Геологічна та рельєфоутворююча діяльність льодовиків (стр. 3 из 11)

З огляду на розходження у формуванні основних морен, Ю.А. Лаврушин запропонував класифікацію їхніх динамічних фацій, серед яких: 1) група фацій монолітних морен обстановок пластичного плину льоду; 2) група фацій лускатих морен обстановок руху льоду по внутрішніх відколах; 3) фація великих відірвань (гляціошарів або гляціопокровів). З основними моренами четвертинних заледенінь зв'язані різні форми рельєфу. Широко розвитий горбисто-західний і горбисто-увалистий моренний рельєф, де пагорби різних обрисів і розмірів розділяються западинными формами, місцями сильно заболоченими або зайнятими озерами. Зустрічаються і досить великі слабко хвилясті моренні рівнини. До особливого виду відносяться так називані друмлинні поля (ірл. "друмлин" - пагорб), що відомі в Ленінградській області, Естонії, Латвії, місцями в Литовської РСР. Друмліни являють собою довгасті овальні пагорби, довга вісь яких збігається з напрямком руху льодовика. Їхня довжина від сотень метрів до 1-2 км, ширина 100-200 м (іноді до 500 м), висота 15-30 м (іноді до 50 м). Зазначені співвідношення змінюються від місця до місця. Іноді це сильно витягнуті форми, в інших випадках - округлі. Частина друмлін складається цілком моренами, в інші спостерігається ядро з корінних скельних порід. Вони являють собою підльодовикові утворення в умовах значного динамічного впливу льоду, що рухається [12].

Абляційна морена частіше утвориться ближче до периферичної частини льодовика в стадії його деградації. При таненні льодовика наявний усередині нього і на поверхні уламковий матеріал осаджується, накладаючи на основну морену. Звичайно це пухкі опади, у яких спостерігається збільшення піщаного і грубообломкового матеріалу, що зв'язано з впливом льодовикових вод, що рухаються, що перемивають, що захоплюють і несуть та або інша кількість більш дрібних часток.

Кінцеві (крайові) морени. При тривалому стаціонарному положенні краю льодовика спостерігається динамічна рівновага між льодом, що надходить, і його таненням. У цих умовах у краю крижаного покриву буде накопичуватися принесений льодовиками уламковий матеріал, формуючи кінцеву, або крайову, морену. В утворенні кінцевих морен Ю.А. Лаврушин виділяє ділянки таких процесів, як: 1) звалювання в крайовій частині льодовика уламкового матеріалу, що піднімається по внутрішніх відколах; у результаті цього і посилення абляції утвориться насипна морена; 2) напір краю льоду на вже утворилися відкладення і породи підлідного ложа (бульдозерний ефект). Утворяться напірні морени, яким властиві різного виду гляціодислокації; 3) латеральне (лат. "латералис" - бік, сторона) - бічне вижимання або видавлювання насиченого водою уламкового матеріалу; 4) абляція. Складний прояв різних процесів у крайовій частині льодовика викликає значні неоднорідності в будови і складі кінцевих морен. Особливо великою складністю відрізняються напірні морени, що складаються з почергових порушених льодовикових морен, водно-льодовикових відкладень і корінних порід льодовикового ложа.

Кінцеві морени в рельєфі представляють слабко вигнуті валоподібні або грядоподібні височини, що обрисами в плані повторюють форму краю льодовикового потоку, льодовикової лопати або окремих льодовиків. У європейській частині колишнього СРСР і в Західній Європі добре виражені валоподібні гряди кінцевих морен великої довжини. Вони досягають у довжину десятків, а місцями і сотень кілометрів. Великою довжиною відрізняються гряди кінцевих морен - Клинско-Дмитрівська, Ризька й ін. Наявність декількох гряд кінцевих морен, чітко виражених у рельєфі, відповідає найбільш стаціонарним положенням краю льодовика в процесі його відступання, тобто тривалим зупинкам, що супроводжуються привносом уламкового матеріалу до фронту льодовика [15].

Кінцеві морени гірських льодовиків перетинають трогові долини й утворять валоподібні перемички, що відбивають обриси краю льодовика. Іноді вони мають форму серповидних гряд (звернених увігнутою стороною нагору по долині), що місцями продовжуються уздовж схилів долини у виді менш помітних бічних морен. Місцями кінцеві морени підпружують стік рік, утворити озера. За даними А. Холмса, озеро Гарда зобов'язане своїм походженням кінцевим моренам, що загатили зовнішні долини Альп (мал. 1.10).

Рис. 1.10. Бічні і кінцеві морени, що облямовують басейн, видовбаний льодовиком у корінних породах оз. Гарда в підніжжя Італійських Альп (по А. Холмсу)

1.4 Флювіогляціальні, або водно-льодовикові відкладення

З діяльністю льодовиків тісно зв'язана робота поталих льодовикових вод, що представляє одну зі сторін єдиного складного природного процесу. Виділяють два типи флювіогляціальних (лат. "флювіос" - ріка) відкладень: внутрішньольодовиковий (інтрагляціальний) і прильодовиковий (перигляціальний). Внутрішньольодовикові відкладення після танення льодовика утворять на поверхні специфічні форми рельєфу - ози, Ками і камові тераси.

Ози - крутосклонные валообразные гряди, що нагадують залізничні насипи; вони витягнуті по напрямку руху льодовика і складені добре промитими шаруватими піщано-гравійно-гальковими відкладеннями з включенням валунів. Висота таких гряд від 10 до 30 м, іноді до 50 м і вище, а довжина від сотень метрів до десятків кілометрів. Одні з них мають більш-менш прямолінійні обриси, інші характеризуються звивистістю. Особливо великий розвиток мають озы у Фінляндії, а також у Швеції. Вони зустрічаються і південніше: у Прибалтиці, у Білорусії й інших районах. За даними Б.Н. Гурского, довжина самого великого оза в Білорусії, що протягається по берегах оз. Жеринского, дорівнює 25,6 км.

Про походження озов існує дві гіпотези.

1. Дельтова гіпотеза, що ґрунтується на виходах могутніх подледниковых водних потоків у периферичній частині льодовиків і відкладенні стерпного ними уламкового матеріалу у виді конусів виносу (дельт). При послідовному отступании льодовика утворювалися всі нові і нові конуси, злиття яких могло утворити суцільну або переривчасту озову гряду. За даними С.В. Калесника, окремі озоподібні тіла, зв'язані з виходом підльодовикових потоків, спостерігаються в сучасних льодовиків Маляспина і Норвезького [14].

2. Руслова гіпотеза, по якій походження звивистих озовых гряд зв'язується з рухами водно-льодовикових потоків у складно сполучаться над- і внутрішньольодовикових каналах (вироблених по великих тріщинах і розколам льоду). Велика маса і швидкість руху цих потоків сприяли перемиву моренного матеріалу і нагромадженню в крижаних руслах шаруватих піщано-гравійно-галькових відкладень. При відступанні і таненні льодовика вони зпроектувались на різні елементи рельєфу, нерідко перекриваючи озерні улоговини, моренні пагорби, виступи корінних порід.

Ками і камові тераси (ньому. "камм" - гребінь). Ками являють собою крутосхильні пагорби з виположеними вершинами. Висота їх від декількох до 20 м і більш. Камові пагорби, що мають різні обриси (округлі, конусоподібні й ін.), розділені зниженнями, іноді у виді замкнутих улоговин, що бувають заболочені або зайняті безстічними озерами. Ками утворені відсортованими відкладеннями - гравієм, пісками і супісями з горизонтальною і діагональною шаруватістю озерного типу, у яких зустрічаються валуни й окремі лінзи морен, а місцями стрічкові глини (ритмічне чергування тонких шарів глин і піску). Вважається, що Ками формувалися в умовах "мертвого" льоду, що не рухається, відірваного від областей харчування. Наявність у складі камових відкладень шарів із зазначеною стрічковою ритмічністю свідчить про те, що Ками утворилися в застійних водах над- і внутрішньо-льодовикових озер, що заповнюють улоговини і балки між брилами мертвого льоду. Накопичений у надльодовикових озерах матеріал у наступному проектується на поверхню основної морени або корінних порід ложа у виді пагорбів неправильних обрисів. Деякі дослідники (Е.В. Рухина) вважають, що Ками могли утворитися й у підлідних балках. Крім пагорбів, на схилах западин утворювалися терасовидні уступи - камові тераси, що розташовуються на різних рівнях, що зв'язано з нерівномірним таненням мертвого льоду. Камовий рельєф зустрічається в Карелії, у Прибалтиці, у північних районах Західної Європи.

1.5 Відкладення в перигляціальних областях

Серед прильодовикових (перигляціальних) відкладень виділяють:1) зандры (ньому. "зандер"-пісок); 2) лімногляциальные (гречок. "лимне" - озеро), або озернольодоикові; 3) лес.

Зандри і створювані ними зандрові поля утворяться за грядами кінцевих морен і представляють відкладення поталих льодовикових вод, що розтікаються на великі рівнинні простори. Це було особливе характерно для материкових четвертинних заледенінь, коли поталі води у великій кількості могли випливати як у зниженнях рельєфу, так і на вододільних просторах [17]. При цьому у відкладеннях спостерігається диференціація матеріалу. Більш грубі опади - різнозернисті піски з гравієм і галькою - відкладаються звичайно біля зовнішнього краю кінцевих морен, далі на величезних площах накопичуються більш однорідні піски, а в їхніх крайових частинах місцями з'являються тонкозернисті піски і супеси, що зв'язано зі зменшуваною силою потоку. Прикладами великих зандрових полів є Мещерське, Прип'ятське, Вятське Полісся і ділянки Західно-Сибірської низовини. У сучасну епоху зандрові поля відзначені перед льодовиками Ісландії й у краю льодовика Маляспина на Алясці. При локалізації поталих льодовикових вод у прильодникових балках і річкових долинах утворяться долинні зандри. Це відкладення вже звичайних водних руслових потоків, що відрізняються від річкових лише тем, що вони харчуються поталими водами льодовика.