Процессы формирования поверхностных морен горных ледников тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 11.00.07, кандидат географических наук Медведев, Александр Сергеевич

• Медведев, Александр Сергеевич
• кандидат географических наук
• 1985

Оглавление диссертации кандидат географических наук Медведев, Александр Сергеевич

Введение .

Глава I. ПУТИ ИССЛЕДОВАНИЯ ПОВЕРХНОСТНЫХ МОРЕН И РАЗВИТИЕ

ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О МЕХАНИЗМАХ ИХ ОБРАЗОВАНИЯ.

1.1. Взгляды на процессы формирования поверхностных морен в начальный период гляциологических исследований .

1.2. Исследования поверхностных морен в первой половине XX века.

1.3. Изучение поверхностных морен на современном этапе .

1.3.1. Изучение абляции льда под слоем морены .

1.3.2. Исследование закономерностей распределения каменного материала на поверхности ледников .

1.3.3. Наблюдения морфологии поверхностных морен .

1.3.4. Исследования вещественного состава и строения морен .

Глава 2. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ .

2.1. Методы изучения вещественного состава морен .

2.1.1. Петрографический анализ крупнообломочного материала.

2.1.2. Минералогический анализ моренного мелкозема .

2.2. Методы изучения структуры морен .

2.2.1. Гранулометрический анализ мелкозема.

2.2.2. Анализ формы и характера поверхности крупных обломков .

2.3. Методы изучения текстуры морен.

2.3.1. Ориентировка удлиненных обломков .

Глава. 3. ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ И СТРОЕНИЕ ПОВЕРХНОСТНЫХ

МОРЕН .

3.1. Вещественный состав поверхностных морен .

3.1.1. Срединные морены и сплошные моренные плащи

3.1.2. Боковые морены .

3.2. Гранулометрический анализ моренного мелкозема

3.2.1. Срединные морены и сплошные моренные плащи

3.2.2. Боковые морены .

3.3. Форма и характер поверхности крупнообломочного материала .

3.3.1. Срединные морены и сплошные моренные чехлы

3.3.2. Боковые морены .

Глава 4. МЕХАНИЗМЫ ОБРАЗОВАНИЯ РАЗНОТИПНЫХ ПОВЕРХНОСТНЫХ МОРЕН .

4.1. Формирование срединных морен и чехла поверхностной морены .

4.2. Механизмы образования боковых морен .

ЗА1ШНЕНИЕ .

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Процессы формирования поверхностных морен горных ледников»

В решениях партии и правительства все чаще отмечается необходимость сосредоточения усилий ученых на познании закономерностей функционирования различных природных систем, с целью более рационального использования их ресурсов, совершенствования прогноза явлений природы и методов управления ими (Основные направления., 1981).

Определенный вклад в реализацию поставленных задач должна внести гляциология, как отрасль географической науки, изучающая природные системы, в которых доминируют различные типы природных льдов. При этом решения многих научных и научно-прикладных проблем гляциологии тесно связаны с познанием природы горных ледников и происходящих в них процессов. При исследовании ледников на системном уровне возникает необходимость изучения не только слагающего их льда, но и включений воды, воздуха и каменного материала, оказывающих большое влияние на их жизнедеятельность. Однако, обломочный материал, транспортируемый ледниками в виде поверхностных морен до сих пор никем детально не изучался, и такое исследование впервые осуществляется в настоящей работе.

Актуальность выполненных исследований диктуется необходимостью изучения поверхностных морен для решения целого ряда теоретических и практических вопросов. Поверхностные морены могут служить косвенным источником информации о процессах, происходящих в области питания и на ложе ледника. Они оказывают существенное влияние на таяние льда, а следовательно определяют ледниковый сток, прогноз которого крайне важен для орошения засушливых территорий. Материал поверхностных морен участвует в строении ледниковых отложений и является основанием, на котором прокладываются различные коммуникации, ведется гражданское и промышленное строительство.

Цель и задачи исследований» Основной целью предпринятых исследований является выявление закономерностей поступления и переноса обломочного материала в ледниковых системах.

Для достижения поставленной цели следует решить следующие задачи :

1. Применить конкретные методы полевых исследований и камеральной обработки для изучения характеристик каменного материала поверхностных морен. Оценить информативность методов и разработать их модификации применительно к моренам разных горно-ледниковых районов.

2. Провести изучение срединных, боковых морен и сплошных моренных плащей на ледниках, отличающихся морфологией, характеристиками режима и динамики. Исследовать различные конкретные гляциоди-намические обстановки возникновения и развития разнотипных поверхностных морен.

3. Сопоставить характеристики каменного материала поверхностных, придонных и отложенных морен. Выяснить степень участия поверхностных морен в формировании комплекса ледниковых отложений.

4. Выполнить сравнительный анализ механизмов возникновения и развития, а также характеристик обломочного материала поверхностных морен разных горно-ледниковых районов. Разработать наиболее общие модели формирования поверхностных морен и выявить диагностические признаки их материала.

Методика исследований. Решение вышеперечисленных задач основывается на изучении вещественного состава, структурных и текстурных особенностей морен в сочетании с другими приемами литоморфоло-гического анализа (Серебрянный, I960). Нами был предпринят специальный поиск и опробование различных методов сбора и обработки ли-тологической информации применительно к материалу горных морен.

Последующая оценка информативности и возможностей использования каждого из подобранных методов показала, что они неадекватны. В связи с этим из всего широкого набора методов, активно используемых нами для исследований каменного материала морен, наибольшее внимание уделялось анализу формы и характера поверхности крупных обломков, гранулометрическому анализу мелкозема и исследованиям ориентировки удлиненных частиц, т.е. методам, позволяющим получить информацию об условиях образования и переноса каменного материала. Для выявления источников сноса обломочного материала привлекались результаты изучения петрографического состава крупных обломков и минералогических спектров мелкозема. Хотя эти методы отличаются меньшей универсальностью и для исследования морен некоторых ледников оказались неприменимы.

Помимо вещественного состава и строения обломочного материала е рамках литоморфологического подхода проводились исследования морфологии поверхностноморенных образований, характера распределения каменного материала на ледниках и других особенностей. Кроме того, большое внимание уделялось изучению конкретных обстановок возникновения, транспорта и последующего отложения поверхностных морен на различных ледниках. Постоянно проводилась увязка литоморфологи-ческих данных с гляциологической информацией.

Объект исследований. Научное познание процессов формирования поверхностных морен осуществляется на основе проникновения в мир вещества, составляющего эти образования. Соответственно объектом исследования послужил каменный материал поверхностных морен. Кроме того, детально изучался материал придонных и отложенных морен.

Основу настоящей работы составили результаты серии полевых и лабораторных анализов образцов крупнообломочного материала и мелкозема морен. Нами изучены морфометрические характеристики и черты поверхности около 50000 обломков, а также проведено определение их петрографического состава. Выполнено около 300 анализов гранулометрического состава моренного мелкозема. В работе использованы результаты массовых замеров ориентировки удлиненных обломков, проведенных в 180 пунктах. Кроме того, постоянно привлекались аналитические данные о вещественном составе песчаных и глинисто-алевритовых частиц.

Научная новизна. Научная новизна работы определяется применением для исследования поверхностных морен методологически нового подхода, который предусматривает проведение сопряженного анализа литоморфологических характеристик и гляциодинамических обстано-вок формирования этих морен в условиях различных горно-ледниковых районов. Использование комплекса взаимодополняющих количественно-аналитических методов литологического анализа позволило получить значительный блок данных о составе и строении поверхностных морен. На основе этой объективной информации удалось установить источники и выявить основные закономерности миграции обломочного материала в ледниковых.системах. Выяснилось, что роль поверхностных морен в формировании ледниковых отложений невелика, последние своим происхождением в основном обязаны экзарадионной деятельности ледника. Не подтвердилось мнение о пассивном переносе морен на ледниковой поверхности.

Применение методологически нового подхода для исследований поверхностных морен позволило выявить их типологическое разнообразие, обусловленное гляциологическими факторами, и предложить их классификацию, учитывающую характер питания морен обломочным материалом, его состав и способы поступления на ледник. Установлено отсутствие принципиальных отличий в процессах формирования поверхностных морен на ледниках Кавказа., Тянь-Шаня и Шпицбергена, наблюдается лишь неодинаковая встречаемость разных типов морен в этих районах. Прослежены закономерности эволюции разнотипных поверхностных морен при деградации ледника.

Практическое значение. Помимо научного значения, исследования поверхностных морен горных ледников представляют большой практический интерес. Прежде всего данные о вещественном составе и строении морен могут быть использованы при проведении крупномасштабного геологического картографирования труднодоступных для непосредствен ного изучения.' областей ледосборов и ложа ледников. Эти же данные могут иметь индикативное значение при поиске полезных- ископаемых.

Участвуя в образовании ледниковых отложений, материал поверхностных морен становится основанием, на котором ведется гражданское и промышленное строительство, прокладываются дороги, трубопроводы и другие коммуникации. В связи с этим изучение диалогических характеристик морен приобретает первостепенное значение при проведении инженерно-геологических изысканий.

Поверхностные морены оказывают значительное влияние на абляцию льда, увеличивая или уменьшая ледниковый сток. Поэтому прогноз изменения площади покрытия и мощности моренного чехла на ледниках необходимо учитывать в разработке проектов по искусственному регулированию их таяния. Создание таких проектов является одной из насущных задач конструктивной гляциологии и имеет важное народнохозяйственное значение.

Достоверная информация о процессах формирования поверхностных морен открывает пути к разработке научных основ гляциологического картографирования. Ее использование необходимо при показе распределения обломочного материала на ледниках.

Выполнение настоящей работы стало возможным благодаря проведению комплексной программы палеогляциологических. исследований на Центральном Кавказе, Шпицбергене и Тянь-Шане, составной частью которой являлось изучение современных процессов мореноформирова-ния'.

Первым районом, где проводились полевые работы, был Центральный Кавказ. Здесь исследования охватили около 20 долинных и сложно-долинных ледников, причем наиболее детально изучалось два ключевых района: один из них расположен на северном макросклоне в долине реки Черек Безенгийский, другой - на южном, в долине реки Халде. В ходе работ по изучению современных процессов моренофор-мирования на ледниках Центрального Кавказа большое внимание было уделено подбору и опробованию различных методов литологического анализа моренного материала. Детально изучались возможности применения методов, оценивалась информативность результатов каждого вида анализа. Исследование поверхностных морен шло в основном по линии получения первых диагностических показателей, которые бы способствовали фациальному расчленению их материала и продуктов экзарации ледникового ложа в разнотипных отложенных моренах. Естественно, что исследования ледников Кавказа дали возможность сформулировать лишь первые общие представления о процессах возникновения и развития поверхностных морен в условиях оледенения конкретного горного района.

Последующее теоретическое осмысливание результатов кавказских исследований выдвинуло новую задачу, требующую решения. Оставалось невыясненным, являются ли закономерности формирования поверхностных морен, выявленные для ледников Кавказа, всеобщими, или нами изучены лишь частные модели, характерные только для данного конкретного района. Таким образом, появилась необходимость постановки сходных исследований в другом горном районе, который по морфологии и режиму оледенения отличается от Кавказа. Выбор пал на архипелаг Шпицберген, постоянно привлекающий внимание гляциологов, геоморфологов и специалистов по четвертичной геологии из различных стран.

Хорошая гляциологическая и геологическая изученность Шпицбергена, лучшая доступность объектов исследования позволили в течение двух полевых сезонов 1980 и 198I годов получить интересный и качественный фактический материал. В частности, при изучении образцов моренного мелкозема, отобранного в этом районе, более широкое применение нашли минералогический и рентгенодифрактометри-ческий анализы. Обработка информации по Шпицбергену главным образом способствовала более глубокому пониманию "кавказских" и разработке новых моделей формирования срединных морен.

После завершения работ на Шпицбергене нами в течение полевых сезонов 1982-1984 годов проводилось исследование морен на долинных, сложно-долинных и дендритовых ледниках- Тянь-Шаня. Хорошо разработанная и апробированная методика литологических приемов изучения современных морен способствовала сбору большого блока данных по .десяти ледникам этого района. Расширение географии исследований сделало возможным проведение более глубокого анализа факторов, определяющих характеристики структуры моренного материала, детального выявления источников и способов поступления обломочного материала на ледники, а также способствовало выполнению сравнительного анализа процессов формирования поверхностных морен в условиях различного оледенения и их типизации.

Автор, будучи еще студентом последних курсов Географического факультета МГУ и став впоследствии аспирантом отдела гляциологии Института географии АН СССР, участвовал в полевых исследованиях с 1979 по 1984 годы и лично выполнял многие лабораторные работы, а также статистическую обработку полученных данных.

Автор считает приятным долгом искренне поблагодарить своего научного руководителя доктора географических наук Л.Р.Серебрян-ного за помощь и дружескую поддержку, оказанные на всех этапах выполнения данной работы.

- II

В сборе и частичной обработке полевых материалов принимали участие А.В.Орлов, А.А.Барыков, А.И.Афанасов, Р.Н.Маслов. Ряд аналитических работ был выполнен Н.Г.Судаковой, Г.М.Немцовой, В. Н. Конопле вой, Г.Н.Колосовой, В.П.Пахалюком и К.Р.Утсалом.

Автор искренне признателен всем этим товарищам по совместной работе, а также коллективу отдела гляциологии, способствовавшему проведению исследований.

Апробация работы. Основные положения работы представлялись и обсуждались на УП Всесоюзном гляциологическом симпозиуме в г.Томске,на сессии комиссии по генезису и литологии четвертичных отложений ШКВА в г.Неукене, на совещании Всесоюзного Горного Общества и Географического Общества СССР, посвященном вопросам генезиса кайнозойских отложений северной Евразии и поиска связанных с ними полезных ископаемых,в г.Ленинграде, а также на научных семинарах отдела гляциологии Института географии АН СССР.

Публикации. По теме диссертации опубликованы четыре работы, отражающие ее основное содержание.

Объем и структура работы. Работа изложена на 150 стр. машинописного текста и состоит из введения, четырех глав и заключения. В работе имеется 59 рисунков и 12 таблиц. Список литературы включает 166 названий, из них 100 на русском и 66 на других языках.

- 12

Заключение диссертации по теме «Гидрология суши, водные ресурсы, гидрохимия», Медведев, Александр Сергеевич

Результаты исследования трех различных горно-ледниковых районов подтверждают правильность выведенной закономерности. В целом на Шпицбергене по сравнению с Центральным Кавказом и Тянь-Шанем чехлы поверхностной морены на концах ледниковых языков относительно слабо развиты. Однако, даже при однотипном строении скального обрамления области питания морены на поверхности Шпицбергенских ледников сравнительно менее мощные, чем в условиях Тянь-Шаня и Кавказа. Причина заключается в том, что общее количество обломочного материала, поступающего на ледники, во многом зависит от относительных высот скального обрамления ледосборов. Поскольку в районах горно-долинного оледенения Шпицбергена эти высоты невелики, на ледники поступает довольно мало обломков. Более того, если ледники оканчиваются в море, продукты внутрилед-никовой транспортировки могут вообще не появляться на поверхности языков.

В отдельных случаях закономерное образование срединных морен и моренных чехлов может осложниться. Так, нередко на поверхности ледников наблюдаются крупные скопления обломочного материала, связанные с горными обвалами. Примером может служить крупное скопление обломйов на поверхности ледника Адиши (Кавказ) (рис.39).

39. Скопление обломочного материала на поверхности ледника ■Адиши (Кавказ)

Оно выражено в виде холма, высотой около 50 м, ориентированного своей длинной осью поперек ледникового языка. От холма к правому боргу долины протягивается длинный и узкий шлейф обломочного материала, выраженный в форме гребня. При исследовании было установлено, что холм и гряда сложены ледниковым льдом, который только сверху покрыт чехлом обломочного материала, мощностью от I до Зм. Литологический анализ материала чехла обнаружил черты сходства его с продуктами субаэрального выветривания. Была найдена и причина образования поверхностной морены столь специфической форш. Оказалось, что она образовалась за счет поступления обломочного материала на поверхность ледника с правого коренного склона долины в результате горного обвала, который был вызван подвижкой висячего ледника.

В результате комплексного литологического анализа выяснилось, что, несмотря на различия петрографического состава исходных коренных пород, в целом материал срединных морен и сплошных моренных плащей, сформированных породами субаэрального выветривания, в условиях разных горных районов однообразен. Морены в основном состоят из крупных обломков, тогда как участие мелких частиц невелико. Все обломки имеют острые углы и ребра и на их гранях нет следов динамического воздействия и истирания, т.е. наблюдается отсутствие какой-либо их обработки. Наиболее часто встречаются обломки удлиненной и уплощенной формы, что, согласно нашим наблюдениям (Серебрянный и др., I960) и мнению других исследователей служит отличительным признаком продуктов физического выветривания ( Cailleux , Tricart , 1963; Мягков, 1968; Борсук, 1973 и др.).

Таким образом, в основном структурные характеристики моренного материала мало отличаются от первичных продуктов выветривания, поступающих на ледники. Лишь при длительном транспорте каменного материала на поверхности ледника в процессе его размельчения обломки становятся более уплощенными, т.е. начинает происходить формирование специфического осадка, в характеристиках которого находят отражение условия поверхностно-тледникового переноса. Однако, при внутриледниковой транспортировке ссыпавшиеся на ледник в области питания грубые обломки практически слабо перерабатываются, при этом первичные особенности их формы и строения поверхности сохраняются. На поверхности многих обломков, вытаивающих на концах ледниковых язнков, выражены даже корки горного загара. Слабая переработанность обломочного материала поверхностных и внутренних морен особенно четко выясняется при их сравнении с придонными моренами (Медведев, Барыков, 1985). В последних существенно увеличивается доля мелких частиц глины, алеврита и песка, а сами обломки характеризуются изометричной формой с многочисленными следами ледниковой транспортировки на поверхности граней: штриховки, сколов и др.

Пассивный характер внутриледниковой транспортировки обломочного материала срединных морен, по-видимому, можно объяснить двумя причинами. Во-первых, общее количество перемещаемых внутри ледников обломков невелико, и они переносятся без взаимного со- -прикосновения, контактируя преимущественно с чистым льдом, который является слабым абразирующим агентом. Во-вторых, в условиях относительно постоянных скоростей движения льда, характерной для большей толщи ледников, обломки переносятся практически во взвешенном состоянии, не испытывая сильных динамических воздействий. Действительно, судя по наблюдениям на современных ледниках (Кале сник, 1963; Патерсон, 1972), скорость движения льда в вертикальном разрезе изменяется незначительно. Так, например, на на леднике Атабаска от поверхности до глубины 170 м перепад скоростей составляет всего 10 м/год.

Тем не менее внутриледниковый перенос все же оказывает некоторое влияние на транспортируемый материал. Б отдельных случаях может происходить дробление обломков наименее прочных пород. Четко выраженные шлейфы разноса, связанные с дроблением обломков алевролитов, мы наблюдали на леднике Норденшельда (Шпицберген). Такие же шлейфы неоднократно встречались и на других ледниках Шпицбергена, Кавказа и Тянь-Шаня. Кроме того, обломки в процессе транспортировки в теле ледника приобретают закономерную ориентировку. Замеры ориентировки удлиненных обломков, вытаивающих на поверхности ледников, показывают,что, как правило, их длинная ось располагается параллельно движению льда, т.е.совпадает с направлением растягивающих напряжений (рис.40а). Однако, в отдельных случаях обломки могут быть ориентированы не согласно движению ледников. Так, например, в центральной срединной морене ледника Карабаткак (Тянь-Шань), после появления ее ниже ледопада, на поверхность вытаивают обломки, длинная ось которых образует почти прямой угол с направлением движения ледника (рис.406). Тем не менее такая ориентировка вполне закономерна, т.к. на данном участке в теле ледника возникают сжимающие напряжения и обломки ориентируются своей наибольшей плоскостью (плоскость АВ) перпендикулярно вектору этого напряжения, тогда как их длинная ось совпадает с растягивающим напряжением.

Таким образом, в процессе внутриледникового переноса материал приобретает ориентировку, которая может служить индикативным признаком распределения поля напряжений в теле ледника. Следует однако заметить, что внутриледниковая ориентировка обломков сохраняется недолго после вытаивания их на дневную поверхность. В

Рис.40. Диаграммы ориентировки удлиненных обломков (ось А) в абляционных поверхностных моренах. Стрелками показаны направления движения льда в ледниках процессе транспорта, материала на поверхности ледника она значительно изменяется и в большей степени зависит от рельефа подстилающего льда. На крупных моренных гребнях обломки ориентируются согласно их склонам, фиксируя тем самым, что перераспределение каменного материала на ледниках происходит благодаря соскальзыванию, а не качению камней. В то же время на субгоризонтальных площадках обломки располагаются чаще всего хаотично (рис.40в). В редких случаях на срединных моренах материал ориентируется в виде каменных колец, в центре которых расположены пятна мелкозема. Такую ориентировку мы наблюдали на Ферьер-мо-рене ледника Норденшельда (Шпицберген), на центральной срединной морене безымянного тянь-шаньскоголедника № 22 (по Каталогу ледников СССР, 1969) и на некоторых других. Бэллантин (Baliantyne , 1979), изучив такие структурные грунты на срединной морене ледника Огорбрен (Норвегия), пришел к заключению, что они вызваны процессом дифференциальной абляции льда под обломками разной величины, и даже предложил два возможных механизма их образования.

Выше мы рассмотрели механизмы возникновения срединных морен и моренных плащей, сформированных продуктами субаэрального выветривания, которые поступают на ледник со склонов скального обрамления. Однако, в литературе поднимались дискуссии по поводу возможной неоднородности состава срединных морен, а также о наличии их связи с ложем в виде швов обломочного материала ( Hess, 1907; Sharp , 1949; Boulton , 1967; Szupryszyneki , 1966;

Лаврушин, 1969; Троицкий, 1975 и др.). Действительно, предпринятые нами исследования каменного материала срединных морен и моренных чехлов подтверждают возможность, поступления продуктов экзарации ложа ледников в эти морены. В поверхностных моренах, образованных при участии материала придонных морен, наблюдается

- 176 повышенное содержание частиц тонких размерностей: песчаных, алевритовых и глинистых. Крупные обломки часто имеют сглаженные углы и ребра, отдельные фасеты камней шлифованы и несут следы штриховки, специфических сколов и других, характерных признаков/ ледниковой обработки. В материале таких морен существенно падает доля обломков уплощенных форл и увеличивается содержание изометричных отдельностей. Таким образом, материал срединных морен и моренных плащей обладает рядом характеристик, присущих продуктам экзарации ледникового ложа.

В ходе исследований удалось выяснить, что механизмы возникновения срединных морен и моренных плащей, в формировании которых участвуют придонные морены, могут существенно различаться. Наиболее часто такие морены возникают при слиянии ледников-притоков, происходящем значительно ниже их границ питания (Медведев, Барыков, 1985). В этом случае на контакте движущихся ледниковых потоков образуется "шов сварки" - один или несколько субвертикально поставленных слоев мореносодержащего льда со значительной концентрацией каменного материала, ориентированных вдоль плоскости контакта слившихся ледников (рис.41, 42). О наличии таких "швов сварки" неоднократно упоминалось в литературе ( Gripp ,Todtman , 1926; Chariesworth , 1957; Щукин, I960; Флинт, 1963; Троицкий, 1975 и др.), и мы сами смогли наблюдать их на ряде ледников Тянь-Шаня и Шпицбергена.

Обычно образование вертикального шва внутренней морены под срединной мореной объясняют простым соединением частей придонной морены слившихся ледниковых потоков. Однако, во фронтальных обрывах некоторых ледников под срединной мореной мы наблюдали хорошо выраженные круглые надвиговые структуры, обогащенные моренным материалом (рис.43, 44), кроме того, сходное строение ледниковой толщи удавалось увидеть в стенках промоин и трещин, секущих по

Рис.41. Срединная морена на леднике Гренфьорд (Шпицберген). В осевой части морены отчетливо виден "шов сварки"

Рис.42. Вертикальные слои мореносодеркащего льда в стенке промоины, секущей срединную морену на леднике Гренфьорд

Рис.43. Срединная морена ледника Суюктёр (Тянь-Шань) приурочена к зоне надвиговых структур (верхний снимок). В осевой части этой зоны наблюдается субвергикальное залегание слоев льда ("шов сварки"), по которым происходит подача обломочного материала на поверхность ледника (нижний снимок) s

Рис.44, Текстуры пластического течения льда в зоне "шва сверки" под срединной мореной ледника Айлама (Тянь-Шань) лосы морены. На поверхности ледников в зоне таких срединных морен прослеживается продольная полосчатость льда (рис.45) с вертикальным или крутонаклонным положением мореносодержащих слоев льда.

Цитологический анализ материала, вытаивающего из прослоев морены, подтверждает идентичность его характеристик с продуктами ледниковой экзарации (рис.46). Длинные оси (ось А) обломков, вытаивающих в зоне "шва сварки", располагаются согласно направлению общего движения льда ледников (рис.47), тогда как наибольшая плоскость обломков (плоскость АВ) поставлена вертикально (рис. 48). Выявленная ориентировка обломочных частиц фиксирует существование растягивающего напряжения вдоль направления движения льда, что очевидно связано с растеканием льда вниз по долине. Однако, ориентировка плоскости АВ выявляет и наличие сжимающего напряжения, перпендикулярного плоскости контакта ледников-притоков, которое, по-видимому, связано с их боковым растеканием. Вероятно, в процессе такого растекания происходят деформации льда, вызывающие появление надвиговых структур и взбрасывание каменного материала от ложа ледников. Таким образом, наши наблюдения не подтверждают мнения о пассивном возникновении швов внутренней морены при слиянии ледников-притоков.

Доказательством активного образования "швов сварки" служат также наблюдения ряда других исследователей. Некоторые из них фиксировали наличие надвиговых структур в зонах срединных морен ( Gripp , Todtman , 1926; Щукин, I960; Троицкий, 1975 и др.).

Другие наблюдали специфические деформации льда, определяющиеся особенностями распределения напряжений и скоростей движения льда. В зоне сочленения ледников-притоков ( Breeher , 1969; Anderton , 1970; Baranowski , 1975 и Др.).

Рис.45. Продольная полосчатость льда под чехлом срединной морены, формирующейся из "шва сверки"

Рис,46. Из "швов сварки" вытаивает материал, содержащий значительное количество мелкозема о з

Рис.47. Длинные оси обломков ориентированы согласно текстурам пластического течения льда

Рис.4Р. Вытаивание вертикально ориентированных обломков из крутопадающих прослоев мореносодержащего льда

- 186

Однако, возникнув при слиянии ледников-притоков, такой шов внутренней морены не остается неизменным, его мощность может постепенно увеличиваться в направлении конца ледника. Причем этот процесс происходит особенно заметно в тех случаях, когда потоки льда имеют значительные различия в скоростях движения и мощности, что часто наблюдается для сложнопостроенных ледников (Баков, 1983). В области контакта таких потоков возникает зона повышенных напряжений, которые, достигая предела сопротивления льда сдвигу, приводят к возникновению плоскостей разрывов и сколов. Как показано С.А.Евтеевым (1964), наиболее ослабленной плоскостью сопротивления на сдвиг является контакт мореносодержащего и чистого льда. Соответственно разрядка напряжений посредством разрывных нарушений будет происходить по плоскостям "швов сварки". В разрывы происходит внедрение новых порций минеральных частиц. Многократное повторение этого процесса приводит к формированию многослойной, крупнопластовой структуры мореносо-держащего шва, которая достигает наибольшей мощности в придонных частях ледника и в концевой части его языка.

Взбрасывание придонной морены на поверхность ледников - не единственный процесс формирования рассматриваемых срединных морен, каменный материал в них поступает также в результате ссыпа-ния продуктов субаэрального выветривания со склонов гребней, разделяющих ледники-притоки. Соответственно по способу образования такие морены, видимо, следует считать взброшенно-наложенными. Тог-Ь-д и да как по типу питания они являются комбинированными (полигенетическими), е связи с тем, что в создании моренного плаща участвует материал разного генезиса.

Способ образования таких срединных морен определяет особенности их морфологии. В процессе переноса морены от места ее возникновения к концу ледника, на поверхность языка постоянно поступают все новые и новые порции обломков, т.е. значительно увеличивается объем транспортируемого материала. Это прежде всего приводит к увеличению мощности моренного покрова, повышению его теплоизолирующего эффекта и ускоренному росту моренного гребня. Обломки на склонах гребня приходят в движение, начинают соскальзывать к его подножиям, тогда как их место на вершине морены занимает вновь вытаивающий материал. Таким образом срединная морена широко распластывается на поверхности ледника в его концевых частях.

В некоторых случаях распластывание срединных морен в результате подачи материала по "швам сварки" может принимать грандиозный размах. Например, на леднике Айлама (Тянь-Шань) срединная морена, расположенная в его осевой части, в верхних частях языка прослеживается 50-метровой полосой, тогда как к концу ледника ее ширина возрастает до 300 м (рис.49).

Еще ярче этот процесс выражен на дендритовом леднике Семенова (Тянь-Шань), у которого левая часть языка перекрыта сплошным чехлом поверхностной морены. Здесь к основному стволу ледника последовательно причленяются несколько ледников-притоков. При каждом слиянии двух потоков льда происходит образование срединной морены, в основании которой наблюдается вертикально поставленный шов внутренней морены. В результате последующего распластывания несколько таких срединных морен возникает сплошной мо о ренныи плащ.

Однако, "швы сварки" могут возникать не только при слиянии двух потоков льда. Иногда они формируются в прибортовых зонах концевых участков ледниковых языков. Срединную морену, образующуюся из такого шва,нам удалось наблюдать на леднике Карабаткак (Тянь-Шань) (рис.50). Морена появляется на поверхности льда вне

Рис.49. Распластывание срединной морены на поверхности ледника Айлама (Тянь-Шань)

Рис.50. Образование срединной морены из "шва сварки" на леднике Карабаткак (Тянь-Шань) запно и е направлении конца языка резко увеличивается в высоту и ширину. Она не имеет видимой связи с каким-либо источником каменного материала. Однако, на всем протяжении в ее осевой части отчетливо выражен шое мореносодержащего льда, из которого вытаивают ориентированные обломки и большое количество мелкозема. Литологический анализ материала шва убедительно доказывает его однородность с придонной мореной ледника, не оставляя- сомнений в том, что на поверхность ледника подаются продукты экзарации его ложа.

Формирование шва видимо связано с областью повышенных напряжений, возникающей в пограничной зоне между малоподвижным участком льда краевой части языка и активным потоком льда в осевой. Когда напряжения достигают таких критических величин, что разрядка их посредством пластических дефорлашй льда становится невозможной, возникают разрывные нарушения в виде отдельных трещин и сколов, по которым в толщу льда внедряется придонная морена. В результате дальнейшего развития этого процесса образуется вертикальный шов внутренней морены, вытаивание которого приводит к появлению на поверхности ледника срединной морены.

Следует отметить, что такие взброшенные срединные морены в условиях горного оледенения встречаются крайне редко. Ни на каких других ледниках, кроме ледника Карабаткак (Тянь-Шань), нам их обнаружить не удалось. В то же время, они, по-видимому, чрезвычайно характерны для ледниковых покровов. Подобные полосы поверхностных морен, которые образуются из вертикальных швов мореносодержащего льда и не имеют связи с какими-либо надледными выступами коренных пород, наблюдаются в Антарктиде (Евтеев,1964).

Не всегда подача продуктов экзарации ледникового ложа в срединные морены осуществляется по "швам сварки". По данным литоло

- 191 гических исследований материал придонных морен играет существенную роль в формировании срединных морен, которые начинаются от нунатаков, расположенных ниже границы питания. Однако, наши наблюдения показывают, что эти морены имеют лишь поверхностный чехол обломочного материала. Б многочисленных трещинах и промоинах, секущих такие срединные морены, не наблюдаются какие-либо корни в виде швов внутренней морены. Об отсутствии поступления обломочного материала в срединные морены в процессе их транспорта свидетельствует также их морфология. Как правило, они выражены в виде полосы, ширина которой практически не меняется от подножия нунатака. до конца ледника.

Чтобы получить представление о механизмах формирования таких морен, мы детально изучили две срединные морены ледника Норденшельда, берущие начало у нунатаков Ферьерфьеллет и Терьер-фьеллет. Остановимся в качестве примера на Ферьер-морене. Согласно данным литологических анализов она состоит из генетически различного материала: угловых неокатэнных обломков осадочных поздне-палеозойских пород, слагающих нунатак, и окатанных со следами ледниковой штриховки и полировки обломков пород интрузивного комплекса формации Гекла-Хук. Исследованиями, проведенными у подножия нунатака, достоверно установлено, что первые поступают на ледник из осыпей, обрамляющих склоны нунатака, тогда, как вторые выдавливаются на поверхность льда по плоскостям надвигов и склонов. Интересно отметить, что всплеск придонной морены наблюдается не на контакте ледник-нунатак, а в некотором отдалении от этой зоны. Очевидно система надвигов образуется в области максимальных напряжений, возникающей на контакте активно движущегося потока и малоподвижных участков льда. Формирование последних, по-видимому, можно объяснить утонынением ледника на подледных склонах нунатака, в результате чего пластичность льда, а следовательно и способность к течению, уменьшаются. Ниже нунатака ледник вновь образует единый поток, и каких-либо различий в скоростях движения льда справа и слева от срединной морены не наблюдается. Видимо этим и объясняется отсутствие вертикальных швов внутренней морены под чехлом срединной морены, так как для их формирования необходимо наличие двух динамических различных потоков льда, что отмечалось выше. Таким образом, срединные морены, начинающиеся у нунатаков, которые расположены ниже границы питания ледников, можно по типу их питания классифицировать как полигенетические, по способу образования - как наложенно взброшенные. Хотя механизм взбрасывания донной морены в этом случае будет иной, чем при формировании срединных морен в процессе слияния двух ледников-притоков.

Продукты экзарации ледникового ложа могут встречаться на поверхности ледников не только в срединных моренах. Нашими исследованиями установлено присутствие большого количества мелкозема и окатанного крупнообломочного материала со специфическими следами ледниковой обработки в виде шрихов, сколов, шлифованных фасет и т.п. в сплошных моренных чехлах на концах некоторых ледниковых языков. Следует заметить, что в большинстве случаев такие чехлы сложены в основном продуктами субаэрального выветривания, поступившими на ледник со скального обрамления, и д§ля придонной морены в них невелика. Лишь иногда моренный плащ может целиком состоять из материала, поданного от ложа (ледник Бертиль, Шпицберген) .

Поступление придонной морены в поверхностные моренные чехлы связано с воздыманием слоев мореносодержащего льда по плоскостям крупных поперечных сколвв и надвигов (рис.51, 52). Последние ча

Рис.51. Воздымание слоев мореносодержащего льда на концевом участке ледникового языка

Рис.52. Вытаивание придонной морены на конце ледникового языка. На снимке виден хорошо окатанный обломок, ориентированный согласно падению слоев морено содержащего льда ще встречаются сериями и образуют сложные чешуйчатые структуры. Формирование надвигов происходит в результате наползания активного потока льда на заторможенные или полностью омертвевшие участки языков, которые образуются вследствие уменьшения наклона ложа или мощности ледника.

Развитие крупных надвиговых структур отмечалось многими исследователями ( Weertman f 1961; Boulton , 1967; Лаврушин, 1969; Троицкий, 1975 и др.). Мы сами смогли их наблюдать на ледниках Безенги и Башиль (Кавказ), Мидре Ловен и Бертиль (Шпицберген), безымянном № 21 (Тянь-Шань) и некоторых других. Однако, исследования в гротах, трещинах и промоинах большинства других ледников не обнаружили подобных прослоев мореносодержащего льда в виде чешуйчатых структур, что свидетельствует об их относительно редкой встречаемости. Напротив, многочисленные опробования материала и натурные наблюдения убеждают, что большей частью сплошные плащи морены состоят исключительно из продуктов субаэрального выветривания склонов областей ледосборов и появляются на поверхности ледников в процессе абляции. Значительно реже встречаются полигенетические моренные чехлы, образованные продуктами Еыветривания при участии, придонной морены, которые по способу формирования можно классифицировать как абляционно-взброшенные. Моногенетические чехлы, целиком сложенные продуктами экзарации ложа, по-видймому, для горных ледников являются исключением и характерны для областей покровного оледенения. До сих пор, отмечая разные случаи появления продуктов экзарации ледникового ложа, в составе поверхностных морен, мы связывали их с двумя механизмами: выдавливание каменного материала по "швам сварки" и воздымание слоев мореносодержащего льда по плоскостям сколов и надвигов. Однако, существует и третий, принципиально иной способ

- 196 поступления придонной морены на поверхность ледника.

Так, в левой части языка, ледника Карабаткак (Тянь-Шань) нами были обнаружены небольшие конуса (высокий до 1,5 м) с ледяными ядрами, покрытыми тонким (до 10 см) чехлом морены. Анализы крупнообломочной составляющей и мелкозема указывают на связь материала конусов с придонной мореной ледника, тогда как расчистки чехлов вскрывали чистый лед без каких-либо минеральных включений. Определив, что конусы располагаются вдоль одной линии и образуют а полосу морены, выраженную в виде отдельных фрагментов, мы отправились к ее истокам. Полоса начиналась у подножия скального ри- ^ геля, на который наползал'ледник* В его нижней части на контакте с ригелем отчетливо прослеживался слой мореносодержащего льда мощностью до 1,5 м. Происходящие обрушения блоков льда, включающих обломки придонной морены, полностью объяснили отсутствие корней у исследованных конусое. Стало ясно, что полоса морены формируется наложенным способом, а ее фрагментарность обусловлена дискретностью обвалов. Отмеченный механизм образования моногенетической поверхностной морены, сложенной только продуктами экзарации ледникового ложа, встречается крайне редко. Нигде более такие наложенные морены нам наблюдать не удалось, и случай на леднике Карабаткак единственный.

Несмотря на различия в механизмах формирования и морфологической выраженности поверхностные морены, в строении которых участвуют продукты экзарации ледникового ложа, обладают одной общей чертой. Они всегда возникают значительно ниже границы питания ледников. Естественно, эта закономерность имеет свое объяснение, так как появление придонной морены на поверхности ледника прежде всего зависит от ее наличия на ложе.

Согласно результатам литологических исследований материала отложенных и придонных морен, полученным нами для Кавказа (Орлов,

- 197

1982), а позднее для Шпицбергена и Тянь-Шаня, область максимальной экзарации располагается несколько ниже границы питания ледников. Соответственно, и хорошо развитая придонная морена на ледниковом ложе будет появляться не выше зоны максимальной экзарации. Сгановися ясно, почему, например, в поверхностных моренах, берущих начало у подножий выступов скального обрамления, которые расположены в районе границы питания ледников, материал придонных морен не появляется. В то же время, если выступ находится ниже границы питания, у его подножия рождается морена, в строении которой участвуют продукты разрушения ледникового ложа. Таким образом, положение границы питания на ледниках определяет не только морфологию поверхностных морен, что отмечалось нами ранее, но и тип питания их каменным материалом.

Этим объясняется то, что встречаемость того или иного типа срединных морен и моренных чехлов непосредственно связана с гляциологическими особенностями каждого конкретного района. Так, например, на Кавказе, как правило, слияние ледников-притоков происходит в области границы питания, поэтому срединные морены, формирующиеся из "швов сварки", на ледниках этого региона отсутствуют. В условиях Тянь-Шаня и Шпицбергена, напротив, такие морены встречаются довольно часто.

Выведенные нами закономерности строения и образования срединных морен и сплошных моренных чехлов можно использовать для выявления тенденций развития оледенения. Так, в период деградации ледника, когда его граница питания смещается вверх, расстояние между источниками сноса обломочного материала и местами его вытаивания на поверхности ледникового языка уменьшается, что способствует увеличению длины абляционных морен (рис.53). Дальнейшее повышение границы питания приводит к тому, что она поднима

Fhhiwa питtorn*

Рис.53. Схема эволюции поверхностных морен при изменении положения границы питания

- 199 ется до уровня подножий отдельных гребней скального обрамления, наиболее глубоко врезающихся в область питания. Если ранее продукты разрушения этих гребней формировали короткие абляционные морены, то теперь обломки поступают непосредственно на поверхность льда, и образуются наложенные срединные морены, которые протягиваются от подножий выступов коренных пород до конца ледника. Таким образом, изменится способ формирования морен.

Следующее смещение границы питания вверх по леднику приведет к разделению его фирнового бассейна на две обособленные области, каждая из которых будет питать собственный поток льда. Произойдет перестройка долинного ледника в сложно-долинный. Напомним, что вслед за повышением границы питания, будет подниматься зона максимальной экзарации, и на каком-то этапе эта зона станет располагаться выше скального гребня, разделяющего потоки льда. Повышение зоны максимальной экзарации и наличие двух обособленных потоков льда приведут к тому, что у подножия скального гребня станет формироваться наложенно-взброшенная срединная морена. Она будет слагаться как продуктами выветривания, так и материалом придонной морены и характеризоваться наличием "шва сварки". Таким образом, еще раз поменяется способ формирования срединных морен ледника, а кроме того, изменится тип их питания каменным материалом.

Изменения климатических условий, вызвавшие повышение границы питания, могут отразиться и в характеристиках строения области ледосбора. Вероятно, произойдет снижение уровня поверхности фирнового бассейна и уменьшится степень покрытия стен в области питания снежно-ледовым чехлом. Соответственно увеличится площадь выходов коренных пород, а значит и объем материала, поступающего

- 200 на ледник в результате их выветривания. Повышепие границы питания и увеличение площади открытых скальных стен в области ледо-сбора приведут к закономерному возрастанию площади и мощности сплошного абляционного моренного плаща на конце ледника. В свою очередь такой плащ будет способствовать замедлению таяния концевых участков ледникового языка и формированию крупного массива погребенных мертвых льдов.

На фоне общей деградации ледника могут иметь место отдельные периоды активизации. В этих случаях в леднике, подпружен-ном массивом погребенного льда, могут возникнуть чешуйчатые над-виговые структуры. Таким образом, в моренные чехлы, в основном сложенные продуктами субаэрального выветривания стенок ледников, будет поступать материал придонных морен.

Заметим, что уже давно было обращено внимание на связь между площадью чехла поверхностных морен и состоянием оледенения (Щукин, 1926; Душкин, 1976 и др.). Однако, зависимость представлялась на чисто эмпирическом уровне. Наша трактовка позволяет свести наблюдаемые факты в определенную систему, имеющую гляциологическое обоснование, и рассматривать процессы образования поверхностных морен в их динамическом развитии.

4.2. Механизмы образования боковых морен

В отношении боковых морен горных ледников существует представление, что они исключительно поверхностные образования, возникшие в результате осыпания обломков горных пород со склонов бортов долины непосредственно на поверхность ледника (Марков, 1946; Иверонова, 1952; Щукин, I960; szupryczynaki , 1968; Лаврушин, 1969 и др.). Однако, аналитические исследования боковых морен ледников Кавказа, Тянь-Шаня и Шпицбергена показали, что

- 201 в основном материал этих морен имеет мало общего с материалом осыпных шлейфов, окаймляющих борта трогов, и в то же время обнаруживает большое сходство с донной мореной.

Крупные обломки боковых морен сравнительно хорошо окатаны. На их поверхности мы фиксировали специфические следы ледниковой обработки: шлифование фасеты, штриховку и т.п. Мелкозем боковых морен обладает теми же чертами, что и мелкозем придонных: крайне плохая сортировка, одинаковые величины показателей средней размерности, идентичное распределение частиц по фракционным интервалам. Большое сходство наблюдается и в вещественном составе боковых и донных морен.

Таким образом, результаты исследований свидетельствуют об однотипности литологических характеристик материала боковых и придонных морен. Объяснить этот факт можно лишь тем, что образование боковой морены происходит в результате выдавливания придонной морены на поверхность ледника (рис.54, 55). На возможность поступления продуктов экзарации ледникового ложа в боковые морены указывали и другие исследователи ( Salisbury , 1894; sharp , 1949; Флинт, 1963; Троицкий, 1975 и др.). Однако, они не проводили детального изучения характеристик обломочного материала морен, и поэтому бесспорные доказательства, подтверждающие их точку зрения, до настоящего времени отсутствовали.

С целью объяснения полученных результатов мы провели многочисленные исследования разрезов боковых морен в гротах, трещинах, промоинах,' расположенных в краевых частях ледников. В разрезах отчетливо видно, что боковые морены сложены мореносодержащим льдом, пласты которого круто падают в сторону центральной части ледника, а их простирание параллельно оси движения (рис.56, 57). Такое ложкообразное залегание слоев мореносодержащего льда фиксирова

--Щ

Рис.54. Взбросы придонной морены в прибортовых участках ледникового языка

Рис.55. Придонная морена вытаивает из крутопадающих прослоев мореносодержащего льда

Рис.56. Надвиговые структуры в прибортов ом участке ледника, по которым осуществляется подача придонной морены

- 2Й4

Рис*57. Текстуры пластического течения льда, обнажающиеся в стенках маргинального канала на леднике Гренфьорд 205 лось нами на ледниках Гренфьорд (Шпицберген), Карабаткак и Семенова (Тянь-Шань), Безенги (Кавказ) и целом ряде других.

Таким образом, натурные наблюдения подтверждают, что боковые морены образуются в процессе выдавливания материала от ложа ледника по плоскостям крутых сколов и надвигов. Формирование последних, по-видимому, связано с процессом бокового растекания льда в ледниках, в ходе которого происходит наползание активно движущихся центральных потоков на заторможенные боковые участки льда. Особенно интенсивно такой процесс протекает в зонах непосредственно ниже слияния крупных ледников-притоков, либо на суживающихся участках долины. В этом отношении показательно формирование целой серии грядок боковых морен в верхней части языка ледника Безенги (рис.58).

Ценную информацию о механизмах формирования боковых морен дают исследования состава и строения береговых морен, образующихся в результате их отложения. Так в береговых моренах наблюдается ориентировка обломков, подтверждающая наши представления о формировании морен в боковых частях ледников в результате выдавливания донной морены по плоскостям надвигов. Обычно обломки ориентированы перпендикулярно простиранию гряд и характеризуются высокими значениями углов наклона оси А< (рис.59). Заметим, что аналогичная ориентировка обломков установлена в береговых моренах ледников Норвегии (Galloway , 1956), Канадской"Арктики ( Mills, 1977а) и Гималаев ( Osborn , 1978). Показательно то, что сходная ориентировка наблюдается и у пластов мореносодеркащего льда, по которым выдавливается материал придонных морен. Кроме того, сам факт сохранения упорядоченной ориентировки указывает на. высокие концентрации обломочного материала в пластах мореносодержащего льда. В противном случае при вытаивании обломков их ориентировка

Рис.5Р, Серия боковых морен ледника Безенги (Кавказ)

Рис.59. Диаграмма ориентировки и углов наклона осей обломков в береговых моренах изменилась бы.

На основании вышеприведенных фактов становится очевидным, что своим происхождением боковые морены обязаны поступлению придонной морены на поверхность ледника. Таким образом, наши исследования опровергают широко распространенную версию об образовании боковых морен исключительно в результате ссыпания каменного материала с бортов долины.

Тем не менее, считать, что продукты субаэрального выветривания склонов скального обрамления совсем не участвуют в строении боковых морен, также было бы грубой ошибкой. Действительно, на большем протяжении ледниковых языков боковые морены формируются преимущественно в результате взбрасывания придонной морены, a. поступление материала, ссыпающегося с боргов долин, ограничивают береговые морены, выступающие в роли своеобразного барьера. Однако, в районе границы питания ситуация складывается иначе. Здесь истоки боковых морен располагаются выше зоны максимальной экзарации, и придонная морена на ложе ледников слабо развита, отсутствуют и береговые морены. В силу двух этих причин образование боковых морен происходит наложенным способом, они оказываются целиком составлены материалом осыпных шлейфов, спускающихся с бортов долины, и какие-либо включения внутренней морены под поверхностным чехлом материала отсутствуют. Таким образом, боковые морены являются сложным полигенетическим образованием и их процессы формирования тесно связаны с гляциологической зональностью.

Приведенные выше результаты исследований срединных и боковых морен, а также сплошных моренных плащей трех горно-ледниковых районов показывают, что механизмы их образования существенно различаются. Поверхностные морены могут возникать как в результате ссыпания обломков со склонов скального обрамления, так и в процессе взбрасывания придонной морены. Например, боковые морены практически целиком слагаются продуктами экзарации ледникового ложа, а доля материала осыпного происхождения в них невелика.

Состав срединных морен и моренных плащей, а, следовательно, и их генезис, оказываются более сложными и во многом определяются гляциологическими и геоморфологическими характеристиками конкретного региона. В одних случаях они образуются практически полностью за счет ссыпания на ледник продуктов разрушения скального обрамления (Кавказ), в других - в их формировании может принимать участие материал придонных морен, взбрасываемый на поверхность от ложа ледников (Тянь-Шань, Шпицберген).

Наши исследования позволяют выявить связи между генезисом каменного материала, способом форлирования и морфологической выраженностью поверхностных морен и на этой основе предложить их новую классификацию. Прегде всего, поверхностные морены делятся по типу питания на моногенетические и полигенетические.■К первым будут относиться морены, получающие материал из какого-либо источника. Соответственно по составу обломочного материала они разделяются на две группы: морены, сложенные продуктами субаэрального выветривания склонов скального обрамления, и морены, образованные продуктами экзарации ложа ледников. Для полигенетических морен, ввиду того, что они питаются из обоих источников, такого деления по составу материала не наблюдается. Они образуют третью группу морен, сложенных смесью продуктов выветривания склонов скального обрамления и экзарации ложа ледников.

Результаты наших работ показывают, что одинаковые по типу питания и составу поверхностные морены могут существенно отличаться способом формирования. Учитывая это, удается провести дальнейшее деление морен в пределах каждой группы. Моногенети

Классификация поверхностных морен

ЗА1Ш0ЧЕНИЕ

Поверхностные морены привлекали внимание исследователей с самого начала развития гляциологии, и к настоящему времени накопилась довольно большая информация о морфологии этих образований и их участии в жизнедеятельности ледниковых систем. Координальная методологическая перестройка географической науки в современных условиях, активное привлечение методов системного анализа, теории информации и - главное - аналитических приемов фундаментальных наук открывают возможности для более глубокого изучения юостава, строения и процессов формирования поверхностных морен. Причем эти исследования ложатся в русло решения генеральной проблемы миграции каменного материала в ледниковых системах и тесно связаны с выяснением основных вопросов гляциоморфологии и гляциодинамики.

В результате изучения поверхностных морен с позиций литомор-фологического подхода, основу которого составляют количественно-аналитические методы исследования обломочного материала морен, были получены следующие основные результаты:

I. В условиях разных горных районов, отличающихся характером оледенения и его геолого-геоморфологическим фоном, апробирована методика изучения вещественного состаьа и строения поверхностных морен.

Наиболее эффективными и универсальными оказались анализы формы и характера поверхности крупнообломочного материала, гранулометрический анализ мелкозема и анализ ориентировки удлиненных обломков. Структурные и текстурные характеристики каменного материала. позволяют выяснить условия его образования и транспорта. Вещественный состав морен способствует выявлению источников и путей миграции обломочного материала. Однако, информативность и возможности использования результатов петрографического и минералогического анализов в основном определяются особенностями геологического строения ледниковых долин.

2. Исследования поверхностных морен установили принципиальные отличия их литологических характеристик, обусловленные гляшодинамическими условиями поступления обломочного материала из разных источников.

Срединные морены и сплошные моренные чехлы наиболее часто образуются из продуктов субаэрального выветривания, поступающих на ледник со склонов скального обрамления. Реже встречаются морены, сложенные смесью материала субаэрального выветривания и продуктов экзарации, взброшенных на поверхность ледника от его ложа. Как исключение, некоторые срединные морены и сплошные моренные чехлы целиком формируются из донной морены.

В образовании боковых морен ведущая роль принадлежит обломочному материалу, формирующемуся в процессе экзарации ледникового ложа, тогда как участие продуктов субаэрального выветривания скального обрамления в создании этих морен весьма невелико.

3. На основе сопряженного анализа литоморфологических характеристик и гляциодинамических обстановок формирования поверхностных морен выявлены основные закономерности миграции обломочного материала. Предложена классификация поверхностных морен, учитывающая характер питания их обломочным материалом, его состав и способы поступления на ледники.

Удалось установить, что типологическое разнообразие поверхностных морен обусловлено рядом гляциологических факторов, среди которых основными являются: морфология ледника, положение границы питания, степень покрытия скального обрамления области ледосбора снежно-ледовым чехлом. Выявлены закономерности эволюции разнотипных поверхностных морен при деградации оледенения.

4. Исследования показали, что принципиальных отличий в про-^ цессах формирования поверхностных морен в условиях разных горноледниковых районов не наблюдается. Регистрируются лишь разная встречаемость того или иного типа морен, что является отражением состояния конкретного оледенения.

5. Поверхностные морены принимают малое участие в образовании ледниковых отложений. Последние практически целиком оказываются сформированы донной мореной, что подтверждает мнение о геологической активности ледников. Более того, проведенные исследования опровергают широко распространенное представление о пассивном транспорте поверхностных морен. Установлено, что в процессе переноса обломочного материала на поверхности ледников происходят изменения некоторых его характеристик, т.е. форлируется специфический вид осадка.

Список литературы диссертационного исследования кандидат географических наук Медведев, Александр Сергеевич, 1985 год

1. Авсюк Г.А. Ледники плоских вершин. Труды Института географии АН СССР, М., 1950, вып.45, с.15-44.

2. Авсюк Г.А. Искусственное усиление таяния льда и снега горных ледников. Труды Института географии АН СССР, М., 1953, вып.56, с.5-43.

3. Астапова С.Д. Минералогическое изучение песчано-алевритовых фракций морен. В сб.: Тез.докл.междуведомственного совещания "Полевые и лабораторные методы исследований ледниковых отложений". Таллин, I960, с.12-14.

4. Бажев А.Б. Закономерности таяния искусственно запыленной поверхности ледника. Материалы гляциол.исслед.Хроника, обсуждения, М., 1973, вып.21, с.124-135.

5. Баков Е.К. Закономерности движения и динамики ледников Центрального Тянь-Шаня. Фрунзе, Изд-во "Илим", 1983, 147 стр.

6. Бардин В.И., Глушанкова Н.И., Судакова Н.Г. Литология морен Восточной Антарктиды. В сб.: "Антарктика. Докл.комис.",

7. М.: "Наука", 1976, вып.15, с.53-71.

8. Басин Н.С. Особенности моренообразования в гляциальной области Средней Азии. Автореф.дисс.на соиск.уч.степ.канд.геогр. наук. М., Институт географии АН СССР, 1983, 16 стр.

9. Басин Н.С., Демченко В.В., Соколов Л.Н., Янбулат А.А. Количественный анализ моренного покрова, некоторых ледников Памира. Материалы гляциол.исслед.Хроника, обсуждения, М., 1983, вып.46, с.61-65.

10. Борсук О.А. О форме обломков как индикаторе генезиса континентальных отложений. Зап.Забайк.отд.ГО СССР, 1963, вып.XXII, с.30-35.- 218

11. Борсук О.А., Симонов Ю.Г. Анализ формы и углов наклона щебнистых обломков при изучении склоновых отложений Юго-Восточного Забайкалья. В сб.: "Количественные методы в географии". М.: Изд-во МГУ, 1964.

12. Борсук О.А. Анализ щебнистых отложений и галечников при геоморфологических исследованиях (на примере Забайкалья). М.:1. Наука", 1973, 112 стр.

13. Вассоевич Н.Б. Методика изучения конгломератов. К кн.: В.И.Попова "Литология кайнозойских маласс Средней Азии". Ташкент, 1956.

14. Вассоевич Н.Б. Крупнообломочные породы. Справочное руководство по петрографии осадочных пород, т.2. М., Госгеолтехиздат, 1958.

15. Вистелиус А.Б. Морфометрия обломочных частиц. В сб.: "Труды Лабор.аэрометодов АН СССР", I960, вып.9, с.135-202.

16. Гайгалас А.И. Структура, текстура и генетические разновидности основных морен. В кн.: "Строение и морфогенез Средне-Литовской моренной равнины". Вильнюс: Мантис, 1971, с.28-87.

17. Гайгалас А.И. Гляциоседиментационные циклы плейстоцена Литвы. Вильнюс: Мокслас, 1979, 96 стр.

18. Глазовская М.А. Эоловые мелкоземистые накопления на ледниках хребта Терскей Ала-Тау. В сб.: Труды Института географии АН СССР, М., 1952, т.49. Работы Тянь-Шаньской.Физико-географической станции, вып.2, с.55-69.219

19. Глазовский А.Ф. Борозды на зернах граната. индикатор ледникового воздействия. Материалы гляциол.исслед.Хроника, обсуждения, М., 1983, вып.46, с.151-156.

20. Глазырин Г.Е. Абляционные морены как источник информации о процессах, происходящих в верховьях ледников. "Метеорология и гидрология", 1969, № 2, с.71-76.

21. Гриффите Д. Научные методы исследования осадочных пород. М.: "Мир", 1971, 421 стр.

22. Гросвальд М.Г. Последний Евразиатский ледниковый покров. В кн.: Материалы гляциол.исслед.Хроника., обсуждения, М., 1977, вып.30, с.45-60.

23. Денисов Ю.М. Оценка влияния естественной запыленности на таяние льда и снега. Материалы гляциол.исслед.Хроника., обсуждения, М., 1980, вып.39, с.67-73.

24. Демченко В.В., Соколов Л.Н. Повышенная абляция льда под слоем морены в условиях Восточного Памира. Материалы гляциол.исслед. Хроника, обсуждения, М., 1982, вып.45, с.119-122.

25. Демченко М.А. Типы и геологическая деятельность ледников юго-восточной части Центрального Тянь-Шаня. В сб.: Материалы гляциол.исслед.Хроника, обсуждения, М., 1968, вып.14, с.114-122.

26. Диких А.Н. Некоторые результаты исследований естественной загрязненности эоловым мелкоземом поверхности ледников Тянь-Шаня: В сб.: "Гляциологические исследования на Тянь-Шане". Фрунзе: Изд-во "Илим", 1975, с.81-89.

27. Диких А.Н.Режим современного оледенения Центрального Тянь-Шаня. Фрунзе: Изд-во "Илим", 1982, 159 стр.

28. Долгушин Л.Д., Лебедева И.М., Осипова. Г.Б., Рототаева. О.В. Влияние эоловой запыленности ледников и поверхностной морены на таяние ледников Средней Азии. Материалы гляциол.исслед.- 220

29. Хроника, обсуждения, М., 1972, вып.20, с.108-116.

30. Долгушин Л.Д.,0сипова Г.Б. Пульсирующие ледники. Л., Гидро-метеоиздат, 1982, 192 стр.

31. Достовалов Б.Н. О морозобойном и диагенетическом растрескивании горных пород. В сб.: "Мерзлотные исследования". М., Изд-во Моск.ун-та, 1961, вып.2, с.80-95.

32. Достовалов Б.Н., Кудрявцев В.А. Общее мерзлотоведение. М., Изд-во Моск.ун-та, 1967, 403 стр.

33. Душкин ГЛ.А. Формирование современных морен на концевом поле ледника Большой Актру. В сб.: "Гляциология Алтая". Томск, Изд-во Томского ун-та, 1964, вып.З, с.101-114.

34. Душкин М.А. Морены на ледниках Северо-Чуйского и Южно-Чуйско-го хребтов в Центральном Алтае. В сб.: "Гляциология Алтая", Томск, Изд-во Томского ун-та, 1976, вып.II, с.49-55.

35. Евтеев С.А. Геологическая деятельность ледникового покрова Восточной Антарктиды. Результаты исследований по программе МГГ. М., "Наука", 1964, 120 стр.

36. Евтеев С.А. Строение краевых частей ледниковых покровов и формирование конечноморенных образований. В кн.: "Тепловой и водный режим снежно-ледниковых толщ. М., "Наука", 1965, с. 213221.

37. Зотиков И.А. Теплофизика ледниковых покроеов. Л., Гидрометео-издат, 1982, 288 стр.

38. Иверонова М.И. Процессы формирования современных морен в Тянь-Шане. В сб.: Труды Института географии АН СССР. М., 1952, еып. 49. РаботыТянь^Паньской физико-географической станции, вып.2, с.33-54.

39. Калесник С.В. Очерки гляциологии. М., Географгиз, 1963, 551 стр.

40. Каталов Б.А. Таяние льда под моренным покровом. В сб.: Труды САРНИ1Ш, вып.30 (45), 1967, с.19-25.

41. Каталог ледников СССР, том 14, вып.2, часть 4. Л.: Гидрометео-издат, 1969, 59 стр.

42. Каталог ледников СССР, том 14, вып.2, часть 7. Л.: Гидрометео-издат, 1969, 58 стр.

43. Качинский Н.А. Механический и микроагрегатный состав почвы, методы его изучения. М., Изд-во АН СССР, 1958, 192 стр.

44. Качинский Н.А. Физика почвы, ч.1. М.: Высшая школа, 1965, 323 стр.

45. Ковалев П.В. Современное и дрегнее оледенение Большого Кавказа. В сб.: Материалы Кавказской экспедиции. Харьков. Изд-во Харьковского ун-та., том 8, 1967, с.3-101.

46. Коншцев В.Н., Москалевский М.Ю. Состав моренного мелкозема ледников архипелага Шпицберген. В сб.: Проблемы криолитологии, М., 1979, вып.8, с.102-109.

47. Корякин B.C. Колебания ледников Шпицбергена. В сб.: Материалы гляциол.исслед.Хроника, обсуждения, М., 1967, вып.13,с.100-108.

48. Корякин B.C. О подвижках ледников в Арктике «В об,: Материалы гляциол.исслед.Хроника, обсуждения. М., 1974, вып.24, с.140-145.

49. Краткое полевое руководство по комплексной геологической съемке четвертичных отложений. М.: Изд-во АН СССР, 1957, 202 стр.

50. Крейтер А.А. О воздействии искусственного запыления на. поверхность снега и льда, в горах Сррдней Азии. В сб.: Горное оледенение Узбекистана и смежных территорий. Ташкент, 1966 с. 7781.- 222

51. Крейтер А.А.Усиление таяния и характер основных физических процессов при искусственном запылении снега и льда в горах Средней Азии. Автореф.канд.дисс. Ташкент, 1969, 28 стр.

52. Крейтер А.А., Волкова М.В., ТиханоЕская А.А. Характер море-нообразования на ледниках Средней Азии в различных геологических условиях. В сб.: Восьмой всесоюзный гляциологический симпозиум. Тезисы докладов. М., 1984, с.96.

53. Кропоткин П.А. Исследования о ледниковом периоде. Зап.Русского географического общества, 1876, т.7, вып.1, 839 стр.

54. Кушев C.JI. Безенгийское оледенение Центрального Кавказа. В сб.: Информационный сборник о работах географического факультета МГУ по МГГ. М.: изд-во Московского ун-та, 1964, № Ю,с.194-202.

55. Лаврушин Ю.А. Четвертичные отложения Шпицбергена. М.: Наука, 1969, 182 стр.

56. Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. М.: Наука, 1976, 237 стр.

57. Левпнсон-Лессинг Ф.Ю. Петрографические исследования в Центральном Кавказе (Горная Осетия, Дигория, Балкария). Изв.Петербургского Политехнического ин-та, 1904, т.II, вып.12,с.97-136.

58. Марков К.К. О форме и происхождении' морен в горах. Уч.записки MIY, 1946, вып.119. География, кн.2, с.59-74.

59. Медведев А.С., Барыков А.А. Механизмы образования поверхностных морен горных ледников. В сб.: Материалы гляциол.исслед. Хроника, обсуждения, М., 1983, бып.53.

60. Методическое руководство по изучению и геологической съемке четвертичных отложений. М.: Госгеолтехиздат, 1954, ч.1, 303 стр., 1955, ч.2 , 486 стр.

61. Методы изучения осадочных пород. М.: Госгеолтехиздат, 1957, т.1-2. T.I 564 стр.; т.2 - 611 стр.

62. Мягков С.М. Формирование лавинных отложений. В сб.: Материалы глядиол.иселед.Хроника, обсуждения, 1968, вы.14, с.160-167.

63. Наливкин Д.В. Учение о фациях. M.-JI., Изд-во АН СССР, 1956, т.1-2. T.I 534 стр.; т.2 - 393 стр.

64. Насыров М.А., Садыков К.Г. Опыт составления баланса морен (на примере ледника ИМАТ). В сб.: Горное оледенение Узбекистана. и смежных территорий. Ташкент, 1966, с.43-76.

65. Насыров М.А., Садыков К.Г. О транспортирующей деятельности ледников. В сб.: "Успехи советской гляциологии". Материалы IIT Всесоюзного гляциологического симпозиума. Фрунзе, 1968, с.195-201.

66. Орвику К.К. О литологии морен Эстонии. В кн.: Материалы всесоюзного совещания по изучению четвертичного периода. М., Изд-во АН СССР, 1961, т.2, с.34-41.

67. Орлов А.В. Особенности и масштабы геологической деятельности горных ледников. В сб.: Материалы гляциол.исслед. Хроника, обсуждения. М.,1982, вып.44, с.133-138.

68. Орлов А.В. Формирование морен горных ледников (на примере Центрального Кавказа). Автореф.дисс.на соискание уч.степ, канд.геогр.наук. М., 19Р2,2&тр.

69. Основные направления экономического и социального развития СССР на 1981-1985 годы и на период до 1990 года. В кн.:

70. Материалы ХХУ1 съезда КПСС'.' М.: Изд-во Политической литературы, 1981, с.130-205.

71. Петтиджон Ф.Дж.Осадочные породы. М., Недра, 1981, 751 стр.- 224

72. Пиотрович В.В.Стаивание поверхности ледника и образование микрорельефа. Труды ледниковых экспедиций II Международного полярного года, вып.5, Кавказ. М.-Л., 1936, с.62-76.

73. Payнас А.В. Плейстоценовые отложения Эстонской ССР. Таллин, Валгус, 1978, 310 стр.

74. Рухина. Е.В. Литология ледниковых отложений. Л.: Недра, 1973, 177 стр.

75. Рухин Л.Б. Осноеы литологии. Л.: Недра, 1969, 703 стр.

76. Садыков Дж. Основные закономерности современного оледенения южного склона хребта Кунгей Ала-Тау. В сб.: Оледенение Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1976, с.15-34.

77. Садыков К.Г. Баланс- морен, твердый сток и рельефообразующая деятельность современных ледников Средней Азии. Авторф. дисс. на соиск.уч.степ.канд.геогр.наук. М., 1973, 31 стр.

78. Садыков К.Г. Количественный анализ геологической деятельности современных ледников Средней Азии. Труды САРЕТИГМИ, 1977, вып.45 /126/, c.IIO-119.

79. Саркисян С.Г., Климова Л.Г. Ориентировка галек и методы их изучения для палеогеографических построений. М.: изд-во Ш СССР, 1955, 167 стр.

80. Севастьянов Д.В., Тарновский А.А. Опыт примененрш гранулометрического и термического анализа при палеогляшологическихисследованиях.В сб.: Материалы гляциол. исслед.Хроника, обсуждения, вып.33, М., 1978, с.220-224.

81. Серебрянный JI.Р. Лабораторный анализ в геоморфологии и четвертичной палеогеографии. В кн.: Итоги науки и техники. Се- • рия геоморфология. М., 1980, т.6, 152 стр.

82. Серебрянный Л.Р., Орлов А.В. Методика изучения конечных морен в горах.М.: "Геоморфология", 1980, № 4, с.44-53.

83. Серебрянный Л.Р., Орлов А.В. Рельефообразующая деятельность горных ледников. М.: "Геоморфология", 1982, № I, с.22-32.

84. Серебрянный Л.Р., Орлов А.В., Медведев А.С. Изучение формы и характера поверхности обломков в моренах кавказских ледников. Известия АН СССР. Серия географическая. М., 1981, № б, с.117-124.

85. Соколов В.Н., Чепижный К.И., МоскалеЕский М.10. Морфологические особенности поверхности кварцевых зерен современных донных морен о.Кинг-Ддордж (Вкные Шетландские о-ва). В сб.:

86. Материалы гляш о л. и с еле д. Хроника, обсуждения, М., 1983,вып.47, с.221-226.

87. Тиндаль Д. Альпийские ледники. М., Издание книгопродавца А.И.Глазунова, 1866, 346 стр.

88. Троицкий Л.С. Гляциальный морфогенез. К кн.: "Оледенение Шпицбергена". М.: Наука, 1975, с.187-225.

89. Флинт Р. Ледники и палеогеография плейстоцена. М., Иностранная литература., 1963, 576 стр.

90. Фролов В.Т. Руководство к лабораторным зннятиям по петрографии осадочных пород. М., Изд-во Московского ун-та, 1964, 310 стр.

91. Хабаков А.В. Краткая инструкция для полевого исследования конгломератов. М.-Л.: Госнаучтехгеолразведиздат, 1933.II стр.

92. Хабаков А.В. Об индексах окатанности галечников. "Сов.геология", № 10, 1946, с.98-99.- 226

93. ХодакоЕ В.Г. Расчет и прогноз айляши мореносодержащего льда. В сб.: Материалы гляди ол.иселед.Хроника, обсуждения, М., 1972, вып.20, с.215-218.

94. Церетели Д.В. Плейстоценовые отложения Грузии. Тбилиси, Мед-нереба, 1966, 584- стр.

95. Шило Н.А. Основы учения о россыпях. М., Наука, 1981, 383 с.

96. Щербакова Е.М. Древнее оледенение Большого Кавказа. М., Изд-во Московского ун-та, 1973, 272 стр.

97. Щукин И.С. Очерки геоморфологии Кавказа. 4.1. Большой Кавказ. Труды научно-исследовательского ин-тз географии. М., 1926, вып.2, 200 стр.

98. Щукин И.С. Общая геоморфология. T.I. М., изд-во Московского ун-та, I960, 615 стр.

99. Яковлева С.В. Об исследовании ледниковых валунов. Труды советской секши ИНКВА, 1941, т.4, с. 5-9.

100. Ballantyne С.К. Patterned ground on an active medial moraine, Jotunheiman. Norway.Journal of Glaciology, 1979, vol.22,1. N 87, p.396-401.

101. Baranowski S. Glaciological investigations and glaciomorpho-logical observations made in 1970 on Werenshiold glacier and on its forefield. Acta Universitatis Wratislaviensis, 1975, N 251, p.69-94.

102. Boulton G.S. Boulder shapes and grain-size distributions of transport path through a glacier and till genesis. Sedimen-tology, 1978, vol.25, N 6, p.773-799.

103. Drake L.D. Till fabric by elast shape. Bull. Geol. Soc. America, 1974, vol.85, N 2, p.247-250.

104. Drewry D.J. A quantitative assessment of dirt-cone dynamics. Journal of Glaciology, 1972, vol.11, N 63, p.431-446.

105. Eyles N., Rogerson R.J. Sedimentology of medial moraines on Berendon Glacier, British Columbia, Canada; implications for debris transport in a glacierized basin. Bull. Geol. Soc. America, 1978, vol.89, N 11, p.1688-1693.

106. Eyles N., Rogerson R.J. A framework for the investigation of medial moraine formation: Austerdalsbreen, Norway and Berendon Glacier, British Columbia, Canada. Journal of Glacio-logy, 1978, vol.20, N 82, p.99-113.

107. Forbes J.D. Occasional papers on the theory of glaciers. Edinburgh, Adam and Charles Black, 1859.

108. Galloway R.W. The structure of moraines in Lyngdalen, North Norway. Journal of Glaciology, 1956, vol.2, N 20, p.730-733.

109. N 9. Edinburgh, 1953, p.299-321.

110. Glen J.W., Donner J.J., West R.C. On the mechanism by which stones in till become oriented. American Journal of Science, 1957, vol. 255, N p.194-205.

111. Gripp К., Todtmann E.M. Die Endmorane dee Green BAy Gletschers auf Spitsbergen. Mitt. Geogr. Ges. Hamburg, 1926, Bd.37,1. S.45-75.

112. Harland W.B. The Caledonian sequence in Ny Friesland, Spitsbergen. -Quart erly Journal of the Geological Society of London, 1959, vol.94, pt.3, p.307-342.

113. Harris S.A. The nature and use of till fabrics. In: Research methods in Pleistocene. Guelph, 1972, p.42-65.

114. Heim A. Handbuch der Gletscherkunde. Stuttgart, J.Engelhorn, 1885, 510 S.

115. Hess H. Die Grosse des jahrlichen Abtragers durch Erosion in Firnbecken des Hintereisferners. Zeitschrift fur Gletscherkunde, 1907, Bd.l, H.3, S.355-356.

116. Hess H. Uber der Schuttinhalt der InnenmorSnen einiger Oetz-taler Gletscher. Zeitschrift fur Gletscherkunde, 1907, Bd.l, H.2, S.287-292.

117. Holmes C.D. Till fabric. Bull. Geol. Soc. America, 1941, vol.52, N 9, p.1299-1354.

118. Hoppe G. Hummocky moraine regions with special reference to the interior of Norrbotten. Geografiska Annaler, 1952, vol. 34, N 1-2, p.1-72.

119. Ives J.D., King C.A.M. Glaciological observations on Morsar-jb'kull, S.W.VatnajSkull. Pt.II: regime of the glacier, present and past. Journal of Glaciology, 1955, vol.2, N 17, p.477-482.

120. Knighton A.D. Grain-size characteristics of superglacial dirt.- Journal of Glaciology, 1973, vol.12, N 66, p.522-524.i

121. Kozarski S., Szupryczinski J. Ablation cones on SidujSkull, Iceland. Norsk Geografisk Tidsskrift, 1971, bd.25, h.2, p.109-119.

122. Krenek A. The formation of dirt cones on Mount Ruapehu, New Zealand. Journal of Glaciology, 1958, vol.3, N 24, p.310-314.

123. Lafond R., Riviere A., Vernhet S. Etude de la composition mi-neralogique de quelque argile glaciaires. C.r. Acad.Sci, 1961, vol.252, N 21, p.3310-3312.

124. Lewis W.V, Dirt cones on the northern margins of VatnajSkull, Iceland. Journal of Geomorphology, 1940, vol.3, N 1, p.16-26.

125. Loomis S.R. Morphology and structure of an ice-cored medial moraine, Kaskawulsh Glacier Yukon. Arctic Institute of North America Research Paper, 1970, N 57» p.1-65.

126. Lundqvist G. The orientation of the block material in certain species of flowearth. Geografiska Annaler, 1949, vol.31,1. N 1-2, p.335-347.

127. Mills H.H. Basal till fabrics of modern alpine glaciers. -Bull. Geol. Soc. America, 1977, vol.88, N 6, p.824-828.

128. Mills H.H. Differentiation of glacier environments by sediment characteristics: Athabaska Glacier, Alberta, Canada. Journ. Sediment. Petrol., 1977, vol.47, N 2, p.728-737,

129. Mills H.H. Textural characteristics of drift from some representative Cordilleran glaciers. Bull. Geol. Soc. America,1977, vol.88, N 8, p.1135-1143.

130. Nakawo M. Supraglacial debris of G2 glacier in Hidden Valley, Mukut Himall, Nepal. Journal of Glaciology, 1979, vol.22,1. N 87, p.273-283.

131. Окко V. Glacial drift in Iceland, its origin and morphology. Acta geographica, 1956, vol.15, N 1, p.1-133.

132. Post A.S. Periodic surge origin of folded medial moraines on Bering piedmont glacier, Alaska. Journal of Glaciology, 1972, vol.11, N 62, p.219-226.

133. Rapp A. Talus slopes and mountain wall at Tempelfiorden, Spitsbergen: a geomorphological study of the denudation of slopes in an Arctic locality. Norsk Polarinstitutt Skrifter, I960, N 119.

134. Ray L.L. Some minor features of valley glaciers and valley glaciation. Journal of Geology, 1935, vol.43, N 3, p.295-322.

135. Reid H.P. The mechanics of glaciers. Journal of Geology, 1896, vol.4, N 8, p.10-15.

136. Richter K. Die Bewegungsrichtung des Inlandeises, rekonstruiertiaus den Kritzen und LSngsachsen der Geschiebe. Z.Geschiebe-forsch., 1932, N 8, p.62-66.

137. Rutishauser H. Observations on a surging glacier in East Greenland. Journal of Glaciology, 1971, vol. 10, N 59,p.227-235.

138. Salisbury R.D. Sujberglacial drift. Journal of Geology, 1894, vol.2, N 6, p.613-632.

139. Sharp R.P. The constitution of valley glaciers. Journal of Glaciology, 1948, vol.1, N 4, p.182-189.

140. Sharp R.P. Studies of the supraglacial debris on valley glaciers. American Journal of Science, 1949, vol.247, N 5,p.289-315.

141. Slatt R.M. Texture of ice-cored deposits from ten Alasken valley glaciers. Journ. Sediment. Petrel., 1971, vol.41, N 3, p.828-834.

142. Slatt R.M. Texture and composition of till derived from parent rock of contrasting textures: southeastern Newfoundland.- Sedimentary Geology, 1972, vol.7, N 4, p.283-290.

143. Small R.J., Clark M.J. The medial moraines of the lower glacier de Tsidgiore Nouve, Valais, Switzerland. Journal of Glaciology, 1974, vol.13, N 68, p.255-263.

144. Small R.J., Clark M.L., Cawse T.J. The formation of medial moraines on Alpine glaciers. Journal of Glaciology, 1979, vol. 22, N 86, p.43-52.

145. Steinbock 0. Veber kryokonitlScher und ihre biologische Bedeu-tung. Zeitschrift fiir Gletscherkunde, 1936, Bd.24.

146. Swithinbank G.W.M. The origin of drift cones on glaciers. -Journal of Glaciology, 1950, vol. 1, N 8, p.461-465.

147. Szupryczynski J. Niektore zagadnienia czwartorzedu na obszarze Spitsbergenu. Prace geogr. Inst, geogr. polsk. Akad. nauk, 1968, N 71. 128 p.

148. Tyndall J. Forms of water. 2nd edition. London, C.Kegan Payl, 1872.

149. Tyrrell G.W. The pre-Devonian basement complex of central Spitsbergen. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 1922, vol.53, N 10, pt.l, p.209-229.

150. Weertman J. Mechanism for the formation of inner moraines found near the edge of cold ice caps and ice sheets. Journal of Glaciology, 1961, vol.3, N 30, p.965-978.

151. Young R.A. Some notes on the formation medial moraines. -JSkull, 1953, Ar 3, p.32-33.