ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ЛЕДНИКОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ОБЛАСТЕЙ МАТЕРИКОВОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ

Материковые льды относятся к покровным ледникам и охва­тывают обширные пространства суши. В настоящее время они имеются только в Гренландии (1,83 млн. кв. км) и в Антарктиде (13,9 млн. кв. км), но в плейстоцене льдом было покрыто более 48 млн. кв. км, или около 32% всей суши. Поверхность материко­вых ледников имеет слабо выпуклую форму, но в общем почти горизонтальна. В Гренландии отметка ее высшей точки равна 3300 м. Уклон 3—5 м на 1 км и только в краях ледника он дости- 120

гает 15 м на 1 км. Ложе ледника имеет слабо вогнутую форму, местами отрицательные отметки, мощность льда составляет в центральной части до 3400 м. Ледники во многих местах дости­гают берега моря, обрываясь уступом более 100 м высотой. В Ан­тарктиде ложе ледника неровное и также иногда находится ниже уровня моря. Мощность льда доходит до 4500 м. Льды не только выходят к морю, но и покрывают более 1 млн. кв. км его поверх­ности у берегов, образуя шельфовые ледники, внешняя часть которых находится на плаву.

Область питания материковых ледников («центр оледенения») находится в той их части, где выше снеговой линии выпадает наибольшее количество снега, т. е. там, где происходит максималь­ное накопление льда. В плейстоценовых ледниках Европы она располагалась в пределах Балтийского щита. В Гренландии две области питания находятся в ее восточной части. Отсюда, несмот­ря на в общем почти горизонтальное положение ледника, проис­ходит растекание льда к его периферии.

Динамика движения материковых льдов достаточно сложна. В области питания преобладает нисходящее движение — лед осе­дает вниз по мере накоплении снега и фирна. Глужбе и ближе к периферии этой области начинает преобладать горизонтальный донный отток льда. Лед медленно растекается под действием го­ризонтальных градиентов давления, обусловленных уменьшени­ем мощности ледника к его периферии. Лед течет под давлением также и вверх по уклону земной поверхности. Так, ледники из Финляндии и Карелии преодолевали Валдайскую возвышенность и Скандинавские горы. Это доказывается по присутствию валу­нов горных пород Балтийского щита. Их находят на р. Днепр в 1000 км от коренных выходов на поверхность, на Атлантическом побережье Скандинавии.

Из-за неровностей ложа ледника в его теле возникают нерав­номерно движущиеся потоки. Скорость зависит от уклона ложа и от мощности льда. На периферии ледникового щита, в углубле­ниях его ложа возникают выводные ледники с повышенной скоро­стью стока. В краях ледника важное значение приобретает напор­ное движение льда всей массой.

Распространение ледников лимитируется климатическими усло­виями. Положение края ледника определяется соотношением меж­ду притоком льда и стаиванием. Как только стаивание льда урав­новесит его приток, край ледника приобретает стационарное поло­жение. При потеплений климата ледники сокращаются («отступа­ют»), при похолодании, или при увеличении притока льда начина­ют вновь наступать. При стаивании льда крупные участки его отчленяются от основной части покрова, образуя площади мертво­го льда, теряющего свою подвижность.

В общем комплексе ледниковых образований на территории плейстоценовых материковых оледенений хорошо развиты все три их главных области.

Рис. 40. Схема рельефа «ба­раньего лба» (в разрезе и в плане). Стрелка указывает на­правления движения льда; го­ризонтали проведены через 5 м

Экзарационный рельеф области ледниковой денудации. Разру-шительная работа материкового льда ведет к общему сглаживанию выступов на поверхности Земли. Мощные толщи льда стремятся срезать выступающие участки рельефа. Большое значение имеет ледниковая корразия. На поверхности ложа ледников характер­ны шлифовка и полировка скал и в то же время наличие шра­мов — борозд и царапин, оставленных более прочными обломка­ми. Наблюдения над ориентировкой шрамов дают возможность (статистическим методом) определить направление движения льда. Гораздо более важную роль играет разрушение путем отрыва. Блоки горных пород смещаются давлением ледника. Кроме того, благодаря периодическому подтаиванию льда на глубине талые воды попадают в трещины горных пород, ограниченные ими бло­ки вмерзают в лед и уносятся ледником.

При благоприятных топографических и геологических условиях (например, когда ледники перекрывают крупные участки эрозион­ных останцов бронирующих толщ, при встречном подъеме пла­стов) материковые льды способны срезать и смещать целые скаль­ные массивы площадью до нескольких квадратных километров. Наиболее характерны отрицательные формы рельефа, обуслов­ленные экзарацией. Это длинные и нередко узкие борозды слож­ной, часто причудливой конфигурации, и неправильные котлови­ны. Обычно они бывают заняты озерами. Очень типичен озерный ландшафт Финляндии и Карелии. Анализ расположения озер по­казывает их тесную связь с геологической структурой, приурочен­ностью борозд и котловин к зонам повышенной трещиноватости. Положительные формы рельефа также обнаруживают связь с геологическим строением. В виде скалистых выступов сохраняют­ся наиболее массивные породы. По сети трещин развиваются уг­лубления. Очень распространен мелкохолмистый рельеф. Характер­ны асимметричные, односторонне сглаженные холмы, называемые «бараньими лбами» (рис. 40). Наблюдения над их ориентировкой также важны для установления направления движения льдов. На участках скопления «бараньих лбов» образуется своеобразный рельеф «курчавых скал». На побережьях затопленный морем мел-122

кохолмистый рельеф образует шхеры — участки берегов со мно­жеством мелких островов типа бараньих лбов. Между бэроздами озер нередко протягиваются невысокие скальные гряды, также сглаженные ледником, называемые сельгами.

Отложения и рельеф областей ледниковой аккумуляции. Под­вижные морены (донные и внутренние), заключенные во льдах, дают начало отложенным моренам, образующимся при аккумуля-ции. Процесс этот осложняется тем, что накопившийся материал в своей верхней части подвергается действию талых вод ледника и, кроме того, после начала стаивания возможны новые подвижки льда, который механически воздействует на свои отложения и на успевшие уже накопиться водно-ледниковые отложения. В связи с этим строение ледниковых отложений достаточно сложно, осо­бенно в краевой части ледников.

По Е. В. Шанцеру различают два генетических типа матери­ковых отложенных морен — основные морены и краевые морены. Кроме того с материковым оледенением тесно связана группа ледниково-морских отложений, образующихся при участии шель-фовых ледников.

Наиболее широко распространены основные морены, занимаю­щие обширные площади территории растекания льда.

Основные морены состоят ИЗ самых разнообразных по разме­рам частиц — от глинистых до валунных. Для них характерны площадное залегание, отсутствие сортировки обломочного мате­риала по величине и настоящей слоистости. Важным лризкаком является наличие валунов различных крепких пород, принесенных ледником издалека. Характерную литологическую разновидность основной морены представляет валунный суглинок — чрезвычайно сильно уплотненный, лишенный слоистости и содержащий боль­шее или меньшее количество щебня, гальки и валунов различных пород, обычно совершенно чуждых данной местности. Так, среди гальки и валунов основной морены в Европе часто попадаются кристаллические породы Балтийского щита и крепкие палеозой­ские породы его обрамления. Встречаются также песчано-гравий-ные и грубые валунно-щебнистые морены лишь с небольшой при­месью суглинка. Изучение состава валунов является важным ме­тодом, позволяющим установить пути движения льдов и центры разноса обломочного материала. Моренные суглинки и глины отличаются необычайно высокой плотностью, делающей их на­дежными основаниями для строительства. Цвет суглинков обычно бурый или серый, но может быть красновато- и желто-бурым.

С удалением от области ледниковой денудации в составе море­ны увеличивается количество пылеватого материала и заметно уменьшается величина валунов, что связано с перетиранием и дроблением обломков в процессе их переноса ледником. Близ зоны выноса (например, в Эстонии) очень часты валуны 1—2 м в поперечнике, встречаются и размером до 10 м, в Московской области они не превышают 0,7 м, на Дону и Днепре — не боль­ше 0,2 м.

Состав и цвет морены зависят также от геологического строе­ния ложа ледника. Разумеется, ледники и в зоне аккумуляции в процессе своего растекания активно денудируют. Поэтому они почти нацело разрушают более древние рыхлые отложения и срезают крупные участки коренных пород, обогащая морену мест­ным материалом. Так образуются местные морены. Примером могут служить морены средней полосы России, местами обога-щенные черными юрскими глинами.

При срезании и перемещении льдами крупных массивов гор­ных пород образуются отторженцы, огромные, измеряемые сотня­ми метров в поперечнике поля древних пород, залегающие среди морены. Широко известны отторженцы известняков нижнего кар­бона в Калининской области, которые были перемещены ледником на 120 км, согласно А. И. Москвитину.

Мощность основной морены сильно колеблется в зависимости от количества материала, находившегося в леднике, и рельефа ложа. Обычно она бывает от 5 до 15 м, изредка до 20—50 м. Главная часть этих отложений формируется под покровом льда в результате оседания донной морены, теряющей подвижность еще во время движения ледника, при перегрузке обломочным ма­териалом его нижних слоев. Для этой базальной фации характерны гляциодинамические текстуры, возникающие в донной морене еще при ее движении. По Ю. А. Лаврушину, основные морены по своим текстурам подразделяются на монолитные, образующиеся в условиях пластического течения льда, с плитчатыми и сланцева­тыми текстурами, и чешуйчатые, возникающие при движении льда по сколам, со сложными полосчатыми текстурами надвиго-вых чешуи. Для них характерна гляциодинамическая ориентиров­ка валунов, вытянутых параллельно движению льда. Базальная морена при стаивании ледника перекрывается материалом, вытаи­вающим из толщи льда (абляционная фация) и в той или иной степени промытым талыми водами и, в связи с этим, более опес-чаненным и крупнообломочным. Эта фация обычно имеет подчи­ненное значение, но местами замещает большую часть толщи.

В рельефе основные морены образуют холмисто-западинные моренные равнины со множеством пологих холмов, нередко при­чудливых в плане очертаний, сочетающихся с находящимися меж­ду ними неглубокими, часто бессточными впадинами, первоначаль­но занятыми озерами. Хаотически расположенные холмы местами группируются в пологие увалы, разделяющие более крупные ни­зины. Образование такого рельефа связано с неравномерным рас­пределением обломочного материала в толще льда. Возникновение некоторых западин объясняется явлениями термокарста с вытай-ванием, уже после отложения морены, участков погребенного льда. Среди полого-холмистого ландшафта встречаются и районы пер­вично выровненного рельефа морены. Их объясняют выровненным характером подледного рельефа и равномерным стаиванием льда. Друмлины. По периферии покрова основной морены, примыкая к поясу краевых морен, местами располагаются участки очень 124

Рис. 41. Схема расположения и форма друмлинов в плане.

Штриховкой показаны погребенные скальные выступы, стрелками — направление движения льда; горизонтали проведены через 5 м

своеобразного упорядоченно-холмистого ландшафта. Здесь скапли­ваются удлиненно-овальные холмы, вытянутые в направлении движения ледника и сложенные полностью или частично морен­ным материалом. Их называют друмлинами. Количество их на одном участке достигает несколько тысяч. Размеры — от 400 до 2,500 м в длину, ОТ 160 до 400 м в ширину, от 5 до 45 м в высоту. Конец друмлина, обращенный навстречу движению льда, более тупой и высокий, противоположный конец несколько уже и значи­тельно положе (рис. 41).

Происхождению друмлинов дают различное объяснение. Из расположения друмлинов вдоль движения льда и их формы видно, что образование их обусловлено обработкой движущимся льдом уже отложенного моренного материала, т. е. они представляют сложную экзарационно-аккумулятивную форму. Первичные неров­ности, из которых образуются друмлины, возникают при резко неравномерном распределении обломочного материала в толще льда. Важную роль в этом могут играть многочисленные в крае­вых частях ледников крупные зияющие продольные трещины, в которые выдавливается льдом и сносится талыми водами обло­мочный материал, а также резкие выступы ложа, за которыми происходит скопление обломков.

В СССР друмлины известны в Ленинградской, Псковской об­ластях и в Прибалтике. Широко распространены они в ГДР, Ир­ландии и Северной Америке.

Краевые или, как их чаще называют, конечные морены обра­зуются при длительном стационарном положении края ледника, вдоль его границы. Такое положение возникает, когда при дан­ных климатических условиях количество притекающего льда рав­няется количеству стаивающего. В этом случае ледник, продол­жая транспортировать обломочный материал, сгруживает его у своей окраины, и чем дольше это будет продолжаться, тем боль­ше скопится обломочного материала. Краевые морены формиру­ются в условиях сочетания интенсивного стаивания льда, обуслав-

Рис. 42. Схема строения насыпной краевой морены.

ВНТ—внутренняя фация; ВНШ—внешняя фация; ОМ—основная морена; Ф—флювиогляциаль-ные пески; пунктир — контур края ледника

ливающего большую роль талых ледниковых вод, и активного поступательного движения льда, теряющего в краях ледника свою пластичность и движущегося как жесткий массив. Напорное дви­жение льда имеет важнейшее значение в образовании краевых морен, многие из которых представляют собой крупные гляцио-дислокации. Процесс этот осложняется осцилляциями — мелкими колебаниями края ледника, связанными с изменениями климата. При отступании ледника перед его краем накапливают­ся различные водно-ледниковые отложения, при наступании они либо перекрываются снова мореной, либо смещаются напором льда, образуя надвиговые чешуи в теле морены. Важную роль играют крупные трещины, продольные и поперечные к краю ледни­ка. Промытые талыми водами, они образуют большие щели и колодцы в теле ледника, заполняемые затем обломочным мате­риалом.

Выделяются два типа краевых морен — насыпные и напорные. И те, и другие образуются в процессе длительного сгруживания моренного материала у края ледника. Важной особенностью их отложений является существенная роль талых ледниковых вод в их образовании. Потоки талых вод, промывая собственно ледни­ковые отложения, выкосят более мелкий материал, обогащая мо­рену крупными обломками. Поэтому в составе краевых морен преобладают грубые гравийные пески, насыщенные галькой и ва­лунами. Насыпные морены формируются при преобладающей роли вытаивания материала, приносимого ледником. Напор льда лишь осложняет их строение. В поперечном разрезе выделяются две фации — внутренняя, переходная к основной морене, отли­чающаяся еще значительным содержанием суглинистого материала, и внешняя, хорошо промытая (рис. 42). Напорные морены об­разуются при смещении отложенного материала, а нередко и ко­ренных пород ложа, напорным движением льда. В составе этих морен, кроме ледниковых и водно-ледниковых отложений, могут участвовать и пакеты, линзы коренных пород, срезанные ледни-

ком, к вся толща сказывается сильно деформированной. Мощ­ность краевых мopeй очень неравномерна, но может достигать 100 м и более.

В рельефе краевые морены выражены поясами многочислен­ных, иногда очень крупных холмов с крутыми склонами и протя­женных извилистых ряд конечных морен, разделенных перемыч­ками на отдельные звенья. Гряды асимметричны, с более круты­ми внутренними склонами. Часто они группируются по две или три, вместе образуя более широкие возвышенности. Относительная высота конечноморенных гряд достигает нескольких десятков мет­ров, иногда более 10) м. В плане характерны изгибы гряд, своей выпуклостью обращенные во внешнюю сторону. Ширина этих поясов достигает 5—10 км. С внутренней стороны к поясу краевых морен примыкает холмисто-западинный рельеф основной морены, а с периферии они каймляются своеобразным рельефом водно-ледникового происхождения.

Конечные морены имеют важнейшее историко-геологическое значение. Они отмечают границы распространения ледников и ста­дии их отступания, указывают на эпохи стабилизации климатиче­ских условий далекого прошлого.

В европейской ча:ти СССР имеется до пяти крупных конечно-моренных поясов, каждый из которых включает по несколько гряд. Jleдниково-морские отложения стоят совершенно особняком среди других генетических типов ледникового ряда, так как пред­ставляют гобой морские образования. Они встречаются, однако, на суш(, где оказываются либо после регрессии моря, либо в результате выноса льдом при пересечении покровными ледниками морских впадин. Подобные условия существовали в четвертичном периоде при движении ледников с Новой Земли на материк через Печорское и Карское моря.

Возникновение ледниково-морских отложений связано с шель-фовыми ледниками, находящимися на плаву или двигающимися по морскому дну. При нахождении ледника на плаву из него вытаивает материал донной морены и оседает на дне моря, обра­зуя нередко крупные линзовидные пласты, переслаивающиеся с обычными морским] осадками. В морену при этом попадают остатки юрских организмов, встречающиеся и в прослоях морских слоев. Моренные суглинки ледниково-морского генезиса отлича­ются от обычных заметно пониженной уплотненностью. Характер­ным признаком морены остаются обильные валуны. При движении ледника го морскому Дну эти отложения захватываются льдом, и затем могут быть вынесены им на сушу, где и отлагаются в соста­ве основной морены.

Отложения и рельеф, связанные с водно-ледниковыми процес­сами, характерны не только для внешней перигляциальной зоны ледникового комплекса. По мере стаивания ледников они форми­руются на всей их площади, включая и область ледниковой дену­дации, где они, благодаря своему недавнему образованию, выра­жены дане наиболее полно и отчетливо,

Рис. 43. Общий вид оза (по С. А. Яковлеву)

Среди водно-ледниковых образований выделяется группа флю-виогляциальных отложений и образуемых ими форм рельефа:и группа озерно-ледниковых (лимиогляциальных) отложений.

Флювиогляциальные образования связаны с деятельностью ■потоков талых ледниковых вод и поэтому обнаруживают некото­рое сходство с аллювием. Эти образования подразделяются на внутри- и приледниковые (озы и камы) и внеледниковые (зандро-вые пески). К той и другой подгруппам относятся также флю­виогляциальные суглинки.

Внутри- и приледниковые образования (озы к камы) формиру­ются в краевой зоне ледников и вдоль их внешнего края. Они ■откладываются мощными потоками талых вод, которые бывают подледниковыми, внутриледниковыми и надледниковыми, а так­же образуются в связанных с этими потоками озерах и разли­вах. Подледниковые потоки в краевой зоне ледников, несомненно, размывают донную морену, а иногда и породы ложа и могут вырабатывать разнообразные подледные долины. Но главная роль всех этих потоков заключается в перемыве материала море­ны и переотложении его текучими водами.

Озы представляют собой узкие длинные извилистые валы и гряды, расположенные поперечно к конечным моренам, т. е. при­мерно вдоль движения ледника. Они пересекают рельеф, не счи­таясь с его неровностями, то спускаясь в долины, то поднимаясь на холмы. Иногда озы сливаются друг с другом, подобно потокам, •образуя ветвящиеся системы. Длина их достигает десятков кило­метров, высота 20—50 м, ширина 100—300 м, местами до 1—3 км (рис. 43). Озы слагаются песками, гравием, галечником и валу-

Рис. 44. Блок-диаграмма камов (по С. А. Яковлеву).

1 — торф; 2 — оболочка из валунной супеси; 3 —основная морена; 4— коренные породы

нами. Материал заметно окатан и отмыт. В большинстве озов наблюдается хорошо развитая слоистость — горизонтальная и ко­сая, близкая к слоистости потоков, реже слоистость выражена плохо.

Все признаки озов указывают, что это отложения потоков та­лых вод, отличавшихся быстрым течением и активно перемывав­ших моренный материал, влекомый ледником. Перемытый мате­риал отлагался в руслах, образуя лентообразные в плане линзы, которые при стаивании льда проектировались на поверхность его ложа. Озы, формировавшиеся в нижних слоях льда, местами пере­крывались мореной. Слоистость сохранялась хорошо лишь в рус­лах подледниковых потоков. Часть озов с хорошо выраженной слоистостью, по объяснению шведского геолога Де-Геера (1897г.), представляет результат отложения материала в конусах выноса ледниковых потоков, образующихся в период отступания ледника, когда суммирование ежегодных конусов выноса дает лентообраз­ную в плане форму. Подобное явление описано Н. Г. Загорской (1959 г.) у края ледника Северной Земли.

Озы широко распространены в Финляндии и на прилегающей к ней территории СССР.

Камы в рельефе представляют собой плоские обширные холмы с пологими и крутыми склонами высотой 10—20 м. Часто они рас­полагаются группами и разделяются заболоченными низинами, выстланными основной мореной (рис. 44). Сложены камы песками,

5 1-37 129

супесями, суглинками. Слоистость обычно хорошо развита но встречаются камы и без слоистости. Различают лимнокамы, обра­зующиеся в ледниковых озерах, и флювиокамы, связанные с по­токами.

Образование лимнокамов с нарушенной слоистостью связыва­ют с наледниковыми озерами. Сносимый сюда талыми водами материал после стаивания льда оседает на поверхность основной морены, образуя теперь неправильные холмы. Лимнокамы с хо­рошо выраженной горизонтальной слоистостью образуются в озе­рах, возникающих в проталинах на участках «мертвого» (непод­вижного) льда и в подледных озерах, занимавших обширные вы-таявшие гроты. Отложение материала, приносимого талыми во­дами, в этих случаях идет уже на поверхности подстилающей морены, часто с остатками льда, вытаивание которого позднее ведет к образованию термокарстовых воронок (см. рис. 44).

Флювиокамовые холмы с преобладанием в их составе песков, нередко с примесью гальки, и с хорошо выраженной косой слоис­тостью могут возникать при стационарном положении края лед­ника, как приледниковые конусы выноса потоков талых вод, устье которых временами перемещается, то расширяя холм, то создавая рядом новый.

Камы встречаются там же, где и озы. Большое количество их имееется в Прибалтике и в Ленинградской области.

В широких разливах талых ледниковых вод на плоской поверх­ности ледника могут отлагаться также флювиогляциаль-ные суглинки. После стаивания льда они оседают, сплошным чехлом перекрывая морену. Таким путем, по А. И. Спиридонову, объясняется образование неслоистых покровных суглинков на воз­вышенностях Средней России, где они залегают на морене.

Внеледниковые образования формируются за пределами лед­ника в перигляциальной зоне. Главную роль тут играют зандры, представляющие собой песчаные 'равнины, примыкающие к внеш­нему краю конечноморенного пояса. Пески образуют довольно крупные по размерам площади — зандровые поля; иногда занд­ры занимают пологие низины и имеют вытянутую форму. Поверх­ность зандров нередко бывает слабо наклонной от края ледника. В строении зандров преобладают пески, обычно содержащие галь­ку и мелкие валуны. По направлению к леднику пески замещают­ся гравийно-галечными отложениями. К периферии они иногда сменяются флювиогляциальными суглинками.

Зандры образуются на приледниковых равнинах блуждающи­ми по ним потоками талых ледниковых вод, перегруженных вы­мытым из ледника моренным материалом.

Озерно-ледниковые отложения. Со стаиванием материковых ледников связано образование многочисленных озер. В условиях сурового климата в них накапливался мелко- и тонкообломочный материал без примеси органического вещества. Озерно-леднико-вые отложения отличаются хорошей отсортированностью и тон­кой параллельной слоистостью,

В особенности большое значение имеют так называемые лен­точные отложения. Они состоят из правильного чередования мел­козернистых светлых песков, образующих более крупные (до не­скольких сантиметров) летние слои, и темных глин, образую­щих зимние, более тонкие слои. Каждая пара слоев отвечает одному году, что дает возможность точно подсчитать время суще­ствования озера. Соотношения мощности слоев, зависящие от мел­ких климатических колебаний, выдерживаются на больших прост­ранствах, что дает возможность сопоставлять слои соседних водо­емов. На этом основан геохронологический метод, разработанный Де-Геером.

В рельефе озерным отложениям отвечают участки озерных рав­нин, но часто они бывают перекрыты отложениями другого гене­зиса и залегают в погребенном состоянии.

Преобразование ледникового рельефа. Первичный ледниковый рельеф сразу же после своего образования подвергается воздей­ствию талых вод и солифлюкции. Эти процессы ведут к сглажи­ванию холмов, к заполнению впадин. В дальнейшем развитии это­го рельефа можно выделить две стадии, связанные с преобразова­нием его флювиальными процессами. На первой стадии разви­ваются озёрно-речные системы — цепи озер, занимающих впади­ны рельефа, соединенные между собой реками. Таков рельеф райо­на Ладожского озера, области, недавно оставленной ледником. На второй стадии, в области, ранее освободившейся от оледенения, озера оказываются спущенными, оставшиеся на их месте озерные равнины прорезаны реками, склоны сильно переработаны эрозион­ными и делювиальными процессами.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: