Магматические горные породы

Образцы обладают слоистой, тонкополосчатой структурой. Мощность кварцитовых пропластков, которые различаются содержанием минералов-окислов железа, может составить от нескольких мм до нескольких десятков см. Для породы характерны сложные мелкие складки, часто переходящие в плойчатость.

По твердости железистый кварцит  соответствует кварциту.

Разновидности и происхождение  железистых кварцитов

Наиболее распространенными разновидностями  являются магнетит-анкеритовые, амфибол-магнетитовые, полосчатые магнетит-гематитовые разновидности с яшмовыми прослоями, называемые джеспелитами.

Залегает в толще древней  метаморфической породы, в виде слоев  с различной мощностью. Часто  ассоциирует с разнообразными амфиболовыми, слюдистыми, хлоритовыми и прочими  гнейсами и сланцами.  Железистый кварцит является продуктом регионального метаморфизма изначально вулканогенно-осадочной яшмоподобной породы, обогащенной гидроокислом железа, который был аккумулирован при участии ферробактерий.

Такие высокотемпературные преобразования пород обусловили перераспределение  железистых компонентов и обогащение ими некоторых составляющих слоистой толщи. А в зоне выветривания в  результате процесса окисления магнетита (мартитизации) возможно образование скоплений богатых гематитовых руд.

Обогащение железистых кварцитов

Богатая железная руда с содержанием  железа более 57% представляет собой  продукт обогащения железистых кварцитов. Такое обогащение железистых кварцитов  происходит за счет выщелачивания кварцев  и в процессе разложения силикатов.

Распространена порода в Курской  области, на Кольском п-ове, на Дальнем  Востоке, на Украине.

 

Фациальное своеобразие  докембрийских толщ Железистых кварцитов, сильно отличающее их от обычных оолитовых  шамозитовых руд и от большинства  других железорудных фаций последующих  геологических периодов, возможно, объясняется особыми неповторимыми  условиями их образования. Большинство  исследователей связывает докембрийские  толщи Железистых кварцитов с  геосинклинальными областями и  с особыми условиями отложения  в докембрийских морях. С Железистыми кварцитами связаны обширные пластовые залежи малофосфористых железных руд (СССР, Фенноскандия, обл. Великих озер северной Америки, Трансвааль. Индия).

 
  4     Геологическая деятельность  ледников

 Общие сведения о ледниках

Ледники – движущиеся массы льда, возникающие на суше в результате накопления и преобразования твёрдых атмосферных осадков. Ледники — это естественные массы кристаллического льда, перекрытого уплотненным снегом — фирном. Они образуются на земной поверхности в результате длительного накопления снега и отрицательных температур. Необходимым условием для образования ледников является сочетание низких отрицательных температур с большим количеством твердых атмосферных осадков. Такое сочетание характерно для областей высоких широт (приполярные и полярные области) и высокогорий. 
Современные ледники занимают площадь около 16,2 млн км2, т.е. около 11 % поверхности суши, а общий объем заключенного в них льда составляет около 30 млн км3. Самые крупные покровы ледников в Антарктиде и Гренландии. Ими покрыты многие острова в Арктике (Новосибирские, Врангеля и др.). Существуют ледники и в горных областях. 
В горах ледники рождаются выше уровня снеговой линии, но при движении вниз могут опускаться намного ниже. В этом случае они переходят в область, где масса ледника постепенно уменьшается в результате его механического разрушения, испарения или таяния. Эту область иногда называют областью стока или областью разгрузки ледника. 
Большое значение в преобразовании снега в фирн, а затем и в лед имеют давление и сублимация (возгонка), под которой понимается испарение снега и льда и новая кристаллизация водяного пара. Общая направленность процесса следующая: снег -»фирн -- глетчерный лед. При этом из 10 м3 снега образуется 1 м3 льда. 
Типы ледников. В зависимости от климатических условий и рельефа, соотношения областей питания и разгрузки выделяются следующие типы ледников: материковые, или покровные; горные; промежуточные, в которых сочетаются элементы покровных и горных ледников. 
Покровные ледники. К этому типу относятся ледники, покрывающие огромные территории — полярные острова и континенты. Характерной особенностью таких ледников является их большая мощность, отсутствие влияния доледникового рельефа на их перемещение, радиальное направление движения ледника от его центра и  наличие штосковыпуклой поверхности наподобие щита. 
Антарктический ледяной покров. Антарктида занимает площадь около 15 млн км2, из которых около 13 млн км2 занято ледниковым покровом (рис. 15.1). Ледниковый покров образует огромное плато высотой 4000 м, которое покоится на скальном основании. Подлед-ный рельеф характеризуется большой сложностью. Наряду с горными хребтами и возвышенностями имеются обширные низменности и впадины, опущенные на десятки и сотни метров ниже уровня Мирового океана. 
Мощность льда в Антарктическом покрове изменяется от нескольких сотен метров около гор или у края материка до 4000 м и более в его центральных частях. Средняя мощность составляет около 2000 м. Ледники спускаются к океану и формируют огромные массы шельфового льда, частично лежащего прямо на дне и частично находящегося наплаву. 
Самый большой ледник — это ледник Росса, заполняющий южную часть моря Росса и обрывающийся отвесным уступом высотой 60 м, а иногда и 75 м. Его ширина с севера на юг составляет около 800 км. Местами на леднике Росса выступают каменные глыбы подледного рельефа. От краев ледника откалываются огромные айсберги высотой до 60 м, имеющие площадь до 100 км2, с которыми выносится и часть обломочного материала в открытое море. 
По мере таяния айсберга обломочный материал отлагается в море, который участвует в образовании так называемых акваморен. 
Гренландский ледниковый покров имеет площадь около 2 млн км2. Он занимает около 80 % суши Гренландии (рис. 15.2). В большинстве случаев ледниковый покров не достигает моря, но в некоторых местах ледник подступает к берегу. От нависающего ледника откалываются глыбы, которые пускаются в плавание в виде айсбергов. В горной части острова лед, перетекая через перевалы, дает начало крупным долинным ледникам. Эти так называемые выводные ледники местами достигают в длину 40 км. 
Максимальная мощность льда в центральной части покрова, по данным сейсмических исследований, составляет 3400 м. Средняя мощность ледяного покрова равна 1500 м. В краевых частях мощность ледника сокращается и из-под него выступают гребни скальных вершин. 
Горные ледники. По стадиям своего развития горные ледники разделяются на несколько типов. Ледники альпийского, или долинного, типа развиты в Альпах, на Кавказе, Памире, т.е. в тех горных областях, где четко выражены область питания, в пределах которой идет накопление снега и его преобразование в лед, и области стока. Ледники формируются или в циркообразных котловинах в верхней части горных склонов, или в расширенных воронках водосборных бассейнов, или на пологих вершинах и выровненных поверхностях, находящихся на высотах, превышающих уровни снеговой линии. Областями стока горных ледников являются горные долины. Длина ледниковых потоков зависит от размера питания снегово-фирнового бассейна. Чем обильнее питание и больше уклон долины, тем быстрее и далъше продвигается ледник. 
По своему строению горные ледники могут быть простыми и сложными. Простые ледники характеризуются обособленными друг от друга языками, имеют одну область питания и одну область стока (рис. 15.3). Сложные ледники состоят из нескольких ледниковых потоков, выходящих из разных областей питания, но сливающиеся в одной ледниковой долине, и имеют одну и ту же область стока. Примером сложных ледников служит ледник Федченко на Памире (рис. 15.4). Он имеет длину 75 км и принимает около 20 ледниковых притоков. Толщина льда в центральной части ледника Федченко составляет 1000 м. 
Переметные ледники характеризуется тем, что обладают единой областью питания. Они образуются в условиях единого фирнового бассейна или на перевальных седловинах, или возникают путем слияния фирновых бассейнов различных склонов в единый. Таким образом, сток ледников осуществляется радиально во все возможные стороны разных склонов горного хребта. 
Каровые ледники образуются в кресловидных углублениях в привершинной части горных хребтов, которые носят название каров (рис. 15.5). Кары врезаются в верхнюю часть склонов гор или располагаются в привершинной части ледниковых цирков и ледниковых долин. 
Висячие ледники располагаются на крутых горных склонах и заполняют сравнительно глубокие западины в рельефе. Свое название они получили потому, что висят над обрывами и нередко срываются вниз в виде обвалов и глетчерных «камнепадов». 
Промежуточные ледники. К этому типу относятся плоскогорные и предгорные ледники. 
Плоскогорные ледники приурочены к выровненным вершинным поверхностям древних горных массивов. Ледники располагаются на них сплошным покровом. Один из таких ледников находится в Норвегии (ледник Юстедаль) и имеет площадь около 950 км2. Из-за широкого распространения в Скандинавии их часто называют скандинавскими. Подобного рода ледники известны в горах Алтая. 
Предгорные ледники формируются в приполярных районах в предгорных частях. Они питаются от фиршш полей, расположенных в горах или в горной части. Это типичные горные ледники, но когда они выходят на предгорную равнину, то растекаются во все стороны и образуют ледниковый шлейф, покрывающий большие пространства. 
Следовательно, здесь сочетаются горные ледники с покровными. Последние располагаются на выровненных предгорьях. Примером предгорных ледников является ледник Маляспина на Тихоокеанском побережье Аляски. Его площадь составляет около 3800 км2. 
Режим и движение ледников. Под режимом ледников понимают особенности их снабжения и подпитки твердыми атмосферными осадками, а также особенности перемещения и изменения их массы в результате абляции — таяния, испарения или механического разрушения (от лат. «абляцио» — отнимая, снос). 
Динамика ледников. Находясь под большим давлением, твердый лед приобретает пластические свойства и начинает перемещаться. Пластичное движение льда обычно наблюдается в нижней части ледника. Такое движение возможно только при значительной мощности льда, создающего нагрузку на его нижние слои, и достаточной чистоте. При движении горных ледников, где уклоны подледного ложа очень крутые, помимо пластичного течения важное значение имеет сила тяжести. 
Скорость движения ледников очень различна и зависит не только от степени уклона ложа, толщины льда, но и от времени года. Горные ледники Альп перемещаются со скоростью от 0,1 до 1,0 м/сут. У некоторых ледников Памира и Гималаев скорость достигает 10 м/сут. Скорость выводных ледников Гренландии, спускающихся в фиорды, достигает 30 м/сут. Иногда ледники начинают перемещаться с катастрофической быстротой. Ледник Медвежий на Западном Памире в 1963 г. неожиданно начал перемещаться со скоростью около 50 м/сут (в отдельные моменты скорость его движения достигала 100—150 м/сут). За короткое время ледник продвинулся на расстояние около 6,5 км, блокировал течение реки и в результате этого образовалось подпрудное озеро. В последующем вода прорвала ледяную плотину. Возник селевой поток, который, двигаясь с высокой скоростью, произвел большие разрушения на своем пути. Затем активность ледника резко снизилась. Проведенные наблюдения показали, что в определенные годы скорость ледника увеличивается, а затем движение его замедляется. Удалось наметить периодичность и в изменениях скорости движения ледника Медвежий. Подобные ледники стали называть пульсирующими. 
Наблюдения за движениями ледников показали, что для них характерна разная скорость движения отдельных частей ледника. Оказалось, что наибольшая скорость движения свойственна для центральной части ледника, а на краях (прибортовых частях) и в придонных частях она уменьшается в результате трения о коренные породы. 
Ввиду разного уклона и скорости движения поверхность ледника покрывается множеством трещин. Благодаря разным напряжениям поверхность ледника начинает раскалываться. В верхней части горного ледника при переходе от области питания к области стока возникает длинная и широкая краевая трещина, нередко достигающая ложа. 
Динамика материковых покровных ледников существенным образом отличается от динамики горных. По идеализированной схеме Е. В. Шанцера она представляется следующим образом. В центральной части ледника располагается область питания. Нижние слои льда под давлением верхних толщ приобретают пластичность и начинают двигаться в радиальных направлениях к краевым частям ледникового покрова. По мере движения льда его масса и толщина уменьшаются в результате абляции. Разрушительная деятельность ледника в основном приурочена к областям питания, а в областях абляции происходит придонная ледниковая аккумуляция. 
Ледниковая денудация и аккумуляция. Движение ледника сопровождается рядом геологических процессов: происходит разрушение или денудация коренных горных пород подледного ложа и боковых частей долины ледника с образованием различных по форме, размерам и составу обломочного материала; перенос обломков породы на поверхности и внутри ледников, а также вмерзших в придонные части ледника или перемещаемых волочением крупных и мелких обломков. Ледник производит аккумуляцию обломочного материала, которая осуществляется как во время движения ледника, так и в результате его таяния (дегляциации). Современные ледниковые геологические процессы хорошо изучены и наблюдаются в горных ледниках. В современных покровных ледниках в Гренландии и Антарктиде такие исследования касаются исключительно краевых частей, так как только в редких случаях из-за большой толщины льда до подледного ложа пробурены единичные скважины. Однако о масштабной геологической деятельности покровных ледников можно судить по грандиозным четвертичным оледенениям, следы которых хорошо сохранились в Западной и Восточной Европе и в Северной Америке. 
Разрушительная деятельность ледников. Разрушительное воздействие ледников на породы подледного ложа называется экзарацией (от лат. «экзарацио» — выпахивание). Особенно интенсивно протекает экзарация при большой толщине льда, создающего огромное давление на подледное ложе. В процессе движения происходит выламывание различных блоков и кусков горных пород, их дробление, истачивание. В нижнюю поверхность, в придонную часть ледника, вмерзают обломки, которые своими острыми краями при движении по скальным породам оставляют на их поверхности различные штрихи, царапины или борозды. Это так называемые ледниковые шрамы общий ориентировкой по направлению движения ледника. 
Выступы твердых скальных горных пород на дне ледникового ложа сглаживаются движущимся ледником, при этом возникают своеобразные удлиненные и овальные формы — бараньи лбы. Движущийся ледник создает сглаженные асимметричные выступы и углубления, которые называются курчавыми скалами. Иногда они достигают значительных размеров, особенно в областях центров мощных покровных оледенений. 
При движении ледники срывают крупные выступы или глыбы горных скальных пород и переносят их на большие расстояния. На пути своего движения обломки и глыбы истираются, сглаживаются и покрываются трещинами и царапинами. Такие покрытые штриховкой и сглаженные обломки горных пород называют ледниковыми валунами, или эрратическими валунами. 
При своем движении ледники не только отрывают и перемещают глыбы скальных пород, но и выпахивают себе ложе. Это или ванны выпахивания, или глубокие линейные ложбины. Их называют ложбинами ледникового выпахивания. 
В процессе перемещения и экзарации ледники оказывают воздействие на коренные породы подледного ложа и при этом возникают определенные деформации, которые выражены в виде разрывов, отрывов отдельных глыб, изгибов и смятия слоев в складки. Такие деформации, связанные с деятельностью ледников, называют гляциодислокациями (от лат. «гляциес» — лед, франц. «дислокасион» — перемещение). Характерным примером гляциодислокаций являются крупные глыбы коренных горных пород, сорванные со своего основания и перенесенные ледниками на различные расстояния. Это так называемые ледниковые отторженцы.А про ЭКЗОГЕННЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ  
С деятельностью горных ледников связано образование ледниковых цирков в вершинной части и специфических ледниковых долин — трогов (от нем. «трог» — корыто). Ледники, двигаясь по таким долинам, производят интенсивную экзарацию их бортовых частей и ложа. Трогам свойствен U-образный поперечный профиль с пологовогнутым дном. 
Транспортирующая и аккумулятивная работа ледников. Во время своего движения ледники переносят разнообразный обломочный материал от самых тонких глинистых частиц до крупных глыб. Весь разнородный и разнообразный материал, как переносимый ледниками, так и отложенный ими, называют мореной. Различают два типа морен: движущиеся и отложенные. В горных ледниках выделяют поверхностные морены, которые находятся на поверхности движущегося ледника. Среди них по месту нахождения различают боковые и срединные морены. Боковые морены возникают по краям движущегося ледника и состоят из обломочных слабовыветрелых продуктов горных пород, слагающих надледниковые части высоких горных склонов долины, по которой перемещается ледник. Материал в боковую морену может поступать в результате обвалов, обрушения и оползания горного склона. Боковые морены выражены в виде продольных валов или гряд. Срединная морена располагается в средней части ледникового языка и также представлена обломочным материалом, сгруженным в виде вытянутого вала. Срединная морена образуется во время слияния двух соседних ледников в результате соединения боковых морен. Когда сливается несколько ледников, возникает несколько срединных морен. 
Внутренние морены образуются как в пределах фирнового поля, так и в области стока. Они состоят из обломков выветрелых горных пород, сброшенных с крутых горных склонов, окаймляющих бассейн питания ледников. Этот обломочный материал захороняется под слоем фирна и постепенно перемещается в глубь фирнового поля и в область стока. 
Донные морены — это обломочный материал, вмерзший в придонную часть ледника, образующийся за счет ледниковой экзарации и захвата продуктов выветривания. 
Ледниковые отложения. Среди ледниковых отложений выделяются три типа морен: основная (донная); абляционная; конечная (краевая). 
Основные морены — самые распространенные ледниковые отложения. Они формируются как горными, так и покровными ледниками, но в основном они относятся к материковым покровным оледенениям. В центральных частях оледенений преобладают экзарация и насыщение льда обломочным материалом. Перемещаясь от центра оледенения к области абляции, где наряду с экзарацией и переносом создаются условия для подледной аккумуляции, обломочный материал, насыщающий ледники, постепенно по мере таяния ледника отслаивается и формирует донную морену.  
Основная морена, формирующаяся под толщей движущегося ледника, характеризуется монолитностью и плотностью материала. Она слагается не слоистыми валунными глинами и суглинками, иногда супесями с погруженными в них валунами, которые располагаются своей удлиненной частью параллельно направлению движения ледника. 
Иногда при движении ледника и образовании основных морен происходит выдавливание льдом подстилающих глинистых и супесчаных пород, которые образуют своеобразные купола, называемые диапировыми (от греч. «диапиро» — протыкаю). В целом все деформации самого моренного тела называются гляциодис-локациями. К подобному типу относятся и все существующие так называемые отторженцы блоков, глыб и валунов твердых горных пород, перенесенных льдом на различные расстояния от их коренного залегания. На равнинах Западной и Восточной Европы разбросано множество глыб и валунов гранитов, которые были перенесены ледниками во время четвертичного оледенения из Скандинавии — центра оледенения, откуда перемещались мощные покровы ледников. 
Такие глыбы и валуны, перенесенные льдом на значительные расстояния от своего коренного залегания, называют эрратическими (от лат. «эрратикус» — блуждающий). 
С основными моренами четвертичных оледенений связаны различные формы рельефа. Широко развит холмисто-западинный и холмисто-увалистый моренный рельеф, где холмы различных очертаний и размеров разделяются западинами, которые заболочены ИЛИ заняты озерами. Особый тип моренного рельефа представляют друмлины (от ирл. «друмлин» — холм).Они известны в Ленинградской области и в Прибалтике и представляют собой продолговатые овальные холмы, длинная ось которых совпадает с направлением движения ледника. Друмлины вытянуты в длину на сотни метров, ширина составляет 100 - 200 м (иногда 500 м), а высота достигает 15 - 20 м. Друмлины представляют собой подледниковые образования, которые возникли в условиях значительного динамического воздействия движущегося льда. 
Абляционная морена возникает в стадию деградации ледника ближе к периферической части ледника. Во время таяния ледника имеющийся внутри него и находящийся на поверхности обломочный материал оседает, откладываясь на основную морену. Абляционная морена состоит из рыхлых осадков, в которых преобладает песчаный и грубообломочный материал. 
Конечные (краевые) морены. При определенной стабильности ледника возникает динамическое равновесие между поступающим льдом и его таянием. В таких условиях на переднем краю ледника начинает накапливаться обломочный материал, приносимый лед-ником, который и слагает конечную морену. 
Конечные морены в рельефе представляют собой изогнутые валообразные или грядообразные возвышенности, которые в плане повторяют очертания края ледникового потока. В Восточной Европе валообразные гряды конечных морен имеют значительную протяженность. Они достигают в длину десятки, а местами и сотни километров. Таковыми, в частности, являются Клинско-Дмитровская, Рижская и другие гряды в северной половине Восточно-Европейской равнины. 
В горных ледниках конечные морены формируются поперек троговой долины и образуют валообразные перемычки, отражающие очертания конца ледникового языка. Иногда они имеют форму серповидных гряд, вогнутая сторона которых обращена вверх по долине. Местами конечные морены подпруживают сток реки и образуют озера. 
Современные ледники занимают около 11% поверхности суши (16,1 млн. км²). В них заключено более 24 млн. км³ пресной воды, что составляет почти 69% всех её запасов. Объём воды, заключённый во всех ледниках составляет, соответствует сумме атмосферных осадков, выпадающих на Землю за 50 лет, или стоку всех рек за 100 лет.

Образование ледников возможно там, где  в течение года твёрдых осадков  выпадает больше, чем успевает за это  время растаять и испариться. Уровень, выше которого годовой приход твердых  атмосферных осадков больше, чем  расход называется снеговой линией. Высота снеговой линии зависит от климатических условий: в полярных областях она располагается очень низко (в Антарктиде – на уровне моря), в тропических областях – выше 6000 м. Выше снеговой линии располагается область питания ледника, где происходит накопление снега и его последующее превращение в фирн и, затем, в глетчерный (ледниковый) лёд.Фирн представляет собой плотный зернистый снег, образовавшийся под давлением вышележащих слоев, поверхностного таяния и вторичного замерзания воды. Дальнейшее уплотнение фирна, приводящее к исчезновению воздушных промежутков между зёрнами, превращает его в лёд.

При накоплении большой массы льда создаётся нагрузка на его нижние слои, приобретающие способность  к вязкопластическому течению. При  этом периодически накапливаются напряжения, приводящие к образованию горизонтальных срывов, вдоль которых происходит послойное проскальзывание слоёв  движущегося льда. Таким образом, движение ледника осуществляется двумя  способами: путём вязкопластического течения льда и путём глыбового  скольжения по ложу и внутриледниковым сколам. При температуре, близкой  к температуре таяния, движение по плоскостям срывов сопровождается таянием  и повторным замерзанием с  образованием ленточной текстуры. В  верхней части ледника, где отсутствует  значительное давление, во время движения происходит хрупкая деформация льда, что приводит к его раскалыванию по трещинам на глыбы различного размера. Эти глыбы пассивно перемещаются вместе с подстилающими слоями пластичного льда. В краевых частях ледника мощность и пластичность льда также уменьшается, здесь возникают наклонные поверхности сколов, по которым происходит смещение блоков и пластин льда, образующих систему чешуйчатых надвигов. Ещё одна часть ледника, для которой характерны хрупкие деформации, расположена в нижней части движущегося льда; снижение пластичности здесь связано с «загрязнением» льда обломочным материалом. Перемещение льда в основании ледника часто носит характер глыбового скольжения.

Скорость движения ледников существенно  различается. В горных ледниках она  обычно составляет десятки – сотни  метров в год. Наиболее высокие скорости движения зафиксированы в краевых  частях гренландских ледников, где  они достигают 10 км в год. Следует  отметить, что скорость движения в  разных частях ледника неодинакова. В целом наибольшая скорость движения характерна для центральной части  и уменьшается в краевых и  придонных частях из-за снижения пластичности льда (за счёт уменьшения его мощности и возрастания количества обломочного  материала) и увеличения трения о  ложе и борта долины. 
Движение ледника направлено из области питания в область стока, расположенную ниже снеговой линии. В области стока происходит абляция (от лат. «ablatio» - отнятие) - уменьшение массы ледника за счёт таяния, испарения, сдувания снега ветром и механического откалывания. Различают поверхностную, внутреннюю, подледниковую и механическую абляцию. Поверхностная абляция осуществляется за счёт таяния снега и льда под влиянием солнечной радиации и тепла атмосферного воздуха; внутренняя и подледниковая – за счёт геотермического тепла, тепла воды, проникающей в толщу ледника и под ледник по трещинам, а также тепла, выделяющегося в результате движения ледника и трения его о ложе. Роль внутренней и подледниковой абляции обычно значительно меньше, чем поверхностной. Убыль вещества в леднике путем обвалов льда, сдувания снега с ледника ветром и откола айсбергов называют механической абляцией. Откол айсбергов является главной статьей расхода ледникового покрова Антарктиды и играет весьма значительную роль в абляции Гренландского ледникового покрова.

Ледник может наступать и  отступать в зависимости от соотношения  интенсивности абляции и поступления  льда из области питания. Колебание  края ледника называется осцилляция (от лат. «oscillo» – качаюсь). Ежегодные колебания края ледника составляют от нескольких десятком метров до нескольких километров. 
Устойчивое похолодание климата приводит к наступлению ледниковых эпох. Ледниковая эпоха - отрезок времени геологической истории Земли, характеризующийся сильным похолоданием климата и развитием обширных материковых ледников. В геологической истории Земли были этапы длительного похолодания климата, во время которых ледниковые эпохи чередовались с эпохами относительного потепления климата и сокращением площади ледников (межледниковьями). Такие этапы называют ледниковыми периодами или оледенениями (нужно отметить, что термин оледенение имеет два значения – 1) совокупность длительно существующих природных льдов, главным образом ледников (например, «оледенение Антарктиды», «горное оледенение» и т.д.); 2) ледниковый период.). 3. Геологическая деятельность ледников

Геологическая деятельность ледников складывается из взаимосвязанных процессов  разрушения горных пород подледникового ложа с образованием разнородного обломочного материала, переноса материала и его аккумуляции.

Разрушительная деятельность ледников называется экзарацией (от лат. «exaratio» — выпахивание). Экзарация заключается в механическом отрыве глыб от ледникового ложа и разрушении ложа вмерзшими в движущийся лед обломками горных пород. Вероятно, движение ледника сопровождается подлёдным морозным выветриванием коренных пород ложа. Под воздействием выделяемой из-за трения теплоты нижние слои льда частично плавятся, образовавшаяся вода может проникать в трещины пород и, вновь замерзая, разрушать последние (оказывая расклинивающее воздействие на стенки трещин).

Перенос материала ледниками. Скопления обломочного материала переносимого или отложенного ледником называют морена. Соответственно, различают движущиеся и отложенные морены. Перемещение материала осуществляется движущимися моренами, то есть моренами, перемещаемыми движущимся льдом.

К движущимся моренам относятся  поверхностные, внутренние и донные. Поверхностные морены образуются за счёт обломочного материала, поступающего на поверхность ледника со скалистых склонов долины. Поверхностные морены, в свою очередь, разделяется на боковые и срединные. Боковые морены представляют собой валы, протягивающиеся вдоль боковых сторон ледникового языка, сложенные обломочным материалом, поступившим со склонов (коллювий обрушения и оползания, лавинный материал). Срединные морены образуются при слиянии ледников, когда их боковые морены объединяются в один вал. В сложных ледниках срединных морен несколько, и все они тянутся, повторяя изгибы ледника, не сливаясь друг с другом. Поверхностные морены типичны для горных ледников, где активно протекают физическое выветривание на обнажённых склонах и гравитационные процессы. Иногда вся поверхность ледникового языка бывает засыпана мореной (что характерно для ледников памирского типа), такие ледники называют «забронированными».

Внутренние морены образуется за счёт обломков, поступающих со снежными лавинами в фирновый бассейн и вмерзающих в лёд по мере его образования (в области питания ледника), а также, отчасти, за счёт поверхностных (при попадании обломков в трещины) и донных морен (внедрение материала из донной морены при движении ледника). В сложных ледниках пополнение внутренней морены может происходить и за счёт слияния с донными моренами ледниковых притоков (рис.). Для покровных ледников поверхностные и внутренние морены не характерны, так как над их поверхностью обычно не поднимаются не покрытые льдом возвышенности, являющиеся источником сноса обломочного материала. Донная морена представляет собой обломочный материал, оторванный от ложа в процессе экзарации, и переносимый в придонных слоях ледника. Решающую роль в процессе образования мореносодержащего льда в основании ледника имеет послойно-пластичное течение и скольжение блоков и пластин льда по поверхностям срывов, обеспечивающие затаскивание материала внутрь ледника. С донной мореной связан основной объём переносимого ледником обломочного материала.

Аккумулятивная деятельность ледников отражается в формировании отложенных морен и генетически тесно связанных с ними флювиогляциальных отложений. Отложенные морены представляют собой скопления обломочного материала, оставленного ледником после его отступления или стаивания, и образуются за счёт всех видов Флювиогляциальные отложения (от лат. «fluvius» - река и «glacialis» - ледяной) – группа отложений, образующихся в результате вымывания, переноса и отложения материала морен потоками талых ледниковых вод. Среди них выделяют два генетических типа: внутриледниковые и приледниковые. Внутриледниковые флювиогляциальные отложения образуются в результате отложения материала внутри тающего ледника (в над- и внутриледниковых ледяных руслах). При ледниковые флювиогляциальные отложения накапливаются за пределами тающего ледника в результате отложения талыми водами материала, вымытого из внутриледниковой области и краевых морен. 
Ледниково-озёрные отложения образуются на дне внутриледниковых и при ледниковых озёр.

Морены и вводно-ледниковые отложения  относятся к ледниковому ряду континентальных отложений, часто объединяемых понятием «ледниковые отложения».             

 

 

                                 Министерство образования и науки РФ

             Московский государственный открытый  университет

 

 

        

 

                                        Кафедра

                                         Горно-нефтяной

         По специальности: Горные работы  и оборудования 130400

                             Контрольная работа

            По дисциплине: Геология

 

 

 

 

                                                                                   Выполнил студент:    

                                                                                        2 курса Дьяченко М.Н                 

                                                                                   Проверил:

                                                                                       Лебедев О. Ф

                                                                        

 

 

 

                                                 Губкин 2013