400 км від місця свого зародження, повністю перекривши гори Нової Англії та штат Нью-Йорк. Розростання льодовиків відбувалося також у Європі та Сибіру, ​​проте Британські о-ви ніколи повністю не покривалися льодом. Невідома тривалість першого плейстоценового заледеніння. Ймовірно, вона становила принаймні 50 тис. років, а може, й удвічі більше. Потім настав тривалий період, під час якого більша частина суші, що покривалася льодовиками, звільнилася від льодів.

У плейстоцені в Північній Америці, Європі та Північній Азії було ще три аналогічні зледеніння. Найостанніше з них у Північній Америці та Європі відбувалося протягом останніх 30 тис. років, де крига остаточно розтанула бл. 10 тис. Років тому. У загальних рисахвстановлено синхронність чотирьох плейстоценових заледенінь Північної Америки та Європи.

Поширення заледеніння у плейстоціні.

У Північній Америці покривні льодовики під час максимального заледеніння займали площу понад 12,5 млн. кв. км, тобто. більше половини всієї поверхні материка. У Європі Скандинавський льодовиковий покрив поширювався на території, що перевищувала 4 млн км 2 . Він перекривав Північне море і з'єднувався з льодовиковим покривом Британських островів. Льодовики, що формувалися в Уральських горах, теж розросталися та виходили у передгірні райони. Існує припущення, що під час середньоплейстоценового заледеніння вони з'єднувалися зі Скандинавським льодовиковим покривом. Льодовикові покриви займали великі площі гірських районах Сибіру. У плейстоцені льодовикові покриви Гренландії та Антарктиди, ймовірно, мали значно більшу площу та потужність (головним чином в Антарктиді), ніж сучасні.

Крім цих великих центрівзаледеніння, існувало безліч дрібних місцевих осередків, наприклад, у Піренеях і Вогезах, Апеннінах, горах Корсики, Патагонії (схід південних Анд).

Під час максимального розвитку плейстоценового заледеніння понад половину площі Північної Америки було вкрите льодом. На території США південний кордон покривного заледеніння слідує приблизно від о. Лонг-Айленд (шт. Нью-Йорк) на північ центральної частини штату Нью-Джерсі та північний схід Пенсільванії майже до південно-західного кордону шт. Нью Йорк. Звідси вона прямує до південно-західного кордону штату Огайо, потім по р. Огайо в південну Індіану, далі повертає на північ у південну частину центральної Індіани, а потім на південний захід до р. Міссісіпі, при цьому південна частина штату Іллінойс залишається за межами області заледеніння. Кордон зледеніння проходить поблизу річок Міссісіпі та Міссурі до міста Канзас-Сіті, далі через східну частинуштату Канзас, східну частину штату Небраска, центральну частину Південної Дакоти, південно-західну частину Північної Дакоти до Монтани трохи на південь від р. Міссурі. Звідси південний кордон покривного заледеніння повертає на захід до підніжжя Скелястих гір у північній Монтані.

Територія площею 26 тис. км 2 , що охоплює північно-західний Іллінойс, північно-східну Айову та південно-західний Вісконсін, давно виділялася як «безвалунна». Передбачалося, що вона ніколи не покривалася плейстоценовими льодовиками. Насправді туди не поширювався льодовиковий покрив у вісконсіні. Можливо, під час ранніх заледенінь льоди туди заходили, але сліди їхнього перебування були стерті під впливом ерозійних процесів.

На північ від США льодовиковий покрив поширювався на територію Канади до Північного Льодовитого океану. На північному сході льодом були покриті Гренландія, Ньюфаундленд і півострів Нова Шотландія. У Кордильєрах льодовикові шапки займали південну Аляску, плато та берегові хребти Британської Колумбії та північну третину штату Вашингтон. Коротше кажучи, крім західних районів центральної Аляски та її крайньої півночі, вся Північна Америка на північ від описаної вище лінії в плейстоцені була зайнята льодом.

Наслідки плейстоценового заледеніння.

Під впливом величезного льодовикового навантаження земна кора виявилася прогнутою. Після деградації останнього зледеніння територія, яка покривалася найпотужнішим шаром льоду на захід від Гудзонової затоки та на північному сході Квебеку, піднімалася швидше, ніж розташована біля південного краю льодовикового покриву. За оцінками, район північного узбережжя оз.Верхнього в даний час піднімається зі швидкістю 49,8 см в століття, а район, розташований на захід від Гудзонової затоки, до завершення компенсаційної ізостазії підніметься ще на 240 м. Подібне підняття відбувається і в Балтійському регіоні Європі.

Плейстоценовий лід утворився рахунок океанічної води, і тому під час максимального розвитку заледеніння відбувалося й найбільше зниження рівня Світового океану. Величина цього зниження - питання спірне, проте геологи і океанологи одностайно визнають, що рівень Світового океану знижувався більш ніж на 90 м. Це доводиться поширенням абразійних терас у багатьох областях і положенням днищ лагун та мілин коралових рифів Тихого океану на глибинах бл. 90м.

Коливання рівня Світового океану впливали на розвиток річок, що впадають у нього. У звичайних умовах річки що неспроможні поглиблювати свої долини набагато нижче рівня моря, але за його зниженні відбувається подовження і поглиблення річкових долин. Ймовірно, затоплена долина р. Гудзон, що простягається на шельфі більш ніж на 130 км і закінчується на глибинах бл. 70 м, сформувалася під час одного або кількох великих заледенінь.

Покривне заледеніння вплинуло зміну напрями течії багатьох річок. У льодовиковий час р. Міссурі текла зі східної Монтани на північ, до Канади. Річка Норт-Саскачеван колись несла свої води Схід, перетинаючи територію Альберти, але згодом різко повернула північ. В результаті плейстоценового заледеніння утворилися внутрішні моря та озера, а площа вже існуючих збільшилася. Завдяки припливу талих льодовикових вод та рясним опадам виникло оз. Бонневілл у штаті Юта, реліктом якого є Велике Солоне озеро. Максимальна площа оз. Бонневілл перевищувала 50 тис. км 2 , а глибина досягала 300 м. Каспійське та Аральське моря (по суті – великі озера) у плейстоцені мали значно більші площі. Очевидно, у вюрмі (висконсині) рівень води у Мертвому морі більш ніж 430 м перевищував сучасний.

Долинні льодовики в плейстоцені були набагато численнішими і більшими розмірами в порівнянні з існуючими зараз. У Колорадо налічувалися сотні льодовиків (зараз 15). Найбільший сучасний льодовик у штаті Колорадо – Арапахо – має довжину 1,2 км, а у плейстоціні довжина льодовика Дуранго у горах Сан-Хуан на південному заході Колорадо досягала 64 км. В Альпах, Андах, Гімалаях, Сьєрра-Неваді та інших великих гірських системах земної кулі також розвивалося заледеніння. Поряд із долинними льодовиками там існувало і безліч льодовикових шапок. Це, зокрема, доведено для берегових хребтів Британської Колумбії та США. На півдні штату Монтана в горах Бертус була велика льодовикова шапка. Крім того, в плейстоцені льодовики існували на Алеутських о-вах та о.Гавайї (м. Мауна-Кеа), у горах Хідака (Японія), на Південному острові Нової Зеландії, на о. , у Туреччині, Ірані, на Шпіцбергені та Землі Франца-Йосифа. У деяких з цих районів льодовики поширені і в даний час, але, як і на заході США, у плейстоціні вони були значно більшими.

ЛЬОДНИКОВИЙ РЕЛЬЄФ

Екзараційний рельєф, створений покривними льодовиками.

Маючи значну товщину і вагу, льодовики проводили потужну екзараційну роботу. У багатьох місцевостях вони знищили весь ґрунтовий покрив і частково підстилаючі пухкі відкладення та прорізали глибокі улоговини та борозни в корінних породах. У центральному Квебеку ці улоговини зайняті численними озерами витягнутої форми. Льодовикові борозни простежуються вздовж Канадської трансконтинентальної автомагістралі та поблизу міста Садбері (пров. Онтаріо). Гори штату Нью-Йорк і Нової Англії були викладені і відпрепаровані, а льодовикові долини, що існували там, розширені і поглиблені потоками льоду. Льодовики також розширили улоговини п'яти Великих озер США та Канади, а поверхні скельних порід відполірували та покрили штрихуванням.

Льодовиково-акумулятивний рельєф, створений покривними льодовиками.

Льодовикові покриви, включаючи Лаврентійський і Скандинавський, займали площу не менше 16 млн. км 2 і, крім того, тисячі квадратних кілометрів були вкриті гірськими льодовиками. Під час деградації заледеніння весь еродований і переміщений у тілі льодовика уламковий матеріал відкладався там, де танув лід. Таким чином, великі території виявилися усіяними валунами та щебенем і вкриті дрібнозернистішими льодовиковими відкладеннями. Давним-давно на Британських островах були виявлені розсіяні по поверхні валуни незвичайного складу. Спочатку передбачалося, що вони принесли океанічні течії. Однак згодом було визнано їхнє льодовикове походження. Льодовикові відкладення стали поділяти на морену та сортовані опади. До складу відкладених морен (які іноді називають тіл) входять валуни, щебінь, пісок, супісок, суглинок та глина. Можливо переважання одного з цих компонентів, але найчастіше морена є несортованою сумішшю двох або більшої кількості складових, а іноді зустрічаються всі фракції. Сортовані опади формуються під впливом талих льодовикових вод і складають зандрові водно-льодовикові рівнини, долинні зандри, ками та ози ( див. нижче), а також заповнюють улоговини озер льодовикового походження. Нижче розглядаються деякі характерні форми рельєфу областей покривного заледеніння.

Основні морени.

Слово «морена» вперше було застосовано для позначення гряд і пагорбів, складених валунами і мілкоземом і льодовиків, що зустрічаються в кінці кінців, у Французьких Альпах. У складі основних морен переважає матеріал відкладених морен, а їх поверхня є пересіченою рівниною з невеликими пагорбами і грядами різних форм і розмірів і з численними невеликими улоговинами, заповненими озерами і болотами. Потужність основних морен варіює у великих межах залежно від обсягу принесеного льодом матеріалу.

Основні морени займають великі площі США, Канаді, на Британських островах, Польщі, Фінляндії, північної Німеччини та Росії. Для околиць Понтіака (шт. Мічиган) та Уотерлу (шт. Вісконсін) характерні ландшафти основної морени. Тисячі невеликих озер усеюють поверхню основних морен у Манітобі та Онтаріо (Канада), Міннесоті (США), Фінляндії та Польщі.

Кінцеві морени

утворюють потужні широкі пояси вздовж краю покривного льодовика. Вони представлені грядами або більш-менш ізольованими пагорбами потужністю до кількох десятків метрів, шириною до кількох кілометрів і, як правило, завдовжки багато кілометрів. Часто край покривного льодовика був рівним, а розділявся на досить чітко відокремлені лопаті. Становище краю льодовика реконструюється кінцевими моренами. Ймовірно, під час відкладення цих морен край льодовика тривалий час перебував майже у нерухомому (стаціонарному) стані. При цьому формувалася не одна гряда, а цілий комплекс гряд, пагорбів і улоговин, який помітно височіє над поверхнею суміжних основних морен. У більшості випадків кінцеві морени, що входять до складу комплексу, свідчать про неодноразові невеликі зрушення краю льодовика. Талі води льодовиків, що відступали, зруйнували ці морени в багатьох місцях, що підтверджується спостереженнями в центральній Альберті і на північ від міста Реджайна в горах Харт у провінції Саскачеван. На території США такі приклади представлені вздовж південного кордону покривного заледеніння.

Друмліни

– витягнуті пагорби, що формою нагадують ложку, перевернуту опуклою стороною догори. Ці форми складаються з матеріалу відкладеної морени, а деяких (але не у всіх) випадках мають ядро ​​з корінних порід. Друмліни зазвичай зустрічаються великими групами – по кілька десятків чи навіть сотень. Більшість цих форм рельєфу має розміри 900–2000 м завдовжки, 180–460 м завширшки та 15–45 м заввишки. Валуни з їхньої поверхні нерідко орієнтовані довгими осями у напрямку руху льоду, яке здійснювалося від крутого схилу до пологого. Очевидно, друмліни формувалися, коли нижні шари льоду втрачали рухливість через перевантаження уламковим матеріалом і перекривалися верхніми шарами, що рухаються, які переробляли матеріал відкладеної морени і створювали характерні форми друмлінів. Такі форми широко поширені в ландшафтах основних морен областей покривного заледеніння.

Зандрові рівнини

складені матеріалом, принесеним потоками талих льодовикових вод, і зазвичай примикають до зовнішнього краю кінцевих морен. Ці грубосортовані відкладення складаються з піску, гальки, глини та валунів (максимальний розмір яких залежав від здатності до транспортування потоків). Зандрові поля зазвичай широко поширені вздовж зовнішнього краю кінцевих морен, але бувають і винятки. Наочні приклади андрів зустрічаються на захід від морени альтмонт в центральній Альберті, поблизу міст Баррінгтон (шт. Іллінойс) і Плейнфілд (шт. Нью-Джерсі), а також на о. Лонг-Айленд і півострів Кейп-Код. Зандрові рівнини в центральних районах США, особливо вздовж річок Іллінойс і Міссісіпі, містили величезну кількість пилкуватий матеріал, який згодом був підхоплений і перенесений сильними вітрами і врешті-решт перекладений у вигляді судьби.

Ози

– це довгі вузькі звивисті гряди, складені в основному сортованими опадами, довжиною від кількох метрів до кількох кілометрів і висотою до 45 м. Ози формувалися в результаті діяльності підльодовикових потоків талих вод, що виробляли тунелі в льоду і відкладали там наноси. Ози зустрічаються всюди, де існували льодовикові покриви. Сотні таких форм знаходяться як на схід, так і на захід від Гудзонової затоки.

Ками

– це невеликі крутосхильні пагорби та короткі гряди неправильної форми, складені сортованими опадами. Ймовірно, вони утворилися у різний спосіб. Деякі були відкладені поблизу кінцевих морен потоками, що витікали з внутрішньольодовикових тріщин або підльодовикових тунелів. Ці камі часто зливаються в широкі поля слабосортованих наносів, які називаються камовими терасами. Інші, мабуть, були сформовані внаслідок танення великих брил мертвого льоду наприкінці льодовика. Утворені при цьому улоговини заповнювалися відкладеннями потоків талих вод, і після повного танення льоду там формувалися камі, що злегка височіли над поверхнею основної морени. Ками зустрічаються у всіх областях покривного заледеніння.

Западини

часто зустрічаються на поверхні основної морени. Це результат витаювання брил льоду. Нині у гумідних районах можуть бути зайняті озерами чи болотами, а семіаридних і навіть у багатьох гумідних районах вони сухі. Такі западини зустрічаються у поєднанні з невеликими крутосхилими пагорбами. Западини та пагорби – типові форми рельєфу основної морени. Сотні таких форм зустрічаються у північному Іллінойсі, Вісконсіні, Міннесоті та Манітобі.

Озерно-льодовикові рівнини

займають днища колишніх озер. У плейстоцені виникли численні озера льодовикового походження, які потім були спущені. Потоки талих льодовикових вод приносили у ці озера уламковий матеріал, який там сортувався. Стародавнє прилідникове оз. Агасіз площею 285 тис. кв. км, що розташовувалося в Саскачевані і Манітобе, Північній Дакоті та Міннесоті, харчувалося за рахунок численних потоків, що починалися від краю льодовикового покриву. В даний час велике дно озера, що займає площу в кілька тисяч квадратних кілометрів, являє собою суху поверхню, складену пісками і глинами, що перешаровуються.

Екзараційний рельєф, створений долинними льодовиками.

На відміну від льодовикових покривів, які виробляють обтічні форми та згладжують поверхні, через які вони рухаються, гірські льодовики, навпаки, перетворюють рельєф гір і плато таким чином, що роблять його контрастнішим і створюють характерні розглянуті нижче форми рельєфу.

U-подібні долини (чіпки).

Великі льодовики, що переносять у своїх підставах та крайових частинах великі валуни та пісок, є потужними агентами екзарації. Вони розширюють днища і роблять крутішими борти долин, якими рухаються. Так формується U-подібний поперечний профіль долин.

Висячі долини.

Багато районах великі долинні льодовики приймали невеликі льодовики-притоки. Перші з них поглиблювали свої долини значно сильніше, ніж дрібні льодовики. Після танення льоду кінці долин льодовиків-приток виявилися ніби підвішеними над днищами головних долин. У такий спосіб виникли висячі долини. Такі типові долини та мальовничі водоспади утворилися в Йосемітській долині (шт. Каліфорнія) та національному парку Глейшер (шт. Монтана) у місцях з'єднання бічних долин із головними.

Цирки та кари.

Цирки – це чашеподібні заглиблення або амфітеатри, які розташовуються у верхніх частинах трогів у всіх горах, де колись існували великі льодовики. Вони сформувалися в результаті розширюючої дії замерзлої в тріщинах гірських порід води і виносу великого уламкового матеріалу, що утворився під впливом сили тяжіння льодовиками. Цирки виникають нижче за фірнову лінію, особливо у бергшрундів, при виході льодовика з фірнового поля. У ході процесів розширення тріщин при замерзанні води та екзарації ці форми ростуть у глибину та ширину. Їхні верхів'я врізаються в схил гори, на якому вони розташовані. Багато цирків мають круті борти заввишки кілька десятків метрів. Для днищ цирків також типові озерні ванни, вироблені льодовиками.

У тих випадках, коли подібні форми не мають прямого зв'язку з нижчими торками, вони називаються карами. Зовнішньо складається враження, що кари підвішені на схилах гір.

Карові сходи.

Розташовані однієї долині щонайменше двох автомобілів називаються каровой сходами. Зазвичай кари поділяються крутими уступами, які зчленовуючись зі сплощеними днищами автомобілів, як щаблі, формують гігантські (вкладені) сходи. На схилах Передового хребта у штаті Колорадо представлено багато виразних карових сходів.

Карлінги

- гостроверхі форми, що утворюються в ході розвитку трьох або більше автомобілів по різні боки від однієї гори. Часто карлінги мають правильну пірамідальну форму. Класичний приклад – гора Маттерхорн на кордоні Швейцарії та Італії. Проте мальовничі карлінги трапляються майже у всіх високих горах, де існували долинні льодовики.

Арети

- Це зубчасті гребені, що мають схожість з полотном пили або лезом ножа. Вони формуються там, де два автомобілі, що ростуть на протилежних схилах хребта, близько підходять один до одного. Арети виникають і там, де два паралельні льодовики зруйнували розділюючу гірську перемичку настільки, що від неї залишився лише вузький гребінь.

Перевали

- Це перемички в гребенях гірських хребтів, що утворюються при відступі задніх стін двох автомобілів, які розвивалися на протилежних схилах.

Нунатаки

– це скельні рештки, оточені льодовиковим льодом. Вони поділяють долинні льодовики та лопаті льодовикових шапок чи покривів. Чітко виражені нунатаки є на льодовику Франца-Йосифа та деяких інших льодовиках Нової Зеландії, а також у периферичних частинах Гренландського льодовикового покриву.

Фіорди

зустрічаються всіх узбережжях гірських країн, де долинні льодовики колись спускалися до океану. Типові фіорди – це частково затоплені морем трогові долини з U-подібним поперечним профілем. Льодовик товщиною бл. 900 м може просунутися в море і продовжувати поглиблювати свою долину, доки не досягне глибини бл. 800 м. До глибоких фіордів відносяться затока Согне-фіорд (1308 м) в Норвегії та протоки Месьє (1287 м) і Бейкер (1244) на півдні Чилі.

Хоча дуже впевнено можна констатувати, що більшість фіордів є глибоко врізаними трогами, які були затоплені після танення льодовиків, походження кожного фіорду можна з'ясувати тільки з урахуванням історії зледеніння в цій долині, умов залягання корінних порід, наявності розломів і масштабів занурення прибережної території. Так, у той час як більшість фіордів являють собою перепоглиблені троги, багато прибережних районів, подібно до узбережжя Британської Колумбії, в результаті рухів земної кори зазнали опускання, що в деяких випадках сприяло їхньому затопленню. Мальовничі фіорди характерні для Британської Колумбії, Норвегії, південного Чилі та Південного острова Нової Зеландії.

Екзараційні ванни (ванни виорювання)

Екзараційні ванни (ванни виорювання) вироблені долинними льодовиками в корінних породах у підстави крутих схилів у місцях, де днища долин складені сильно тріщинуватими породами. Зазвичай площа цих ванн ок. 2,5 кв. км, а глибина – прибл. 15 м, хоча багато з них мають менші розміри. Нерідко екзараційні ванни присвячені днищам автомобілів.

Баранські лоби

– це невеликі округлі пагорби та височини, складені щільними корінними породами, які були добре відполіровані льодовиками. Їх схили асиметричні: схил, звернений вниз рухом льодовика, – трохи крутіше. Часто на поверхні цих форм є льодовикова штрихування, причому штрихи орієнтовані у напрямку руху льоду.

Акумулятивний рельєф створений долинними льодовиками.

Кінцеві та бічні морени

- Найхарактерніші льодовиково-акумулятивні форми. Як правило, вони розташовані в гирлах трогів, але можуть також зустрічатися в будь-якому місці, яке займав льодовик, як у межах долини, так і поза нею. Обидва типи морен формувалися в результаті танення льоду з подальшим завантаженням уламкового матеріалу, що переноситься як на поверхні льодовика, так і всередині нього. Бічні морени зазвичай являють собою довгі вузькі гряди. Кінцеві морени також можуть мати форму гряд, часто це потужні скупчення великих уламків корінних порід, щебеню, піску та глини, відкладені у кінця льодовика протягом тривалого часу, коли темпи його наступу та танення були приблизно збалансовані. Висота морени свідчить про потужність льодовика, що її утворив. Часто дві бічні морени з'єднуються в одну кінцеву морену підковоподібної форми, сторони якої простягаються вгору долиною. Там, де льодовик займав не все дно долини, бічна морена могла формуватися на деякій відстані від її бортів, але приблизно паралельно їм, залишаючи другу довгу і вузьку долину між моренною грядою і корінним схилом долини. Як бічна, так і кінцева морена мають включення величезних валунів (або брил) вагою до декількох тонн, виламаних з бортів долини внаслідок замерзання води в тріщинах гірських порід.

Рецесійні морени

формувалися, коли темпи танення льодовика перевищували темпи його наступу. Вони утворюють дрібнобугристий рельєф з безліччю невеликих западин неправильної форми.

Долинні зандри

– це акумулятивні утворення, складені грубосортованим уламковим матеріалом із корінних порід. Вони мають схожість із зандровими рівнинами областей покривного заледеніння, оскільки створені потоками талих льодовикових вод, проте розташовуються в межах долин нижче за кінцеву або рецесійну морену. Долинні андри можна спостерігати поблизу кінців льодовиків Норріс на Алясці та Атабаска в Альберті.

Озера льодовикового походження

іноді займають екзараційні ванни (наприклад, корові озера, розташовані в автомобілях), але набагато частіше такі озера знаходяться позаду морених гряд. Подібними озерами рясніють усі райони гірничо-долинного заледеніння; багато хто з них надає особливу красу оточуючим їх сильнопересіченим гірським ландшафтам. Вони використовуються для будівництва ГЕС, зрошення та міського водопостачання. Однак вони цінуються також за свою мальовничість та завдяки рекреаційній значущості. Багато найкрасивіших озер світу ставляться саме до цього типу.

ПРОБЛЕМА ЛІДНИКОВИХ ЕПОХ

В історії Землі неодноразово відбувалися великі заледеніння. У докембрійський час (понад 570 млн. років тому) – ймовірно, у протерозої (наймолодшому з двох підрозділів докембрію) – частина Юти, північ Мічигану та Массачусетс, а також частина Китаю зазнали заледеніння. Не відомо, чи розвивалося заледеніння всіх цих територій одночасно, хоча в протерозойських породах збереглися явні свідчення того, що в Юті та Мічигані заледеніння було синхронним. У пізньопротерозойських породах Мічигану та в породах серії коттонвуд Юти виявлено горизонти тілітів (ущільненої або літифікованої морени). У пізньопенсільванський та пермський час – можливо, в інтервалі від 290 млн. до 225 млн. років тому – великі райони Бразилії, Африки, Індії та Австралії були покриті льодовиковими шапками або льодовиковими покривами. Як не дивно, всі ці райони розташовані в низьких широтах - від 40 ° пн.ш. до 40 ° пд.ш. Синхронне заледеніння відбувалося також у Мексиці. Менш достовірні докази заледеніння Північної Америки в девонське і міссісіпське час (приблизно від 395 млн. до 305 млн. років тому). Свідчення зледеніння в еоцені (від 65 млн. до 38 млн. років тому) виявлені в горах Сан-Хуан (шт. Колорадо). Якщо додати до цього переліку плейстоценову льодовикову епоху і сучасне заледеніння, що займає майже 10% суші, стане очевидним, що заледеніння в історії Землі були нормальними явищами.

Причини льодовикових епох.

Причина чи причини льодовикових епох нероздільно пов'язані з більш широкими проблемами глобальних кліматичних змін, які відбувалися протягом історії Землі. Іноді відбувалися значні зміни геологічних та біологічних обстановок. Рослинні залишки, що складають потужні вугільні пласти Антарктиди, звичайно, накопичувалися в кліматичних умовах, відмінних від сучасних. Зараз у Гренландії не ростуть магнолії, але вони виявлені у викопному стані. Викопні залишки песця відомі з Франції - далеко на південь від сучасного ареалу цієї тварини. Під час одного з плейстоценових міжльодовикових мамонтів заходили на північ аж до Аляски. Провінцію Альберта та Північно-Західні території Канади в девоні покривали моря, в яких було багато великих коралових рифів. Коралові поліпи чудово розвиваються лише за температури води вище 21° З, тобто. значно вищою, ніж сучасна середня річна температура північ від Альберти.

Слід пам'ятати, що початок всіх великих заледенінь визначається двома важливими чинниками. По-перше, протягом тисячоліть у річному ході опадів мають домінувати рясні тривалі снігопади. По-друге, в районах з таким режимом опадів температури мають бути настільки низькими, щоб літнє сніготанення зводилося до мінімуму, а фірнові поля збільшувалися рік у рік доти, доки не формуватимуться льодовики. Рясна акумуляція снігу повинна превалювати в балансі льодовиків протягом усієї епохи заледеніння, оскільки якщо абляція перевищить акумуляцію, заледеніння піде на спад. Очевидно, для кожної льодовикової епохи необхідно з'ясувати причини її початку та закінчення.

Гіпотеза міграції полюсів.

Багато вчених вважали, що вісь обертання Землі іноді змінює своє становище, що призводить до відповідного усунення кліматичних зон. Так, наприклад, якби Північний полюс знаходився на півострові Лабрадор, там переважали б арктичні умови. Однак сили, які могли б викликати таку зміну, не відомі ні всередині Землі, ні за її межами. Згідно з астрономічними даними, полюси можуть мігрувати лише на 21в за широтою (що становить близько 37 км) від центральної позиції.

Гіпотеза діоксиду вуглецю.

Діоксид вуглецю CO 2, що міститься в атмосфері, діє подібно до теплої ковдри, що утримує випромінюване Землею тепло біля її поверхні, і будь-яке істотне скорочення вмісту СО 2 в повітрі призведе до зниження температури на Землі. Це скорочення може бути викликане, наприклад, надзвичайно активним вивітрюванням порід. CO 2 з'єднується з водою в атмосфері та ґрунті, утворюючи вуглекислоту, яка є дуже активною хімічною сполукою. Вона легко вступає в реакцію з такими найпоширенішими у гірських породах елементами, як натрій, калій, кальцій, магній та залізо. Якщо відбувається значне підняття суші, свіжі поверхні гірських порід зазнають ерозії та денудації. У процесі вивітрювання цих порід з атмосфери буде вилучено велику кількість вуглекислоти. В результаті температура суші знизиться, і почнеться льодовикова доба. Коли через тривалий час в атмосферу повернеться вуглекислота, поглинена океанами, льодовикова епоха добігає кінця. Гіпотеза діоксиду вуглецю застосовна, зокрема, для пояснення розвитку пізньопалеозойського та плейстоценового заледенінь, яким передували підняття суші та гороутворення. Ця гіпотеза викликала заперечення на тій підставі, що в повітрі міститься набагато більше 2, ніж потрібно для формування теплоізолюючого покриву. Крім того, вона не пояснювала повторюваність заледенінь у плейстоцені.

Гіпотеза діастрофізму (рухів земної кори).

У історії Землі неодноразово відбувалися значні підняття суші. В цілому температура повітря над сушею зменшується приблизно на 1,8 ° C з підйомом на кожні 90 м. Таким чином, якби район, розташований на захід від Гудзонової затоки, випробував підняття всього на 300 м, там стали б формуватися фірнові поля. Насправді гори піднялися на багато сотень метрів, що виявилося достатнім для формування там долинних льодовиків. Крім того, зростання гір змінює циркуляцію вологонесучих повітряних мас. Каскадні гори на заході Північної Америки перехоплюють повітряні маси, що надходять з Тихого океану, що призводить до рясних опадів на навітряному схилі, а на схід від них випадає набагато менше рідких і твердих опадів. Підняття ділянок дна океанів у свою чергу може змінити циркуляцію океанічних вод і викликати кліматичні зміни. Наприклад, вважають, що колись між Південною Америкою та Африкою існував сухопутний міст, який міг перешкоджати проникненню теплих вод до Південної Атлантики, а антарктичні льоди могли надавати охолодний вплив на цю акваторію та прилеглі райони суші. Такі умови висувають як можливої ​​причинизаледеніння Бразилії та Центральної Африки в пізньому палеозої. Невідомо, чи могли б лише тектонічні рухи виявитися причиною заледеніння, принаймні вони могли вельми сприяти його розвитку.

Гіпотеза вулканічного пилу.

Вулканічні виверження супроводжуються викидом у повітря великої кількості пилу. Наприклад, в результаті виверження вулкана Кракатау в 1883 році в атмосферу потрапило і було розвіяно бл. 1,5 км 3 найдрібніших частинок вулканогенних продуктів. Весь цей пил розносився по всій земній кулі, і тому протягом трьох років жителі Нової Англії спостерігали надзвичайно яскраві заходи сонця. Після бурхливих вулканічних вивержень на Алясці Земля деякий час отримувала від Сонця менше тепла, ніж зазвичай. Вулканічний пил поглинав, відбивав і розсіював назад в атмосферу більше сонячного тепла, ніж зазвичай. Очевидно, що вулканічна активність, широко поширена на Землі протягом тисячоліть, могла б значно знизити температури повітря і спричинити початок заледеніння. Такі спалахи вулканічної активності траплялися у минулому. Під час утворення Скелястих гір на території Нью-Мексико, Колорадо, Вайомінга та південної Монтани відбувалося безліч дуже сильних вулканічних вивержень. Вулканічна діяльність почалася в пізньомелове час і була досить інтенсивною приблизно до періоду, що відстояв від нас на 10 млн. років. Вплив вулканізму на плейстоценове заледеніння проблематичний, але не виключено, що воно відігравало важливу роль. Крім того, такі вулкани молодих Каскадних гір, як Худ, Рейнір, Сент-Хеленс, Шаста викидали в атмосферу велику кількість пилу. Поряд із рухами земної кори ці викиди теж могли значною мірою сприяти початку заледеніння.

Гіпотеза дрейфу континентів.

Згідно з цією гіпотезою, всі сучасні материки та найбільші острови колись входили до складу єдиного материка Пангея, що омивається Світовим океаном. Згуртування материків у такий єдиний масив суші могло б пояснити розвиток пізньопалеозойського заледеніння Південної Америки, Африки, Індії та Австралії. Території, охоплені цим зледенінням, ймовірно, знаходилися набагато північніше або південніше їхнього сучасного становища. Материки почали розділятися в крейдяний час, а сучасного становища досягли приблизно 10 тис. років тому. Якщо ця гіпотеза правильна, вона значною мірою допомагає пояснити древнє заледеніння районів, розташованих у низьких широтах. Під час заледеніння ці райони мали знаходитися у високих широтах, а згодом вони зайняли свої сучасні позиції. Однак гіпотеза дрейфу материків не дає пояснення багаторазовості плейстоценових заледенінь.

Гіпотеза Юінга – Донна.

Одна із спроб пояснити причини виникнення плейстоценової льодовикової епохи належить М.Юінгу та У.Донну – геофізикам, які зробили значний внесок у вивчення рельєфу дна океанів. Вони вважають, що в доплейстоценовий час Тихий океан займав північні полярні регіони і тому там було набагато тепліше, ніж тепер. Арктичні області суші розташовувалися тоді у північній частині Тихого океану. Потім у результаті дрейфу материків Північна Америка, Сибір та Північний Льодовитий океан зайняли своє сучасне становище. Завдяки Гольфстріму, що заходив з Атлантики, води Північного Льодовитого океану на той час були теплими та інтенсивно випаровувалися, що сприяло рясним снігопадам у Північній Америці, Європі та Сибіру. Таким чином у цих районах почалося плейстоценове заледеніння. Воно припинилося через те, що в результаті розростання льодовиків рівень Світового океану знизився приблизно на 90 м, і Гольфстрім зрештою не зміг долати високі підводні хребти, що розділяють басейни Північного Льодовитого та Атлантичного океанів. Позбавлений припливу теплих атлантичних вод, Північний Льодовитий океан замерз, і вичерпався джерело вологи, що живить льодовики. Згідно з гіпотезою Юінга та Донна, на нас чекає нове заледеніння. Справді, у період між 1850 та 1950 більшість льодовиків світу відступала. Це означає, що рівень Світового океану зростав. Льоди в Арктиці також танули протягом останніх 60 років. Якщо колись арктичний лід повністю розтане і води Північного Льодовитого океану знову будуть відчувати опалювальну дію Гольфстріму, який зможе долати підводні хребти, з'явиться джерело вологи для випаровування, що призведе до рясних снігопадів і формування заледеніння по периферії Північного Льодовитого океану.

Гіпотеза циркуляції океанічних вод.

В океанах існує безліч течій, як теплих, так і холодних, які істотно впливають на клімат материків. Гольфстрім – одна з чудових теплих течій, що омиває північне узбережжя Південної Америки, проходить через Карибське море та Мексиканську затоку і перетинає Північну Атлантику, надаючи опалювальний ефект на Західну Європу. Тепла Бразильська течія рухається на південь вздовж узбережжя Бразилії, а течія Куросіо, що зароджується в тропіках, слідує на північ вздовж Японських островів, переходить у широтну Північно-Тихоокеанську течію і за кілька сотень кілометрів від узбережжя Північної Америки поділяється на Аляскінське і Афорія. . Теплі течії є також у південній частині Тихого океану та Індійський океан. Найбільш потужні холодні течії прямують з Північного Льодовитого океану в Тиху через Берінгову протоку і в Атлантичний океан – через протоки вздовж східного та західного берегів Гренландії. Одна з них – Лабрадорська течія – охолоджує узбережжя Нової Англії та приносить туди тумани. Холодні води надходять також у південні океани з Антарктики у вигляді особливо потужних течій, що рухаються на північ майже до екватора вздовж західних берегів Чилі та Перу. Сильна підповерхнева протитечі Гольфстріму забирає свої холодні води на південь у Північну Атлантику.

Наразі припускають, що Панамський перешийок опускався на кілька десятків метрів. У такому разі не існувало б Гольфстріму, а теплі атлантичні води прямували б пасатами до Тихого океану. Води Північної Атлантики були б набагато холоднішими, як, втім, і клімат країн Західної Європи, що в минулому отримували тепло від Гольфстріму. Існувала безліч легенд про «втраченого материка» Атлантиди, колись розташованого між Європою та Північною Америкою. Дослідження Серединно-Атлантичного хребта на ділянці від Ісландії до 20 ° пн.ш. геофізичними методами та з відбором та аналізом донних проб показали, що колись там справді була суша. Якщо це справедливо, то клімат усієї Західної Європи був набагато холоднішим, ніж зараз. Всі ці приклади показують, у напрямі змінювалася циркуляція океанічних вод.

Гіпотеза змін сонячної радиації.

В результаті тривалого вивчення сонячних плям, що є сильними викидами плазми в атмосфері Сонця, виявлено, що існують досить значні річні і триваліші цикли зміни сонячної радіації. Піки сонячної активності спостерігаються приблизно кожні 11, 33 та 99 років, коли Сонце випромінює більше тепла, що призводить до більш потужної циркуляції. земної атмосфери, що супроводжується більшою хмарністю та більш рясними опадами. Через високу хмарність, що блокує сонячні промені, поверхня суші отримує тепла менше, ніж зазвичай. Ці короткі цикли не могли б стимулювати розвиток заледеніння, але на основі аналізу їх наслідків було висловлено припущення, що можуть бути і дуже тривалі цикли, можливо, близько тисяч років, коли радіація була вищою або нижчою за звичайну.

На основі цих уявлень англійський метеоролог Дж. Сімпсон висунув гіпотезу, яка пояснювала багаторазовість плейстоценового заледеніння. Він проілюстрував кривими розвиток двох повних циклів сонячної радіації вище за норму. Як тільки радіація досягала середини свого першого циклу (як і в коротких циклах активності сонячних плям), збільшення тепла сприяло активізації атмосферних процесів, включаючи посилення випаровування, підвищення кількості твердих опадів та зародження першого заледеніння. Під час радіаційного піку Земля нагрівалася настільки, що льодовики танули і починалося міжльодовик. Щойно радіація знижувалася, виникали умови, подібні до умов першого заледеніння. Так починалося друге заледеніння. Воно завершувалося із настанням такої фази радіаційного циклу, під час якої відбувалося ослаблення атмосферної циркуляції. При цьому випаровування та кількість твердих опадів скорочувалися, а льодовики відступали через зменшення акумуляції снігу. Таким чином наступало друге міжльодовик. Повторення радіаційного циклу дозволило виділити ще два зледеніння і поділяє їх міжльодовик.

Слід мати на увазі, що два послідовні сонячні радіаційні цикли могли тривати 500 тис. років і більше. Режим міжльодовиків аж ніяк не означає повної відсутності льодовиків на Землі, хоча з ним пов'язане значне скорочення їхньої кількості. Якщо гіпотеза Сімпсона вірна, вона чудово пояснює історію плейстоценових заледенінь, проте немає доказів подібної періодичності для доплейстоценових заледенінь. Отже, або слід припустити, що режим сонячної активності змінювався протягом геологічної історії Землі, або необхідно продовжити пошук причин виникнення льодовикових епох. Цілком ймовірно, що це відбувається при спільній дії кількох факторів.

Література:

Калесник С.В. Нариси гляціології. М., 1963
Дайсон Д.Л. У світі льоду. Л., 1966
Тронов М.В. Льодовики та клімат. Л., 1966
Гляціологічний словник. М., 1984
Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Льодовики. М., 1989
Котляков В.М. Світ снігу та льоду. М., 1994



, суглинків з домішкою гравію та прошарків глини, відкладених проточними талими льодовиковими водами.

Зустрічаються поодиноко і групами, переважно на Північному Заході Європейської частини Росії (Карелія, Ленінградська область), а також у Прибалтиці. Висота від 2-5 до 30 м. Утворюються біля краю материкових льодовиків при їхньому відступі. Питання походження кам остаточно не вивчений.

Згідно з однією з найпоширеніших гіпотез, ками виникали внаслідок акумулюючої діяльності потоків, які циркулювали на поверхні, всередині та в придонній частині великих брил мертвого льоду в період деградації льодовика.

Примітки

Література

• Велика радянська енциклопедія. 3-тє вид., 1973, стор 290
• Чотиримовний енциклопедичний словник термінів із фізичної географії. 1980, стор 181

Wikimedia Foundation. 2010 .

Дивитись що таке "Ками" в інших словниках:

Камилю, я … Російське словесне наголос

Очерет, а, ом … Російське словесне наголос

Кулінарний словник

- (Від ньому. Kamm гребінь) пагорби, складені сортованими шаруватими пісками, галечниками та гравієм; іноді прикриті зверху плащем морени. Висота 6 12 м (іноді до 30 м). Виникають у внутрішнього краю материкових льодовиків при таненні мертвого льоду. Великий Енциклопедичний словник

Безладно розкидані пагорби, що складаються із шаруватих відсортованих пісків, супісків, суглинків із домішкою гравію та прошарків глини. Утворюються біля краю материкових льодовиків при їхньому відступі. Геологічні терміни

- [Нім. Kamm гребінь] льодовикові акумулятивні горбисті форми рельєфу, безладно розкидані у вигляді округлих конусовидних куполів часто з плоскими вершинами, що ніколи не перевищують певного рівня. Розділені пониженнями, іноді у вигляді. Геологічна енциклопедія

камі- Округлі конусоподібні пагорби водно-льодовикового походження, часто з плоскими вершинами, складені в основному шаруватими пісками, гравієм і розташованими поблизу (з внутрішньої сторони) кінцевих морен. [Словник геологічних термінів та понять.… … Довідник технічного перекладача

- (Російські коми). Білоруська каша з картоплі, гороху, бобів, розварених у пюре і ретельно перемішаних, присмачених салом. Іноді з цієї комбінованої каші пюре роблять галушки грудочки і обсмажують їх у салі. Таке суто зовнішнє… … Велика енциклопедія кулінарного мистецтва

- (Від ньому. Kamm гребінь), пагорби, складені сортованими шаруватими пісками, галечниками та гравієм; іноді прикриті зверху плащем морени. Висота 6 12 м (іноді до 30 м). Виникають у внутрішнього краю материкових льодовиків під час танення мертвого льоду. * … Енциклопедичний словник

- (Нім. Kamm, од. ч. букв, гребінь) пагорби округлої або довгастої форми, висотою від 6 12 до 30 м, складені сортованим шаруватим піщаним і суглинистим матеріалом, нерідко прикриті зверху плащем морени; зустрічаються в областях колишнього… Словник іноземних слів російської мови

Книги

• Біля Ками, Яків Камасинський. Біля Ками. Етнографічні нариси та оповідання Відтворено в оригінальній авторській орфографії видання 1905 року (видавництво `Москва. Друкарня товариства І. Д. Ситіна`).

¦ витягнуті пагорби, що за формою нагадують ложку, перевернуту опуклою стороною догори. Ці форми складаються з матеріалу відкладеної морени, а деяких (але не у всіх) випадках мають ядро ​​з корінних порід. Друмліни зазвичай зустрічаються великими групами по кілька десятків або навіть сотень. Більшість цих форм рельєфу має розміри 900?2000 м у довжину, 180?460 м у ширину і 15?45 м у висоту. Валуни з їхньої поверхні нерідко орієнтовані довгими осями у напрямку руху льоду, яке здійснювалося від крутого схилу до пологого. Очевидно, друмліни формувалися, коли нижні шари льоду втрачали рухливість через перевантаження уламковим матеріалом і перекривалися верхніми шарами, що рухаються, які переробляли матеріал відкладеної морени і створювали характерні форми друмлінів. Такі форми широко поширені в ландшафтах основних морен областей покривного заледеніння.Зандрові рівнини складені матеріалом, принесеним потоками талих льодовикових вод, і зазвичай примикають до зовнішнього краю кінцевих морен. Ці грубосортовані відкладення складаються з піску, гальки, глини та валунів (максимальний розмір яких залежав від здатності до транспортування потоків). Зандрові поля зазвичай широко поширені вздовж зовнішнього краю кінцевих морен, але бувають і винятки. Наочні приклади андрів зустрічаються на захід від морени альтмонт в центральній Альберті, поблизу міст Баррінгтон (шт. Іллінойс) і Плейнфілд (шт. Нью-Джерсі), а також на о. Лонг-Айленд і півострів Кейп-Код. Зандрові рівнини в центральних районах США, особливо вздовж річок Іллінойс і Міссісіпі, містили величезну кількість пилкуватий матеріал, який згодом був підхоплений і перенесений сильними вітрами і врешті-решт перекладений у вигляді судьби.Ози Це довгі вузькі звивисті гряди, складені в основному сортованими опадами, довжиною від декількох метрів до кількох кілометрів і висотою до 45 м. Ози формувалися в результаті діяльності підльодовикових потоків талих вод, що виробили в льоду тунелі і відкладали там наноси. Ози зустрічаються всюди, де існували льодовикові покриви. Сотні таких форм знаходяться як на схід, так і на захід від Гудзонової затоки.Ками Це невеликі крутосхильні пагорби і короткі гряди неправильної форми, складені сортованими опадами. Ймовірно, вони утворилися у різний спосіб. Деякі були відкладені поблизу кінцевих морен потоками, що витікали з внутрішньольодовикових тріщин або підльодовикових тунелів. Ці камі часто зливаються в широкі поля слабосортованих наносів, які називаються камовими терасами. Інші, мабуть, були сформовані внаслідок танення великих брил мертвого льоду наприкінці льодовика. Утворені при цьому улоговини заповнювалися відкладеннями потоків талих вод, і після повного танення льоду там формувалися камі, що злегка височіли над поверхнею основної морени. Ками зустрічаються у всіх областях покривного заледеніння.Западини часто зустрічаються на поверхні основної морени. Це результат витаювання брил льоду. Нині у гумідних районах можуть бути зайняті озерами чи болотами, а семіаридних і навіть у багатьох гумідних районах вони сухі. Такі западини зустрічаються у поєднанні з невеликими крутосхилими пагорбами. Западини і пагорби типові форми рельєфу основної морени. Сотні таких форм зустрічаються у північному Іллінойсі, Вісконсіні, Міннесоті та Манітобі.Озерно-льодовикові рівнини займають днища колишніх озер. У плейстоцені виникли численні озера льодовикового походження, які потім були спущені. Потоки талих льодовикових вод приносили у ці озера уламковий матеріал, який там сортувався. Стародавнє прилідникове оз. Агасіз площею 285 тис. кв. км, що розташовувалося в Саскачевані і Манітобе, Північній Дакоті та Міннесоті, харчувалося за рахунок численних потоків, що починалися від краю льодовикового покриву. В даний час велике дно озера, що займає площу в кілька тисяч квадратних кілометрів, являє собою суху поверхню, складену пісками і глинами, що перешаровуються.