Геологическая деятельность ледников

3.1. Геологическая  деятельность моря 
 
 
Мировой океан занимает 70,8% территории планеты. Объем вмещаемой воды в нем составляет 1,4 млрд км³, еще 16 – 22 млн м³ воды содержится в морских льдах. Этого количества воды достаточно, чтобы покрыть всю нашу планету слоем в 3795 м. В историческом плане уровень Мирового океана поднимается за счет следующих факторов: поступления воды из мантии Земли (около 1 мм за тысячу лет), накопления морских осадков (0,4 мм), поднятия океанических хребтов (3 мм). Благодаря этим процессам, например, с триасового по меловой период уровень Мирового океана поднялся на 400 м. 
 
Составные части Мирового океана — океаны (Тихий, Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый), окраинные (Японское, Охотское и др.) и внутриконтинентальные (Средиземное, Каспийское, Черное и др.) моря. 
 
Накопление осадков в морском водоеме контролируется целым рядом факторов, к которым относятся рельеф дна, соленость, температурный режим и движение морской воды, органический мир. Эти факторы проявляются на фоне движений земной коры, климатических особенностей. 
 
В строении дна моря выделяют две основные зоны: подводные окраины материков и собственно ложе Мирового океана. 
 
Подводные окраины материков по особенностям геологического строения тесно связаны с прилегающими континентами. В их пределах выделяют область шельфа, материковый склон, материковое (континентальное) подножие. 
 
Зона шельфа простирается до глубины 200 м. Ее самая прибрежная часть, находящаяся в зоне приливов, называется литоралью. Шельфовая зона занимает около 8% водной поверхности. Ширина ее изменяется от нескольких до 1200 – 1300 м. Зона хорошо просвечивается, богата кислородом, здесь происходят колебания температуры по сезонам года. Для этой зоны характерны интенсивные движения воды, органическая жизнь обильна и разнообразна. 
 
 
 
 
 
^ Рис. 3.3. Основные элементы прибрежной зоны Атлантического океана. Франция 
 
 
Батиальная область, или материковый склон, простирается до глубины 2500 м и занимает около 11 % площади Мирового океана. Средняя ее глубина 1270 м. Крутизна склона составляет 3,7 – 7,5°. Поверхность склона прорезана глубокими каньонами эрозионного или тектонического происхождения, характеризуется наличием серии оползней. 
 
Материковое подножие представляет собой наклонную или слабоволнистую равнину, которая связывает материковый склон и ложе океана. Ширина его изменяется от нескольких десятков до сотен километров. Глубина океана в этой зоне — 2 – 3,5 км. Материковое подножие характеризуется значительной мощностью осадков. 
 
Максимальная соленость характерна для внутриконтинентальных морей и изолированных их участков — лагун.  
 
Движение морской воды обусловлено различными причинами. Волнение вызывается прежде всего ветром, а также изменениями рельефа дна моря в результате тектонических движений. Высота ветровых волн может достигать 15 – 18 м. Во время сильных штормов волнение проявляется до глубины 150 – 200 м. 
 
Приливы и отливы вызываются силами притяжения Земли и Луны. Особенно высокие приливы наблюдаются в устьях рек и узких заливах — до 17 – 18 м. Движение воды в этих случаях составляет примерно 0,6 м/мин. Скорость морских течений может доходить до 15 – 20 м/мин. 
 
Органический мир Мирового океана беднее фауны и флоры суши по количеству видов приблизительно в 100 раз. Распространение животных и растений в значительной мере определяется температурой, давлением и соленостью. Так в море Лаптевых установлено 400 видов животных, а в зоне Малайского архипелага около 40 тысяч. 
 
По образу жизни морские организмы подразделяются на три группы: планктон, бентос и нектон. 
 
Планктон – это организмы, которые не имеют органов движения и пассивно переносятся морской водой. К ним относятся фораминиферы, радиолярии и другие одноклеточные животные (зоопланктон), а также одноклеточные водоросли (диатомовые и др.), которые образуют фитопланктон. На долю фитопланктона приходится около 81 % всей биомассы Мирового океана. 
 
   
 
 
Рис. 3.4. Желетелый планктон у крымского берега Черного моря 
 
Рис. 3.5. Динофизис хвостатый – крупный представитель черноморского фитопланктона 
 
 
 
Бентос включает донные организмы или обитающие в придонной части моря. Бентос бывает прикрепленный (кораллы, морские лилии, водоросли) или подвижный (крабы, морские ежи, некоторые моллюски). 
 
 
     
 
 
Рис. 3.6. Морские представители бентоса: кораллы, морские ежи, крабы 
 
 
Нектон представлен организмами, которые свободно перемещаются в воде. Это рыбы, которых насчитывается около 20 тыс. видов, киты, дельфины и т.д. Для каждого участка моря характерно определенное сообщество организмов, которое называется биоценозом. Состав органического мира оказывает большое влияние на процессы осадконакопления в море. 
 
 
   
 
 
Рис. 3.7. Морские представители нектона: киты, дельфины 
 
 
Разрушение горных пород морем называется абразией. Основным фактором, вызывающим абразию, являются морские волны, которые в случае крутых берегов и значительной глубины моря воздействуют на горные породы с огромной силой: на океанском побережье до 38 т/м², на морском – до 15 т/м² поверхности. Меньшую разрушительную работу производят приливы и отливы. О скорости течения абразионных процессов можно судить по следующему примеру.  
 
Наибольшему разрушению подвергаются крутые берега. Основной фактор разрушения обломков горных пород, захваченных волнами, – химическое воздействие морской воды. Интенсивному разрушению горных пород содействует их трещиноватость. Вода, заполняя все трещины горных пород, сжимает заключенный в них воздух. При отступании волны сжатый воздух расширяется почти со взрывом, что способствует дополнительному разрушению горных пород. В результате совокупного действия всех фактов абразии в основании берега образуется выемка, которая, постепенно углубляясь, превращается в волноприбойную нишу. Волноприбойная ниша углубляется до тех пор, пока нависающие в виде карниза породы не обрушатся с образованием отвесного обрыва, который называется клифом.  
 
 
 
 
 
Рис. 3.8. Клиф на Азовском море. Керчь 
 
 
Вследствие многократного повторения этого процесса береговой обрыв отступает в сторону суши, а на его месте остается наклоненная вследствие разрушения берега полоса осадков (гравий, галька, валуны), которая называется пляжем.  
 
 
 
 
 
Рис. 3.9. Пляж от пос. Рыбачьего до Канаки. Крым  
 
 
В зоне действия волн и приливов происходит постоянная переработка обломочного материала с образованием галек, гравия, песка и более мелких частиц, часть которого уносится за пределы абразионной террасы и формирует растущую подводную осыпь, которая с дальнейшим развитием абразионных процессов превращается в подводную аккумулятивную террасу. 
 
Отмелые берега отличаются в основном аккумуляцией обломочного материала, чему способствует плоская поверхность дна, сложенная главным образом рыхлыми породами. В связи с тем, что направление ветра изменяется, происходит изменение и направления перемещения обломочного материала, который переносится не только перпендикулярно к берегу, но и вдоль его. Для отмелых берегов характерно несколько типов аккумулятивного рельефа. В результате продольного перемещения материала при наличии выступов берега формируются выдающиеся в море косы. Достигнув противоположного выступа берега, коса превращается в пересыпь. Косы и пересыпи иногда отчленяют участки моря, дельты рек, превращая их в лиманы. 
 
Бары — это валообразные полосы морских обломочных или ракушечных отложений, расположенные параллельно основному направлению берега. Ширина баров может составлять 20 – 30 км, а высота — несколько десятков метров. Крупные бары, протянувшиеся на сотни километров, отделяют большие участки моря, образуя лагуны. Примером бара является Арбатская Стрелка, которая имеет длину 200 км и отделяет Сивашскую лагуну от Азовского моря. Вследствие колебательных движений моря бары могут опускаться ниже его уровня и перекрываться лагунными отложениями. Такие древние бары обнаружены бурением в пределах Сиваша. 
 
В результате поднятия уровня моря или опускания суши происходят морские трансгрессии, т.е. наступление моря, и его геологическому воздействию подвергаются обширные территории. В этом случае могут быть срезаны и превращены в низменные равнины не только возвышенности, но и целые горные системы, части материков. Свидетели такого размыва — мощные толщи конгломератов, залегающие в основании морских отложений. 
 
Продукты геологической деятельности моря представлены следующими осадками. 
 
^ Терригенные осадки — это продукты разрушения горных пород, представленные обломками различного размера — от глинистых частиц до гальки и крупных глыб. Терригенные осадки преобладают в зоне шельфа. Общей закономерностью является уменьшение величины обломков с увеличением глубины моря. В более глубоких частях шельфа галька, гравий и пески сменяются глинистыми осадками. 
 
 
   
 
 
Рис. 3.10. Накопление терригенных осадков в прибрежной зоне 
 
 
В общем виде граница песков и илов проходит у внутриконтинентальных морей на глубине 25 – 50 м, а в океанах на глубине 100 – 150 м. Неровности дна шельфа, впадающие реки, морские течения нарушают эту закономерность, и в природе среди песчаных отложений наблюдаются слои илов.  
 
^ Хемогенные осадки образуются вследствие кристаллизации различных солей, растворенных в морской воде. При испарении вначале выпадают карбонаты, затем сульфаты и в последние стадии – галоиды. В природе эта последовательность может нарушаться в связи с колебаниями температуры, взаимодействием между собой различных солей. В качестве примера приведем данные по озеру Чокрак, отделенному от Черного моря косой. Пополнение испаряющейся в заливе воды происходит через узкий пролив, соединяющий его с морем. Концентрация солей в водах залива в 20 – 22 раза больше, чем в морских водах. В зимний период при понижении температуры в заливе в осадок выпадает мирабилит. Летом большая часть мирабилита переходит в раствор. Вместе с мирабилитом происходит накопление гипса, карбонатов кальция и магния. В связи с резким падением уровня моря поступление воды в залив прекращается и начинается накопление галита, сильвина, гипса, ангидрита. 
 
 
 
 
 
Рис.3.11. Плантации солевых грязей в лагуне Чокрак. Крым 
 
 
Органогенные осадки образуются в результате скопления на дне моря внешних и внутренних скелетов организмов. По своему составу эти осадки могут быть карбонатными или кремнистыми. Органогенные осадки распределяются в море неравномерно, что зависит от количества кислорода и углекислого газа, растворенных в воде, характера дна, освещенности, давления и ряда других причин, т.е. выделяются органогенные осадки области шельфа и батиальные.  
 
Органогенные осадки области шельфа образуются, как правило, за счет организмов, извлекающих из морской воды карбонаты. Они представлены ракушниками, коралловыми рифами и формируются в тех участках шельфа, где терригенное осадконакопление не играет заметной роли. 
 
Накопление ракушников происходит в аридных зонах Мирового океана, где благодаря насыщенности воды карбонатом кальция известковые раковины хорошо сохраняются.  
 
Коралловые рифы встречаются в отдельных районах тропической зоны. Условиями для их образования являются высокие среднегодовые температуры (не ниже 20 ºС), насыщенность воды карбонатом кальция и кислородом, близкая к нормальной соленость воды и прозрачность, небольшая глубина моря (не более 50 м). Выделяется три типа коралловых рифов. Береговые рифы вытянуты вдоль берега и как бы продолжают его. Барьерные рифы отделяются от берега проливом в несколько десятков километров. Самое большое из такого типа образований – Большой барьерный риф, который тянется более чем на 2000 км вдоль побережья Австралии. Обычно барьерные рифы образуют кольцевые формы вокруг островов. Атоллы отличатюся тем, что острова в их центре отсутствуют. Формирование атоллов связано с опусканием земной коры, которое сопровождается ростом рифа. В определенный момент развития этого процесса остров скрывается под водой, а барьерный риф превращается в атолл. 
 
 
 
 
 
^ Рис. 3.12. Коралловый риф (атолл) вокруг острова. Австралия 
 
 
Органогенные осадки батиальных зон. В области материкового склона и подножья морская вода движется только под влиянием морских течений, поэтому терригенный материал в эту область попадает в незначительных количествах.  
 
Батиальные осадки представлены терригенными и органогенными илами, которые встречаются совместно, образуя терригенно-органогенные осадки 
 
Среди терригенных илов различают синий, красный и зеленый. 
 
Органогенные известковые илы образуются за счет накопления раковин планктонных организмов – фораминифер, интеропод, известковых водорослей. Они имеют карбонатные и кремнистые скелеты. По данным В.Г. Богрова, только планктон дает 350 млрд тонн биомассы в год, общая сумма нектона — 18 млрд тонн. Бентосные организмы составляют 900 млн тонн. Следовательно, биомасса Мирового океана огромна. Л.В. Пустовалов отмечает тесную связь органогенного осадконакопления с хемогенным. С выпадением в осадок каких-либо химических соединений происходит массовое накопление органогенных осадков такого же состава. 
 
^ Полигенные осадки представлены красными океаническими глинами и распространены глубже 4000 – 4500 м. Это очень тонкие коричневые, бурые пластичные осадки, среди которых преобладают черные или буровато-черные железо-марганцевые конкреции размерами от нескольких мм до 15 – 20 см. Суммарные запасы конкреций – примерно 100 млрд т.  
 
Осадконакопление в море играло основную роль в образовании различныхных горных пород, возникающих в геологическом прошлом. Сложные процессы превращения рыхлых осадков в плотные горные породы называются диагенезом. 
 
В результате диагенеза первоначальный осадок подвергается различным физико-химическим изменениям. Основные факторы этого процесса – давление, температура, разная химическая активность осадков и время. Далее рассмотрим эти факторы подробнее. 
 
Давление. Осадки во время накопления испытывают определенное давление вышележащих пород (водных толщ). Зерна минералов ориентируются в одном направлении, т.е. формируется сланцеватость. Объем осадков уменьшается, а плотность увеличивается. Все это приводит к повышению температуры и обезвоживанию (дегидратации) осадков. В результате ил превращается в аргиллит. Песок преобразуется в песчаник, высвободившийся кремнезем локализуется в трещинах, образуя жилы альпийского типа – щетки, жеоды кварца. 
 
При этом горные породы в естественных залеганиях строго литофицированы, т.е. образуют горизонтальную слоистость (это служит критерием для распознания данного фактора).  
 
^ Химическая активность осадков. В окислительной среде происходит окисление находящихся в осадке закисных соединений, что особенно заметно отражается на изменении железистых минералов. В восстановительной среде – наоборот, окисные соединения переводятся в закисные. Значительную роль в этих процессах играют различные бактерии. Некоторые из них разлагают органическое вещество, вызывая появление углекислоты и сероводорода, и тем самым способствуют изменению химизма среды; другие непосредственно участвуют в окислительных или восстановительных процессах. Большое значение в процессах химического преобразования осадков имеют процессы растворения малоустойчивых минералов, например карбонатов. В глубоких придонных водах, насыщенных углекислотой, происходит растворение СаСО₃, с чем связано отсутствие известковых илов на больших глубинах (глубже 4000 м). 
 
Перекристаллизации подвергаются главным образом однородные мелкозернистые осадки, состоящие из легкорастворимых минералов. Яркий пример перекристаллизации представляет диагенез рифовых образований, первоначально состоящих из известковых скелетов кораллов, мшанок, водорослей и др. Под действием углекислоты, освобождающейся при разложении органического вещества, СаСО₃ скелетов частично растворяется и после выделения углекислоты выпадает заново уже в кристаллической форме. Примером может служить мрамор Крыма, перекристаллизация которого происходила без участия давления, т.к. эти породы не имеют следов ориентировки, которая типична для аргиллитов и других пород. 
 
Цементация связана с выпадением в осадок различных химических соединений, связывающих (цементирующих) между собой отдельные зерна осадка. Такими цементирующими веществами чаще всего являются кремнезем в различных модификациях (кварц, опал, халцедон), окислы железа, карбонаты, фосфаты и др. Выпадение цементирующего вещества может происходить одновременно (сингенетически), с образованием самого осадка, или же в последующие стадии его преобразования – эпигенетическим путем. Цементирующее вещество заполняет поры и пустоты, скрепляя частицы породы. Происходит также заполнение трещин. 
 
В результате неравномерной цементации в осадке возникают более плотные участки. Иногда вследствие крайней неравномерности выпадения цементирующего вещества в осадке происходит образование конкреций, т. е. стяжений минеральных новообразований, отличных по своему составу от самого осадка. Форма и размеры подобных конкреций очень разнообразны, что зависит от текстуры осадка и физико-химических условий среды. 
 
Нередко конкреции образуются в результате повторного выпадения вещества вокруг каких-либо скелетных остатков, играющих роль центров стяжения и своей формой определяющих форму конкреции. Сингенетические конкреции, образующиеся одновременно с самим осадком в тех же физико-химических условиях среды, имеют состав, аналогичный составу цемента. Наиболее часто встречаются кремневые, железистые, карбонатные и фосфатные конкреции. Последние часто служат объектом промышленного использования, образуя выдержанные прослои так называемых желваковых фосфоритов. 
 
Обезвоживание осадка происходит в результате выжимания воды из нижних пластов в верхние, обусловливаемое давлением накопляющихся выше толщ осадка. При этом происходит также процесс дегидратации богатых водой минералов и их перекристаллизация. 
 
Температура. Источником температуры при диагенезе служат химические реакции, давление, температурный градиент и магматические очаги, находящиеся вблизи земной поверхности. Температура приводит к перекристаллизации минералов.  
 
Время. Формирование продуктов типичного диагенеза относится к триасу, юре, т.е. происходило 300 – 150 млн лет тому назад. Ярким примером могут служить породы Крыма. 
 
В конечном итоге все процессы, совершающиеся во время диагенеза осадка (растворение, химические преобразования, перекристаллизация, цементация, дегидратация), приводят к потере осадками рыхлости и пластичности, превращению его в горную породу. 
 
 
^ 3.1.1. Горные породы, образованные из морских осадков в результате диагенеза 
 
 
Аргиллит – твёрдая, крепкая глинистая горная порода, образовавшаяся в результате уплотнения, дегидратации и цементации глин при диагенезе. По минералогическому и химическому составу аргиллиты очень сходны с глинами, но отличаются от них большей твёрдостью и неспособностью размокать в воде. Сложены в основном глинистыми минералами гидрослюдистого монтмориллонитового и хлоритового типов с примесью частиц кварца, слюды, полевых шпатов. Подобно глинам, аргиллиты образуют либо массивные пласты, либо микрослоистые (плитчатые) разновидности. 
 
 
 
 
 
^ Рис. 3.12. Аргиллит 
 
 
Алевролит – обломочная твёрдая порода, состоящая преимущественно из зёрен размером от 100 до 10 мкм (алеврит), сцементированная, уплотнённая и претерпевшая некоторые диагенетические изменения.  
 
 
 
 
 
Рис. 3.13. Алевролит 
 
 
Песчаник – осадочная горная порода, представляющая собой однородный или слоистый агрегат, состоящий из обломочных зёрен (песчинок) размером от 0,1 до 2 мм, связанных каким-либо минеральным веществом (цементом). По минеральному составу обломочного материала выделяют олигомиктовые и полимиктовые разновидности. К олигомиктовым относят кварцевые песчаники (более 90 % обломочного материала составляет кварц), полевошпатово-кварцевые, слюдисто-кварцевые и др. (кварца 60 – 90 %) Среди полимиктовых разновидностей выделяют: 

•  
  аркозы — песчаники с заметным преобладанием полевых шпатов над кварцем;
•  
  граувакки — песчаники, имеющие сложный состав, в частности содержащие большое количество обломков горных пород; цемент из тонкозернистого обломочного материала (алевритовой и пелитовой размерности).

 
 
 
 
 
Рис. 3.14. Песчаник 
 
 
Мрамор – полнокристаллическая горная порода, состоящая только из кальцита CaCO₃ и образовавшаяся в результате перекристаллизации известняка или доломита CaMg(CO₃)₂ под действием температуры. Окраска мрамора зависит от примесей. Примесь гематита придает мрамору красный цвет, лимонита – лимонно-желтые и бурые тона, битумов, обычно перешедших в графит – серые и черные. 
 
 
 
 
 
Рис. 3.15. Мрамор 
 
 
Конгломерат – горная порода, состоящая из окатанных обломков (гальки) различного состава, величины и формы, сцементированных глиной, известью, кремнеземом и др. Образуется в результате размыва и переотложения более древних горных пород. 
 
 
 
 
 
Рис. 3.16. Конгломерат 
 
 
Брекчия – сцементированная горная порода, сложенная из угловатых обломков (размерами от 1 см и более). 
 
 
 
 
 
Рис. 3.17. Мраморная брекчия

3.7. Геологическая деятельность ледников 
 
 
Ледники — это массы льда, возникшие в результате перекристаллизации снега и воды, полностью или большей частью расположенные на суше и обнаруживающие признаки движения. 
 
В природе наблюдаются различные формы существования льда. Зимой лед образуется в водоемах и почве. Это так называемый сезонный лед. Широко развит лед в областях распространения многолетней мерзлоты. Глубина распространения многолетней мерзлоты колеблется от первого десятка метров до 500 – 600 м. За счет уплотнения снег приобретает зернисто-кристаллическую структуру и переходит в фирн. При мощности фирна в 30 – 60 м через промежуток времени от 20 до 300 лет он превращается в фирновый, а затем в глетчерный лед. Процесс превращения снега в лед связан с постепенным уплотнением вещества и его перекристаллизацией. Удельный вес снега 0,08, фирна 0,5 – 0,6, льда 0,9 – 0,96 г\см³. 
 
   
 
 
Рис. 3.31. Образование ледника и его элементы 
 
 
Рис. 3.30. Движение ледника и его элементы  
 
 
Ледники занимают значительную площадь. Только на суше они покрывают около 16 млн км² (11% поверхности суши). Общий объем льда, содержащегося в ледниках, оценивают в 30 млн км³. 
 
Ледники образуются в местах, расположенных выше так называемой снеговой линии. ^ Снеговая линия – это уровень, выше которого снег не успевает растаять за лето. Гипсометрическое положение этой линии зависит от климатических условий. В полярных районах снеговая линия располагается на высотах, близких к уровню моря (от нуля до 50 – 70 м), в средних широтах – на высоте от 1500 до 6000 м. 
 
Различают три основных типа ледников: горные, покровные и промежуточного типа. 
 
^ Горными, или альпийскими, называют сравнительно маломощные ледники высокогорных районов, приуроченные к различного рода углублениям в рельефе: впадинам, долинам рек, ущельям. Ледники этого типа развиты в Альпах, Гималаях, на Тянь-Шане, Памире, Кавказе. Хотя ледники альпийского типа играют скромную роль в общем балансе оледенений (их общая площадь составляет менее 0,5% площади ледников), отдельные высокогорные ледники достигают значительных размеров. 
 
Покровные ледники обычно образуются в полярных районах (Антарктика, Гренландия, о-в Новая Земля и др.) и располагаются почти на уровне моря. Как правило, эти ледники занимают огромные площади и имеют значительную мощность ледникового покрова. 
 
К ледникам промежуточного типа относятся плоскогорные ледники, которые образуются на горах с плоской (столообразной) или плоско-выпуклой вершиной. Такие ледники развиты в Скандинавии, поэтому их иногда называют ледниками скандинавского типа. 
 
Передвигаясь, ледники совершают огромную работу по разрушению горных пород, обработке (вспахиванию и истиранию) поверхности, по которой они движутся, и переносу разнообразного обломочного материала. 
 
Работа ледника по разрушению и истиранию пород ложа называется экзарацией. При движении льда образуются выровненные, выположенные формы рельефа. Округлые асимметричные скалы со следами полировки, штриховки называются бараньими лбами, а их скопления образуют ландшафт курчавых скал. Долина, по которой движется ледник с вмерзшими в лед обломками пород, приобретает корытообразную форму с плоским дном и отвесными боковыми стенками. Такая долина называется трогом. 
 
Обломочный материал, образующийся в результате деятельности ледников, получил название морены. По своему составу морены подразделяются на движущиеся и неподвижные. Первые движутся вместе со льдом, а вторые представляют собой обломочный материал, оставшийся на месте после таяния ледников. Неподвижные морены подразделяются на конечные и основные. Неподвижная морена, образовавшаяся у нижней границы ледникового языка, называется конечной. Основная морена - это отложения, оставшиеся после таяния ледника на всем протяжении троговой долины. 
 
 
 
 
 
^ Рис. 3. 32. Схема соотношения ледниковых и водно-ледниковых форм 
 
 
С деятельностью ледников связаны также флювиогляциальные отложения, которые возникают в результате деятельности временных водных потоков, образующихся при таянии ледников. Такие водные потоки, как правило, размывают морену и выносят рыхло-обломочный материал, далее – мелкий песчаный и затем тонкий, глинистый. Таким образом, флювиогляциальные отложения в отличие от моренных характеризуются отсортированностью и слоистостью и в этом отношении близки к речным. Однако по сравнению с ними флювиогляциальные образования менее окатаны, так как являются составной частью перемытой морены и переносятся водным потоком лишь на незначительные расстояния. 
 
Изучение древних ледниковых отложений позволило установить, что в истории Земли неоднократно наблюдались периоды оледенения, которые сменялись межледниковыми эпохами. Сейчас удалось выявить семь периодов материковых оледенений. Практически все континенты в разное время в значительной степени покрывались ледниками. Так, в последний ледниковый период льдом была покрыта 1/3 часть суши (около 45 млн км²), включая большую часть Северной Америки, Гренландии и 1/4 часть Евразии. 
 
 
 
 
 
Рис. 3.33. Айсберг Арктики 
 
 
Существует ряд гипотез, объясняющих причины древних оледенений. Одни гипотезы связывают оледенение с процессами, протекающими на поверхности Земли или в глубоких слоях земной коры и верхней мантии, другие – с астрономическими или космическими явлениями. В частности, в геологической истории Земли отчетливо выступает связь между оледенениями и важнейшими тектоно-магматическими (вулканическими) событиями. Подмечено, что оледенения обычно наступают после крупнейших горообразовательных процессов, сопровождающихся активной вулканической деятельностью. Вполне вероятно, что похолодания были обусловлены вулканической деятельностью, уменьшавшей за счет выброса колоссального количества пепла прозрачность атмосферы и сокращавшей относительную солнечную радиацию. Бурение многослойных ледовых панцирей Гренландии и Антарктиды показало, что наиболее низкие температуры отмечаются в тех слоях, где были выявлены самые мощные отложения вулканического пепла. 
 
В современную эпоху все возрастающую роль в изменении климата Земли играет деятельность человека. Сжигание топлива, выброс в атмосферу газов и мелких частиц промышленными предприятиями приводят, с одной стороны, к изменению газового состава воздушной оболочки Земли, а с другой – к увеличению содержания пыли в атмосфере. Увеличение содержания углекислоты в атмосфере за счет так называемого "парникового эффекта" может привести к существенному потеплению климата и растоплению ледникового покрова Земли. Загрязнение атмосферы пылью, наоборот, снижает поступление солнечного тепла. Как считают климатологи, достаточно на 1% уменьшить освещенность Земли, чтобы вызвать на планете резкое похолодание или крупномасштабное оледенение. Отсюда становится понятным, насколько важно соблюдение рационального режима и поддержание установившегося природного равновесия в тепловом балансе планеты.