Меню
Главная
Авторизация/Регистрация
 
Главная arrow География arrow ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Посмотреть оригинал

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, в настоящее время занятые озерами или болотами (приложение 18). Озер особенно много, за что Финляндию и Карелию называют «странами тысяч озер».

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.

Специфична морфология речных долин области преобладающего ледового сноса. Они, как правило, неглубоко врезаны, имеют невы- работанный 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 и Карелия).

В пределах описываемой области имеются и аккумулятивные формы. Примером таких аккумулятивных ледниковых и водноледниковых образований являются хорошо выраженные две, местами три параллельные гряды краевых ледниковых образований в южной части Финляндии, протягивающиеся на расстоянии около 300 км. Эти Северная и Южная Сальпаусселькя гряды сложены ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями и выражены в рельефе в виде асимметричных плосковершинных возвышенностей с относительными высотами 80 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 Сальпаусселькя и небольшое их число — южнее. Образовались гряды во время последней задержки валдайского ледникового покрова незадолго до его полного исчезновения (примерно 10 тыс. 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° и более. Озы, направление которых совпадает с направлением движения ледника, называют радиальными, озы, параллельные фронту ледника, — поперечными или маргинальными (рис. 16.17). Последние характеризуются большой шириной и мощностью 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 с 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 или под ним. После таяния ледника скопившийся в русле потоков материал проецировался 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.

Рис. 16.17. Прямолинейный оз

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 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, например окского, заключалась в том, что он наступал на сильно расчлененную доледниковую поверхность северо-западной части Восточно-Европейской равнины. Это повлияло на направление и скорость движения льда и водно-ледниковых потоков. В эпоху насту- пания такой ледник даже в краевых частях производил значительную разрушительную работу, углубляя существовавшие в рельефе понижения, в которых экзарационная деятельность ледника 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 Нарв- ско-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 подножию глинта1 (предглинтовая ложбина), уступу карбонового плато (Привалдайская ложбина), северному склону Клин- ско-Дмитровской возвышенности (Главная Верхневолжская ложбина). Дно ложбин располагается на отметках от -100 до -150 м, а протяженность достигает сотен километров.

С деятельностью реннеплейстоценовых оледенений, согласно А. А. Асееву, связано образование значительной части гляциодислока- ций[1] [2], отторженцев[3] и некоторых аккумулятивных форм на междуречьях, которые в той или иной степени находят отражение и в современном рельефе, особенно в Белоруссии и странах Балтики, 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 (возможно) Дона. Аккумулятивный рельеф днепровского оледенения в современном рельефе выражен слабо. Это связано 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 гляцио- дислокации и отторженцы, созданные в днепровское время. Южнее, в периферической части днепровского оледенения, аккумулятивные формы редки. В качестве следов его существования здесь сохранились валунные 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 покровным лессовидным суглинкам, кроющим днепровскую морену. В дальнейшем мертвый лед распадался на отдельные глыбы, талые воды собирались в протаявшие древние долины — формировались долинные зандры. На обширных плоских низменностях формировались флювиогляциальные зандровые равнины (от исл. sand — 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 конечноморенных 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. Комами называют холмы высотой от 2—5 до 30 м и более, сложенные слоистыми флювиогляциальными или лимногляциальными 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 внутри- и подледниковых потоков. Согласно другой точке зрения камы сформировались на месте бывших надледниковых или подледниковых озер (лимнокамы — от греч. Итпе — озеро). 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 (рис. 16.18).

Рис. 16.18. Камы Северной Карелии (фото Г. С. Виске)

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 Средне-Русской возвышенности, Северных Увалов).

Отступание ледника сопровождалось омертвением его периферии и формированием напорных и насыпных конечно-моренных гряд на контакте активного и мертвого льда (рис. 16.19, приложение 21).

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 называется холмисто-западинный моренный (приложение 20). Довольно многочисленны озера, приуроченные к западинам. Много конечно-моренных образований, фиксирующих стадии отступания ледника. В северной части описываемой области (в окрестностях Санкт-Петербурга и в Эстонии) сохранился своеобразный друмлинный ландшафт (приложение 19). Друмлинами называют вытянутые длиной от нескольких сотен метров до 2—3 км асимметричные продолговатые холмы, ширина которых колеблется от 100—150 до 400 м, а 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 (чаще), так и противоположные (дистальные). Друмлины сложены моренным материалом. Предполагают, что их образование связано с заполнением обломками трещин в краевой части ледника и последующим проецированием 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.

Рис. 16.19. Схема последовательности формирования краевых ледниковых образований (по В. Гудялису):

А — образование фронтальных отложений конечных морен (I) у края активного ледника: Б — превращение краевой зоны ледника (III) в поле мертвого льда, прекращение образования I гряды конечных морен и начало формирования II гряды конечных морен вдоль границы активного и мертвого льда; В — окончательное формирование II гряды конечных морен и дальнейшее таяние мертвого льда (III); Г — окончательное оформление краевых ледниковых образований в связи с растаиванием мертвого льда и проявлением термокарстовых и солифлюкционно-делювиальных процессов; фронтальные ледниковые образования I и II почти одновременные, т.е. после прекращения формирования I гряды сразу начинается образование II. Рельеф зафронтальной части (III) по возрасту значительно моложе I и II гряд конечных морен

Петрографический состав аккумулятивных форм валдайского оледенения в пределах Восточно-Европейской равнины позволяет сделать вывод, что слагающий их материал был принесен из двух областей питания: Шведско-Финско-Карельской и Баренцево-морской. Морфологически единый ледниковый покров из-за 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, гля- циодислокациями и отторженцами. Среди вторых преобладают озы, камы, в том числе лимногляциалъные (холмы и массивы с плоской вершиной, сложенные мелко- и тонкозернистыми озерно-ледниковыми отложениями; их формирование происходило в проталинах, окруженных полями мертвого льда).

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.

Глубина переработки моренного рельефа проявляется не только в изменении ледниковых форм, но и в морфологии речных долин. Так, в пределах Финляндии, территория которой освободилась из-под ледника примерно 10 тыс. лет тому назад, реки, как было сказано выше, слабо врезаны, продольный профиль их изобилует неровностями разного масштаба. В области аккумуляции последнего (валдайского) оледенения 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, ледниковый рельеф во многих местах сильно переработан последующими процессами. В области распространения еще более древнего днепровского оледенения ледниковый рельеф переработан полностью, здесь сформировалась эрозионно-денудационная равнина.

  • [1] Глинт — протяженный крутой обрыв структурного плато, возникший в результатеденудации (например, Балтийско-Ладожский известняковый глинт, протягивающийсяот побережья Балтийского моря до южного берега Ладожского озера).
  • [2] Гляциодислокации — нарушение залегания горных пород под давлением ледника(складки, небольшие надвиги и др.).
  • [3] Отторженец — глыба горных пород размером от нескольких метров до сотенметров, перенесенная ледником на десятки и сотни километров от места коренногозалегания горной породы.
 
Посмотреть оригинал
Если Вы заметили ошибку в тексте выделите слово и нажмите Shift + Enter
< Предыдущая   СОДЕРЖАНИЕ   Следующая >
 
Популярные страницы