Фации ледниковых отложений

Подледниковые деформации распространены очень локально, так как их образованию  способствуют процессы, которые увеличивают  тормозящее трение о субстрат, уменьшают  поровое давление воды и базальное  примерзание. Деформации могут наблюдаться не только под  моренами накопления,но и под моренами вытаивания и под сублимационными моренами,если они являются самыми нижними подледниковыми отложениями в генетической последовательности.[2]

Рис. 5. Примеры подледниковых деформационных текстур. А(высота 40 см) – брекчированный песчаник в нижней части донной морены; Б(высота 12 см) – ступенчатые сбросы в ламинитах непосредственно под донной мореной; В(высота 15 см) – мелкий надвиг вдоль нижнего контакта донной морены; Г(высота 15 см) – тонкослоистый аргиллит с изоклинальной опрокинутой складчатостью.

 

 

 

2. Надледниковые фации.

Плейстоценовые надледниковые  отложения наблюдаются в разрозненных линейных конечных моренах, которые  образовались на бывших ледниковых окраинах или на обширных площадях поверхности  ледников с дезинтеграционным рельефом. В последнем случае они могут образовываться или вдоль постепенно отступающих активных ледниковых окраин, или при одновременной площадной дезинтеграции крупных частей ледника.

В обстановке долинных ледников при поступлении осадка на поверхность  ледника, его переносе и отложении  вне контакта с ложем ледника  могут образовываться крупнообломочные надледниковые тилли с преимущественно угловатыми обломками (табл. 1). Надледниковые комплексы в различной степени сортированы и стратифицированы под действием талых вод и довольно легко распознаются благодаря: 1) вероятной близости к моренам подледникового накопления и флювиогляциальным зандровым отложениям, 2) тесной ассоциации фаций, резко отличающихся по структуре и степени расслоенности, и 3) наличию текстур, которые легче всего объяснимы таянием метвого льда.[2]

3. Предледниковые зандровые фации.

Эти отложения  включают широкую гамму конгломератов и песчаников, степень сортировки и слоистости которых варьирует от плохой до превосходной и которые образовались под действием талых вод перед фронтом ледника. Если окончание ледника приходится на сушу, эти отложения называются флювиогляциальными, если оно погружено под водой — субаквальными.

Состав флювиогляциальных  отложений может быть аналогичен  составу тилля, отложенного ледником, если они происходят от частично переотложенного тилля  или надледниковых отложений, источником которых служили породы ледникового ложа. Состав может отличаться, если источником надледникового дебриса служил материал, претерпевший отдельно от другого внутриледниковый или надледниковый перенос.

Форма зандровых  отложений зависит от нескольких факторов. В морской обстановке уклон  дна, а также текстура и скорость разноса осадков будут влиять на то, какое его количество, привносимого к краю ледника, будет переноситься дальше по склону вследствие гравитационной неустойчивости, а какое — отлагаться у фронта ледника. Там, где склоны пологие, будет происходить агградация осадка, причем уклон залегания самого осадка в значительной степени будет функцией угла естественного откоса в подводных условиях и, по-видимому, будет уменьшаться вниз по склону. При накоплении достаточного количества осадка существенную роль могут играть процессы обрушения и другие механизмы гравитационных потоков. Равновесие между скоростями привноса осадка и перемещения края ледника определяет, будет ли осадок отлагаться в непосредственной близости от устьев туннелей или он будет разноситься вдоль фронта ледника с образованием конуса или шлейфа. Постепенно отступающий ледниковый фронт будет оставлять за собой либо линейное тело, ориентированное параллельно течению льда, либо покровообразные отложения. При эпизодическом одноразовом отступлении за фронтом останутся либо разобщенные четковидные скопления осадка, либо (если туннелей было много) линейная гряда, ориентированная параллельно ледниковому фронту. Последняя представляет собой подводную конечную морену.

Таким образом, субаквальные ледниковые осадки отличаются от наземных зандровых отложений тем, что, во-первых, они быстро переходят по течению в мелкозернистые субаквальные, а не в речные или эоловые отложения и, во-вторых, они могут содержать в составе дистальной мелкозернистой части крупный материал, перенесенный плавучими льдами/2/.

Гранулометрический состав флювиогляциальных отложений зависит  от динамики потока, которая, в сою  очередь, обусловлена рельефом и  количеством переносимого обломочного  материала. Значительная плотность  потоков препятствовала хорошей  его сортировке.

4. Морские ледниковые и озерные ледниковые фации.

Две рассматриваемые фации, тонкослоистые осадки и диамикты  ледового разноса, отлагаются в подводной обстановке вдали от края ледника, но все же под сильным его влиянием. Тонкослоистые отложения (в основном аргиллиты) включают (1) ленточные глины (варвиты), образующиеся в пресной или слабо солоноватой воде, и (2) отложения с ритмичной текстурой или без нее, образующиеся в море.

Тонкослоистые отложения (ламиниты) состоят из чередующихся прослоев песка, алеврита и глины, обычно сплошных и одинаковых по внешнему облику. Важно различать незакономерное образование тонких слоев, которое связано со случайным переслаиванием слоев с различными размером зерен и структурой и ритмическое образование тонких слоев, которое представляет собой закономерное повторение двух-трех ясно отличающихся друг от друга типов тонких слойков, вместе образующих ритм.

От полосчатых тиллитов тонкослоистые осадки можно отличить по наличию первичных структур течения, таких, как градационная слоистость и мелкая косая слоистость со знаками ряби. Идентификация эрратических валунов не всегда проста. Они при этом должны быть полностью заключены в тонкослоистых осадках, отдельные слойки которых намного тоньше, чем диаметр включений. Подстилающие тонкослоистые осадки должны быть деформированы, а перекрывающие – иметь форму облекания. Следует также искать дополнительные доказательства, такие, как включения тилля, скопления гравия, штриховку и огранку на эрратических валунах.

 Диамиктон ледового разноса. Массивные и плохо стратифицированные диамиктоны, отлагавшиеся субаквально путем ледового разноса, имеют внешний тиллеподобный облик (так как тилль образуется непосредственно из ледникового льда). Имеются три разновидности этих отложений:

1) тонкослоистая, аналогичная сложным ледниково-морским осадкам;

2) переотложенная, аналогичная остаточным ледниково-морским осадкам;

3) массивная.

Массивные ледниково-морские  диамикты ледового разноса от массивных донных морен отличаются: 1) присутствием целых раковин, иногда в прижизненном положении и редкой биотурбацией, 2) постепенным переходом в обычные стратифицированные осадки, 3) прослоями турбидитов или других резко отличающихся типов осадков, выдержанными по латерали, 4) отсутствием изолированных тел в стратифицированных отложениях, 5) беспорядочной сортировкой обломков, 6) лучшей сортировкой и меньшим размером зерен по сравнению с базальными тиллями.[2]

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

5. Ассоциации и последовательность ледниковых фаций.

Распространение фаций, образующихся при крупном оледенении, определяется сложным взаимодействием нескольких параметров: 1) максимум оледенения, 2)высота над уровнем моря и рельеф ложа, 3) изостазия и эвстазия, 4)ледниковая и климатическая цикличности.

1. Континентальные ледниковые фациальные зоны.

При материковом (континентальном) оледенении территория, покрытая ледником, и примыкающая к ней прогляциальная зона расположены выше уровня моря. Выделяются три главные фациальные зоны (рис.6).

Зона, окружающая внутреннюю эрозионную зону с маломощными  моренными отложениями, называется фациальной зоной подледникового накопления. Она выглядит на геологических картах плейстоцена как моренная равнина, покрытая ложбинами и друмлинами, и сложена преимущественно валунными глинами. На большей части площади этой зоны морены являются единственными отложениями, хотя местами они перекрываются фациями стратифицированных отложений отступающего ледника. Широкое распространение здесь могут иметь также ленточные глины.

Зона надледниковых фаций расположена во внешних частях покрытых оледенением регионов, где наблюдаются два разных типа ландшафтов надледникового осадконакопления: конечные морены и ледниково-дезинтеграционный рельеф. В этой зоне присутствуют три фации. Морены подледникового накопления развиты повсеместно и залегают на региональной эрозионной поверхности. Подстилающие отложения могут обнаруживать гляциотектонические деформации.

 

 

Рис. 6. Схематическое изображение зональности континентальных ледниковых форм рельефа и фаций, отложенных ледниковым покровом, а также стратиграфические колонки, характерные для каждой зоны.

 

Выше морен подледникового накопления расположены надледниковые  отложения,присутствующие в форме конечных морен во внешней части зоны и в виде ледниково-дезинтеграционного рельефа во внутренней части. Залегая на обеих этих фациях, могут быть широко развиты ленточные озерные глины.

Зона предледниковых фаций включает комплекс отложений от краевых до предледниковых, таких, как пески и гравийники разветвленных рек, озерные глины, а также пески и алевриты ветрового надува. Эта область находится большей частью за пределами зоны донных морен.

2. Ледниково-морские фациальные зоны.

Ледниково-морские фации  отлагаются ниже уровня моря и на возвышенностях в пределах границы моря. Из-за того что большая часть плейстоценовых ледниково-морских осадков залегает ниже уровня моря, они менее хорошо известны по сравнению с наземными отложениями. Выделяют четыре зоны (рис. 7.)

Рис.7. Схематическое изображение зональности морских ледниковых фаций, отложенных морским ледниковым покровом с талым основанием, и стратиграфические колонки, характерные для каждой зоны.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Предледниковая  морская фациальная зона ледники расположены в сторону моря, состоит только из субаквальных отложений, включающих тонкослоистые осадки с эрратическими валунами, а также диамикты ледового разноса и осадочных потоков, которые через постепенные и резкие переходы переслаиваются с осадками неледниковых фаций.

Краевая ледниково-морская  фациальная зона образуется во время крупных остановок ледника обычно вблизи ледникового максимума. Она состоит прежде всего из подводных морских наносов в форме морских конечных морен, которые могут залегать на донной морене и перекрываться или переходить с удалением от берега при взаимном выклинивании в фации предледниковой зоны. Кроме того, подводные морские наносы местами могут наблюдаться в форме стадиальных морен отступающего ледника, залегающих выше донных морен, с внутренней стороны ледникового максимума и доходящих вплоть до места, где окончание ледника во время отступания выходит на сушу. Размеры морских конечных морен зависят от времени и скорости привноса осадка.

Подводно-морская  фациальная зона отступающего ледника расположена между предельной границей моря и ледниковым максимумом. Она включает описанную ниже изостатичёскую фациальную зону и может быть размыта, если находилась выше послеледникового минимума уровня моря. Разрез начинается с донной морены, которая залегает на подледниковой эрозионной поверхности. За ней следуют ледниково-морские отложения, главным образом тонкослоистые осадки с эрратическими валунами. Иногда в разрез вклиниваются слои подводных морских зандровых наносов, но только если основание ледникового покрова влажное. Вслед за отступанием ледника на соседние участки суши разрез может завершиться обычными морскими отложениями.

Изостатическая  ледниково-морская фациальная зона образуется между предельной границей моря и послеледниковым минимумом уровня моря. Она может расшириться за счет включения прибрежной зоны, осадки которой образовались ниже уровня моря во время послеледникового минимума. Последовательность событий в этой зоне такова: 1) отлагаются осадки подводной зоны отступающего ледника и 2) по мере относительного падения уровня моря благодаря тому, что изостатическое поднятие превышает эвстатический эффект, формируются комплексы наступающей на море предфронтальной зоны пляжа либо в форме сплошного покрова, либо локально, а также маломощные слои остаточного гравия и глубокие промоины, возникающие при субаэральной и прибрежной эрозии выходящих на поверхность отложений морского ложа.[2]

 

 

 

 

 

6. Оледенения в истории Земли и причины их возникновения

18-20 тыс. лет назад облик  поверхности Земли в Северном  полушарии был совсем иным, чем в наши дни. Огромные пространства Северной Америки, Европы, Гренландии, Северного Ледовитого океана, были заняты гигантскими ледяными покровами с максимальной мощностью в их центре до 3 км. Это было последнее крупное оледенение, продвинувшееся на Русской равнине почти до широты Москвы, а в Северной Америке - южнее Великих озер. С тех пор ледники стали отступать и сейчас лед последнего оледенения сохранился только в Гренландии и на ряде островов Канадской

Арктики. В последние 10 000 лет, называемых голоценом, окончательный распад ледниковых шапок и их быстрое таяние произошло около 8000 лет назад, когда климат был теплее современного. Этот период соответствовал “климатическому оптимуму”. Где-то между 8000 и 5000 лет назад климат стал еще теплее, а в Африке более влажным. Но между 5000 и 3500 лет назад произошло сильное похолодание и местами возникли новые ледники, что позволило выделить даже “малый ледниковый период”. Именно к немуотносятся ныне существующие ледники на Кавказе, в Альпах, на Памире, в Скалистых горах Северной Америки и других местах. Все эти события произошли с момента окончания максимального продвижения ледников за последние 18 000 лет.