Рельеф областей покровных плейстоценовых оледенений

Покровные ледники, в отличие от горных, занимают целые острова и континенты. Из-за большой мощности (в Гренландии более 3 км и в Антарктиде 4 км) на их распространение и характер поверхности подледниковый рельеф в центральных частях покровов не оказывает существенного влияния. Поверхность покровных ледников, как правило, плоско-выпуклая, в виде щита (рис. 16.12). Покровные ледники распространены в арктическом и антарктическом климатических поясах, где снеговая граница опускается до уровня моря или находится немного выше его. Движение покровных ледников происходит радиально, за счет растекания льда от центра щита к периферии, в связи с разницей давления. Динамика покровного ледника в несколько идеализированном виде представлена на рис. 16.13. В центральной части располагается область питания, где ежегодный расход на таяние меньше, чем количество выпадающих осадков. Следствием этого является увеличение мощности ледникового покрова. По мере удаления от области питания абляция увеличивается, мощность льда становится меньше, краевые части ледника начинают приспосабливаться к подледному рельефу, как это происходит в юго-восточной части Гренландии. В зависимости от соотношения приходной и расходной частей баланса ледника его край не остается в стационарном положении, осциллирует.

Поверхность ледников обычно разбита трещинами, возникающими по разным причинам: влияние рельефа подледникового ложа, различная скорость движения отдельных частей ледника и др. Трещины затем расширяются и углубляются под действием талых ледниковых вод, возникающих на поверхности ледника летом. Так возникают надледниковые каналы, достигающие глубины в десятки и даже сотни метров. За счет талых вод образуются внутриледниковые и подледниковые каналы, или тоннели, в которых вода находится под большим давлением и, двигаясь под напором, производит большую эрозионно-аккумулятивную работу. В областях распространения покровных оледенений (в частности, в Антарктиде) встречаются значительные по площади подледниковые озера.

Рис. 16.11. Схема образования нагорных террас (по С. Г. Бочу и И. И. Краснову):

а — морозное выветривание (размер стрелок указывает на различную интенсивность процесса); б — солифлюкционный перенос рыхлых продуктов выветривания; в — направление отступания уступов нагорных террас; г — последовательные стадии отступания нагорной террасы; д — последовательные стадии снижения площадок нагорных террас под воздействием морозного выветривания и солифлюкционного сноса.

Рис. /6.72. Ледниковый покров Гренландии:

I — план; II — профиль по линии А—В (по И. Марцинеку).

Рис. 16.13. Схема динамики ледникового щита (по Е. В. Шанцеру):

Af— область питания ледника; АЪ — область абляции; Ех — зона экзарации;

Ак — зона ледниковой аккумуляции; Н₀ — максимальная мощность льда, при которой возможно подледное накопление основной морены; 1 — приход снежных осадков; 2 — поверхностное стаивание; 3 — движение льда В течение четвертичного времени площадь покровного оледенения неоднократно значительно расширялась. Льды покрывали огромные пространства на территории Северной Америки и Евразии. Во время максимума распространения четвертичного оледенения оно покрывало более 40 млн км² (около 30% площади суши), т. е. почти в три раза превышало площадь современного оледенения.

В настоящее время на территории Восточно-Европейской равнины выделяют не менее шести оледенений (снизу вверх): донское, окское, днепровское, московское, калининское, осташковское; соответственно пять межледниковий: беловежское (мучкапское), лихвинское, одинцовское (рославльское), микулинское, молого-шекснинское. Это наиболее принятая, но не единственная точка зрения о палеогеографических событиях четвертичного периода на территории Восточно-Европейской равнины. До настоящего времени нет единого мнения ни о числе четвертичных оледенений, ни о границах их распространения, ни о названиях ледниковых и межледниковых эпох, что очевидно из табл. 16.1 и из сравнения рис. 16.14 и 16.15.

До сих пор идут, например, споры о том, было ли калининское оледенение, а среди признающих два позднеплейстоценовых оледенения — какое из них (калининское или осташковское) было больше по площади. Среди исследователей нет единого мнения ни о числе среднеплейстоценовых оледенений, ни о том, было ли московское оледенение самостоятельным или это стадия днепровского оледенения. Остается спорным вопрос, какое из среднечетвертичных оледенений было максимальным.

Следует, однако, отметить, что в последние годы появились достаточно убедительные данные, свидетельствующие о том, что и в среднем, и в позднем плейстоцене территория Восточно-Европейской равнины дважды подвергалась покровным оледенениям, а максимальными среди них были калининское (поздний плейстоцен) и днепровское (средний плейстоцен) оледенения.

Рассмотрим несколько других дискуссионных вопросов, касающихся четвертичных оледенений на территории Восточно-Европейской равнины. Так, нет аргументированного объяснения существования печорского покровного ледника в восточной части равнины и отсутствия его в западной (см. рис. 16.15). Нет обоснования далеко продвинувшегося на юг (до устьев рек Хопер и Медведица) донского ледника и отсутствия одновозрастных ледниковых отложений в пределах Днепровской низменности. Исходя из того, что Восточно-Европейская равнина располагается в зоне западного переноса воздушных масс (а с ними и влаги с Атлантики), в западной части равнины условия для возникновения и распространения на юг ледников были более благоприятны, чем в восточной части, о чем свидетельствуют границы всех последующих среднеи позднечетвертичных оледенений.

Рис. 16.14. Распространение четвертичных оледенений в пределах европейской части России. Границы оледенений:

• 1 — днепровского; 2 — московского; 3 — ранневалдайского;
• 4 — поздневалдайского (по Н. В. Короновскому)

Таблица 16.1

Стратиграфические схемы четвертичной системы Восточно-Европейской равнины по данным разных авторов (ледниковые этапы затемнены).

Окончание табл. 16.1

'МСК — межведомственный стратиграфический комитет. ²МСС — межведомственное стратиграфическое совещание. ³S. S. — истинный лихвин.

Рис. 16.15. Распространение плейстоценовых ледниковых покровов на территории Восточно-Европейской равнины (по Л. Л. Величко,.

В. В. Писаревой, М. А. Фаустовой, Ю. Н. Грибченко, 2002):

• 1 — граница донского оледенения; 2 — предполагаемая граница окского оледенения; 3 — предполагаемая область распространения печорского оледенения; границы стадий днепровского оледенения: 4 — максимальной стадии; 5 — предполагаемая граница раннеднепровской стадии; 6 — границы московской стадии оледенения (а — бронницкой максимальной, по В. В. Писаревой, М. А. Фаустовой, б — икшинской, по Ю. Н. Грибченко);
• 7 — граница валдайского оледенения; 8 — питающие провинции и конусы разноса эрратических пород ледниковыми потоками максимальной стадии днепровского оледенения: I — балтийско-ладожская, II —ладожско-онежская, III — прионежская, IV — беломорская, V — Кольская

В соответствии с приведенной выше идеализированной схемой динамики ледникового щита (см. рис. 16.13), в областях древнего покровного оледенения устанавливалась определенная зональность геоморфологических процессов, черты которой находят отражение в современном рельефе территорий. Довольно четко выделяются зона преобладающей ледниковой денудации (экзарации, от лат. exaratio — выпахивание) и зона преобладающей ледниковой аккумуляции. Употребление слова «преобладающий» не случайно, так как в области денудации встречаются и аккумулятивные формы, так же как в области аккумуляции — денудационные (рис. 16.16).

Рис. 16.16. Схема соотношения ледникового и водноледникового рельефа.

Области: а — преобладающей ледниковой денудации; б — преобладающей ледниковой аккумуляции; в — перигляциальная Ниже дана краткая характеристика строения названных зон на примере восточноевропейской части европейского ледникового покрова.