Условия образования и питания ледников. Типы ледников

Ледниками называют устойчивые во времени накопления льда на земной поверхности. Они могут возникать только выше снеговой границы, хотя в процессе динамики ледник может спускаться и ниже ее. Лед в больших массах приобретает пластичность и спо­собен течь. Величина уклона и мощность льда — важнейшие усло­вия его движения. Поскольку и величина уклона поверхности^ и сама возможность накопления льда наиболее благоприятны в го­рах, образование современных движущихся ледников во всех зо­нах, кроме полярной, возможно только в условиях высокогорного рельефа.

Питание ледника осуществляется за счет твердых атмосферных осадков, выпадающих на его поверхность, переноса снега ветром^ обрушения снега со склонов и конденсации воздушных паров на поверхности ледника.

По условиям баланса твердой фазы воды (т. е. снега, фирна,, льда) ледник может быть разделен на зону аккумуляции и зону абляции. Абляцией называется расход льда через таяние и испа-

рение. Абляция приводит к уменьшению мощности краевой части ледника. Интенсивность абляции находится в прямой зависимости от температуры воздуха. Колебания температуры обусловливают колебания абляции, поэтому положение края ледника не остается постоянным. Незначительные изменения положения края ледника называют осцилляцией.

Различают прежде всего ледники покровные, или материковые, и ледники горные. Последние подразделяются на ряд типов — до­линные, каровые, вулканических конусов, кальдерные, плоскогор­ные и др. Наряду с этими основными типами можно выделить также ледники подножий гор и шельфовые ледники.

В настоящее время на Земле существует всего лишь два по­кровных материковых ледника — это ледяные покровы Гренландии и Антарктиды. Характерными чертами этого типа оледенения явля­ются огромная площадь льда (площадь оледенения Антарктиды составляет около 13,2 млн. квадратных километров) и его колос­сальная мощность — до 4 км. Максимальной мощности ледниковый покров достигает в центральной части. У края мощность ледника -сокращается, и здесь проглядывают отдельные выступы его ка­менного ложа. Такие выходы коренного ложа в Антарктиде назы­вают «оазисами» (оазис Бангера в окрестностях советской антарк­тической станции «Мирный»). Если останцы резко выражены в рельефе, их называют нунатаками.

Покровные ледники Гренландии и Антарктиды стекают в море через занятые ими понижения в прибрежном рельефе. Такие по­токи льда называются выводными ледниками. Лед, достигнув воды, всплывает, разламывается, в результате образуются огромные глы­бы плавучего льда — айсберги.

Большие массы льда на периферии Антарктиды лежат «а шель­фе или частично находятся на плаву. Это шельфовые ледники.

В горах образование ледников начинается со стадии снежника или фирнового пятна. На каком-то участке накопившийся за зиму снег не успевает стаять за лето. В следующий год здесь накапли­вается новая порция снега. Снег постепенно превращается в фирн, а затем в лед. Наличие устойчивого скопления льда обусловливает интенсивное морозное выветривание горных пород, на которых он залегает, а талые воды обеспечивают вынос продуктов, выветрива­ния. Постепенно образуется циркообразное (креслообразное) углубление с крутыми, часто отвесными стенками и пологим, вог­нутые дном — кар¹. Ледник вступает в новую стадию разви­тия — стадию карового ледника. Деятельные кары, т. е. кары, занятые ледниками, располагаются несколько выше снеговой траницы.

Следующая стадия развития ледника — формирование долин­ного ледника. Масса льда уже не умещается в каре и начинает медленно спускаться вниз по склону. В качестве трассы стока лед обычно использует какую-либо эрозионную форму, постепенно ее

Corrie — шотланд. кресло.

разрабатывая rt расширяя. Долина, по которой движется лед-ник, приобретает корытообразную форму. Такая ледниковая доли­на называется трогом '.

Если снеговая граница лежит низко, где-то на уровне подножья гор, подвергающихся оледенению, ледник выходит на предгорную равнину и растекается у подножья. Ледники, находящиеся в этой стадии развития, называют ледниками подножий. Типичный лед­ник подножья — ледник Маласпина на Аляске, образовавшийся в результате слияния нескольких долинных ледников у под­ножья гор. •

Другие типы горных ледников, по существу, являются разно-видностями рассмотренных выше покровных, каровых и долинных ледников. Всего на Земле ледниками покрыто более 16,2 млн. квадратных километров, из них на долю Антарктиды приходится 13,2 млн. квадратных километров. Меньше всего ледников в Аф­рике— 23 км².

РАБОТА ЛЕДНИКА. ФОРМЫ ГОРНО-ЛЕДНИКОВОГО РЕЛЬЕФА

Ледник производит денудационную, транспортирующую и акку­мулятивную работы. Разрушение горных пород ледником назы­вается экзарацией. Различают экзарацию абразивную и экзарацию отщепления. Абразивная экзарация — разрушение горных по-

•

род вследствие трения льда и вмерзших в него обломков о под­стилающие породы. В результате образуются тонкие продукты ис­тирания—ледниковая мука, а на породе создаются полированные поверхности и ледниковая Штриховка. Отщепление обломков про­исходит под действием горизонтально направленного давления льда на выступы коренного ложа. При этом могут отламываться: и крупные обломки породы.

Большое геоморфологическое значение имеет косвенное воздей­ствие ледника на горные породы. Ледник создает местный климат,, условия которого благоприятствуют морозному выветриванию. Продукты морозного выветривания сваливаются на поверхность ледника и вместе с продуктами собственно экзарации транспорти­руются им. В ходе транспортировки возникают следующие дина­мические формы рельефа.

1. На контакте ледника и коренного ложа накапливается боль-
■ шая масса обломочного материала, состоящая из продуктов эк­
зарации— валунов, щебня, мелкозема. Это донная морена ледни­
ка (рис. 77).

2. На поверхности ледника формируется главным образом
из продуктов физического выветривания склонов поверхностная
морена. Поскольку обломки со склонов сваливаются прежде все­
го на боковой край ледника, здесь образуются гряды, получившие
название боковых морен. Когда ледник принимает какой-либо-
приток, из боковых морен главного ледника и его притока вдоль
осевой линии формируется гряда — срединная морена.

¹ Trog — нем. корыто.

Обломки пород могут проваливаться в многочисленные трещи­ны, а также проникать внутрь ледника при протаивании и погре­бении обломков под новыми массами льда. Этот вид транспорти­руемого ледниками материала называется внутренней мореной.

Несомый ледником материал аккумулируется там, где преоб­ладает абляция. Материал боковых, срединных, внутренних и дон­ной морен накапливается у края ледника в виде гряды, повторяю­щей в плане очертания края. Гряда обычно изогнута в виде под-жовы и называется конечной мореной. При интенсивном таянии

более крупные уА.убления — ледниковые цирки. Они обычно слу­жат основными источниками питания долинных ледников. При час­тичном слиянии соседних цирков в рельефе могут сохраниться от­дельные скалистые гребни и пики — карлинги. Ледниковые цирки, карлинги и скалистые гребни —наиболее характерные формы вы­сокогорного рельефа, получившего название альпийского.

Разрастание ледниковых цирков в стороны может привести (в условиях тектонического покоя и стабильности климата) к «съеданию» горных хребтов и пиков на уровне окраинных частей

ы отступании ледника образуется несколько конечных морен. Каж­дая из них маркирует ту или иную задержку в отступании края ледника. При интенсивном отступании ледника обнажается из-под ледникового покрова и дно трога. В результате таяния из-подо льда обнажается донная морена, на нее проектируются боковая, срединная и внутренняя морены. Возникает мощный покров обло­мочных отложений, получивший название основной морены.

Особый тип накопления образуют так называемые напорные морены. Они возникают при интенсивном наступании ледников после временного отступания. Ледник наступает на отложенную ранее конечную морену, деформирует ее, двигая впереди себя (рис. 78). При сильном давлении ледник может оторвать выступающие Ҳ>локи коренных пород, залегающих под мореной, и также нагро­моздить их вместе с деформируемым моренным материалом. В ре­зультате образуются высокие (десятки метров) валы, в вертикаль­ном разрезе которых можно наблюдать складчатость, перемятость отложений. Такие 'нарушения гляциальных отложений называются гляциодислокациями.

К выработанным формам рельефа, обусловленным деятель­ностью горных ледников, как уже указывалось, относятся кары и троги. В результате разрастания и слияния каров образуются

фирновых бассейнов цирков и образованию эквиплена — рода пе-диплена, высотное положение которого определяется высотой сне­говой границы в пределах той или иной горной страны. Идеали­зированный пример развития гляциального горного рельефа пока­зан на рис. 79.

В связи с тем, что в плейстоцене снеговая граница неоднократ­но изменяла свое высотное положение как в результате разных по интенсивности оледенений, так и в результате тектонических движений, в горах на разных уровнях создавались серии цирков, расположенных в несколько ярусов,—■ каровые лестницы. В настоя­щее время разновысотные цирки находятся на разных стадиях раз­вития: наиболее высокие (и молодые) заняты ледниками, наиболее низкие (и старые), потерявшие резкость морфологических очерта­ний,— небольшими озерами или лугами.

Характерным элементом высокогорного рельефа являются так­же ледниковые долины, или троги. Троги кроме своего корытообраз­ного профиля характеризуются еще некоторыми морфологически-

Рис. 79. Последовательные <| тадии развития гляциалыюго горного рельефа и об­разование эквиплена

ми чертами, отличающими их от обычных (эрозионных) речных долин. Для троговых долин характерны большая спрямленность, сглаженность нижних частей склонов, отполированность выступов твердых кристаллических пород, образующих на склонах и дне специфичные формы рельефа — бараньи лбы. Бараньи лбы имеют асимметричный продольный профиль: их склоны, обращенные в сторону ледника (проксимальные), более пологи, чем противопо­ложные — дистальные. На поверхности бараньих лбов наблюдаются ледниковые царапины, шрамы.

Продольный профиль троговых долин часто неровный, состоит из чередования пологих и крутых, а иногда даже имеющих обрат­ное падение участков. Поперечные скалистые пороги (или ступе­ни) троговых долин называются ригелями (rigel нем.— преграда). Образование ригелей связано с неравномерностью экзарационного процесса, которая чаще всего определяется различным литологи-ческим составом и степенью трещиноватости пород.

В поперечном профиле трогов выделяются своеобразные пере­гибы на склонах, получившие название плечей трогов. Плечо тро­га— это наклоненная к долине, более или менее выровненная пло­щадка, иногда прикрытая мореной. Заканчивается площадка бо­роздой сглаживания, выше которой склоны долины не несут следов ледниковой обработки (рис. 80).

Существуют разные точки зрения о происхождении плечей тро­га. Согласно одной из них, плечи-трога — это остатки склонов реч­ных долин, ниже которых (плечей) они были углублены и получи­ли большую крутизну в результате экзарационной работы лед­ника. По другой точке зрения плечи трога не что иное, как остат­ки днищ более древних трогов. Согласно третьему мнению, плечи трога — это результат интенсивных нивальных процессов¹, проис­ходящих на контакте льда со склонами долины и обусловливаю­щих подрезание и отступание склонов, расположенных выше по­верхности ледника.

Нет единой точки зрения относительно образования и самих троговых долин. Если участие ледника в формировании троговоп долины не подлежит сомнению, то роль его в этом процессе еще не совсем ясна. Одни исследователи признают за ледником спо­собность к интенсивному глубинному врезанию и образованию самостоятельных выработанных форм, другие считают, что ледни­ки могут только шлифовать и сглаживать мелкие неровности своего ложа и, следовательно, способны лишь несколько видоизменить те формы, которые были созданы другими процессами, в частности реками. Наблюдаемый характер сочленения троговых долин друг

¹ Нивальные процессы, нивация (nivis — снег) — разрушительное воздейст­
вие снежного покрова на породы посредством усиленного морозного выветри­
вания. ^v

с другом свидетельствует, возможно, в пользу точки зрения первой группы исследователей. Так, если в типичных речных долинах все долины притоков соединяются с главной рекой на одном с ней уровне (в условиях однородных или сходных по устойчивости гор­ных пород), то в трогах боковые долины обычно являются «вися­чими». Они открываются в главную высоко над ее уровнем, на склонах долины. Боковые долины часто также являются трога­ми (рис. 81). Крутой уступ, отделяющий главную долину от боко-

вой, с которого река притока низвергается водопадом или каска­дом, называется устьевой ступенью. Образование устьевой ступени, т. е. переуглубление главной долины, легко объяснить, если исхо­дить из способности ледника проводить интенсивную экзарацион-ную работу: более мощный ледник главной долины углубил свое ложе сильнее, чем маломощные ледники боковых долин. Таким же образом можно объяснить наличие уступа в верховьях трога, где в период более сильного оледенения происходило слияние ряда •ледяных потоков (см. рис. 79). Существуют, впрочем, и другие точки зрения на образование висячих долин и уступов в верховьях трогов.

Характерной чертой троговых долин является холмисто-запа-динный рельеф их днищ, возникновение которого обусловлено неравномерным отложением основной морены, а также наличием нескольких зон конечно-моренных образований. На склонах трогов конечно-моренным образованиям соответствуют так называемые террасы оседания, представляющие собой сохранившиеся в релье­фе боковые морены ледников, заполнявших долины. Моренные террасы оседания, тянущиеся вдоль склонов трогов, так же, как и их плечи, по внешнему облику напоминают речные террасы, хотя, как нам теперь известно, реки в их формировании никакого уча­стия не принимали.

Все описанные элементы типичной ледниковой долины бывают хорошо выражены лишь в молодых (недавно освободившихся из-под льда) трогах или в долинах, склоны которых сложены из пород, медленно подвергающихся выветриванию и воздействию плоскостного смыва. В горах, сложенных легко разрушающимися, породами (например, глинистыми сланцами), троги очень быстро теряют свою морфологическую выраженность. Сильно меняют фор­му профиля трогов конусы осыпей, а также конусы выносов вре> менных водотоков и лавин, образующиеся у подножья их крутых

склонов.

В горах, вершины которых поднимаются выше снеговой грани­цы, наряду с экзарационной работой льда протекает процесс аль-типланации¹ — вершинного нивального выравнивания. Совокуп­ность действия нивации и гравитационных процессов обусловли­вает при определенных тектонических условиях выравнивание вер­шин и образование на склонах ступенчатого рельефа нагорных террас (рис. 82). Последние представляют собой площадки раз­мером от нескольких метров до нескольких километров, ограничен­ные крутыми уступами высотой от одного до нескольких десятков метров. Площадки характеризуются слабым наклоном, покрыты глыбами, щебнем и мелкоземом. Образуются нагорные террасы на склонах, сложенных твердыми породами. В условиях интенсив­ного тектонического поднятия такие поверхности могут, вероятно, и не сформироваться. Однако во многих случаях и в очень высо­когорных районах (т. е. испытывающих значительное поднятие) за­мечено, что абсолютная высота большинства вершин не превышает некоторого определенного уровня. Полагают, что нивальные про­цессы и процессы выветривания ставят определенный предел росту горных вершин, который получил название верхнего уровня дену­дации или уровня вершин. Предельный рост гор в высоту, т. е. по­ложение верхнего уровня денудации, зависит от ряда факторов; 1) скорости тектонического поднятия, 2) климата, определяющего «набор» и интенсивность денудационных процессов, и 3) стойкости слагающих горных пород.

При таянии ледника образуются потоки вод, которые также производят определенную геоморфологическую работу. Эти потоки получили название флювиогляциальных, они стекают по поверх­ности ледника, внутри его или под ледником, а также оттекают от края ледника, несут много обломочного материала и отлагают его либо у края ледника, либо в тех каналах, по которым они

текут.

При отступании ледника водно-ледниковые аккумулятивные образования, возникшие на его поверхности или в толще льда, • проектируются на донную морену, а впоследствии входят в состав основной морены. Отложения водно-ледникового материала у ко­нечной морены могут занимать большие пространства, особенно при материковом оледенении. Вообще водно-ледниковые образова-

¹ Altus — высокий; planus — ровный.

 

ния достигают наиболее значительных масштабов при материковом (покровном) оледенении, и мы их рассмотрим более подробно в следующем разделе этой главы. Здесь же отметим только, что сток талых ледниковых вод горных ледников способствовал образо­ванию флювиогляциальных террас, которые (если их прослеживать вверх по долине) привязаны к определенным, соответствующим им по возрасту стадиальным конечным моренам. Аллювий террас — продукт размыва и переотложения материала морен.

РЕЛЬЕФ ОБЛАСТЕЙ ПЛЕЙСТОЦЕНОВОГО МАТЕРИКОВОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ

В течение геологической истории Земли не раз возникали усло­вия, при которых формировались крупнейшие покровы материко­вых льдов, распространявшиеся на многие миллионы квадратных километров.

В настоящее время наиболее детально изучены следы четвер­тичного оледенения в Европе и в Северной Америке. Установлено, что в Европе, в частности на Русской равнине, в четвертичное время было не менее четырех эпох оледенений, разделявшихся эпо­хами временного потепления — межледниковьями. В советской ли­тературе эпохи оледенения получили названия окского, днепровско­го, московского и валдайского оледенений. Межледниковья также имеют свои названия: окско-днепровское называется лихвинским, днепровско-московское — рославльским (или одинцовским), мос­ковско-валдайское— микулинским (см. таблицу, с. 196).

В областях древнего материкового оледенения устанавливалась определенная зональность климата и геоморфологических процес­сов. Черты этой зональности запечатлелись в рельефе областей недавнего материкового оледенения, в пределах которых выделя­ются следующие зоны: а) зона преобладающей ледниковой денуда­ции, б) зона преобладающей ледниковой аккумуляции и в) пери-гляциальная зона. Последняя располагалась с внешней стороны ледникового покрова (рис. 83).

Рассмотрим кратко строение перечисленных зон на примере восточноевропейского ледникового покрова. Зоной преобладающей ледниковой денудации для этого ледникового покрова была Фенно-скандия, или территория Балтийского щита. 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 ледниковой обработке, причем ледник в своем движении приспосабливался к древним структурам, и это нашло отражение в ориентировке созданных им денудационных форм рельефа.

Из денудационных форм рельефа прежде всего следует отме­тить скалистые гряды с ледниковой обработкой— так называемые 7*

сельги — и примерно параллельно им вытянутые впадины, занятые в настоящее время озерами. Озер здесь особенно много, недаром Финляндию и Карелию называют «странами тысяч озер». Анализ строения гряд и впадин показывает, что многие из них обусловле­ны разломной тектоникой, т. е. ледник лишь подверг обработке гряды, склоны и днища впадин, но не создал сколько-нибудь круп­ных новых выработанных форм.

Более мелкие денудационные формы с ледниковой обработкой — это уже описанные выше бараньи лбы, скопление которых обра­зует рельеф «курчавых скал». На склонах гряд и бараньих лбов выделяются ледниковые «шрамы» — царапины.

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 водопады (следствие сглаживаю­щей работы ледника). В плане речные долины имеют четковидное строение, многие из них являются протоками, соединяющими со­седние озера.

В пределах описываемой области имеются и аккумулятивные формы, сохранившиеся со времени последнего оледенения. Так, крупный комплекс краевых аккумулятивных форм типа конечных морен отмечен в южной Финляндии. Это полоса гряд, получившая местное название Сальпаусселькя. Она образовалась во время последней задержки валдайского ледникового покрова, незадолго до его полного исчезновения.

 

К северу, а местами и к югу от этой гряды часто встречаются узкие, похожие на железнодорожные насыпи извилистые гряды, ориентированные более или менее по нормали к грядам Сальпаус-селькя. Это озы. Они протягиваются на десятки километров при ширине от нескольких десятков до 150 м. Высота гряд достигает. 50 и даже 100 м, углы наклона склонов — 30—45°.-Интересно, что в своем расположении озы совершенно не считаются с современ­ным рельефом. Они могут пересекать гряды, перегораживать озе-. ра и т. д. Озы рассматривают как аккумулятивные формы флювио-гляциального происхождения. Они состоят из наносов флювиогля-циальных внутриледниковых или подледниковых потоков, которые в результате таяния ледника спроектировались на подстилающую» поверхность. Материал, слагающий озы, представлен косослоисты-ми песками, гравием и галькой, часто встречаются скопления валунов. Эти формы используются в практических целях: для до­бычи строительных материалов, прокладки дорог по их наиболее возвышенным частям, поскольку зачастую только озы могут быть использованы для этого в лабиринте озер и болот, занимающих едва ли не большую часть поверхности Финляндии.

Зона преобладающей ледниковой аккумуляции в зависимости от степени сохранности форм аккумулятивного гляциального рель­ефа может быть подразделена на несколько подзон. Сохранность форм в свою очередь обусловлена временем ухода ледника с той или иной территории.

Самая древняя ледниковая эпоха — окская — не оставила на Русской равнине сколько-нибудь заметных следов в ее рельефе.. О существовании этой ледниковой эпохи можно судить лишь по со­хранившимся в единичных обнажениях выходам морены, лежащей стратиграфически ниже отложений днепровского оледенения. Сле­дующая ледниковая эпоха — днепровская — была эпохой макси­мального оледенения. Край ледника спускался далеко на юг по до­линам Днепра и Дона. В качестве следов его существования сохра­нились лишь суглинки основной морены и редкие валуны. Местами перед краем ледника расстилаются поля песчаных приледниковых флювиогляциальных отложений. Это зандры. В долине Днепра,, близ г. Канева, свидетелями днепровского оледенения являются напорные морены, так называемые Каневские гляциодислокации.. Значительно лучше сохранились следы предпоследнего — мос­ковского оледенения, южная граница которого проходила в окрест­ностях Москвы. Здесь уцелел холмисто-западинный рельеф основ­ной морены, сохранился почти сплошной покров ледниковых отло­жений, ряд конечно-моренных образований. Местами (например,, к западу от Москвы) сохранился камовый рельеф. Калгами назы­вают холмы в пределах ледниковой аккумулятивной равнины,, сложенные слоистыми флювиогляциальными отложениями. Холмы имеют вид округлых конусовидных куполов часто с плоскими вер­шинами. Склоны холмов обычно крутые—-до 45°. Считают, что камы по генезису близки к озам, но образовались в расширениях внутри ледниковых и подледниковых потоков. Согласно другой

точке зрения, камы сформировались на месте бывших надледнико-вых 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.

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-западинног-о моренного рельефа (рис. 84). 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. 85). Друмлинами называют вытянутые (длиной от 1 до 15 км), асимметричные холмы, ширина

которых колеблется от 100—200 м до 2—3 км, высота —от 5 да 25 м. Длинные оси друмлин расположены в направлении движения льда; крутыми у друмлин могут быть как склоны, обращенные

в сторону ледника, так и противоположные (дистальные). Сложе­ны друмлины моренным материалом. 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 останавливается перед выступом коренных пород или древних ледниковых отложений и сгружает моренный материал перед пре­пятствием и за ним.

В областях аккумуляции встречаются отторженцы — глыбы горных пород размером от нескольких, метров до сотен метров, пе­ренесенные ледником на расстояние до нескольких сотен километ­ров. Таков, например, отторженец на реке Ловати, состоящей из нижнепалеозойских пород, принесенных из области Балтийско-Ладожского глинта'.

После исчезновения ледникового покрова моренный рельеф подвергся и продолжает подвергаться переработке главным обра­зом склоновыми и флювиальными процессами. Происходит сглажи­вание первичноледникового моренного рельефа: выполаживание склонов моренных холмов, заполнение моренных западин, зара­стание озер и превращение их в болота, расчленение моренной рав­нины эрозионной сетью. На месте первичной моренной равнины возникает «вторичная» моренная равнина.

Степень 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 1G тыс. лет тому назад, речная сеть не выра­ботана, реки 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, продольный профиль почти выработан, в речных долинах отмечается одна-две террасы. В зонах аккуму­ляции более древнего — московского оледенения для речной сети характерны зрелые долины со значительным числом террас, выра-ботанность продольного профиля, значительная переработка лед­никовых форм. В области распространения еще более древнего — днепровского оледенения ледниковый рельеф переработан пол­ностью.

Перигляциальная зона, хотя и располагается вне пределов рас­пространения ледника, характеризуется комплексом форм и типов рельефа, в той или иной степени связанных с деятельностью ледни­ка. К их числу относятся: зандровые равнины, долинные зандры, ложбины стока талых ледниковых вод, приледниковые озера, древ­ние материковые дюны, реликтовые микроформы, связанные с мерзлотными явлениями.

Зандровые равнины, или зандры (sandur — дат. песок),— поло-говолнистые равнины, располагающиеся перед внешним краем ко-

¹ Глинт — уступ, сложенный известняками ордовика и тянущийся вдоль южного оерега Финского залива.

 

нечноморенных ледниковых образований. Они представляют собой слившиеся пологие плоские конусы выноса большого радиуса, фор­мировавшиеся потоками, оттекавшими от края ледника. Сложены зандры галечниками, гравием, песками, являющимися.продуктами перемыва морены. В СССР зандры развиты в Полесье, в Мещер­ской и Западно-Сибирской низменностях.

По мере сосредоточения стока в вырабатываемых потоками понижениях вместо площадных зандровых равнин стали формиро­ваться линейные формы — долинные зандры. По составу слагаю­щего их материала они аналогичны зандрам. В современном рель­ефе представлены верхними террасами речных долин, которые ранее примыкали к краю ледника.

Широким распространением в пределах перигляциальной зоны пользуются ложбины стока талых ледниковых вод разных разме­ров: от небольших, шириной несколько десятков или сотен метров, до очень крупных отрицательных линейных форм, ширина которых достигает 30 км. В современном рельефе это плоскодонные пони­жения, часто с нечетко выраженными склонами, постепенно перехо­дящими в поверхности междуречий. Одни ложбины стока форми­ровались потоками, направляющимися от края ледника на юг, дру­гие возникли там, где талые воды вследствие отсутствия стока на юг стекали параллельно краю ледника. Наиболее четко такие ложбины выражены в рельефе Северо-Германской низменности и на территории Польши, где установлены четыре крупные ложби­ны, приуроченные к границам разных оледенений. Отдельные участки ложбин используются в настоящее время Вислой, Одрой, Эльбой и другими более мелкими реками (рис. 86). Ложбины сто­ка выполнены мощными толщами флювиогляциальных песков и галечников.

В ряде мест у края ледника образовывались приледниковые озера, от которых в современном рельефе кое-где сохранились береговые валы и уступы, а также плоские пространства (бывшие днища), сложенные озерными отложениями, в том числе такими характерными для этих озер образованиями, как ленточные глины.

Широкое развитие в перигляциальной зоне песчаных отложе­ний, не закрепленных растительностью, способствовало образова­нию эоловых форм рельефа, среди которых наиболее распростра­нены параболические дюны. Образовались эти формы из попереч­ных (к ветру) валообразных дюн при закреплении концов пе­ремещаемого ветром песчаного вала растительностью или фикса­ции влажным субстратом. Середина дюн, обладающая большей массой песка, притом более сухого, продолжала двигаться вперед. Таким путем возникла дуга, открытая навстречу ветру. Внутренний склон дуги пологий (2—12°), внешний — крутой (16—30°). Длина дюн достигает нескольких километров, высота 10—20 м. В процес­се развития некоторые параболические дюны превратились в па­раллельные валообразные дюны, встречающиеся на территории Швеции, Польши, СССР (в Полесье, Ленинградской, Калининской, Горьковской и других областях), т. е. там, где при современных.

климатических условиях рельефообразующая деятельность ветра ничтожна.

Формы рельефа мерзлотного происхождения, реликты которых сохранились в пределах бывшей перигляциальной зоны, охаракте­ризованы в следующей главе при рассмотрении особенностей рельефообразования в условиях распространения вечной мерзлоты.

ГЛАВА 17. РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ В ОБЛАСТЯХ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ВЕЧНОЙ МЕРЗЛОТЫ

РАСПРОСТРАНЕНИЕ И СТРОЕНИЕ ВЕЧНОМЕРЗЛЫХ ГРУНТОВ

В странах с отрицательными зимними температурами зимой грунт промерзает. Это явление называется сезонной мерзлотой. Однако на Земле на огромной площади (около 25% всей суши) сущест­вует и так называемая вечная мерзлота. В районах вечной мерзло­ты промерзший грунт никогда при современных климатических

условиях не оттаивает. Самые большие площади, занятые вечной мерзлотой, располагаются в Канаде и в СССР. В Советском Союзе она распространена почти на 50% территории.

Мощность промерзшего слоя колеблется от нескольких метров до сотен метров, достигая местами 1000 м (например! в Якутии).

В летнее время самые верхние горизонты вечномерзлой толщн оттаивают, зимой снова замерзают. Неоднократный переход воды из одного фазового состояния в другое сообщает неустойчивость, подвижность поверхностной толще. В результате возникают раз­личные формы движения грунта и различные формы рельефа, свойственные только областям вечной мерзлоты.

Слой сезонного промерзания и оттаивания, мощность которого изменяется от 1 до 4 м, получил название деятельного слоя. Ниже его залегает собственно вечномерзлый слой. Слои отличаются друг от друга в летнее время, зимой они не имеют четко выражен­ной границы.

Лед в мерзлом грунте присутствует в различных формах; в форме ледяного цемента (замерзшие поровые и капиллярные воды), ледяных включений и крупных ледяных тел — линз или жил. По условиям образования вечномерзлые грунты могут быть сингенетическими и эпигенетическими. Сингенетические мерзлые грунты образуются одновременно с осадконакоплением. Эпигене­тическими мерзлыми грунтами называются такие отложения, кото­рые промерзли уже после накопления.

Для различных мерзлотных рельефообразующих процессов важ­ное значение имеют подземные или грунтовые воды, которые под­разделяются на над мерзлотные, циркулирующие в деятельном слое, межмерзлотные, образующие внутри вечной мерзлоты линзы или зоны оттаивания (так называемые «талики»), и под мерзлотные, расположенные ниже нижней границы мерзлоты. Наибольшее раз­нообразие деформаций мерзлых грунтов и соответствующих форм рельефа связано с деятельностью надмерзлотных вод.

МЕРЗЛОТНЫЕ ДЕФОРМАЦИИ И МЕРЗЛОТНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Наиболее распространенный тип деформации мерзлых грун­тов— пучение, связанное с увеличением объема грунта в резуль­тате перехода воды из жидкой фазы в твердую. Возникающие при этом положительные формы рельефа называются буграми пуче­ния. Высота их обычно не более 2,0 м. Часто в вершинной части они разбиты радиальными морозобойными трещинами. Если бугры пучения образовались в пределах торфянистой тундры, возникают условия, благоприятствующие нарастанию торфа, и ледяные или мерзлые ядра таких бугров, а вместе с ними и сами бугры, полу­чившие название торфяных, могут сущ

⇐ Предыдущая11121314151617181920Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: