Костенко - Геоморфология (774632), страница 60
Текст из файла (страница 60)
Основными параметрами, определяющими этот режим, являлись мощность ледниковых толщ (3 — 3,5 км), длительность геологической деятельности (от сотен до десятков тысячелетий) и динамика ледниковых потоков. По характеру динамики различают активные, пассивные и мертвые покровы материкового льда (рис. 61, 1 — Х1У). 280 281 Рис.
б1. Формы рельефа областей платформенного оледенения. Схемы: А, Б — рельефа а областях: А — разантия оледенениям Потоков актианого лЬда, Б — рсщсссии оледенения и распространения пассивного и мертвого льда; В, Г, Д вЂ” образоаания аодно-ледникоаых форм: В, à — озоа, Д вЂ” комовых террас; 1 — актианый лед; 2 — иассианый лед, тающий у края ледника; 3, 4 — морена: 3 — осноснмг, 4— абллдиониая1 5 — вода а трещинах ледяного массиаа; б, 7 — ~ряды: б — морейиыс, 7 — водно-ледникояые-озм; 8 — дельты лнугриледникосых логокоа; 9, 1Π— отложения: 9 — аодно-ледннкоаыс — озы, 10 — озерно-ледиикоаые; 11 — коренные породы лола ледника; 12 — направление движения дсыы; а — активного, б— пассиаиого. Цифры 1-Х1Х пояснены а тексте Для активного льда (А) характерны хорошая непосредственная связь с источниками питания и движение ледниковых масс, способных оказывать экзарационное действие на неровности субстрата — рельефа подледниковой поверхности.
В результате экзарационного воздействия толщ активньгх льдов (1) на субстрат подо льдом формируются основные морены (франц. морена — скопление)— обломочные породы различного состава (от валунов до суглинков и глин), уплотненные и неслоистые (У1). Покров активного льда повсеместно обладает динамичностью потоков. Конец покрова активного льда может наступать — продвигаться в направлении общего движения, если приток льда (Л) преобладает над таянием (Т), т.е, Л > Т, При динамическом равновесии — равенстве масс поступающего и тающего льда (Л = Т) — край движущегося ледника будет оставаться на одном и том же месте. В этом случае в конце ледяного покрова начнет накапливаться обломочный материал, формируя вал или гряду конечной морены (У11). В условиях преобладания таяния над поступлением льда (при Л ( Т) край ледника отступает и здесь формируются обширные гряды конечных морен насыпного типа (Б, 1Х) с линзами мертвого льда (Б, Х). Таким образом, при наступлении, стационарном положении и отступании края покрова активньгй лед всегда находится в лослгупательном движении и может оказывать экзарационное воздействие на доледниковые формы рельефа или нижележащую толщу древних морен.
В тающем массиве льда на его поверхности, внутри по трещинам и на границе с коренными породами возникают в большом количестве потоки талык ледниковых вод, несущих обломочный материал, насыщавший ледниковый покров (Г, П1). После таяния льда эти отложения либо проектируются на поверхность, образуя гряды — озы (А, Г, 1т), либо отлагиот дельты, которые наращиваются по мере отступания ледника (В, т). В условиях таяния и уменьшения мощности льда над поверхностью ледникового покрова выступают неровности коренного ложа — нунатаки (Х17), а перед его фронтом — ледниковые озера (ХП).
Пассивные, или слабоподвижные, льды (Б) возникают по периферии ледниковых покровов в начале общего таяния, регрессии оледенения и значительного ослабления связей с областью питания (П). Потепление протекает неравномерно, и сокращение ледниковых покровов носит импульсивный характер. Во время таяния толщ льда происходит массовое отложение обломков пород, захваченных льдами в стадию их активного развития, и отложение морен. При таянии слабоподвижных льдов в условиях Л < Т на основные морены могут налегать (или замещать их) морены вытаива- 283 ния — абллцнонные (латн.
абляция — снос), которые находились внутри или на поверхности движущихся потоков льда (УШ1. Зти ледниковые образования после отступания льдов формируют холмистые (1Х), волнистые и плоские моренные равнины, которые смягчают первичные неровности доледникового рельефа. Развитие общей регрессии оледенения в условиях возрастающего потепления приводило к формированию полей и линз мернгеаго льда (Х). Он характеризуется фрагментарным распространением и в начальных стадиях может представлять обширные покровы льда, полностью изолированные от источника питания. Обычно поля мертвого льда временно сохранялись в благоприятных оротрафических условиях— в понижениях ледникового рельефа: долино- и чашеобразных впадинах предледниковых озер (Х1). Но иногда формы, созданные мертвым льдом, встречаются на относительно высоких и даже на самых высоких участках.
Зто явление связано с мощностью крупных фрагментов льда, оторванного от области питания, и с потцтедниковым рельефоьь Отложения, выпавшие в процессе таяния мертвых лъдов, часто создают своеобразный рельеф террасовидных уступов — камов (Д, ХП1). Изучение геоморфологии равнин в области материковых оледенений Европы и Северной Америки позволяет выделить два основных типа рельефа: ледниковый — гляциальный (лат.
с1ас(а!ез — ледяной) и водно-ледниковый — фливиогляциальный (ланг. ттпт(язв река). Первый связан с геологической деятельностью покровов льда в течение ледниковых эпох; второй — водно-ледниковых потоков. Флювиогляционный тип формировался преимущественно по периферии покровов льда, когда они значительно сокращались, вплоть до полного таяния. Флювиогляциальньте формы образуются и во время наступания ледника, но имеют ограниченное распространение в пограничных регионах ледникового покрова и внеледниковых областей.
В районах, сопредельных с центрами оледенения, происходила длительная деятельность активных потоков лыта, которые преобладали и во время регрессии оледенения. Зто определило формирование зкэарационного (ланг. ехатат(о — выпахивание) ледникового рельефа и ограниченное распространение некоторых форм ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции. Область региональной (преобладающей) зкзарации (Канадский щит, Фенноскандия и др.) характеризуется гляциальной моделировкой доледниковых водоразделов, склонов долин и озерных котловин. Скалистые гряды и другие водораздельные возвышенности Ят Яй Яэ Яч Яб~Ди Яу ~~::Дв Яз ~теЦДтт Ша$Я3аЯ3и~те Рис. 62. Аккумулативные формы рельефа в области таяния активного льда. А— геоморфологические соотношения конечных морен, озов и озерных котловин, Б— деталь строения озов.1, 2 — морены: 1 — конечные, 2 — основные; 3 — отложения озов внутри моренных гряд; 4-6 — состав озов, слои: 4 — валунные, 5 — галечниковые, 6 — гравийные и песчаные; 7 — перемытые моренныс суглинки; 8 — ~равийно-галечниковые отложения с обломками, вымытыми из морен; 9 — кссослоистые пески1 1О, 11 — озерные отложения (10 — глинистые, 11 — песчаные); 12— породы ложа ледника; 13,14 — холмистый рельеф: 13 — озов, 14 — морен; 15— равнины моренные и флазвиогляииальные.
Цифры 1-7пояснены в тексте вследствие ледниковой "полировки" получили название курчавых скал, бараньих лбов (рис. 62, А, б). Там, где эти возвышенности оказались затоплены морем, они образуют ииеры. Склоны и дно речных долин превратились в обширные трогообразные плоскодоннъте крутосклонные долинообраэнью понижения коробчатой формы. Устья и нижние части долин, переработанные льдами, оказались затопленными (после таяния льда) и образовали глубокие заливы — бзиорды (фъорды). Такие формы распространены по побережью Норвегии и Кольского полуострова, Зкзарационная деятельность мощных потоков льда привела к значительному переуглублению фиордов, достигающих глубины 1100 м (Согне-фьорд) и врезанных в морское дно (в среднем) на 300 — 500 м.
Образование мно- гочисленных экзирационных озер (глубиной до 200 м) связывают с избирательной выпахивающей деятельностью льда, которая часто приурочена к СЗ. Впоследствии эти углубления — ванны, в ориентированных ледниковых шрамах, заполнялись водой. Аккумулятивные послеледниковые озера (см. рис. 62, А, Б, 2) возникали при преграждении долины и других понижений моренными валами (А, 1). С озерным рельефом связаны незначительные по размерам а«кумулятивные озерные равнины, сложенные материалом, вынесенным из краевой части ледников (А, Б, 3). Моренные равнины с маломощным покровом из грубого обломочно-валунного материала имеют ограниченное распространение и тяготеют к окраинным регионам с экзарационным рельефом. Гряды стадиальньп «онечньах морен напора формировались в области преобладающей экзарации, в условиях временного стационарного положения активного ледника вдоль его края.
В рельефе эти гряды представляют узкие крутосклонные возвышенности сравнительно большой протяженности (см. рис. 62, А, Б, 1). Они сложены сильно перемятыми моренными отложениями с грубообломочным валунно-галечниковым супесчано-суглинистым заполнителем и линзами плохо сортированных песков. Характерным примером подобных образований являются три гряды конечных морен Сальпауселька в южной Финляндии, соответствующие стадиям отступания ледника последнего (валдайского) оледенения. Озы (швед. азат — гряда, вал) относятся к распространенным флювиогляциальным формам, связанным с деятельностью надледниковых и внутриледниковых потоков (см, рис. 62, А, 4).
Озы представляют кругосклонные гряды, изгибающиеся в плане в виде крутых меандр. В соответствии с положением относительно края ледника озы подразделяются на радиальные (4), согласные с направлением движения ледникового потока, и поперечные, или маргинальные, ориентированные примерно параллельно краю ледника (з). Озы сложены хорошо сортированными песками, иногда косослоистыми, в различной степени обогащенными валунно-галечниковым материалом (У). Существуют две гипотезы происхождения озов, которые, по-видимому, соответствуют различным обстановкам их образовани. Де Геер предложил дельтовую гипотезу, согласно которой мощные потоки вырывались из-под ледника по его периферии (см.
рис. 61, В, 7). В результате резкого падения гидродинамического давления они разгружали весь взвешенный материал в виде конусов выноса. При последовательном отступании края ледника конусы сливались и могли образовать извилистую насыпь. В.Таннер предложил русловую гипотезу, в соответствии с которой озы представляют собой проекцию осад- ков русел водно-ледниковых потоков, протекавших как по поверхности, так и внутри или под толщей материкового льда. Эти отложения пассивно проектировались на древний рельеф при отступании и таянии материкового льда.
Поэтому озы местами перекрывают озернь1е котловины, моренные гряды и холмы (см. рис. 61, Г, П1, 17)'. Область региональной аккумуляции простирается южнее области преобладающей экзарации, Она представлена моренными равнинами. Вблизи ледникового питания преобладают холмистые равнины, их рельеф осложнен конечными моренными грядами, расчленен реками и озерными котловинами, Здесь также встречаются ложбины стока талых вод, которые были генетически связаны с водами тающих ледниковых покровов. Южнее рельеф моренных равнин сглаживается, и они постепенно становятся слабоволнистыми и плоскими.
В северных холмистых равнинах США, Канады, Ирландии, Европы встречаются друмлины (ирланд. дппп11п — холм) и друмлинные леля (рис. 63, А — Б). Друмлины представляют собой холмы с осями, вытянутыми в направлении движения льда. Их склоны мягких очертаний характеризуются большой крутизной у проксимального (ближайшего) конца и меньшей — у дистального (удаленного по отношению к направлению движения ледника) (А, Б).
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
