Діяльність сучасних гляціальних процесів та їх геоморфологічні наслідки

Гляціальний процес, як і більшість екзогенних процесів, складається з трьох фаз: руйнування гірських порід, їх транспортування і нагро­мадження. У разі діяльності льоду процес руйнування називають екзарацією (від лат. ех аго — виорювати), тобто відбувається руйну­вання гірських порід під механічним впливом льодовика на земну поверхню, внаслідок чого він «виорює» довгасті зниження різних розмірів. Розрізняють екзарацію абразивну — руйнування гірських порід унаслідок тертя льоду і вмерзлих у нього уламків, та екзара­цію відщеплення, що зумовлює відщеплення або виламування часто­чок порід під дією горизонтально спрямованого тиску льодовика на виступи поверхні гірських порід. Унаслідок екзарації утворюються численні продукти руйнування: від великих за розмірами валунів і брил кристалічних порід до найдрібніших продуктів тертя (льодови­кове борошно).

Діяльність гірських льодовиків і льодовиків, що вкривають земну поверхню на рівнинах (покривні, материкові льодовики), має чимало подібних ознак і розрізняється здебільшого за масштабами. Проте діяльність гірських льодовиків завдяки своїй динаміці та доступності для спостереження і вивчення є особливо актуальною.

Розглянемо причини утворення гіпотетичного гірського льодови­ка, особливості його функціонування і процеси перетворення земної поверхні. Кожний льодовик, навіть стаціонарний (тобто такий, маса якого не збільшується і не зменшується), перебуває у стані безперер­вного обміну своєї речовини, яка витрачається внаслідок танення і випаровування та поповнюється новими масами з атмосфери у виг­ляді твердих опадів і завдяки конденсації водяної пари на поверхні льоду й фірну. На рівні снігової лінії між акумуляцією та абляцією речовини існує певна рівновага. Залежно від загальних кліматичних умов їх абсолютні величини можуть варіювати у значних межах. Ці величини відображають активність льодовика — швидкість руху льоду в ньому та інтенсивність впливу на скелясте ложо*

У нормально розвиненому льодовику поверхня його тіла може бути поділена сніговою лінією на дві частини: верхню — область живлення, в якій акумуляція речовини превалює над абляцією, та нижню, де остання переважає над акумуляцією.

Область живлення — це фірнове поле неправильної форми, яке по краях часто має виступи, що нагадують лопаті. Поле розміщене у котлоподібному зниженні гірського рельєфу — льодовиковому цир­ку, або амфітеатрі. Такі зниження, подібні на крісло, формуються поблизу рівня снігової лінії внаслідок морозного вивітрювання. Улам­ки гірських порід, утворені внаслідок цього процесу, скочуються або повільно пересуваються донизу завдяки частковому замерзанню води і таненню льоду. Тому на схилі спочатку виникає маленька, а потім більшого розміру ніша, яка за умови продовження морозного вивіт­рювання поступово просувається вглиб гірського масиву у вигляді амфітеатру (рис. 62). Із трьох боків льодовиковий цирк оточений гребенем зі стрімким схилом всередину зниження. З четвертого боку западина цирку відкривається до схилу річкової долини, що розтинає гірську країну. Через цей пролом у долину спускається язик льодо­вика, згодом займаючи її днище.

Льодовиковий цирк не залишається незмінним впродовж існу­вання льодовика. На задній його стінці, що півколом охоплює фірно­вий басейн, час від часу з’являються тріщини внаслідок поступового просування льодової і фірнової маси з цирку до підніжжя схилу (рис. 63). їх називають бергшрундами, тому що тріщини простяга­ються вздовж задньої (досить крутої) стінки фірнового басейну, по яких постійно скочуються і нагромаджуються на дні, вмерзаючи у лід, уламки скельних порід, утворені дією морозного вивітрювання. Тому задня стінка цирку постійно відступає у бік гірського гребеня або піка. Задня стінка льодовикового цирку немов би «підкопується» під вершини гір або гребені хребтів. Подібні процеси відбуваються і на протилежному боці гірського гребеня. Часто задні стінки льодовико­вих цирків настільки просуваються у бік вододілу, що, врешті-решт, протилежні амфітеатри зливаються, утворюючи численні вирівняні

18. 

19. Рис. 62. Утворення льодовикового цирку у горах (за Д. Пановим, 1966): а — утворення сніжника (/) і послідовне відступання схилу під впливом морозного вивітрювання (2); б — профіль кару; в — зовнішній вигляд кару (льодовикового цирку)

Рис. 63. Утворення карового льодовика (за Д. Пановим, 1966):

І — сніг; 2 — фірн; З — глетчер­ним лід

фрагменти, а останці, які ще не повністю були знищені морозним ви­вітрюванням (під час регресії задніх стінок карів), височать над пло­щинами фірнових басейнів гострими піками — карлінгами. Льодо­викові цирки, карлінги і скелясті гребені є найхарактернішими фор­мами високогірного рельєфу, який найкраще було досліджено в Аль­пах і названо «альпійським рельєфом».

Розростання льодовикових цирків у різні боки може призвести за умов тектонічного спокою і стабільності клімату до так званого «з’їдан­ня» гірських хребтів та піків на рівні окраїнних частин фірнових басейнів цирків і утворення еквіплену — різновиду пенеплену, ви­сотне розміщення якого зумовлене висотою снігової лінії у межах різних гірських країн.

Оскільки у четвертинному періоді снігова межа часто змінювала своє висотне розміщення внаслідок неоднакових за інтенсивністю зледенінь і вертикальних тектонічних рухів, у горах на різних рівнях утворилися серії цирків, розміщених у кілька ярусів, — карові сходи. Нині цирки перебувають на різних стадіях розвитку: найвищі (вони наймолодші) зайняті льодовиками, найнижчі (найстарші) втратили виразність морфологічних обрисів і часто вкриті невеликими озера­ми та луками.

Отже, льодовик, ще не розпочавши свого руху, встигає виконати певну роботу щодо перетворення земної поверхні: морозним виві­трюванням сформувати зручну улоговину для забезпечення свого по­стійного і достатнього живлення, поступово розширити її (змушує відступати задню стінку льодовикового цирку в бік гірських вершин і гребенів), увібрати в себе (у бергшрунд) уламки, утворені в резуль­таті вивітрювання тощо.

Справжня діяльність льодовика розпочинається після виходу льо­довикового язика на схил. Сповзаючи, язик здирає, виламує, відколює уламки порід, що трапляються на його шляху, і вздовж напряму свого

руху поступово виорює льодовикову долину — трог (від нім. trog — корито). Переважно це прямолінійне або звивисте заглиблення, утво­рене екзарацією льодовика, яке нагадує корито. Зазвичай льодовик під час свого руху, подібно до текучої води, обирає ділянки найподат- ливіших порід, а тому згодом його рух відбувається у виробленій льодовиковій долині(рис. 64).

Поздовжній профіль такої долини, зважаючи на неоднорідність літолого-петрографічного складу гірських порід, значно ускладнений чергуванням спадистих і крутих ділянок, іноді має зворотний ухил. Поперечні скелясті пороги (або сходи) називають ригелем (від нім. гідеї — перепона). Оскільки вони значно виступають над рівнем поздовжнього профілю трогу, то тіло льодовика зазнає деформацій у вигляді згинання, внаслідок чого поверхня льодовика вкривається поперечними тріщинами — льодопадами. Такі поперечні тріщини є істотними перешкодами для альпіністів, які намагаються дістатися до певної гірської вершини, використовуючи порівняно легкий шлях поверхнею льодовика. Ці тріщини з’єднані навіяними нещільними сніговими перемичками, побачити дуже важко, і тому можна провали­тися крізь них у глибоку тріщину.

Днища і схили трогів, відполіровані тривалим тертям льодових і льодово-кам’яних мас, кристалічні породи несуть на собі сліди екза­рації. Внаслідок такого процесу утворюються продукти тертя — льо­довикове борошно, а на поверхні порід — поліровані поверхні та різноманітне льодовикове штрихування. Деякі щільні види гірських порід, які майже не зазнають екзарації, формують на дні та схилах трогів відполіровані виступи (за високу міцність їх називають бара­нячими лобами), на поверхні яких часто спостерігаються льодови­кові подряпини й шрами. Подекуди сліди льодовикового штрихуван­ня настільки виразні та густо розміщені, що їхні групи утворюють кучеряві скелі.

Під час екзарації льодовик поступово поглиблює своє ложе, де­далі глибшою стає льодовикова долина (трог), унаслідок чого на її схилах утворюються своєрідні різкі злами або перегини, які назива­ють плечами трогу. Плече трогу — це нахилений у бік долини відносно вирівняний майданчик, що іноді буває вкритий мореною і закінчуєть­ся борозною згладжування, вище за яку схили долини не мають слідів льодовикової дії (рис. 65).

Існують різні погляди щодо походження плечей трогу. Згідно з одним це залишки схилів річкових долин, успадкованих пізніше льо­довиками; нижче плечей долини були поглиблені і їхні крутосхили

Рис. 64. Послідовні стадії (а —в) розвитку льодовико­вого гірського рельефу (за Р. Кеттнером)

Р

утворені вже екзарацією льодовиків. Інші вчені розглядають їх як залишки днищ давніших трогів. Деякі дослідники трактують термін «плечі трогу» як результат інтенсивних нівальних процесів, що відбу­ваються у місці контактування льоду зі схилами долини і зумовлю­ють підрізання та відступ схилів, розміщених вище від поверхні льо­довика. Нівальні процеси, нівація (від лат. піиів — сніг) — руйнів­ний вплив снігового покриву на гірські породи під час морозного вивітрювання.

Розміщення льодовикових мас у вигляді змієподібного тіла, що заповнює днище трогу, є сприятливим для нагромадження на його поверхні численних уламків, що відщеплюються внаслідок різних форм вивітрювання і завдяки гравітації обвалюються й падають на повер­хню льодовика біля підніжжя схилів. Більша частина уламкових порід різними шляхами проникає у тіло льодовика. Сукупність уламкових мас, перенесених і відкладених льодовиком, називають мореною. За­лежно від часу виникнення, способу нагромадження, транспортуван­ня, акумуляції тощо розрізняють такі види морени.

Внутрішня морена зазвичай утворюється під час перебування льо­довика у льодовиковому цирку. Його постійні зсуви та утворення на задній стінці кару бергшрунду зумовлюють проникнення уламків на всю товщину льодовика по всій його масі. Цей процес триває впро­довж руху льодовика крізь льодопади. Під час часткового танення

льоду і подальшого замерзання поверхневі уламки покриваються новими шарами снігу та льоду. У разі нагромадження уламків у зоні танення льодовика вони формують суцільну неоднорідну масу типо­вого несортованого матеріалу морени (рис. 66).

Частковим проявом внутрішньої морени є донна морена. її утво­рення зумовлюється екзарацією льодовиком свого ложа та утворен­ням уламків, різних за розмірами, що згодом вмерзають у лід (брили, щебінь, які під час подальшого транспортування перетворюються на валуни чи гальку та дрібні уламки). Внаслідок постійного контакту­вання з породами льодовикового ложа уламки донної морени є най­краще обробленими.

Після морозного вивітрювання, що є звичайним явищем у гірських країнах, зі схилів на поверхню льодовика потрапляє велика кількість

21. 

22. Рис. 66. Будова гірського льодовика та льодовикової долини в області живлен­ня і танення, а також за межами льодовикової зони (за О. Якушко, 1986): а — поздовжній розріз; б — план: 1 — корінні породи ложа льодовика; 2 — морена; З — сучасні (?') та давні О") флювіогляціальні відклади; 4 — поверхня льодовика, вкрита тріщинами; 5 — потоки талих льодовикових вод; 6 — прильодовикові озера; 7 — нижній край льодовикового язика, похований під мореною; 8 — напрям руху льоду; І, II, ІІІ — кінцеві морени різних стадій відступання льодовика; Б — бічні морени; Л — льодопади; К — крайова тріщина; Ф — фірновий басейн; С —М — снігова межа

уламків гірських порід, які у вигляді майже суцільних шлейфів заля­гають біля підніжжя схилів. У міру просування льодовика уламки зазнають оброблення тертям об скелі, лід та між собою і набувають заокругленої форми. Ці шлейфи уламків подорожують з льодовиком майже до самої зони абляції. Сукупність уламкового матеріалу біля підніжжя схилів трогу називають бічною мореною. Під час руху льо­довика до нього можуть приєднуватися льодовикові притоки. У та­кому разі бічні морени сусідніх льодовиків, зливаючись, утворюють єдину кам’яну масу — серединну морену (рис. 67). Часто можна спостерігати численні поздовжні смуги на поверхні великих гірських льодовиків, які є, власне, серією серединних морен, утворених унаслі­док злиття кількох бічних морен. За кількістю таких смуг можна робити висновки про кількість приток бічних льодовиків до головно­го льодовикового русла. Серединна морена — це також майже суцільні шлейфи кам’яних мас із гірських порід різного ступеня оброблення та різного складу.

Зазначена сукупність кам’яного матеріалу (внутрішня, донна, се­рединна і бічна морени) з льодовиком потрапляє до зони абляції і після танення льоду нагромаджується перед його фронтом. Тут відбу­вається поступове накладання матеріалу бічних, серединних, внутрішніх і донних морен у вигляді гряди, яка загалом повторює обриси краю льодовика. Зазвичай таке пасмо називають кінцевою мореною і воно має у плані вигляд підкови, а матеріал морен, які до цього відрізнялися певними ознаками, є неоднорідною сукупністю уламків.

23. 

24. Рис. 67. Типи морен гірського долинного льодовика (за О. Якушко, 1986): а — поперечний розріз; б — план: 1 — бічна; 2 — серединна; З — внутрішня; 4 — донна; 5 — кінцева

У разі зміни кліматичних умов і відповідного відступу льодовико­вого краю перед фронтом льодовика може сформуватися кілька гряд кінцевих морен, кожна з яких відображує певну затримку у відступі льодовика. За інтенсивного відступу льодовика з-під льодовикового покриву оголюється дно трогу, танення також відкриває донну море­ну, на яку проектуються бічна, серединна і внутрішня морени, внаслі­док чого утворюється потужний покрив уламкових відкладів, який називають основною мореною.

За умови збільшення енергії льодовика, тобто у разі посилення його живлення, тимчасовий відступ льодовикового фронту змінюєть­ся наступом. Насуваючись на кінцеву морену, утворену раніше, льо­довик завдяки переміщенню уперед здатний деформувати її, внаслі­док чого формуються високі (заввишки близько десятків метрів) вали, на вертикальному перерізі яких можна спостерігати складчастість відкладів та їхню деформацію (рис. 68). Порушене залягання гля- ціальних відкладів у таких напірних моренах називають гляціодис­локацією.

За ритмічності розвитку кліматичних умов Землі може виникну­ти кліматичний оптимум, за якого значна маса гірського льодовика зазнає танення. Тоді утворюються енергійні потоки талих вод, які також здійснюють значну роботу з перетворення земної поверхні. Ці потоки називають флювіогляціальними, або водно-льодовиковими. Вони зазвичай стікають по поверхні льодовика, всередині його або під ним, іноді зароджуються біля краю льодовика. їхня геоморфоло­гічна робота досить різноманітна.

Т ак, в області абляції товщина льоду значно зменшується, обриси краю льодовика набувають лопатевої форми, причому окремі лопаті розділені великими тріщинами. Останні перетворюються на своєрідні

Рис. 68. Утворення напірних мо­рен (за Д. Пановим, 1966): а — утворення кінцевої морени під час відступання краю льодовика від положення 1 до положення 2,6 — утворення напірної морени під час руху краю льодовика від положен­ня 1 до положення 2

долини, де відбувається стікання талих вод. Швидкість їхньої течії виявляється достатньою для перенесення піщаних часточок та їх на­громадження у тріщинах-долинах. Тому після відступу льодовико­вого фронту в утвореній позальодовиковій зоні досить поширені ви­довжені й звивисті піщані вали, складені піщаними відкладами різних розмірів, частково гравієм і жорствою. У плані їхня форма нагадує конфігурацію колишніх тріщин, що розділяли окремі лопаті краю льодовика. Це так звані ози (рис. 69).

25. 

26. Рис. 69. Походження озів і камів (за А. Лобеком):

27. 1 — район, зайнятий нерухомим льодом: / - тріщина; 2 - льодовикове озеро; З - водяний млин; 4 - валунний суглинок; 5 - тунель; 6 - заповнена тріщина; II — той самий район після танення льоду: І — відклади льодовикового озера; 2 — заповнена тріщина; 3 — камова тріщина; 4 — кам, утворений льодовиковим млином; 5 — валун­ний суглинок; 6 — западина; 7 — зандрова рівнина; 8 — ками; 9 — ози

За особливо сприятливих кліматичних умов може відбуватися на­стільки інтенсивне танення льоду, що флювіогляціальні потоки набу­вають значної сили і поширюються у вигляді широких розпластаних по поверхні водних мас або потоків значної ширини, що зумовлює інтенсивне бічне переміщення — меандрування. На значній площі у позальодовиковій зоні спостерігається нагромадження переважно піща­них відкладів, а рельєф поверхні, де відбувався цей процес, набуває вигляду піщаної рівнини з незначними (перші метри, іноді — кілька метрів) піщаними грядами і зниженнями, що їх розділяють. Це — флювіогляціальні, водно-льодовикові і зандрові рівнини, або зандри (такі поняття, як ози, ками, друмліни, зандри, прильодовикові озера, стрічкові глини тощо, зазвичай властиві зоні акумуляції та позальо­довиковій зоні покривного (материкового) зледеніння, проте іноді ці структури трапляються і в рельєфі областей гірського зледеніння), їхня поверхня у подальшому активно перероблюється екзогенними процесами, зокрема еоловими, і набуває вигляду піщаної пустелі з численними дюнами і навіть барханами. Видатний український натура­ліст П. Тутковський називав простори піщаних ландшафтів на півночі України, розміщені у позальодовиковій зоні четвертинних зледенінь, викопними пустелями.

Під час тривалого стаціонарного положення краю льодовика пе­ред його фронтом виникає чимало озерних водойм, живлення яких здійснюється талими водами, що прямують до озер із різною інтен­сивністю відповідно до сезонів. Наприклад, улітку потужніша течія приносить більші за розмірами уламки (подібні до піщанистої гли­ни), у міжсезоння (весна, осінь) кількість талої води зменшується і до озер потрапляють дрібніші уламки (глини). Ритмічне чергування відповідних товщ у вертикальному напрямі може тривати довго і за кількістю таких шарів можна визначити тривалість перебування льо­довика у стаціонарному стані. Завдяки подібності чисельних наша­рувань дрібнозернистих відкладів на дні прильодовикових озер на тонкі стрічки, їх називають стрічковими глинами.

Поверхня льоду в зоні абляції також зазнає часткового танення. Особливо активно воно відбувається там, де крізь товщі льоду «про­свічують» великі уламки (брили, валуни). Поглинання ними більшої кількості сонячного тепла спричинює локальне інтенсивне танення льоду й утворення на поверхні льодовика западин, подібних до озер. До них прямують талі льодовикові води поверхні, несучи із собою уламки морени різного розміру, що міститься у товщі льоду. Потім у зниженнях накопичується значна кількість відкладів, на вертикаль­ному перерізі яких можна бачити ознаки ритмічності: більші за роз­мірами уламки — наслідок інтенсивного танення у літній час, дрібні­ші — танення у міжсезоння, коли надходження води до знижень змен­шується. За значної деградації льодовика нагромаджена маса відкладів проектується на колишнє льодовикове ложе у вигляді ізометричних пагорбів, відклади в яких зберігають свою шарувату будову. Такі пагорби називають камами.

Отже, морфоскульптура областей гірського зледеніння характе­ризується наявністю вироблених, акумулятивних і проміжних форм рельєфу.

Виробленими формами є кари (амфітеатри, де відбувається пер­винне та подальше нагромадження снігу— фірну— глетчерного льо­ду), останці-карлінги (наслідки руйнування схилів на рівні снігової лінії процесами морозного вивітрювання та альтипланації), троги, баранячі лоби (обточені внаслідок екзарації виходи скельних порід), кучеряві скелі (виходи щільних порід, густо вкриті льодовикови­ми подряпинами), ригелі (різкі перегини поздовжнього профілю трогів).

До акумулятивних форм рельєфу належать моренні пасма (сму­ги нагромадження різного за розмірами уламкового матеріалу, роз­міщені зазвичай уздовж фронту льодовикового язика), ози (довгі й звивисті пасма переважно піщаних відкладів, які сформувалися вна­слідок акумуляції за напрямами талих вод у прикінцевих тріщинах льодовикового язика), ками (пагорби зі спадистими схилами, утво­рені на місці колишніх озерних знижень на поверхні льодовика), зандри (переважно плоскі піщані рівнини, сформовані перед фрон­том льодовика), масиви стрічкових глин (розміщені зазвичай на місці колишніх озер перед краєм льодовика) та численні комбінації таких нерівностей.

Проміжними формами рельєфу вважають такі, що утворені внас­лідок поєднання вироблених та акумулятивних форм. Подібне яви­ще спостерігається на гірсько-долинних льодовиках, динаміка яких тісно пов’язана з їхнім живленням, унаслідок чого фронтальна части­на крижаних товщ, то просуваючись виробленими долинами і часто виходячи на передгірні рівнини (за інтенсивного живлення льодови­ка), то відступаючи вгору долинами (за значного зменшення кількості опадів у зоні живлення, утворює чимало денудаційно-акумулятивних форм рельєфу, походження яких визначити неможливо.