Льодовикова акумуляція.

Стерпна льодом маса уламків гірських порід, або ваблена морена, підрозділяється на внутрішню, поверхневу й донну.

Внутрішня морена добре виражена лише на ділянках стискаючих плинів, коли уламковий матеріал переноситься від підошви льодовиків до їхньої поверхні.

Поверхнева морена розділяється на бічні моренні гряди й гряди серединних морен. Вона має тенденцію розповзатися по поверхні області абляції.

Придонний лід завжди збагачений моренним матеріалом (придонна морена).

Комплекс процесів, що приводять до перетворення вабленої морени у відкладену, називають льодовиковою акумуляцією.

Залежно від механізму акумуляції морени, виділяються фації й подфации льодовикових відкладань:

1 – основна морена – утворюється в підлідних умовах у процесі донного танення мореносодержащего льоду. При цьому відбувається відкладання окремих уламків гірських порід і лінз (чешуй) придонної морени;

2 – абляционная морена – у формуванні беруть участь два механізми, ведучих в утвору подфаций:

а) проектування поверхневої морени вытаивания й внутрішньої морени на ложі при растаивании омертвілого льодовика – веде до утвору морени вытаивания;

б) стекание водонасыщенной поверхневої морени до країв льодовиків по крижаних схилах – приводить до формування морени плину, або флоу-тилла.

Характерні риси матеріалу відкладеної морени - погане сортування й відсутність шаруватості. До її складу входять ледогранники - великі уламки порід із притупленими абразією ребрами й кутами й окремими штрихованими фасетами.

Фації морен різняться по текстурно-структурних особливостях. Основна морена – масивна порода, ущільнена під тиском льоду, звичайно з ясно вираженими гляциодинамическими текстурами й високим змістом ледогранников; характерне орієнтування уламків, що збігається з напрямком руху льоду. Абляционная морена – звичайно більш пухкий і більш глинистий утвір, чому основна морена; несе сліди дії поталих вод. У флоу-тилле спостерігаються текстури плину.

Моренні рівнини мають неправильно-хвилястий рельєф і складені основний мореною, місцями перекритої скупченнями абляционной морени й водно-льодовикових опадів.

Механізми вивільнення й нагромадження включеного в підошву льодовиків матеріалу: 1 - донне танення - включені в лід уламки приводяться в контакт із ложем. Опір зрушенню, що виникає при терті уламків про ложу, наростає доти, поки не перевищить силу сцепелния з льодом, після чого уламки відкладають;

2 - послідовна стагнація чешуй переповненого мореною придонного льоду. Збільшення тертя мореносодержащей товщі про ложу приводить до утвору на її контакті із чистим льодом поверхонь зриву. Наступне танення, що відділилися чешуй вивільняє включені в них уламки.

Єдині моренні покриви іноді розпадаються на шари, що характеризуються особливим комплексом эрратики. Це пов'язане з кількаразовими змінами напряму руху льоду протягом одного епізоду заледеніння.

У результаті особливостей утвору основної морени й додавання до неї абляционной морени й водно-льодовикових опадів, у розрізах, що відповідають одному заледенінню, виділяються пачки різних по літології й генезису шарів.

Друмлинные поля - різновид моренних рівнин. Вони мають характерний рельєф низьких пагорбів обтічної форми. Друмлины майже завжди зустрічаються групами.

Окремі друмлины складені основною мореною – сильно ущільненими, несортованими валунними глинами й суглинками, рідше пісками, що мають гляциодинамические текстури й переважно поздовжнє орієнтування.

Тупими, порівняно високими й крутими кінцями друмлины звернені назустріч руху льоду, більш пологими й вузькими кінцями – у протилежному напрямку. Довгі осі друмлинов відповідають реконструйованому напрямку руху льоду. Висота пагорбів варіює від 8 до 60 м (середня 30 м), довжина – від 400 до 2500 м (середня 1500 м), ширина від 150 до 700 м (середня 500 м).

Походження друмлинов зв'язують із процесами підлідної акумуляції й льодовикової ерозії, що йдуть в умовах їх хиткої рівноваги. Передбачається, що частина друмлинов виникла при нерівномірному виорюванні й перевідкладанні раніше сформованої основної морени, а частина - при нерівномірній моренній акумуляції.

По класифікації Р.Флінта, друмлины належать до сімейства обтічних горбкуватих форм льодовикового рельєфу, будучи одним з його кінцевих членів (100% моренного матеріалу). Інший кінцевий член – баранячі чола (100% скельного матеріалу). Проміжне місце займають друмлиноиды й крэг-энд-тейлы.

У цей же ряд входить флютинг (жолобчаста морена) – рельєф поздовжніх паралельних жолобків і грядок. Останні являють собою довгі (у десятки й сотні метрів) хвости мелкозема, розташовані в тіні валунів.

Кінцеві морени є результатом льодовикової акумуляції в країв активних льодовиків. Кінцеві морени - грядовые форми висотою від перших метрів (і менш) до 100 м і більш. Найбільш високі гряди асоціюють із кінцями долинних льодовиків. На низменностях кінцеві морени можуть прослідковуватися на відстані в сотні км, для них характерні часті прориви, утворені потоками поталих вод.

В утворі кінцевих морен беруть участь три механізми, які часто доповнюють один одного:

- демпінг – звалювання моренного матеріалу. Може створити великі гряди лише у випадку дуже тривалого стаціонарного положення льодовика;

- пушинг – проштовхування матеріалу. Супроводжує рухи льодовиків і може створювати високі асиметричні гряди, нагромаджуючи й дислокую морену й нельодовикові відкладання передпіль. У внутрішній структурі морени присутні сліди складчастих, взбросовых, чешуйчато-надвиговых дислокацій;

- сквизинг – нагнітання, що видавлює. Йому зазнають водонасыщенные моренні товщі, що випробовують нерівномірний тиск із боку, що налягає льоду. Матеріал нагнітається в подледниые тріщини й тунелі (формування сітчастих гряд і грядок) або до льодовикового краю (кінцеві морени нагнітання).

При видавлюванні напіврідкої морени з-під льодовиків, що спускаються в морські або озерні басейни виникають дрібні асиметричні гряди (проксимальні схили пологі, дистальні - круті), які при отступании льодовика можуть покривати великі площі, створюючи грядово-мореннные ландшафти типу «пральної дошки».

Бічні морени - найбільш помітні форми рельєфу сучасних долинних льодовиків. Прадавні бічні морени выражениы набагато гірше.

Уламковий матеріал, що складає крайові морени, надходить, в основному, зі схилів. Нагромадження матеріалу, що створює теплоизолирующий шар на краях льодовика приводить до того, що на спочатку знижених і нахилені до бортів долин краях виростають моренні гряди із крижаними ядрами. Після вытаивания ядер, їх моренний чохол проектує на схили й утворюються крайові моренні гряди.