Рельеф областей древних оледенений. На протяжении четвертичного периода (около 1,8 млн лет) было несколько покровных оледенений, оставивших после себя своеобразный рельеф. Наиболее крупные оледенения имели место в раннем, среднем и позднем плейстоцене. На Восточно-Европейской платформе это соответственно окское, днепровское, московское и валдайское оледенения, причем каждое последующее оледенение было меньше предшествующего (рис. 5.21). В Северном полушарии основными центрами оледенений были
Канадский щит в Северной Америке, Балтийский щит и Северный Урал в Европе, Таймыр в Восточной Сибири. На сушу льды поступали также из замерзших северных морей и арктических островов Канадского архипелага, Новой и Северной Земли и др. Из центров оледенения лед растекался потоками во всех направлениях, но большей частью — к югу. Древние ледниковые покровы занимали площади, сравнимые с современными покровами Антарктиды и Гренландии.
Рельеф, оставленный более древними оледенениями, изменялся во время последующих оледенений и перекрывался сначала льдами, а после их таяния — моренами и водно-ледниковыми отложениями. Поэтому большая его часть погребена. Он сохранился в значительно сглаженном виде лишь в периферических частях областей оледенений, которые не перекрывались более молодыми ледниковыми покровами, а также на поднятиях, обтекавшихся льдом. Непосредственно к ледниковому покрову примыкала территория перигляциальной зоны. Для нее характерны суровый тундровый климат, развитие мерзлоты, постоянно дующие с ледникового покрова сильные стоковые ветры, выносившие пыль, отлагавшуюся на водоразделах и поверхностях террас в виде покрова лессов или лессовидных суглинков. С отступанием ледников перемещалась и перигляциальная зона В результате лессовые покровы на моренах и террасах, а также реликтовые мерзлотные формы развиты далеко на севере. Зональность ледникового рельефа. В пределах развития каждого древнего ледникового покрова рельеф разделяется на две области:
экзарации и аккумуляции. Лучше всего их черты представлены в рельефе, оставленном наиболее поздним ледниковым покровом, растаявшим около 12-10 тыс. лет назад. В Европейской части России он назван валдайским (объединившим два оледенения — калининское и осташковское), в Западной Сибири — зырянским, в Западной Европе — вюрмским, в Северной Америке — висконсинским. Область экзарации — это область зарождения, питания и наращивания толщины ледникового покрова (центр оледенения). Для валдайского оледенения так же, как и для более древних, — это в основном территория Балтийского щита со Скандинавскими горами. Мощность ледникового покрова во все эпохи оледенения достигала здесь 2-3 км, и здесь он существовал наиболее длительное время. Отсюда он растекался во все стороны отдельными потоками, непосредственно воздействуя на подстилающие горные породы и разнося их обломки на многие сотни километров. Именно здесь преобладают экзарационные формы рельефа. К ним относятся многочисленные ванны и котловины выпахивания разных размеров, ориентированные в направлении движения льда. Многие из них приурочены к тектоническим понижениям доледникового рельефа или к участкам бывших речных долин и существуют длительное время, возможно, с первых ледниковых эпох. В настоящее время большая их часть занята озерами (Каллавеси, Сулавеси в Финляндии и многие другие). Ванны и котловины разделены скалистыми крутосклонными грядами — сельгами (от фин. selka — спина, крялс). Выступы коренных пород сглажены и отполированы льдом, что дало основание называть их «бараньими лбами» (рис. 5.22). На них сохранилась штриховка, по которой определяется направление движения льда. Вдоль побережий развит шхерный рельеф (затопленные неглубоким морем «бараньи лбы», выступающие в виде островов), «курчавые» скалы (сглаженные льдом). Ледники, спускавшиеся на север в море, выработали глубокие троги, которые после таяния льда и повышения уровня моря были затоплены и превращены в заливы-фъорды. Область аккумуляции ледникового материала занимает громадные площади. Здесь развиты ледниковые и водно-ледниковые формы рельефа. В ледниковом покрове существовали автономные потоки льда, текущие с разной скоростью, в том числе из разных центров оледенения и питающих провинций (рис. 5.23). Последние поставляли обломочный материал разного состава, характерного для определенной территории, на основании чего и определяются пути движения льда и разноса захваченных им обломков коренных пород. Каждый поток состоял из нескольких ледниковых лопастей, которые в свою очередь подразделялись на языки. Все они были приурочены к различного рода понижениям доледникового рельефа, в том числе тектоническим: морским заливам, озерным котловинам, речным долинам, существовавшим до оледенения. Потоки и лопасти разделялись ледоразделами, которыми являлись тектонические поднятия. Некоторые из них совсем не перекрывались ледником и возвышались над ним, на других мощность льда была сокращена. В области аккумуляции выделяются две зоны: внутренняя и краевая. Внутренняя аккумулятивная зона расположена между краевой зоной и областью экзарации. Деградация и отступание ледникового покрова, вызванная потеплением климата, ведет к вытаиванию изо льда обломочного материала, неравномерно рассеянного в его толще. В результате образуется аккумулятивный рельеф моренных равнин, имеющий грядовый, холмистый, холмисто-грядовый, холмисто-западинный рельеф. Некоторые гряды вытянуты по направлению движения ледника и являются боковыми моренами слившихся ледниковых потоков. Высота холмов и гряд достигает 20-30 м, реже более.
Равнины сложены основной мореной, представляющей, по существу, донную морену, т. к. поверхностных морен у покровных ледников нет, и внутренние морены развиты слабо. В ее составе преобладают суглинки с рассеянными обломками пород разного размера: от дресвы до глыб. Чем моложе морена и чем ближе она к области экзарации, тем больше в ней крупных обломков — плохо окатанных валунов, глыб. В области аккумуляции последнего оледенения моренные холмы усеяны крупными валунами. Из-за колебаний климата ледники наступали и отступали неравномерно (стадийно), с осцилляциями (от лат. oscillatio — качание), временно задерживаясь на некотором рубеже, иногда вновь наступая, что фиксируется валами стадиальных конечных морен. Таких стадиальных валов последнего валдайского ледникового покрова насчитывается до пяти-семи. Многие из них являются крупными аккумулятивными возвышенностями — Валдайская, Вепсовская и др. Они служили преградами или плотинами для талых вод, текущих от края ледника. Поэтому между краем отступающего ледникового покрова и грядами и холмами стадиальных морен, помимо зандровых равнин, образовывались подпрудные озера. В них накапливались озерно-ледниковые тонкие осадки — ленточные глины, состоящие из ритмично переслаивающихся глинистых и песчаных слойков, отражающих сезонные изменения водности: весной отлагались более грубые песчаные прослои, а зимой — тонкие глинистые. Многие озера существуют до настоящего времени. Во внутренней зоне широко развиты долинные зандры. Они полосами протягиваются вдоль речных долин или образуют самостоятельные формы — ложбины стока. Многие из них представляют широкие, в несколько километров шириной, понижения, т. к. приурочены к тектоническим прогибам. Поскольку после полного стаивания льда вода иссякла, многие ложбины в настоящее время практически сухие.
В некоторых из них сохранились на дне остаточные озера. Другие ложбины использованы современной речной сетью. Примерами могут служить разновозрастные ложбины стока, образованные во время деградации московского (среднеплейстоценового) или валдайского (позднеплейстоценового) оледенений, развитые на северо-западе Московской области — Икшинская, в Смоленской — Микулинская, Новгородской — Ильменьская и многие другие. К одной из ложбин стока, образованной во время деградации среднеплейстоценового московского оледенения, приурочен канал Москва-Волга. Другими формами рельефа, связанными с таянием льда, являются озы.
Озы (от швед, as — гряда), или эскеры — это валы, гряды или цепь холмов, напоминающие железнодорожные насыпи, часто извилистые (рис. 5.24). Длина таких гряд составляет от первых десятков метров до нескольких сотен километров. Высота— от 5-8 до 10-20 м и более, ширина — первые сотни метров, причем поверхность валов и гряд может быть выпуклой, плоской, гребневидной. Склоны — крутые, симметричные или асимметричные. Сложены озы песком или гравийно-галечным и песчаным материалом, сортированным, слоистым, что свидетельствует о водной среде образования (рис. 5.25 Л, Б). Озы, не считаясь с рельефом, могут подниматься вверх по склонам, пересекать водоразделы. Образование озов связывается с водными потоками, текущими внутри ледника, в его основании и на поверхности (рис. 5.26).
По расположению относительно края ледникового покрова выделяются радиальные и маргинальные озы.
Радиальные озы ориентированы по направлению движения ледника. Они прямолинейны или имеют извилистую форму в зависимости от течения потоков талых вод по трещинам или в туннелях внутри льда.
Маргинальные озы ориентированы поперек движения ледника. Существуют различные точки зрения на образование озов. По одной из них, поток, выходя за край ледника, откладывал переносимый материал в виде конуса выноса или дельты (в случае впадения в водоем), которые постепенно наращивались вверх по течению вслед за отступающим краем ледника. Таким образом, образовывалась радиальная цепь конусов выноса в виде вала или гряды, чаще всего симметричных. Маргинальные озы образовывались при соединении друг с другом боковыми частями конусов или дельт многих потоков (рис. 5.27 А).
Вследствие этого образовывалась гряда (или вал), оконтуривающая край ледника, асимметричная в поперечном разрезе. Более крутым является склон, обращенный к леднику. По другой точке зрения, отложенный на дне потока и переносимый материал в процессе таяния льда проектировался на субстрат, образуя инверсионную форму — вал или гряду (см. рис. 5.27 Б). Некоторые озы перекрыты мореной. Это говорит о том, что часть потоков текла подо льдом или внутри него. Помимо озов во внутренней зоне аккумуляции развиты камы (от англ. came — гребень) — формы рельефа, имеющие озерно-ледниковый генезис. Это отдельные холмы (рис. 5.28) или скопления холмов, платообразные возвышенности или террасы на их склонах. Их образование связано с мертвым неподвижным тающим льдом, заполняющим понижения в рельефе. При таянии льда на его неровной поверхности возникали озера. Озера существовали и подо льдом на поверхности субстрата (как сейчас в Антарктиде), и внутри льда. В них накапливались горизонтально слоистые глины, илы, супеси, переслаивающиеся с песком. При таянии льда осадки постепенно проектировались на субстрат или морену, образуя, как и озы, инверсионную форму Если осадки накапливались в стоячей воде, то образуемые формы называются лимнокамы. Если же вода была проточной, что сказывается на более грубом составе и отчетливой слоистости отложений, то такие формы называются флювиокамы. Высота камов достигает 20 м, реже больше, диаметр до сотни метров. В пределах области аккумуляции (а иногда и экзарации) местами развиты особые формы рельефа — друмлины (от англ. drumlin — гребень холма) — холмы или валы, плосковершинные, продолговатые, вытянутые по движению льда. Высота друмлинов колеблется от 5 до 40 м, ширина — 250-600 м, а длина доходит до 1-1,5 км. В продольном сечении они асимметричны: склон, обращенный к наступающему леднику, высокий и тупой, противоположный — низкий и пологий. Сложены они мореной, облекающей цоколь из коренных пород, который иногда обнажается на тупом конце (рис. 5.29). Встречаются скалистые друмлины, вырезанные в коренных породах. Между всеми типами есть переходы. Друмлины часто образуют скопления (сотни и тысячи) перед фронтом краевых или некоторых стадиальных морен. Происхождение друмлинов до настоящего времени не совсем ясно. Или они вырезаны активно наступавшим ледником в уже отложенной морене или коренных породах. Или участки льда, перегруженные обломочным материалом, перед препятствиями и за ними теряли подвижность, вследствие чего материал сгружался. Чистый лед обтекал такие участки, сглаживая и придавая им форму друмлин.
Краевая зона — территория, где заканчивался ледниковый покров и сгружался приносимый льдом материал. Он слагает фронтальную конечную, или краевую, морену, в рельефе образующую ряд возвышенностей в виде гряд и валов, цепочек холмов, в целом оконтуривающих край ледника и потому в плане обычно имеющих дугообразную, а на отдельных участках фестончатую форму. Выпуклая часть дуги обращена по направлению движения ледника. Ширина краевой зоны составляет несколько десятков километров, а мощность морены и, соответственно, высота слагаемых ею валов или холмов достигает ста или более метров, что намного больше основных морен. Краевые морены разделяются на насыпные и напорные. Насыпные морены образуются у края тающего ледника при его длительном спокойном стационарном положении. В поперечном сечении валы и гряды насыпных морен асимметричны: край, обращенный к леднику, более крутой. Они сложены принесенным ледником обломочным материалом, иногда перемытым талыми водами или отложенным в подпрудных озерах, существовавших у края ледника и потому имеющих слоистость, не характерную для морен.
Напорные морены характерны для активно наступающих ледников, которые, как бульдозером, воздействуют на породы или отложения перед их краем. Там, где ледник при своем движении встречает какое-либо препятствие — выступ крепких пород в ложе — ригель (от нем. Riegel — поперечина), или тектоническое поднятие, коренные породы под напором льда сминаются, выдавливаются вверх, отрываются в виде пластин, чешуи или глыб, включаясь в тело ледника, а затем в морены в виде отторженцев. Последние могут быть принесены издалека. Морены напора образуют валы и вместе с подстилающими породами бывают нарушены складками, сбросами, надвигами и др. Такие образования называются гляциодислокациями. Напорные морены разного возраста с гляциодислокациями встречаются на территории России, Белоруссии, Прибалтики, Украины, и др. Известными среди них являются гляциодислокации Каневские на Днепре на Украине, Сещинские в Белоруссии и др. С внешней (дистальной) стороны краевых морен в перигляциалъной зоне развиты равнинные зандры — обширные плоские равнины, образованные отложениями многочисленных водных потоков, выходивших из-под края тающего и отступающего ледникового покрова. Потоки разветвлялись на многочисленные русла различных размеров, выносивших песчано-гравийный материал, являющийся продуктом перемыва морен. Поэтому для отложений характерен пестрый по механическому составу материал. Зандровые пески перевевались ветрами с образованием дюн и гряд. Многие зандровые равнины приурочены к тектоническим понижениям, в настоящее время зандровые равнины покрыты хвойными лесами и называются «полесьями» (Белорусское, Украинское полесья, Мещера и др.). Более крупные и энергичные потоки использовали существовавшие до оледенения речные долины (верховья Волги, Днепра и др.). Они прорезали гряды краевых морен, врезались в прилегающую равнину, образовав долинные зандры. Последние выполнены более грубым, по сравнению с равнинными зандрами, гравийно-галечным материалом с примесью валунов. Вниз по долинам рек зандры переходят в речные террасы. В областях более древних оледенений, чем валдайское, — ранне-и среднеплейстоценовых — зональность рельефа плохо выражена. Первоначальный рельеф древних оледенений существенно сглажен, размыт, краевые морены иногда полностью размыты или плохо выражены в рельефе. Кроме того, аккумулятивный моренный рельеф внутренних зон в процессе постепенного отступания более молодых ледниковых покровов во многих случаях был перекрыт слоем песчано-гравийного флювиогляциального материала, и в рельефе образовались зандровые равнины. Такие равнины имеют плоскую поверхность, которая иногда всхолмлена последующими эоловыми процессами с образованием песчаных валов и дюн. Мощность флювиогляциальных отложений редко превышает 2-3 м. Залегающий под ними моренный суглинок служит водоупором для поверхностных и грунтовых вод. Поэтому зандровые равнины часто заболочены. Лессовидные суглинки, перекрывающие древние морены и зандры, еще более выполаживают рельеф областей древних оледенений.
Заключение. Оледенения влияли на многие процессы, происходившие на Земле. Изменялся ландшафт, происходило смещение ландшафтно-климатических зон: во время оледенений они смещались к югу, а во время межледниковий — к северу. Так, в теплые эпохи тундра совсем исчезала из Европейской части России, а в Азиатской части площадь ее значительно сокращалась, лесные зоны продвигались на север. С развитием и таянием ледниковых покровов связаны планетарные колебания уровня морей и океанов, названные гляциоэвстатическими. Во время оледенений сток рек уменьшался, большое количество воды изымалось из морей и океанов и консервировалось во льдах, что вызывало регрессии. Во время таяния ледниковых покровов уровень морей и океанов повышался — наступала трансгрессия. Колебания уровня морей и океанов влияли на формирование морских и речных террас. С оледенениями связана гляциоизостазия — нарушение изостатического равновесия земной коры, приводившее к вертикальным движениям. Под тяжестью ледниковых покровов земная кора в центрах оледенений прогибалась на величину, примерно равную одной трети мощности льда, а во время таяния происходило поднятие со скоростью до 10-15 см/год и даже более (Н. А. Мёрнер). Напряжения в земной коре, вызванные нагрузкой и разгрузкой ледниковых покровов, приводили к изменению сейсмичности территорий, занимаемых покровами. Так, послеледниковое поднятие Скандинавии сопровождалось землетрясениями, магнитуда которых достигала 7-8. Об этом свидетельствуют так называемые палеосейсмодислокации (рвы, трещины, уступы, обвалы и оползни), сохранившиеся в рельефе Кольского п-ва, Швеции, Норвегии, Финляндии, Карелии и других районов. Изостатический подъем земной коры после последнего валдайского оледенения еще продолжается. Поданным В. Я. Евзерова и С. Б. Николаевой, территория может подняться еще на 40-60 м. Отложения, слагающие ледниковые и водно-ледниковые формы рельефа, являются полезными ископаемыми. Они используются в качестве строительных материалов (суглинки, пески, песчано-гравийные смеси). Кроме того, морены и флювиогляциальные отложения зандров иногда содержат ценные минералы (золото, платину и др.), включенные в их состав при разрушении коренных пород и аллювиальных отложений, содержащих россыпи.
