Костенко - Геоморфология (774632), страница 61
Текст из файла (страница 61)
Длина холмов варьирует от 1 до 15 км, ширина — от 100 — 200 м до 2 — 3 км, и высота — от 5 до 25 м. Друмлины располагаются преимущественно перед внутренним краем гряд конечных морен. В плане они образуют отдельные возвышенности, но иногда располагаются в виде гряд или (реже) покрывают обширные площади (А). У ледниковых языков встречается типичное расположение друмлинных гряд, точно нанизанных на веерообразные оси в направлении движения ледника.
По строению различают друмлины двух типов. Первые сложены моренным материалом с ядром из коренных пород обтекаемой формы или выступом со сгЛаженной поверхностью, расположенной в проксимальной части холма (А, Б, 1 — 6), Друмлины второго типа полностью сложены мореной, иногда с линзами опесчаненных морен (Б, 7 — 9). Известны две гипотезы образования друмлин; они не исюпочают друг друга и, по-видимому, соответствуют различным генетическим обстановкам образования. В соответствии с первой гипотезой друмлины возникали в условиях расчлененного доледнихового рельефа и активного движения отдельных ледниковых языков.
В результате переползания участков ледниковых языков через пре' В определенных условиях и русловая и дельтевоа гипотезы могли соответствовать образованию оэов. 286 287 Рис. 63. Рельеф друмлинов (А, Б) и камов (В). ! — морены, 2 — водно-ледниковые отложения; 3 — коренные породы ложа ледника; 4 — ядро друмлинов из коренных пород; 5 — неясные границы; схема В: 1 — аллюзий; 2 — линзы перемытой морены; 3 — абляционнмг морена; 4 — тонкослонстыс пески; 5 — линзы и прослойки гравия, валунов и морены; 6 — линзы валунного материала; 7 — ленточные глины; 8 — основная морена; 9 — порода, слагающая ложе ледника.
Цифры ) — 9 (рис. Б) пояснены в тексте пятствия (выступы коренньгх пород или древних ледниковых отложений) создавались условия, при которых за препятствиями происходила частичная разгрузка обломочного моренного материала. Верхняя часть более чистого льда моделировала поверхность этих препятствий, образуя холмы сглюкенных очертаний. По другим представлениям, друмлины, ядра которых сложены мареками, являются подледниковыми образованиями, формирование которых связано о выдавливанием моренного материала из покрова двигающегося льда.
Скапливаясь в продолговатые холмы обтекаемых очертаний, этот моренный материал формировал гряды довольно выдержанного простирания, которые непрерывно обтачивались с боков двигающимися потоками льда. В большинстве случаев друмлины развиваются в регионах с первично-холмистым доледниковым рельефом. В районах, более удаленных от области ледникового питания, встречается рельеф хамовых (нем. камы — гребНи) холмов неправильных очертаний и террасовидных уступов на склонах западин— хамовых террас (см. рис.
бЗ, В). В зоне отступания материкового льда (по Р.Флинту) устанавливается приуроченность камового ландшафта к обширным понижениям меренных равнин. Образование камов связывается с мертвым льдом — крупными фрагментами разобщенного покрова льда, оторванного от области питания (см.
рис.б1, Х1П). В пониженных участках рельефа таяние изолированных глыб было наиболее интенсивным на контактах с относительно темными и прогретыми коренными породами. При усиленном таянии в пограничных районах накапливался флювиогляциальный материал. Неравномерность процесса таяния мертвого льда обусловила террасоющный, ступенчатый характер камов, которые иногда называют склонами ледникового контакта, так как они соответствуют очертаниям ледяной массы на определенных стадиях ее таяния.
Камовые террасы сложены флювиогляциальным материалом: супесями, песками, гравием, иногда с валунным материалом и с линзами морен. Несколько иной рельеф неправильных холмов и заболоченных или озерных западни образуют камы, сложенные преимущественно озерно-ледниковыми отложениями, представленными песками и супесями с диагональной слоистостью озерного типа и реже суглинками. Камовые холмы имеют округлые и неправильные очертания с высотой до нескольких метров, с крутыми склонами (до 45') Поверхность камов осложнена мзленькими западинами термокарстового генезиса.
При достаточной густоте камовых холмов в промежутках между ними образуются замкнутые котловины. Последние бывают заболочены или представляют бессточные озера (см. 239 рис. 63, В). Они образовались за счет заполнения пустот в полях мертвого льда.
При этом могли возникать небольшие надледниковые западнны и ложбины, выполненные озерно-ледниковыми отложениями. Одновременно происходило вытаивание морены из тела ледникового покрова. Поэтому впоследствии отложения надледниковых ложбин и котловин проектировались на моренный материал. Если в таком — надледниковом или предледниковом — озере плавали глыбы льда — айсберги, то при таянии моренный материал айсбергов мог перекрывать озерно-ледниковые отложения (см. рис.б1, Б, Х1). Камовый рельеф типичен для Ирландии, встречается в северных районах Западной Европы и в Прибалтике.
Гряды конечных морен области преобладающей аккумуляции возникают в краевой зоне оледенения, удаленной от источников питания льдом при длительном стационарном положении конца ледника. Гряды представляют в плане слабоизогнугые возвышенности, которые повторяют в своих очертаниях форму края ледникового потока, ледниковой лопасти или отдельных ледников. Здесь рельеф конечных морен имеет более мягкие валообразные очертания с высотой в десятки метров и протяженностью многие сотни километров. Конечные морены осложнены холмисто-западинным рельефом, образовавшимся в условиях развития суффозионных и термокарстовых процессов таяния мерзлых льдистых пород и глыб льда, погребенного в морене.
По-видимому, этот процесс имел широкое развитие и сопровождался суффозией — выносом мелкозема талыми водами. Количество гряд, отчетливо выраженных в рельефе, соответствуег наиболее длительным стационарным положениям края ледника в процессе его отступания. В обобщенных очертаниях гряды конечных морен ориентированы перпендикулярно к направлению движения потоков льда. Все вышеописанные формы создают своеобразный ландшафт и хорошо сохранились в пределах границ последнего оледенения. Южнее преобладают различные флювиогляциальные формы. Зандры (дат. зандр — поле, яит. заплот — песок) и созданные ими зандровые равнины илн поля представляют отложения потоков талых вод, не ограниченных долинами, растекавшихся на больших равнинных пространствах в виде гигантских разливов, продолжавшихся тысячелетия.
Они встречаются в парагенезе с озерно-ледниковыми отложениями во внешней стороне, т.е. к югу от конечноморенных гряд. Отчетливо выраженные в рельефе зандры располагаются за границами последнего оледенения на равнинных пространствах Северной Америки, Европы и Азии (Западно-Сибирская низменность). В современную эпоху зандровые равнины формируются у края ледников аляскинского типа. Древние зандровые равнины состоят из слоистых толщ, сложенных галечниками, гравием н песками, вымытыми из моренного материала в тающих ледниках. В отличие от зандров последнего оледенения древние зандровые поля местами перекрыты чехлом лессовидных суглинков.
В плане зандры представляют собой слившиеся друг с другом плоские очень обширные конусы, с вершинами, обращенными к участкам выходов основных потоков талых вод из ледника. Ниже разливов возникали более сосредоточенные струи, отлагавшнеся в долинообразных понижениях — долинные зандры, которые предопределилн заложение первичного рисунка будущей гидросети— ложбин стока талых вод. Террасы зандровых долин на расстоянии примерно 100-150 км от края отступавшего ледника часто переходят в зллювиальные террасы.
Ложбины смока талых вод связаны с действием потоков, вырвавшихся из-подо льда (в периферической зоне ледникового покрова), и поверхностных вод, обтекавших край ледника. Соответственно выделяются: ложбины, разработанные в южных направлениях, согласных с общим движением ледников, — радиальные и следующие вдоль края ледника — миргинаяьные. Последние формировались в условиях затрудненного стока — при наличии обратных уклонов и других препятствий. Ложбины характеризуются при значительной глубине (первые десятки метров) небольшой протяженностью (несколько десятков километров) и малой шириной. Большинство рек Северной Европы наследует ложбины стока талых вод.
Ложбины выполнены песками и галечниками и поэтому являются прекрасным хранилищем пресных вод. Озы н камы часто связаны с проксимальными участками ложбин ледникового стока, к ним примыкают зандровые поля. ЗОНАЛЬНОСТЬ РЕЛЬЕФА В ОБЛАСТИ ОЛЕДЕНЕНИЙ Изучение территории, подвергшейся разновозрастным оледенениям, позволяет установить локальную и региональную зональности рельефа, а также парагенез форм, предопределенных динамикой ледниковых покровов. Локальная зональиость — в пределах одного одновозраетного ледникового покрова — обусловлена динамикой я морфологией нотокое льда в его периферической части. В плане эти потоки заканчиваются в виде лонастей.
Последние распадались на более мелкие формы — языки, придавая очертаниям окончания ледникового потока фестончатый характер. В процессе регрессии оледенения в пределах таких ледниковых языков рельеф формировался в трех зонах: внутренней, краевой и внешней. Они определяли простран- 290 291 ственное расположение гляциальных и флювиогляциапьных форм. Наиболее отчетливо строение этих зон выражено в области регрессии последнего оледенения.
Для внутренней зоны ледниковых языков характерны моренные равнины. Водно-ледниковые формы здесь встречаются редко и на ограниченной территории. Краевой ледниковой зоне свойственно разнообразие гляциальных и флювиогляциальных форм. Среди первых преобладают конечные морены напора и насыпные; среди вторых — линейные грядовые и холмистогрядовые формы (озы и камы), а также многочисленные ложбины стока талых вод. Во внешней ледниковой зоне формируется рельеф равнин — зандровых и озерно-ледниковых. Локальная зоналъность рельефа осложнялась в связи с продвижением и отступанием льдов.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
