Ледниковые формы рельефа

Сосредоточенныйсток талых водвырабатывает долинообразные формы (дренажные каналы), со скоростью до нескольких метров в год. Типичными формами водно-ледниковой эрозии являются подледниковые и маргинальные (краевые) каналы, которые образуются при непосредственном стоке талых вод. Кроме того каналы формируются на участках сброса вод приледниковых озер (спиллвеи) и прорыва ледниково-подпрудных озер (кули). В последнем случае, единовременное воздействие колоссальной разрушительной силы создаёт каналы специфической морфологии – практически без чередования зон эрозии и аккумуляции по длине Маргинальные и субмаргинальные каналыформируются на участкахтечения талых вод вдоль края ледника или, несколько смещаясь под лед. По отношению к плановым очертаниям ледника выделяют фронтальные и боковые маргинальные формы.Самые крупные маргинальные (фронтальные) каналы образуются в условиях покровного оледенения при встречном уклоне прилегающей равнины; когда талые воды, пополняемые стоком рек, текут вдоль стабилизировавшегося края ледника. В результате эрозии образуется широкая маргинальная долина, дно которой обычно выстлано флювиогляциальными отложениями.Область водно-ледниковой аккумуляции может располагаться непосредственно внутри границы оледенения (интрагляциальный рельеф) и большей части вне её (экстрагляциальный рельеф).Интрагляциальный аккумулятивныйрельефпредставленвнутриледниковыми долинными зандрами (от нем. Zandr– песок).Образованию зандровспособствует плоскоравнинный рельеф ложа, расчлененный сетью глубоких речных долин. При деградации оледенения отдельные массивы мертвого льда, находятся на месте междуречий подлёдного рельефа, там где скорость движения ледника меньше. Потоки талых вод стекают между глыбами мертвого льда в долины подледникового рельефа,перемываютабляционную морену и перемещают материал в долины и плоскиеприлегющие понижения.Типичный литологический состав долинныхзандров - разнозернистые пески с включениями гравия и мелкой гальки. Широкое распространение долинных зандров в областях древнего материкового оледенения подтверждает гипотезу, о распаде ледниковых покровов в фазу регрессии и деградации на глыбы малоподвижного (мёртвого) льда размерами 150-250 км (Спиридонов, 1949).Экстраглядиальнаяводноледниковая аккумуляция можетсовершается в условиях свободного и затрудненного стока талых вод. Соответственно различают процессы флювиогляциальной, лимногляциальной и флювиогляциально-дельтовой аккумуляции разные по характеру рельефа.Флювиогляциальная аккумуляция материала совершается потоками талых вод, свободно стекающих от края ледника. Наибольшую роль в рельефообразовании она достигает при длительной остановке края активного ледника. Характерные формы рельефа флювиогляциальной аккумуляции представлены, конусными зандрами, многоконусными зандровыми равнинами и долинными зандрами.Конусные зандры образуются на участках выхода из-под края ледника потоков талых вод, выносящих на поверхность большое количество обломочного материала.Материал складывается перед краем ледника, в форме конуса конус выноса с характерной треугольной формой, покатой поверхностью, осложнённой переплетающимися и ветвящимися каналами. Размер частиц материала, слагающего конуса уменьшается от вершины к периферии, соответственно падению энергии потоков. Вершинаконуса сложена крупными обломками, на периферии складируетсяпесчаный и алевритовый материал. Скорость аккумуляции может достигать нескольких сантиметров и десятков сантиметров в год.Многоконусные зандровые равниныобразуются при соединенииконусов выноса нескольких равноценных потоков талых вод в единую наклонную равнину. Такиеравнины, сложенные разнозернистыми песками, распространены у бывших границ плейстоценовых ледниковых покровов на Русской равнине, где они примыкают к краевым образованиям разных стадий средне- и позднеплейстоценовых оледенений.Долинные зандрыобразуются при аккумуляции моренного материала,переносимого талыми водами, в речных долинах. На своем пути они совершаюттрансгрессивную аккумуляцию того обломочного материала, который в большом количестве поступает в них из ледника, а по пути стока также с бортов долины. Аккумуляция обеспечивается, до тех порпока продольный уклон водотока не обеспечивает транспортировку всего обломочного материала вниз по долине.Лимногляциальная и дельтово-гляциальная аккумуляция происходит на дне приледниковых озер, среди которых наиболее многочисленные и крупные являются ледниково-подпрудными. Потоки талых вод выносят в ледниково-подпрудные озера большое количество обломочного материала, основная часть которого, представленная наиболее крупными фракциями, отлагается во флювиогляциальных дельтах. Дельты быстро растут, обеспечивая, образование крупных аккумулятивных форм за сравнительно короткий отрезок времени.В центральную часть приледниковых озёр выносятся преимущественно, материал алевритовой и глинистой фракций. В летнее время, поступление материаларезко усиливается, на дне озера оседает преимущественно алевритовые частицы, зимой оседает взавешенные частицы глинистой фракции. Возникает специфическое ритмическое чередование тонких слоев светлых алевритовых частиц и более темных коричневых (шоколадных) – глинистых. Специфическое строение толщиозёрно-ледниковых отложений получило название «ленточные глины». Слой (летних и зимних) осадков, объединяемый названием «лента», представляет результат аккумуляции за год, а количество лент во всей толще соответствует времени существования приледникового озера.Мощность ленточных отложений, слагающих аккумулятивные озерно-ледниковые равнины, в зависимости от неровностей перекрытого ими ложа изменяется от нескольких метров до 20-30 м.По мере отступания края ледника уровень подпрудных озер снижается, что приводит к образованию террасированных озерно-ледниковых равнин, а на склонах прилегающих возвышенностей - серии абразионно-аккумулятивных озерно-ледниковых 3.5. Гляциотектоника как рельефообразующий процессГляциальныйморфолитогенез обычно сопровождается нарушениями в залегании пород коренного ложа ледника, ледниковых и в одно ледниковых отложений, возникающими под действием активного льда, при таянии мертвого льда и вследствие колебания ледниковой нагрузки в ходе чередования ледниковий и межледниковий. Все эти нарушения Э.А. Левков (1980) относит к категории гляциотектонических деформаций, подлежащих рассмотрению особой научной дисциплиной -гляциотектоникой.Однако другие ученые справедливо считают необходимым сузить круг тех нарушений, которые следует считать гляциотектоническими. Так, Ю.А. Лаврушин (1976) называет гляциотектоническими только те нарушения, которые созданы активным ледником в породах ложа и остались не вовлеченными в его поступательное движение.Наиболее ярким проявлением гляциотектоники в рельефе являются рассмотренные выше напорные краевые образования, корни которых нередко располагаются глубоко в недрах земной коры. К категории гляциотектонических процессов относятся также гляциоизостатические движения земной коры - ее опускания и поднятия, амплитуда которых равна 1/3-1/4 толщины налегающего или деградирующего льда. Кроме прямой роли в формировании поля высот земной поверхности неравномерные гляциоизостатические колебания земной коры проявляются в образовании морских и речных террас, в перекосах древних береговых линий озер и морей, в формах ледникового и водноледникового рельефа.Необходимо отметить, что на фоне общих гляциоизостатических колебаний земная кора может испытать местные дифференцированные движения, обусловленные ее крайне неоднородным структурным планом. Подобным движениям амплитудой до нескольких десятков метров особенно подвержены зоны древних разломов, которые во времяоледенений оживляются и затрагивают также тело ледника. Поэтому некоторые элементы и формы рельефа в областях современного и древнего оледенения приходится рассматривать как осложненные или заново созданные молодой гляциоизостатической тектоникой. Ее воздействие сказывается и в особенностях рельефообразования самого деградирующего ледника, например, в закономерностях размещения по гляциотектонически ослабленным зонам ледника ложбин стока талых вод и других эрозионных и аккумулятивных форм. 3.6. Особенности рельефа области четвертичных оледененийСочетание денудационных (эрозионных), аккумулятивных ледниковых и водно-ледникового форм в областях покровного оледенения зависит от ложа рельефа и динамики ледниковых покрововСпецифика деятельности наиболее древних плейстоценовых ледниковых покровов, например,окского, заключалась в том, что он наступал на сильно расчлененную доледниковую поверхность северо-западной части Восточно-Европейской равнины. Это повлияло на направление и скорость движения льда и водно-ледниковых потоков. В эпоху наступания такой ледник даже в краевых частях производил значительную разрушительную работу, углубляя существовавшие в рельефе понижения, в которых экзарационная деятельность ледника была более значительной в связи с большей мощностью льда и более рыхлым материалом, слагающим понижения. В результате были сформированы глубокие долинообразные понижения, ложе которых располагается на десятки и даже сотни метров ниже современного уровня моря. Так, ложе Днепровско-Двинской ложбины ледникового выпахивания на территории Белоруссии наблюдается на отметках от -44 до -128 м, а Нарвско-Неманской— от -80 до -140 м. В преобразовании ложа ледника важную роль играли талые воды. Накапливаясь в понижениях ложа, часто наследующих доледниковые долины, они могли создавать глубокие эрозионные понижения. Этому способствовал огромный гидростатический напор. По-видимому, особенно благоприятные условия для водной эрозии создавались перед выступами коренного ложа, обращенными против движения льда. С эпохой деградации ледников связано заполнение ранее выработанных эрозионно-экзарационныхдолинообразных понижений и нивелировка глубоко расчлененного доледникового рельефа. Поэтому следующий днепровский ледник наступал на более сглаженный рельеф, чем тот, который существовал в начале плейстоцена.Днепровская ледниковая эпоха была эпохой максимального оледенения. Край ледника спускался далеко на юг по долинам Днепра и (возможно) Дона. Аккумулятивный рельеф днепровского оледенения в современном рельефе выражен слабо. Это связано с тем, что зона наиболее интенсивного аккумулятивного рельефообразования днепровского ледникового покрова совпадала с периферией московского и валдайского оледенений, отложения которых маскируют аккумулятивный рельеф днепровского возраста, в том числе многочисленные гляциодислокации и отторженцы, созданные в днепровское время. Южнее, в периферической части днепровского оледенения, аккумулятивные формы редки. В качестве следов его существования здесь сохранились валунные суглинки основной морены. При таянии ледника первоначально обнажались возвышенности, на поверхности которых возникали сезонные разливы вод или озера. В них отлагался тонкий материал, давший начало так называемым покровным лёссовидным суглинкам, кроющим днепровскую морену. В дальнейшем мертвый лед распадался на отдельные глыбы, талые воды собирались в протаявшие древние долины — формировались долинные зандры. На обширных плоских низменностях формировались флювиогляциальные зандровые равнины (от исл.sand— песок).Значительно лучше сохранились следы предпоследнего —московского оледенения, южная граница которого проходила в окрестностях Москвы. Здесь наблюдается холмисто-западинный рельеф основной морены, почти сплошной покров ледниковых отложений, ряд конечно-моренных образований, основной пояс которых охватывает широкую полосу от Белорусской возвышенности на западе до возвышенностей в верховьях Вычегды на северо-востоке. В центре эта зона соответствует Смоленско-Московской возвышенности. Краевые образования морфологически и генетически очень разнородны, что свидетельствует о смене гляциоди-намических условий во времени, связанных с рельефом коренного ложа. Цепи холмов и гряд то дугообразно выгибаются по прилегающим понижениям, то расходятся, то сливаются вновь. В их формировании принимали участие и активный, и “мертвый” лед, о чем свидетельствуют напорные и аккумулятивные конечные морены, озы и камы. Камаминазывают холмы высотой от 2—5 до 30 м и более, сложенные слоистыми флювиогляциальными или лимногляциальными отложениями. Холмы имеют вид округлых конусовидных куполов, часто с плоскими вершинами. Склоны холмов обычно крутые — до 15° и более. Считают, что камы по генезису близки к озам, но образовались в расширениях внутри- ледниковых и подледниковых потоков. Согласно другой точке зрения, камы сформировались на месте бывших надледниковых или подледниковых озер (лимнокамы— от греч.limne— озеро). В обоих случаях, как полагают многие исследователи, формирование камов происходило в условиях дегляциации, т.е. распада и таяния ледников, когда образовывались обширные участки “мертвого” (потерявшего способность к движению) льда.Там, где ледник достигал обширных плоских понижений со свободным стоком в дистальном направлении, у его края формировались зандровые равнины (Припятское полесье, Средневолжская низменность). Там, где сток был затруднен, возникали приледниковые озера (бассейн Северной Двины, Печоры) или же обходные ложбины стока талых вод (на северных склонах Средне-Русской возвышенности, Северных Увалов).Отступание ледника сопровождалось омертвением его периферии и формированием напорных и насыпных конечно-моренных гряд на контакте активного и мертвого льда.Очень хорошо сохранились аккумулятивные формы последнего —валдайского оледенения. Главные черты рельефа в пределах полосы аккумуляции валдайского ледникового покрова обусловлены основной мореной, представляющей сочетание многочисленных холмов неправильных очертаний и разделяющих их западин. Подобный рельеф называется холмисто-западинный моренный. Довольно многочисленны озера, приуроченные к западинам. Много конечно-моренных образований, фиксирующих стадии отступания ледника, в частности друмлинные поля.Морфологически единый ледниковый покров из-за неровности подледного рельефа делился на потоки и лопасти, обычно приуроченные к понижениям предвалдайского рельефа. Ледниковые потоки и лопасти очерчены краевыми образованиями, фиксирующими этапы их дегляциации. Повсеместно наблюдается сочетание краевых форм активного и мертвого льда. Первые представлены дугами напорных и насыпных конечно-моренных гряд, котловинами ледникового выпахивания, гляциодислокациями и отторженцами. Среди вторых преобладают озы, камы, в том числе лимногляциалъные (холмы и массивы с плоской вершиной, сложенные мелко- и тонкозернистыми озерно-ледниковыми отложениями; их формирование происходило в проталинах, окруженных полями мертвого льда).После исчезновения ледниковых покровов ледниковый рельеф подвергся и продолжает подвергаться переработке главным образом склоновыми и флювиальными процессами. Происходит сглаживание первичноледникового рельефа: выполаживание склонов моренных холмов, заполнение моренных западин, зарастание озер и превращение их в болота, расчленение моренной равнины эрозионной сетью. На месте первичного ледникового рельефа возникают вторичные моренные и моренно-эрозионные равнины.Глубина переработки моренного рельефа проявляется не только в изменении ледниковых форм, но и в морфологии речных долин. Так, в пределах Финляндии, территория которой освободилась из-под ледника примерно 10 тыс. лет тому назад, реки, как было сказано выше, слабо врезаны, продольный профиль их изобилует неровностями разного масштаба. В области аккумуляции последнего (валдайского) оледенения хорошо видно приспособление речных систем к холмисто-западинному ландшафту. В целом же здесь речная сеть более зрелая, в речных долинах отмечаются одна-две террасы. В зонах аккумуляции более древнего московского оледенения для речной сети характерны зрелые долины со значительным числом террас, ледниковый рельеф во многих местах сильно переработан последующими процессами. В области распространения еще более древнего днепровского оледенения ледниковый рельеф переработан полностью, здесь сформировалась эрозионно-денудационная равнина.ЗАКЛЮЧЕНИЕОбласти распространения ледникового морфогенеза широко распространены в современную эпоху и охватывают всешироты, включая тропические. Сравнение форм, образующихся в настоящее время и сохранившихся от четвертичных оледенений показывает, что последние по-видимому формировались, в аналогичных условиях. Особенности распространения и строения ледникового рельефа дополнительно аргументируют сторонников концепции четвертичных оледенений, хотя и не позволяют однозначно решить проблемы их количества и продолжительности отдельных стадий.Ледниковый морфогенез в горах и на равнинах (области покровных оледенений) имеет общие черты. Обусловленные механикой движения льда и существенные различия, определённые неодинаковым строением ложа, масштабом оледенений и особенностями питания.Отдельные вопросы ледникового морфогенеза в горах, в частности формирования троговых долин остаются спорными.Наибольшим разнообразием отличается ледниковый рельеф в области распространения последнего, валдайского оледенения – здесь сочетаются следы денудационной и аккумулятивной деятельности самого тела ледника, потоков талых вод и гляциоизостатических явлений. В отношении морфогенеза областей последнего оледенения нерешённых вопросов существенно больше. Внешне сходные формы могли быть созданы действием разных процессов, что сохраняет актуальность изучения вопросов морфологии и динамики ледникового рельефа.СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ:Асеев,A.A.,МаккавеевА.Н. Гляциальная геоморфология[Текст]: / А.А. Асеев,A.Н. Маккавеев // Итоги науки и техники. ВИНИТИ. – М., 1976. -Т.4. - 177 с.Борсук., O.A.Вопросы динамической геоморфологии [Текст]: /O.A. Борсук.,И.И. Спасская,Л.А. Тимофеев Л.А. // Итоги науки; геоморфология. ВИНИТИ. - М, 1977. Т.5. - 149с.Воскресенский, С.С. Динамическая геоморфология. Формирование склонов[Текст]:Монография / С.С. Воскресенский.- М., 1971. - 230 с.Ананьев, Г.С. Динамическая геоморфология[Текст]:Учебное пособие/Г.С. Ананьев, Ю.Г.Симонов, А.И.Спиридонов. -М.: Изд-во МГУ, 1992. - 448 с.: илЛаврушин, Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений[Текст]:Монография / Ю.А. Лаврушин. - М., 1976. - 238 с.Левков, Э.А. Гляциотектоника[Текст]:Монография /Э.А. Левков. - Минск, Наука и техника, 1980. -280 с.Никифоров, Л.Г. Проблемы теоретической геоморфологии [Текст]:Монография / Л. Г. Никифоров, Ю.Г. Симонов. –М.: Изд-во МГУ, 1999. – 512 с.Рычагов Г.И. Общая геоморфология[Текст]: Учебник. - 3-е изд., перераб. и доп. / Г.И. Рычагов. - М.: Изд-во Моск. ун-та: Наука, 2006. -416 с. (Классический университетский учебник)