Геоморфологическая работа льда

Лекция 9 ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ РАБОТА ЛЬДА Лед на суше существует на поверхности Земли в виде горных и равнинных ледников, которые изучает гляциология, и в приповерхностных горизонтах земной коры в виде подземных льдов и многолетнемерзлых пород (мерзлота), которые изучает криолитология, или мерзлотоведение. Обе формы льда имеют большое рельефообразующее значение. Криосфера (греч. – холод, мороз, лед) – прерывистая оболочка в зоне теплового взаимодействия атмосферы, гидросферы и литосферы, которая характеризуется наличием льда или возможностью его существования. В криосфере выделяются три самостоятельные оболочки: - хионосфера (греч. – снег), или снежная сфера, - слой атмосферы с положительным балансом твердых атмосферных осадков (накопление снега); - криолитозона – верхний слой земной коры, характеризующийся отрицательной температурой почв и горных пород и наличием или возможностью существования льдов; криогидросфера – сфера образования льдов в морях, озерах и на реках. 9.1. ЛЕДНИКОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И ФОРМЫ РЕЛЬЕФА Основные представления о ледниках. Ледник – это естественное скопление льда, возникшее на суше в результате аккумуляции и преобразования твердых атмосферных осадков, обладающее собственным движением. Ледники образуются в пределах хионосферы и занимают всего 11% площади суши. Линия пересечения нижней границы хионосферы с земной поверхностью называется снеговой границей. Ее высотное положение зависит от годового количества осадков и температуры, а значит от положения гор в определенном климатическом поясе. В тропических и субтропических климатических поясах она проходит на высоте около 6500 м; в экваториальном поясе – около 4500 м, в умеренном поясе снеговая граница снижается до 900 и даже 500 м. Но и в пределах одного климатического пояса снеговая граница может находиться на разных высотных уровнях. В таком случае речь идет о местной снеговой границе, положение которой зависит от факторов, определяющих накопление или удаление снега: от экспозиции склонов, получающих разное количество тепла; от положения склонов по отношению к преобладающему направлению влажных ветров (наветренные или подветренные); от крутизны склонов и их микрорельефа. Снежная масса, накопившаяся на земной поверхности, подвергается преобразованию (метаморфизации). Снег уплотняется под влиянием собственного веса, возникновения прослоев изморози и инея вследствие сублимации (нарастания кристаллов льда из влажного воздуха), подтаивания при нагревании днем, просачивания воды в снежную массу и вторичного замерзания. Постепенно снег превращается в фирн – зернистую белую уплотненную массу, а в дальнейшем в результате перекристаллизации под давлением фирновый лед трансформируется в массивный глетчерный (ледниковый) лед. Особенности ледникового рельефообразования определяются физическими свойствами льда, прежде всего, его способностью к движению под действием силы тяжести. Поскольку ледяная масса обладает высокой инертностью, перераспределение давления в теле ледника может привести к тому, что лед будет перемещаться вверх по склону. Этим ледники принципиально отличаются от рек. Ледники способны вырабатывать крупные замкнутые отрицательные формы рельефа, например, котловины. В каждом леднике выделяется область питания и область абляции. В области питания, находящейся выше снеговой границы, происходит наращивание массы льда. Ниже снеговой границы преобладает абляция (лат. – убыль, устранение) - сокращение массы ледника через таяние, испарение и механические потери (откалывание айсбергов). Колебания соотношения приходной и расходной статей ледникового баланса приводят к изменению длины ледника. При положительном балансе ледниковых масс размеры ледника увеличиваются, край его продвигается от центра к периферии. Такое состояние рассматривают как фазу наступания ледника. В фазу стационарного положения, когда приток новых масс уравновешивается их убылью, край ледника совершает небольшие подвижки в обе стороны от положения равновесия, то есть осцилляцию. При отрицательном балансе ледника, который возможен при уменьшении питания или при интенсивной абляции, ледник находится в фазе отступания. Ледники при своем движении производят денудационную, транспортирующую и аккумулятивную работу. Разрушительная деятельность ледника называется экзарацией, или ледниковой денудацией. Она осуществляется или путем отщепления обломков при давлении ледника на выступы ложа, или путем трения о подстилающую поверхность движущегося льда и вмерзших в него обломков горных пород. Обломочный материал, перемещаемый или отложенный ледником, горцы в Альпах называют мореной. Термин «морена» вошел в научную литературу и используется в разных смыслах: как обломочный материал, находящийся в теле ледника и продолжающий движение вместе с ним; как ледниковые отложения и как аккумулятивные формы рельефа. Морена как генетический тип отложений представляет собой неслоистую, слабо сортированную смесь обломков разного размера (от глинистых частиц до валунов и глыб) и различной степени окатанности. Обломочный материал поступает в ледник из двух источников: ложа и склонов. Разрушение скальных пород происходит под влияние морозного и температурного выветривания, так как темная поверхность скал на солнце прогревается до 26о. Резкие колебания температуры вызывают процесс десквамации - отслаивания чешуй породы. В движущемся леднике различают поверхностную морену, внутреннюю и донную. В поверхностной морене выделяют боковую морену и срединную. Поверхностная морена формируется по всей длине ледника. Боковые морены располагаются по бокам ледника. Они образуются за счет материала, который попадает на ледник ниже области питания вследствие разрушения бортов долины. Если ледники сливаются, то они соединяются краями. Боковые морены в месте слияния объединяются в одну широкую полосу – срединную морену. По количеству срединных морен делают вывод о количестве слившихся ледников. Изучение вещественного состава срединных морен имеет большое значение, так как позволяет делать выводы о строении труднодоступных районов. Полосы срединных морен являются эмблемой гляциологических конгрессов. Иногда срединные морены становятся источником промышленных разработок. Например, с ледника Иныльчек в восточном Тянь-Шане вывозились глыбы белого мрамора для отделки зданий в Бишкеке. Внутренние морены образуются из обломочного материала, который попадает в ледник еще в области питания. По мере накопления льда на поверхности ледника материал оказывается в его толще. Донная морена находится в основании ледника. Она формируется из продуктов подледникового выветривания и обломков, оторванных ледником от ложа при его движении. За счет трения о коренное ложе материал истирается, поэтому в донной морене наряду с крупными обломками содержатся глинистые и пылеватые частицы. Донная морена отличается большой плотностью, чему способствует также давление толщи льда. Среди отложенных морен различают конечную морену и основную. Основная морена формируется при таянии ледника из срединной, боковой, донной и внутренней морены. Основная морена состоит из обломков кристаллических пород разного размера и валунного суглинка – уплотненного, неслоистого, содержащего щебень, гальку и валуны. В областях развития основной морены формируется холмисто-западинный рельеф. Конечные морены образуются у края ледника при длительном стационарном положении, когда ледник еще продолжает переносить обломочный материал, и сгружает его на краю, поэтому мощность конечных морен превышает мощность основной морены. Конечные морены прослеживаются в рельефе в виде многочисленных холмов и протяженных извилистых асимметричных гряд с более крутыми внутренними склонами. Высота гряд может достигать 100 м и более при ширине от 5 до 60 км. Часто они группируются, образуя возвышенности. При быстром наступании ледника возникает особый тип конечных морен - напорные морены. В этом случае край ледника подобно бульдозеру толкает рыхлые породы, оказавшиеся на его пути, и часто вовлекает в движение коренные породы ложа. Коренные породы при этом оказываются перемятыми, и могут образоваться даже складки. Такие нарушения называют гляциодислокациями. Выделяют два основных типа ледников: горные и покровные и несколько переходных типов. Горные ледники занимают отрицательные формы рельефа в горах. Движение льда в них происходит вниз по склону под влиянием силы тяжести. Покровные ледники почти полностью перекрывают доледниковый рельеф, имеют большую мощность (более 3400 м в Гренландии, 4300 м в Антарктиде) и в отличие от горных ледников – ледников стока, являются ледниками растекания. Область питания покровных ледников находится в центре, откуда лед растекается к периферии. При общем устойчивом похолодании горные ледники разрастаются, сползают вниз, заполняют углубления горного рельефа и сливаются, оставляя отдельные хребты и пики. Такой переходный тип оледенения называют сетчатым. Сейчас его можно наблюдать на островах Шпицберген и Новая Земля. При дальнейшем развитии оледенения рельеф коренных пород полностью перекрывается льдом, и сетчатое оледенение сменяется покровным. По такой схеме развивались ледники Антарктиды и Гренландии. В современных ледниках прослеживается еще две разновидности переходов от горных ледников к покровным ледникам. Предгорные ледники (аляскинский тип) развиты в горах Святого Ильи (Северная Америка), где выпадает очень много осадков и снеговая граница проходит на высоте около 1000 м. Отдельные горные ледники спускаются с гор и сливаются у подножия в единый ледник – ледник типа Маласпина (по названию самого крупного ледника такого типа). Норвежские ледники, напротив, развиты в верхнем поясе гор. Они занимают плоские вершины и плато, перекрывая их в виде сплошных выпуклых шапок. Лед растекается во все стороны и, достигнув края плосковершинной поверхности, спускается с него несколькими лопастями. Они формируются в условиях очень влажного климата, например в Норвегии и Исландии. Самые крупные ледники норвежского типа имеют площадь около 1 тыс. кв. км и фактически представляют собой небольшие ледниковые покровы. Рельеф областей горного оледенения. Горные ледники отличаются большим разнообразием условий питания из-за сложного рельефа гор. И.С. Щукин (1960) выделил 11 типов горных ледников. Многие из них находятся полностью выше снеговой границы, а некоторые, в частности долинные, спускаются ниже снеговой границы в виде языков. Развитие горного оледенения начинается со стадии снежника. Снег скапливается в понижении на склоне в виде пятна – снежника. За лето снег не успевает растаять и накапливается, постепенно превращаясь в фирн. Фирновое пятно увеличивается, но еще не обладает движением. Под влиянием нивации происходит расширение и углубление первоначального понижения. Днем снег подтаивает, и вода выносит материал со склонов и дна понижения. Дно углубляется, а задняя стенка и боковые стенки становятся крутыми. Постепенно, по мере увеличения мощности льда и снега, днище понижения все меньше подвергается нивации, поскольку снежно-фирновая толща является хорошим изолятором. Боковые стенки продолжают отступать под влиянием склоновых процессов (обваливания), развивающихся в средних и верхних их частях, и нивации в их подножии. В результате на месте слабо выраженного склонового понижения появляется кар (нем. – цирк) - форма рельефа похожая на кресло, в которой три крутые высокие скальные стенки амфитеатром окружают вогнутое днище, открытое с четвертой стороны. Ледник вступает в следующую стадию развития – стадию карового ледника. Соседние кары разрастаются и образуют крупную сложную форму рельефа – ледниковый цирк. При слиянии соседних цирков остаются отдельные скалистые гребни и пики - карлинги. Ледниковые цирки, карлинги и скалистые гребни – самые характерные формы рельефа современного горного оледенения. Такой рельеф называют «альпийским». Он развит во всех горных странах выше снеговой границы. При дальнейшем развитии ледниковых цирков и каров, разделяющие их скалистые гребни и карлинги постепенно разрушаются, и образуется эквиплен – поверхность денудационного нивального выравнивания, высотное положение которой также привязано к снеговой границе (рис. 34). Таким образом, снеговая граница является самым высоким базисом денудации. Формирование эквиплена, также как и формирование поверхностей выравнивания под влиянием эрозионных процессов, возможно только в условиях стабильного тектонического режима, стабильного климата и занимает длительное время. Рис. 34. Последовательные стадии развития гляциального горного рельефа и образование эквиплена (Рычагов, 2006) Поскольку фирновый бассейн находится выше снеговой границы, на поверхности льда всегда лежит снег, и нет обломков горных пород. При ясной погоде под влиянием инсоляции на снежной поверхности появляются своеобразные формы снежного рельефа – заостренные скопления снега и фирна, наклоненные в сторону полуденного положения Солнца. Такие формы высотой до 6 м, похожие на молящихся людей, называют «снега кающихся». Они существуют только в течение лета. Следующая стадия развития горного оледенения – образование долинного ледника. При больших массах глетчерный лед становится пластичным и выползает из-под фирна. При крутизне склонов около 1о лед приходит в движение при мощности около 60 м, а при крутизне 45о начинает ползти уже при мощности около 2,0 м. Обычно лед течет в виде языков по эрозионной форме или по тектонически ослабленной зоне. В верхней части ледника образуется трещина отрыва – бергшрунд. Она отделяет неподвижную примерзшую к скале часть ледника от его подвижной части. Глубина трещины может достигать 100 м при ширине до 30 м. В бергшрунд попадают обломки, из которых формируется донная и внутренняя морены (рис. 35). Рис. 35. Продольный (А) и поперечные (Б, В) профили долинного ледника (Рычагов, 2006): Б – в области питания; В – в области абляции; 1 – задняя стенка кара; 2 – бергшрунд; 3 – фирновая линия; 4 – ледопады; 5 – конечная морена; 6 – коренные породы; 7 – внутренняя и донная морены; 8 – ригели В области абляции на поверхности ледника много трещин разной ориентировки, которые образуются в результате различной скорости движения ледника в краевых и центральных частях. На поверхности лед наполнен каменными обломками разной величины, которые способствуют формированию специфического микрорельефа. Под крупными обломками лед не тает, и образуются «ледниковые столы», или «грибы». Мелкие камни, наоборот, способствуют таянию и образуются «ледяные стаканчики». Сплошной покров морены наблюдается в конце ледникового языка, а на остальной части распространены гряды боковых и срединных морен. Интенсивность абляции меняется в зависимости от высотного положения ледникового языка и длительности сезона таяния. Основная масса льда тает летом в течение 28-120 дней и в сумме составляет 150-300 см, а за сутки может стаять 2,0-4,5 см. Процессы таяния значительно меняют структуру поверхности льда до глубины 1 м. Лед при насыщении водой разуплотняется и приобретает мелкоячеистое строение, откуда пошло название «губчатый лед». Летом и днем на поверхности ледника образуются многочисленные мелкие ручьи талых вод. Они прерывистые, потому что на их пути много трещин. Попадая в трещины, вода создает водовороты, увлекает за собой обломки и высверливает в толще льда полости – «ледниковые мельницы». Из-под края ледника вытекают потоки воды, поэтому в его конце образуются ледниковые пещеры, очень неустойчивые из-за обрушения подтаявшего льда. Если ледниковые воды подпруживаются соседними ледниками, то образуются довольно большие озера площадью до 4 кв. км. Часто в сезон таяния ледники окрашены в красный цвет. Впервые «красные снега» были описаны на Тянь-Шане в 1904 г. русским географом В.В. Сапожниковым. Красный цвет ледники приобретают за счет развития колоний микроскопических водорослей. Черные пленки среди песчаных и глинистых частиц по внешнему виду напоминают разбухшие листочки заваренного чая - «ледниковый чай». Это колонии сине-зеленых водорослей или цианобактерий и животных из группы коловраток, обитающих в ледяных стаканчиках. Ледник является очень неустойчивой природной системой, потому что разница между приходом и расходом редко равна нулю. Уравновешивание массы ледника происходит за счет перераспределения льда из области аккумуляции в область абляции. Если балансовая разность положительная в течение нескольких лет, то концы ледников продвигаются вниз по долинам. У каровых и висячих ледников площадью 0,5 кв. км скорость составляет 2-7 м/год. Скорость увеличивается с увеличением размеров. Средняя скорость движения ледников оценивается от десятков до сотен метров в год, а в фазы пульсаций резко возрастает, что приводит к бедствиям. Например, у самого известного пульсирующего ледника Медвежий на Памире в 1963 г. скорость возросла от 10 м/год до 100 м/сутки. Следующая подвижка произошла в 1973 г. Подвижки ледника Колка (Северный Кавказ) происходили в 1835, 1902 и 1969 гг. В 2002 г. вследствие очередной подвижки произошла катастрофа. Из верховьев долины реки Геналдон вырвались огромные массы льда, смешанного с водой и камнями, пронеслись вниз по долине и образовали завал в Кармадонской котловине у подножия Скалистого хребта. При движении по долине ледник преобразует ее в трог. Термин «трог» (нем. – корыто) характеризует форму поперечного профиля ледниковой долины. Трогами становятся долины эрозионного или тектонического происхождения, которые изначально имели Y-образный профиль. Вследствие ледниковой обработки на склонах образуются наклонные к долине площадки - плечи трога, за счет чего долина приобретает корытообразный поперечный профиль. Плечо трога сверху заканчивается бороздой сглаживания, выше которой ледник не касался склона. Существуют разные взгляды на проблему происхождения плеч трога. Одни считают, что это остатки склонов речных долин, другие – что это остатки днищ древних трогов, по мнению третьих, они образовались вследствие нивации. Последние данные говорят о том, что плечи трога являются фрагментами днищ древних трогов. Анализ их морфологии имеет большое значение для восстановления истории развития рельефа и древнего оледенения горных стран. Ниже борозды сглаживания везде видны следы обработки ледником в виде бараньих лбов. Бараний лоб - это асимметричная форма рельефа, представляющая собой сглаженный ледником выступ кристаллических пород, с более пологими склонами, обращенными в сторону ледника, испещренными ледниковыми царапинами (ледниковая штриховка). В продольном профиле троговых долин наблюдается чередование пологих и крутых участков. Поперечные скалистые пороги (ступени), пересекающие троговую долину, называют ригелями (нем. - преграда). Их образование связано либо с выходами твердых пород, либо с резким усилением выпахивающей деятельности ледника после слияния с другим ледником, в результате чего в днище троговой долины образуются переуглубления. Глубина врезания ледников зависит от их мощности. Как правило, долина более мощного основного ледника врезана глубже, чем боковые долины менее мощных ледников, поэтому боковые долины всегда «висячие» в отличие от речных систем, где все долины притоков соединяются с главной рекой на одном уровне. В отличие от эрозионной долины троговая долина более спрямленная, со сглаженными нижними частями склонов, с распространением морены и таких специфических форм как бараньи лбы. Долгое время обсуждался вопрос о роли ледников в развитии горного рельефа: консервируют ли ледники горный рельеф или наоборот, активно разрушают скальные породы? Геоморфологическая деятельность ледников проявляется, прежде всего, через образование морены. Например, покрытые камнями ледники Тянь-Шаня сравнивают с лентами конвейера, которые непрерывно удаляют продукты разрушения горных пород. Они могут переносить обрушившиеся с коренных склонов глыбы до 30 м в поперечнике. Некоторые из них знамениты, например, на валуне у озера Искандеркуль есть запись «Руские, 1870, YI». Слово «русские» с одним «с» по старым правилам орфографии. В это время здесь был А.П. Федченко в составе экспедиции А.К. Абрамова. Ледниковая денудация сложный процесс, зависящий от локального давления и температуры на поверхности раздела «лед – горная порода». Усиленная ледниковая денудация происходит там, где более расчлененный рельеф, температура колеблется около нуля (происходит то промерзание, то оттаивание придонного льда) и лед скользит по коренному ложу. Специальные наблюдения показали, что скольжение может происходить и при отрицательных температурах. Процесс выпахивания (истирание и дробление ложа) скрыты от глаз, происходят медленно, поэтому оценки интенсивности ледникового выпахивания очень разные. По наблюдениям на ледниках Тянь-Шаня современная скорость ледниковой денудации оценивается от 5 до 9 мм/год, на фирновой границе – до 17 мм/год, что сопоставимо со скоростью современных тектонических движений. На этом основании делают вывод о том, что ледники являются мощным геоморфологическим фактором, намного более мощным, чем речная эрозия. Основную роль в разрушении гор, в процессах их выравнивания играют ледники. Однако существует другая точка зрения на проблему роли экзарации в развитии горного рельефа. В качестве доказательства незначительной роли экзарации приводят сохранность под ледниками доледникового рельефа, почвенно-растительного покрова и др. Поскольку ледники сильно обводнены, следовательно, водные потоки производят эрозионную работу и в самом теле ледника, и в его ложе, и за пределами ледника, находящегося в стадии деградации. По исследованиям на Тянь-Шане было установлено, что обломочный материал ледникового происхождения выносят реки, о чем говорит их повышенная мутность. В зависимости от состава эродируемых ледниками пород меняется цвет воды, что отражается в названии рек, например, Карасу - черная вода, Сарысу – желтая вода, Кызылсу - красная вода. Окраску воде придают тонкие частицы - продукты истирания коренных пород, так называемая «ледниковая мука», которая удерживается в воде во взвешенном состоянии. Изучение этих процессов очень важно, так как, попадая в водохранилища, ледниковая мука накапливается, что приводит к нарушению функционирования водохранилищ. Уже на стадии проектирования необходимо рассчитывать «мертвый объем» водохранилища, исходя из гляциологических закономерностей. Например, в водохранилища бассейна реки Сырдарьи ежегодно поступает от 390 тыс. до 32 млн. тонн мелкозема и почти 90% его приходится на долю мелкозема ледникового происхождения. Наряду с активным ледниковым выпахиванием происходит не менее активная аккумуляция моренного материала. Аккумулятивный рельеф горных ледников очень разнообразен. Шведские гляциологи выделяют 360 видов морен, объединяя их в 34 группы. В конечном итоге можно выделить две группы морен: подледные и краевые. В рельефе выделяется центральная зона подледного накопления основной морены и периферическая зона конечных и боковых морен. В морене центральной зоны мощностью до 100 м нет крупных обломков. После исчезновения ледников на относительно пологих участках днищ троговых долин развит беспорядочный холмисто-западинный рельеф основной морены, где высота холмов может достигать 10 м и более. Гряды боковой морены сохраняют свою морфологическую выраженность. При быстром таянии ледника его боковые морены откладываются на склонах трога в виде террас. Например, на Памире насчитывается семь таких террас, и они очень похожи на речные террасы. Размыв атмосферными осадками часто приводит к образованию земляных пирамид высотой до 15 м. Как и ледниковые столы, они несут на своей вершине глыбу, защищающую грунт («ножку») от размыва. Такие земляные пирамиды образуются не только в морене, но и в любых других несортированных рыхлых породах, например, на селевых конусах. Площадь центральной зоны значительно больше, чем площадь краевой зоны, но изучают в основном конечные морены, поскольку они маркируют задержки в отступании края ледника. Конечноморенные гряды расположены поперек трогов и их устьев. Они являются естественными плотинами, выше которых образуются неустойчивые озера с большими колебаниями уровней и частыми прорывами, приводящими к образованию селей. Обычно на протяжении трога прослеживается несколько поясов конечных морен, которые соответствуют стадиям задержки края ледника. Верхний по долине пояс самый молодой или даже современный, если сразу за ним расположен конец ледника. В ледниковые эпохи плейстоцена, когда снеговая граница значительно понижалась, многие ледники спускались на подгорные равнины. Их конечноморенные гряды до сих пор удерживают крупные предгорные озера, такие как, например, Цюрихское, Тунское, Фирвальдштетское у северного подножия Альп; Гарда, Комо, Лаго-Маджоре – у их южного подножия. Изучение ледникового рельефа важно для реконструкции палеоклиматов. Поведение ледниковой системы зависит от трех факторов: скорости движения, климатических условий и размеров ледяного поля. Скорость движения льда в пределах одного ледника разная. Она стремится к максимуму на линии снеговой границы (линии равновесия). Через эту линию проходят максимальные объемы льда. Она же является линией максимальной энергии и зоной максимальной ледниковой денудации. На поведение влияет и размер ледниковой системы. Большие системы медленнее реагируют на климатические изменения, чем малые. В течение XX в. малые и средние ледники в основном отступали в результате потепления климата. Рельеф областей покровного оледенения. Современные покровные ледники занимают около 10,5% от общей площади ледников и существуют в настоящее время только в полярных областях. Самые крупные покровные ледники – Антарктический площадью около 13,8 млн. кв. км и Гренландский площадью около 1,7 млн. кв. км. Менее крупные ледники находятся на островах Элсмир, Шпицберген, Земля Франца Иосифа, Северная Земля и др. Считается, что в прошлые геологические периоды при резких снижениях температуры неоднократно наступали ледниковые эпохи и формировались покровные ледники, занимавшие более значительные площади, чем в настоящее время. Теория материкового оледенения, предложенная в 1841 г. Л. Агассисом, была развита в трудах многих зарубежных и отечественных исследователей, но до сих пор не является общепризнанной. В последнее время все чаще появляются публикации о невозможности подобного феномена, но достаточно доказательств наличия ледниковых покровов в прошлом. По всем материкам находят ископаемую морену раннепротерозойского оледенения. Широко распространена морена позднепротерозойского оледенения, но ее нет в Антарктиде и Гренландии. Морена ордовикского оледенения встречается в Западной Сахаре, Бразилии и Боливии. Самым мощным в палеозое было пермо-карбоновое оледенение, которое охватило большую часть Гондваны и продолжалось почти 50 млн. лет. Последнее кайнозойское оледенение началось в неогене в Антарктиде. В конце неогена появились первые признаки оледенения в Северной Америке, а максимум оледенения в Северном полушарии приходится на четвертичный период. В этот последний отрезок времени влияние неоднократно повторявшихся обширных оледенений было так велико, что четвертичный период называли ледниковым периодом. Еще его называют антропогеновым периодом (К.К. Марков и др. 1965), поскольку в это время появился современный человек – второе крупное событие четвертичного времени. Для обозначения послеледникового времени Э. Форбс в 1846 г. предложил термин «современный», но только в 1885 году Международный геологический конгресс принял для этого отрезка шкалы специальный термин - «голоцен» продолжительностью 11 тыс. лет. Четвертичный период, таким образом, включает и современность. Это означает, что современная природа, современная окружающая среда такая же его часть, как и природа ледникового периода. От предыдущих геологических периодов четвертичный период отличается очень малой продолжительностью (около 2 млн. лет), полным господством континентальных отложений и интенсивными колебаниями климата, что способствовало развитию материковых оледенений. Оледенения сказались не только на формировании рельефа в зоне их влияния, но и на многих природных процессах в глобальном масштабе. Колебания уровня Мирового океана составляли около 100 м. В периоды оледенений, когда вода консервировалась в ледниках, осушался шельф. На нем развивались разнообразные рельефообразующие процессы и образовывались типичные для суши формы рельефа (речные долины и др.). Помимо образования гигантских покровных ледников усиливалось горное оледенение, что приводило к снижению снеговой границы. В сухом арктическом климате шло промерзание горных пород и формирование многолетней мерзлоты. Из-за изменения атмосферной циркуляции в тропических широтах чередовались эпохи увлажнения (плювиалы) и эпохи иссушения (аридные). В современных пустынях сохранились котловины озер с террасами на склонах и долины рек, образованные в плювиальные эпохи. Климатические изменения вызывали смещения географических зон в умеренных широтах, изменения растительного и животного мира. Таким образом, проблемы четвертичного периода являются общегеографическими, для решения которых был создан Международный Союз по изучению четвертичного периода (ИНКВА). На протяжении плейстоцена ледниковые эпохи сменялись межледниковыми. С наступлением ледниковой эпохи влажный холодный климат, когда ледник находился в фазе наступания (стадиал), сменялся сухим холодным климатом в ее конце. Постепенно температура повышалась, наступала межледниковая эпоха - фаза отступания (межстадиал). В начале межледниковья было тепло и сухо, а в конце межледниковья – тепло и влажно (рис. 36). В межстадиалы ледники сокращались, но в центрах оледенения оставались активными. От того, считать стадиал самостоятельным оледенением или не считать, зависит количество выделяемых ледниковых эпох. На разных материках ледниковые и межледниковые эпохи наступали приблизительно в одно время, поэтому исследователи пытаются их синхронизировать. В 1899 г. Т. Чемберлен и Ф. Леверетт на материале центральной части Северной Америки разработали классическую схему оледенений, выделив небрасскую, канзасскую, иллинойскую и висконсинскую ледниковые эпохи. В начале XX в. А. Пенк и Э. Брюкнер создали аналогичную схему для Альп, выделив гюнц, миндель, рисс и вюрм. В нашей стране также выделяли четыре оледенения: окское, днепровское, московское и валдайское. До настоящего времени нет единого мнения о количестве оледенений и их границах. Так, последнее валдайское оледенение часто делят на ранне - и поздневалдайское; вместо московского оледенения выделяют донское, которое считают максимальным для восточной части Русской равнины, а днепровское – максимальным для ее западной части. Рис. 36. Климатические стадии в ледниковье и межледниковье (Васильев, 1980) Многократность оледенений, которые развивались почти на одной и той же территории, отражались в характере ледникового рельефа. Каждый последующий ледник уничтожал или существенно деформировал рельеф, созданный предыдущим оледенением. От раннеплейстоценовых оледенений остались погребенные морены, гляциодислокации (например, в районе города Канева на Украине) и эрратические валуны – крупные обломки пород, которые встречаются за тысячи километров от места исходного залегания. По их нахождению проводят границу максимального распространения ледника. В современном рельефе хорошо сохранились следы последнего валдайского оледенения, характерные и для области питания, и для области абляции. Зона преобладающей ледниковой денудации соответствует области питания, но ее рельеф не такой контрастный, как альпийский. Это объясняется тем, что центр мощного ледникового покрова, например в Европе, находился не в горах, а в пониженных областях Балтийского кристаллического щита (точнее в районе Ботнического залива), сместившись сюда со Скандинавских гор, где он зародился. Ледник удалил почти все рыхлые отложения и обточил каменное основание щита, образовав сельговый рельеф. Сельги – скалистые гряды, сложенные коренными породами, высотой десятки метров с крутыми склонами и сглаженными вершинами. Понижения между ними заняты небольшими озерами, соединенными протоками, и болотами. Сельговый рельеф имеет четкую ориентировку. Общий структурный план территории Финляндии и Карелии, где этот рельеф имеет наибольшее распространение, предопределен системой разломов и трещиноватости пород. Ледник выпахивал ложбины, приуроченные к ослабленным зонам, и обтачивал гряды, поэтому вершины сельг сглаженные, а на протоках нет водопадов. Менее крупные экзарационные формы рельефа с ледниковой штриховкой – бараньи лбы. Скопление бараньих лбов образует рельеф курчавых скал (рис. 37). В рыхлых породах крупные экзарационные формы – ложбины ледникового выпахивания возникали, если на пути ледника встречались речные долины. Многие из этих форм погребенного рельефа заполнены мореной и сейчас их днища прослеживаются на отметках 100 м ниже уровня моря. На Карельском перешейке, например, непогребенная верхняя их часть имеет вид широких плоскодонных понижений с озерами, ориентированных в направлении движения ледника (северо-запад – юго-восток). Рис. 37. Соотношение ледниковых и водноледниковых форм рельефа покровных оледенений (Иванова, 1980) В пределах этой зоны встречаются аккумулятивные формы, образовавшиеся по мере стаивания льда. Примером таких аккумулятивных форм являются гряды возвышенности Салпаусселькя на юге Финляндии. Эти краевые морены высотой до 80 м самые молодые, поэтому хорошо сохранились. Зона преобладающей ледниковой аккумуляции. Аккумулятивная деятельность покровного ледника несколько отличается от аналогичной деятельности горного ледника. Прежде всего, в основной морене преобладает донная морена, так как все остальные ее виды перемыты и переотложены талыми ледниковыми водами. Отсюда другая особенность – более широкое развитие водноледниковых отложений, часто слагающих крупные самостоятельные формы рельефа. В областях распространения основной морены мощностью до 20 м развит холмисто-западинный рельеф (рис. 38 I). Холмы разных очертаний расположены беспорядочно, иногда группируются в пологие увалы. Западины между ними заняты болотами или озерами. Такой рельеф характерен для краевых зон оледенения и примыкает к поясу конечноморенных гряд со стороны ледника. Рис. 38. Моренные холмы (I) и друмлины (II) – внешний вид и разрез (Мещеряков, 1972): 1,2,3 и 4 – суглинки; 5 - валуны, галечник, гравий; 6 – песок Разновидностью холмисто- западинного моренного рельефа является рельеф друмлин (рис. 38 II). Друмлины – холмы обтекаемой эллиптической формы, вытянутые по направлению движения льда. Длина их может достигать 3 км при ширине от 150 до 400 м и высоте 5-45 м. Друмлины сложены коренными породами и прикрыты мореной или полностью сложены мореной. Обычно крутой склон обращен к леднику, но бывает и наоборот (как у бараньих лбов). Друмлины широко распространены в странах Балтии, на севере Германии, в Шотландии и в Ирландии. В зарубежной литературе их называют «утесы и хвосты», то есть удлиненный холм, состоящий из коренного ядра и примыкающего к нему «хвоста» рыхлых отложений. Сложное внутреннее строение друмлинов свидетельствует о том, что в их образовании принимала участие не только аккумуляция. Конечноморенные гряды образуются также как, и в горных ледниках при длительных задержках края ледника. Местами гряды четко выражены, местами сливаются, образуя платообразные возвышенности высотой до 100 м. Пояса конечноморенных гряд служат водоразделами, а также палеогеографическими и ландшафтными границами. Они разделяют ледниковые ландшафты и ландшафты перигляциальной области. Среди водноледниковых образований выделяются группы флювиогляциальных и озерноледниковых (лимногляциальных) отложений и образуемых ими форм рельефа. Флювиогляциальные отложения связаны с деятельностью потоков талых ледниковых вод. Они образуются из морены, перемытой талыми ледниковыми водами, поэтому несколько сходны с аллювием (обычно слоистые и лучше сортированы, чем морена). Флювиогляциальные отложения представлены горизонтально- и косослоистыми песками, гравием, галькой, валунами. Наиболее распространенными формами рельефа, сложенными флювиогляциальными отложениями, являются озы – узкие длинные извилистые валы и гряды с крутыми склонами и часто хорошо выраженным гребнем (рис. 39 II). Озы расположены поперек конечным моренам, то есть, вытянуты вдоль движения льда. Длина их достигает десятки километров, ширина обычно 100-300 м, иногда до 3 км, высота не превышает 50 м. Озы образуются в две стадии. Сначала на поверхности ледника в русле талых вод накапливается полоса наносов. Затем ледяные стенки русла оттаивают, и на месте бывшего русла возникает гряда, которая проектируется сверху на подстилающий рельеф. Они пересекают формы рельефа, образовавшиеся подо льдом, поэтому являются наложенными формами. Озерноледниковые отложения. При таянии на поверхности материковых ледников образовывались озера, где в условиях сурового климата накапливался мелко- и тонкообломочный материал без примеси органического вещества. Озерноледниковые отложения отличаются хорошей сортированностью и тонкой параллельной слоистостью. С этими отложениями связано образование озерных равнин и камов. Камы – холмы высотой от 2 до 30 м с довольно крутыми склонами (около 15о) и округлыми или плоскими вершинами (рис. 39 I). Они встречаются группами или поодиночке и разделяются заболоченными низинами, выполненными основной мореной. Их скопления напоминают холмисто-западинный рельеф основной морены. Рис. 39. Камы (I) и озы (II) – внешний вид и разрез (Мещеряков, 1972)