6 years ago
No comment

Sorry, this entry is only available in
Russian
На жаль, цей запис доступний тільки на
Russian.
К сожалению, эта запись доступна только на
Russian.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

Покровные ледники в отличие от горных занимают целые острова и континенты. Вследствие большой мощности (бо­лее 3 км в Гренландии и 4 км в Антарктиде) на их распростране­ние и характер поверхности подледниковый рельеф не оказывает существенного влияния. Поверхность покровных ледников, как правило, плоско-выпуклая, в виде щита (рис. 91). Покровные ледники распространены в арктическом и антарктическом клима­тических поясах, где снеговая граница опускается до уровня моря или находится немного выше его. Движение покровных ледников происходит радиально, за счет растекания льда от центра щита к периферии, в связи с разницей давления. Динамика покровного ледника в несколько идеализированном виде представлена на рис. 92. В центральной части располагается область питания, где ежегодный расход на таяние меньше, чем количество выпадаю­щих осадков. Следствием этого является увеличение мощности ледникового покрова. По мере удаления от области питания абля­ция увеличивается, мощность льда становится меньше, краевые части ледника начинают приспосабливаться к подледному релье­фу, как это имеет место в юго-восточной части Гренландии. В за­висимости от соотношения приходной и расходной частей баланса ледника его край не остается в стационарном положении, осцилли­рует.

Ледниковый покров Гренландии

Ледниковый покров Гренландии

Поверхность ледников обычно разбита трещинами, возникаю­щими по разным причинам: влияние рельефа подледникового ло­жа, различная скорость движения отдельных частей ледника и др. Трещины затем расширяются и углубляются под действием талых ледниковых вод, возникаю­щих на поверхности ледни­ка летом. Так возникают надледниковые каналы, до­стигающие глубины в десят­ки и даже сотни метров. За счет талых вод образуются внутриледниковые и подледниковые каналы, или тонне­ли, в которых вода находит­ся под большим давлением и движется под напором, производя большую эрозионно-аккумулятивную ра­боту.

В течение четвертичного времени площадь покровно­го оледенения неоднократно значительно расширялась. Льды покрывали огромные пространства на территории Северной Америки и Евра­зии. Во время максимума распространения четвертич­ного оледенения оно покры­вало более 40 млн. км2 (око­ло 30% площади суши), т.е. почти в 3 раза превышало площадь современного оле­денения.

В настоящее время на европейской части СССР выделяют шесть оледенений (снизу вверх): березинское, окское, днепровское, москов­ское, калининское, осташ­ковское и соответственнопять межледниковий: беловежское, лихвинское, одинцовское (рославльское), никулинское, молого-шекснинское. Главным центром древних четвертичных оледенений в Ев­ропе была Скандинавия, где мощность ледника достигала почти 5 км. Менее мощными центрами были Новая Земля и Северный Урал. Наибольшую площадь в Европе занимал, по-видимому, днеп­ровский ледник.

В соответствии с приведенной выше идеализированной схемой динамики ледникового щита (рис. 92) в областях древнего покров­ного оледенения устанавливалась определенная зональность гео­морфологических процессов, черты которой находят отражение в современном рельефе территорий. Довольно четко выделяются зона преобладающей ледниковой денудации (экзарации) и зона преоб­ладающей ледниковой аккумуляции. Употребление слова «преобла­дающий» не случайно, так как в области денудации встречаются и аккумулятивные формы, так же как в области аккумуляции — денудационные.

Схема динамики ледникового щита

Схема динамики ледникового щита

Рассмотрим кратко строение названных зон на примере вос­точноевропейской части европейского ледникового покрова.

Зона преобладающей ледниковой денудации. Для древнего ледникового покрова зоной преобладающей ледниковой денудации была Фенноскандия. Здесь, как известно, на большей части тер­ритории обнажаются докембрийские кристаллические породы, а вдоль западного побережья Скандинавского полуострова — поро­ды кембрия и силура, смятые во время каледонской складчатости.

Выходы коренных пород подверглись интенсивной ледниковой обработке. Из денудационных форм рельефа прежде всего следует отметить скалистые гряды с ледниковой обработкой — так назы­ваемые сельги и вытянутые параллельно им ванны выпахивания, занятые в настоящее время озерами или болотами (рис. 93). Озер особенно много, недаром Финляндию и Карелию называют «стра­нами тысяч озер».

Сельговый рельеф

Сельговый рельеф

К более мелким денудационным формам с ледниковой обработ­кой относятся описанные выше бараньи лбы, скопление которых образует рельеф «курчавых скал». На склонах гряд и бараньих лбов выделяются ледниковые «шрамы» — царапины, по направ­лениям которых можно судить о направлении движения ледника. С направлением движения ледника совпадает ориентировка мно­гих гряд и разделяющих их ванн выпахивания (рис. 93).

Специфична морфология речных долин области преобладаю­щего ледникового сноса. Они, как правило, неглубоко врезаны имеют невыработанный продольный профиль, на них много поро­гов и быстрин, но отсутствуют более или менее значительные водопады (следствие сглаживающей работы ледника) В плане речные долины имеют четковидное строение, многие из них явля­ются протоками, соединяющими соседние озера.

Морфологический анализ ледникового рельефа в области пре­обладания ледниковой денудации позволяет выделить центральноледниковую зону с относительно слабой экзарационной деятель­ностью (низменные и возвышенные равнины, примыкающие к северной части Ботнического залива) и зону интенсивной экзара­ции, приуроченную к склонам ледниковых щитов (южная и юго-восточная части Финляндии, Карелия). Зональные различия осложнялись воздействием на рельефообразующую деятельность древних ледниковых покровов геологического строения и рельефа их ложа.

В пределах описываемой области имеются и аккумулятивные формы. Примером таких аккумулятивных ледниковых и водно-ледниковых образований являются хорошо выраженные две, ме­стами три параллельные гряды краевых ледниковых образований в южной части Финляндии, протягивающиеся на расстоянии около 300 км. Эти гряды носят название Северная и Южная Салпаусселькя. Они сложены ледниковыми и водно-ледниковыми отложе­ниями и выражены в рельефе в виде асимметричных плосковер­шинных возвышенностей с относительными высотами80 м и более. Абсолютные высоты гряд колеблются от 100 до 220 м. Вы­сокие краевые образования оказали подпруживающее влияние на поверхностный сток, направленный к югу. С этим в значительной мере связано большое количество озер севернее Салпаусселькя и небольшое их число — южнее. Образовались гряды во время пос­ледней задержки валдайского ледникового покрова незадолго до его полного исчезновения  (примерно 10 000 лет тому назад).

К северу, а местами и к югу от этой гряды часто встречаются узкие, похожие на железнодорожные насыпи прямолинейные или извилистые озовые гряды. Они протягиваются на десятки, а с пе­рерывами до сотни километров при ширине от нескольких десят­ков до 150 м и более. Высота озов достигает 50, редко 100 м, углы наклона склонов 30—45°. Озы, вытянутые в направлении движе­ния ледника, называют радиальными, перпендикулярно-попереч­ными или маргинальными (т. е. параллельными краю ледника). Последние имеют большую ширину и мощность и часто трудно отличимы от конечных морен. Интересно, что расположение озов совершенно не зависит от современного рельефа. Они могут пере­секать сельги, перегораживать озера и т. д. Озы рассматривают как аккумулятивные формы флювиогляциального происхождения. Об этом свидетельствует слагающий их материал, представленный косослоистыми песками, гравием и галькой, часто встречаются скопления валунов. Происхождение озов выяснено еще недоста­точно. Согласно одним взглядам большинство радиальных и часть поперечных озов — отложения потоков, текших в трещинах лед­ника, внутри ледника и под ним. После таяния ледника скопив­шийся в русле потоков материал проектировался на поверхность подледникового ложа. Согласно другим взглядам, озы — это дельтовые выносы ледниковых потоков, которые последовательно наращивались по мере отступания края ледника. При длительных остановках ледника дельты смежных потоков могли сливаться, так возникли маргинальные озы. В современных ледниках нет типичных примеров образования озов. По данным С. В. Калесника, озоподобные тела наблюдаются у края ледника Маляспина и в Норвегии, где они связаны с выходами подледниковых потоков.

Озы используются для добычи строительных материалов, про­кладки дорог по их наиболее возвышенным частям, поскольку зачастую только озы могут быть использованы для этих целей в лабиринте озер и болот, занимающих едва ли не большую часть территории Финляндии.

Зона преобладающей ледниковой аккумуляции. Она приуроче­на к нижней части склонов ледниковых щитов и их сниженным краевым частям.

Отражение рельефообразующей деятельности древних ледни­ковых покровов в современном рельефе этой зоны различно в связи с длительностью переработки ледникового рельефа другими экзо­генными процессами, с одной стороны, и воздействием последую­щих оледенений, с другой. Отсюда следует, что чем моложе по­кровное оледенение, тем лучше сохранился сформированный им рельеф.

Специфика деятельности наиболее древних плейстоценовых ледниковых покровов — березинского и окского — заключалась в том, что они наступали на сильно расчлененную доледниковую поверхность северо-западной части Восточно-Европейской равни­ны. Это повлияло на направление и скорость движения льдов и водно-ледниковых потоков. В эпоху наступанияледники даже в краевых частях проводили значительную разрушительную работу, углубляя существовавшие в рельефе понижения, в которых экзарационная деятельность ледников была более значительной в связи с большей мощностью льда и более рыхлым материалом, слагаю­щим понижения. В результате были сформированы глубокие долинообразные понижения, ложе которых располагается на десят­ки и даже сотни метров ниже современного уровня моря. Так, ложе Днепровско-Двинской ложбины ледникового выпахивания на территории Белоруссии наблюдается на отметках от —44 до —128 м, а Нарвско-Неманской — от —80 до —140 м. В преобра­зовании ложа ледника важную роль играли талые воды. Накапли­ваясь в понижениях ложа, часто наследующих доледниковые до­лины, они могли создавать глубокие эрозионные понижения. Этому способствовал огромный гидростатический напор. По-види­мому, особенно благоприятные условия для водной эрозии созда­вались перед выступами коренного ложа, обращенными против движения льда. Этот вывод напрашивается в связи с приурочен­ностью наиболее глубоких и протяженных долинообразных понижений к подножью глинта (предглинтовая ложбина), уступу карбонового плато (Привалдайская ложбина), северному склону Клинско-Дмитровской возвышенности (Главная Верхневолжская ложбина). Дно ложбин располагается на отметках —100, —150 м, а протяженность достигает сотен  километров.

С деятельностью березинского и окского оледенений, согласно А. А. Асееву, связано образование значительной части гляциодислокаций, отторженцев и некоторых аккумулятивных форм на междуречьях, которые в той или иной степени находят отражение и в современном рельефе, особенно в Белоруссии и Прибалтике, где мощность только окской морены достигает 50—60 м.

С эпохой деградации ледников связано заполнение ранее выра­ботанных эрозионно-экзарационных долинообразных понижений и нивелировка глубоко расчлененного доледникового рельефа. Поэтому днепровский ледник наступал на более сглаженный рель­еф, чем тот, который существовал в начале плейстоцена.

Днепровская ледниковая эпоха была    эпохой    максимального оледенения.  Край ледника спускался далеко на юг по долинам Днепра и Дона. Аккумулятивный рельеф днепровского оледенения в современном рельефе выражен слабо. Связано это с тем, что зо­на наиболее интенсивного аккумулятивного рельефообразования днепровского ледникового покрова совпадала с периферией мос­ковского и валдайского оледенений, отложения которых маскиру­ют аккумулятивный рельеф днепровского возраста, в том числе многочисленные гляциодислокации и отторженцы,    созданные    в днепровское время. Южнее, в периферической части днепровского оледенения, аккумулятивные формы редки. В качестве следов его существования  здесь сохранились  суглинки    основной    морены. Только на склонах благоприятно ориентированных или сужающих­ся к югу долин возникали крупные гляциодислокации и морены напора  (Каневские, Сещинские дислокации и др.). При    таянии ледника первоначально обнажались возвышенности, на поверхно­сти которых возникали сезонные разливы вод или озера. В них отлагался тонкий материал, давший    начало    так    называемым покрывным лёссовидным суглинкам, кроющим днепровскую море­ну. В дальнейшем мертвый лед распадался на отдельные глыбы, талые воды собирались в протаявшие древние долины — формиро­вались долинные зандры. На обширных низменностях формирова­лись флювиоглянциальные зандровые равнины (Sandur— дат., пе­сок).

Значительно лучше сохранились следы предпоследнего — мос­ковского оледенения, южная граница которого проходила в окрест­ностях Москвы. Здесь наблюдается холмисто-западинный рельеф основной морены, почти сплошной покров ледниковых отложений, ряд конечно-моренных образований, основной пояс которых охватывает широкую полосу от Белорусской возвышенности на западе до возвышенностей в верховьях Вычегды на северо-востоке. В центре эта зона соответствует Смоленско-Московской возвышен­ности. Краевые образования морфологически и генетически очень разнородны, что свидетельствует о смене гляциодинамических условий во времени, связанных с рельефом коренного ложа. Цепи холмов и гряд то дугообразно выгибаются по прилегающим пони­жениям, то расходятся, то сливаются вновь. В их формировании принимали участие и активный, и мертвый лед, о чем свидетель­ствуют напорные и аккумулятивные конечные морены, озы и камы. Камами называют холмы высотой от 2—5 до 30 м и более, сложен­ные слоистыми флювиогляциальными отложениями. Холмы имеют вид округлых конусовидных куполов, часто с плоскими вершинами. Склоны холмов обычно крутые —до 15° и более. Считают, что камы по генезису близки к озам, но образовались в расширениях внутриледниковых и подледниковых потоков. Согласно другой точке зрения камы сформировались на месте бывших надледниковых или подледниковых озер. В обоих случаях, как полагают многие исследователи, формирование камов происходило в усло­виях дегляциации, т. е. распада и таяния ледников, когда образо­вывались обширные участки «мертвого» (потерявшего способность к движению) льда.

Там, где ледник достигал обширных плоских понижений со свободным стоком в дистальном направлении у его края формиро­вались зандровые равнины (Припятское полесье, Средневолжская низменность). Там, где сток был затруднен, возникали приледниковые озера (бассейн Северной Двины, Печоры) или же обходные ложбины стока талых вод (на северных склонах Среднерусской возвышенности, Северных Увалов).

Отступание ледника сопровождалось омертвением его перифе­рии и формированием напорных и насыпных конечно-моренных гряд на контакте активного и мертвого льда (рис. 94).

Схема последовательности формирования краевых ледниковых образований

Схема последовательности формирования краевых ледниковых образований

Очень хорошо сохранились аккумулятивные формы последне­го — валдайского оледенения. Главные черты рельефа в пределах полосы аккумуляции валдайского ледникового покрова обусловле­ны основной мореной, представляющей сочетание многочисленных холмов неправильных очертаний и разделяющих их западин. По­добный рельеф получил название холмисто-западинного моренно­го рельефа (рис. 95). Довольно многочисленны озера, приурочен­ные к западинам. Много конечно-моренных образований, фикси­рующих стадии отступания ледника. В северной части описываемой области (в окрестностях Ленинграда, в Эстонии) сохранился свое­образный друмлинный ландшафт (рис. 96). Друмлинами называют вытянутые (длиной от нескольких сотен метров до 2—3 км), асим­метричные холмы, ширина которых колеблется от 100—200 м до 2—3 км, высота — от 5 до 45 м. Длинные оси друмлинов располо­жены в направлении движения льда; крутыми у друмлинов могут быть как склоны, обращенные в сторону движения ледника, так и противоположные   (дистальные).   Сложены   друмлины мореннымматериалом. Предполагают, что их образование связано с запол­нением обломками трещин в краевой части ледника и последую­щим проектированием этих скоплений на поверхность   основной морены. В некоторых случаях в друмлинах вскрывается ядро из коренных пород, поэтому возможно, что механизм их образования подобен формированию напорных морен: ледник останавливался перед выступом  коренных  пород или древних ледниковых отложе­ний и сгружал моренный материал перед препятствием и за ним. Петрографический состав  аккумулятивных форм валдайского оледенения в пределах Восточно-Европейской равнины позволяет сделать вывод о том, что слагающий их материал был принесен из двух областей питания: Шведско-финско-карельской и Баренцевоморской. Морфологически единый ледниковый покров вследст­вие неровности подледного рельефа делился на потоки и лопасти, обычно приуроченные к понижениям предвалдайского рельефа. Ледниковые потоки и лопасти очерчены краевыми образованиями, фиксирующими этапы их дегляциации. Повсеместно наблюдается сочетание краевых форм активного и мертвого льда. Первые пред­ставлены дугами напорных и насыпных конечно-моренных гряд, котловинами ледникового выпахивания, гляциодислокациями и отторженцами. Среди вторых преобладают озы, камы, в том числе лимногляциальные (холмы и массивы с плоской вершиной, сло­женные мелко- и тонкозернистыми озерно-ледниковыми отложени­ями; их формирование происходило в проталинах, окруженных полями мертвого льда).

Холмисто-западинный ледниковый рельеф

Холмисто-западинный ледниковый рельеф

В связи с преобладающим уклоном предледниковой поверхно­сти на север и северо-запад у края валдайского ледника в ряде мест возникали приледниковые озера (в Прибалтике, в бассейнах Северной Двины и Печоры).

После исчезновения ледниковых покровов ледниковый рельеф подвергся и продолжает подвергаться переработке главным обра­зом склоновыми и флювиальными процессами. Происходит сгла­живание первичноледникового рельефа: выполаживание склонов моренных холмов, заполнение моренных западин, зарастание озер и превращение их в болота, расчленение моренной равнины эро­зионной сетью. На месте первичноледникового рельефа возникают вторичные моренные и моренно-эрозионные равнины.

Друмлинный рельеф штата Висконсин

Друмлинный рельеф штата Висконсин

Глубина переработки моренного рельефа проявляется не толь­ко в изменении ледниковых форм, но и в морфологии речных долин. Так, в пределах Финляндии, территория которой была покинута ледником примерно 10 тыс. лет тому назад, речная сеть, как сказано выше, не выработана, реки слабо врезаны, продоль­ный профиль их изобилует неровностями разного масштаба. В области аккумуляции последнего (валдайского) оледения хоро­шо видно приспособление речных систем к холмисто-западинному ландшафту. В целом же здесь речная сеть более зрелая, в речных долинах отмечаются одна-две террасы. В зонах аккумуляции более древнего — московского оледенения для речной сети характер­ны зрелые долины со значительным числом террас, выработанность продольного профиля, значительная переработка ледниковых форм. В области распространения еще более древнего — днепров­ского оледенения ледниковой рельеф переработан полностью, сформировалась эрозионно-денудационная равнина.