Глава 11 Гляциальный (ледниковый) ряд

К этому ряду относятся отложения собственно гляциального, или ледникового типа, и группа водноледниковых - флювиогляциальных и лимногляциальных отложений.

11.1. Гляциальный (ледниковый ) тип.

Гляциальный (от лат. glacies - лёд), или ледниковый, тип включает отложения, возникающие в результате экзарационной (выпахиваю­щей) и аккумулятивной деятельности ледников. В четвертичном пе­риоде было несколько глобальных эпох похолодания климата, при­водивших к оледенениям равнин и горных областей. Наиболее яр­кими моделями древних покровных оледенений в настоящее время являются Антарктида и Гренландия. Мощность льда в центре Ан­тарктиды достигает 4 км. Скорость его движения (расползания) здесь небольшая - до 5-10 м/год. На краях Антарктического ледникового покрова скорость движения льда резко увеличивается до 200-500 м/год. Шельфовые ледники Антарктиды двигаются с еще большей скоростью - до 1,5-2,5 км/год.

Мощность льда наиболее крупных горных ледников в настоящее время достигает 400 м и более. Скорость их движения составляет пер­вые метры в год, а при временных катастрофических подвижках она увеличивается в несколько раз. Несмотря на громадную мощность льда и производимое им давление (92 т/м^ при мощности льда в 100 м), экзарационная деятельность ледников не так уж велика и проявля­ется в основном в области питания или аккумуляции льда. На обшир­ных пространствах материковых равнин и в горных долинах, занятых ледниками, максимальное воздействие льда на ложе и склоны наблю­дается в краевых частях ледниковых потоков и покровов. В результате в горах вырабатываются плоскодонные широкие, чаще всего прямо­линейные долины - троги (от нем. trog - корыто). О небольшом воз­действии льда на подстилающие породы свидетельствуют сохраняю­щиеся под ледниковыми покровами более древние рыхлые отложения.

101

коней ледника

„■иная морена

у

лед

„ чсшуичаг морена

кроеСая норма

(насыпная)

основная морена

о _л ^ro а (Т о 4

о о о * ¹

otZrroP&gZ ^л

нш отло^^.гт^о

Рис. 29. Схема положения моренного материала относительно ледника (по Ю.АЛаврушину)

В процессе наступания и отступания ледников образуются специ­фические скопления обломочного материала - морены. Они подраз­деляются на движущиеся и отложенные.

Движущиеся морены непосредственно связаны с движущимся (живым) ледником и включают донные, внутренние, срединные, ло- верхностные и боковые фации (рис. 29).

Донные морены образуются под покровом движущегося льда в результате экзарационной работы ледника. Это - разноразмерный об­ломочный материал, иногда крупные глыбы коренных пород, сорван­ные с ложа. Вследствие истирающей деятельности льда среди облом­ков много мелкозема. Внутренние морены представлены обломоч­ным материалом, который попал на поверхность льда (например, со склонов троговых долин) и затем был перекрыт новыми слоями льда. Боковые морены образуются у горных склонов, с которых на поверх­ность льда постоянно поступают продукты выветривания коренных по­род (осыпи, солифлюкций, обвалы, а также продукты боковой экзарации склонов), представленные обломками самой разной величины. После таяния ледников боковые морены сохраняются в рельефе в виде валов или гряд, протягивающихся вдоль склонов трогов. Срединные море­ны образуются при соединении боковых морен сливающихся ледни­ковых потоков. Поверхностные морены чаще всего являются море­нами вытаивания или абляционными (от лат. ablatio - убыль). Они ха­рактерны для отступающих, т.е. тающих ледников. У многих отсту­пающих в настоящее время горных ледников их концы полностью пе­рекрыты или "забронированы" мореной вытаивания.

Отложенные морены являются остаточным материалом растаяв­ших ледников. В краевой части ледников, где сгружался приноси­

мый ледником материал, образовались краевые морены у покровных равнинных ледников или конечные у горных ледников.

Все движущиеся морены при таянии льда оседают на ледниковое ложе. При этом образуется единая морена - основная. У равнинных ледников это, по существу, донная морена, так как из-за отсутствия склонов, которые обрамляли бы эти ледники, обломочного материа- ла на поверхности льда и внутри него очень мало. У горных ледни­ков основная морена слагается в основном из донной, внутренней и абляционной. Последняя имеет следы слоистости и очень слабую сортировку водными струями, текущими среди обломочного мате­риала во время таяния льда. Однако отделить донную морену от аб­ляционной часто очень трудно.

Отложенные морены состоят из своеобразного (моренного) суг­линка, включающего беспорядочно распределенные и несортиро­ванные по величине и составу обломки: от глыб и валунов до щебня, дресвы, гравия и песка. Размер глыб может достигать десятков мет­ров, так как несущая способность льда очень велика. В составе об­ломков как местные породы, так и породы, принесенные за десятки, сотни и тысячи километров из областей питания. В их числе так на­зываемые эрратические валуны (от лат. erraticus - блуждающий). Например, в окрестностях Москвы можно видеть валуны грани­тов, гнейсов, кварцитов, принесенные из Карелии и Скандинавии. На поверхности валунов иногда сохраняется ледниковая штриховка, нанесенная на них в процессе ледникового перемещения и истира­ния. Вытянутыми осями обломки часто ориентированы по движению льда. Если подстилающими породами под движущимся ледником были карбонатные, то в отложенных моренах наблюдается значи­тельное содержание карбонатного материала как в виде обломков, так и новообразованных мелких конкреций, стяжений, корок. Цвет морены зависит от цвета коренных пород, по которым двигался лед­ник и обломки которых включены в морены, но в основном он опре­деляется цветом мелкоземистых фракций (суглинков). В условиях выветривания и окисления железистых минералов характерна крас­новатая и коричневая (бурая) окраска суглинистой части морены. При этом общая окраска разновозрастных морен материковых оле­денений в общем различна и устойчива на больших пространствах.

Отличительными признаками морен, по образному выражению Д.В. Наливкина, являются четыре отрицания: 1) неоднородность, 2) неокатанность, 3) неслоистость, 4) несортированность. Чем моложе морена, тем больше в ней обломочного материала и меньше суглин­ка или мелкозема. Последний образуется в результате как непосред­ственного истирания льдом пород субстрата, так и в результате по­следующего выветривания и разрушения обломочного материала. Поэтому в составе древних морен много суглинка, особенно у морен покровных оледенений.

Основные морены. Среди морен, сохранившихся от древних оледенений как равнинных, так и горных, наиболее распространены основные морены. Они плащеообразно покрывают громадные рав­нинные пространства, а у горных ледников выполняют плоские днища трогов. При этом у молодых морен рельеф холмисто- западинный, а у древних - более сглаженный, выровненный, пре­имущественно грядовый.

Ю.А.Лаврушин в донных или основных моренах равнинных лед­ников выделяет два типа - монолитные и чешуйчатые. Монолитные морены образуются в обстановках медленного послойно-пластичного течения льда. Они представлены валунными суглинками и супесями с характерной плитчатой или сланцеватой отдельностью. Мощность ос­новных монолитных морен редко превышает первый десяток метров. Чешуйчатые морены образуются при движении льда по внутренним сколам. Такого рода крупные сколы образуются в условиях интенсив­ного напора масс льда, поступающих из центра оледенения. Часто чешуйчатые морены возникают перед заметными выступами ложа, подпирающими лед. Встречаются они в краевых лопастях леднико­вого покрова, испытывающих напор со стороны центральной ледни­ковой шапки. Чешуйчатые морены состоят из блоков и пластин, над­винутых друг на друга. Отсюда и название - чешуйчатые (рис. 29). Эти блоки и пластины или чешуи слагаются как валунными суглин­ками собственно моренного материала, так и затянутыми в морену подстилающими породами. Последние могут быть сильно деформи­рованы и называются гяяциодиспокациями. Происхождение чешуй­чатых морен вызывает дискуссии; гляциодислокации во многих слу­чаях связывают с тектоническими движениями.

Основные морены играют роль маркирующих горизонтов, протя­гивающихся на значительное расстояние. Поэтому их используют для стратиграфического расчленения четвертичных отложений об­ластей древнего оледенения.

План В областях развития

направление движения льда

Разрез

коренные породы

т +

морена

Рис.30. Схема строения Друмлина (по Флинту)

основных морен мате­риковых или равнин­ных оледенений встре­чаются скопления хол­мов - друмлин, что на древнеирландском язы­ке обозначает "гребень холма". И в действи­тельности, это вытяну­тые по движению льда на 1—2 км холмы высо­той 15-40 м, при шири­не 400-600 м. В друмлинах обычно имеется экзарационный останец коренных пород, за которыми и накапливался обломочный материал морен (рис. 30). Встречаются друмлины более сложного строения, состоящие из нескольких разновозрастных морен, разделенных меж­ледниковыми осадками и перекрытые водноледниковыми отложе­ниями (рис. 31).

о о

Ьро^<э о

.оо

О о.

Р'О.'О-О

<3

о

ow о.

О' о •о: О

•о:?.

• с.

■о °

2 о

Cs| *

О - о

о-ОЪ.О'О.

о.о.оо:оь-.^0ох.о

О .о

—— - -".У^. Л

s г х— г — —

А А * А

/. • , • ' - * " ц * • . .. . • • X

/ - г - ' г ^{1 1} ' ^ r^^iL'": ^;'' -У'; ' У5^гГ7"ГГ\

/- ГА/ Г, Ч / ч ' / Nr/r^TC^Ap^T^, "V>

200 м

^ZJf EZD² (£7

Рис. 31. Разрез друмлина на Атлантическом побережье Новой Шотлан­дии (Канада) (по М.А.Томасу).

1 - донная морена, сложенная плотными валунными суглинками; 2 - пески с те- пловолной фауной моллюсков; 3 - красноватая и песчанистая морена с валунами дальнего сноса; 4 - суглинистая морена с валунами местных пород; 5 - песчано- мелкогалечные отложения с эрратическими валунами; 6 - крупногалечные водно- ледниковые отложения

Краевые, или конечные, морены образуются при длительном стоянии края ледника вдоль его границы. В рельефе они образуют валы или гряды, оконтуривающие ледниковые языки. Краевые мо­ренные гряды равнинных ледников протягиваются на многие кило­метры и в плане имеют фестончатую форму. Конечные морены гор­ных ледников соединяются с боковыми, образуя подковообразные валы. По способу образования выделяются три основных разновид­ности краевых, или конечных, морен: \) морены насыпные, 2) море­ны выдавливания и 3) морены напора.

Насыпные морены образуются путем сгруживания доставляемого ледником материала с его фронтального уступа. Для их возникнове­ния требуется более или менее длительное стационарное положение ледникового края. Такое положение возникает, когда количество притекающего льда равняется количеству стаивающего. Чем дольше это продолжается, тем больше накопится обломочного материала. В насыпных моренах выделяются внутренняя и внешняя фации (рис. 32). Внутренняя является переходной к основной морене и отличается значительным содержанием суглинистого материала. Внешняя фация, хорошо промытая талыми водами, значительно меньше содержит мел- коземистого материала; в ней преобладают крупные обломки.

Морены выдавливания возникают на податливых породах в ре­зультате их выжимания из-под края ледника. Они образуют валы, четко выраженные в рельефе и сложенные сорванными с коренного ложа дислоцированными породами.

внутренняя срация

основная морена

Рис. 32. Схема строения насыпной морены

(рлюбиогляциалънш отложения

Внешняя срация

Напорные морены образуются при смещении отложенного мате­риала, а нередко и коренных пород ложа, напорным движением льда.

Рис. 33. Отторженец коренных пород в напорной морене

(коренные

Дочетвертичные отложения

Отступание ледников может происходить неравномерно. При временной стабилизации климатических условий конец ледника за­держивается на какое-то время, в течение которого формируется но­вая краевая (или конечная) морена - стадиальная. Таких стадиаль­ных морен при отступании ледников может быть несколько. Приме­ром могут служить Клинско-Дмитровская гряда в центральной части Русской равнины, представляющая стадиальную морену отступаю­щего среднеплейстоценового ледникового покрова, или многочис­ленные позднеплейстоценовые стадиальные морены северо-запада этой же равнины.

Краевые, или конечные, морены имеют важное историко- геологическое значение. Они отмечают границы распространения четвертичных ледников и стадии их отступания. Стадиальные море-

При движении ледник подобно бульдозеру срезает и сгребает на­сыпные и выдавленные морены, а также флювиогляциальные нано­сы и породы ложа. В результате такого бульдозерного воздействия ледника и образуются напорные морены. Они представляют собой весьма сложные нагромождения пестрых по составу пород. Извест­ны случаи, когда ледник приносит в конечные напорные морены крупные отторженцы коренных пород. Так, в Тверской области ме­жду Вышним Волочком и Новым Торжком прослеживается гряда холмов длиной 150-200 км, высотой до 20-30 м и шириной 4-15 км. Бурение показало, что внутри холмов имеются отторженцы кем- брийско-силурийских известняков, принесенные ледником за сотни километров (рис. 33).

ны указывают также на эпохи временной стабилизации климатиче­ских условий в антропогене.

11.2. Флювиогляциальный (водноледниковый) тип

Флювиог.чяциалъныв (от лат. fluvius - река, поток и glacies - лёд) отложения формируются потоками талых ледниковых вод, текущих под ледником, внутри ледника, на его поверхности или у его края. Внутри - и подледниковые потоки образуют каналы в толще льда или у его основания, в которых перемывается и откладывается обло­мочный материал, находящийся в толще льда и под ним. После от­ступания ледника эти отложения проектируются на поверхность ло­жа или основную морену, образуя своеобразные формы рельефа - озы (от швед, as - гряда).

НО -120м

*****|i |з

Озы развиты преимущественно в областях материковых покров­ных оледенений. Они представляют собой узкие длинные извили­стые валы и гряды, напоминающие железнодорожную насыпь. Озы обычно расположены поперечно к конечным моренам. Значительно реже они бывают параллельными краевой морене, как бы оконтури- вая край ледника. Такие озы называются маргинальными; они обра­зуются в результате деятельности потоков, текущих в краевых частях ледника. Озы пересекают рельеф, не считаясь с его неровностями, спускаясь в долины и поднимаясь на холмы. Длина озов достигает многих десятков км, высота от 20-50 до 80-90 м, ширина колеблется от 100 до 300 м, местами до 2-3 км. Озы слагаются песками, грави­ем, галечниками и валунами. Этот материал хорошо промыт и, как правило, заметно окатан. В большинстве озов наблюдается хорошо развитая горизонтальная и косая слоистость (рис. 34).

Рис. 34 Поперечный разрез оза.

/ - почва; 2 - валунные

т

суглинки: 3 - нссок: 4 - га­лечник

Рис. 35. Раз­рез оза выдавли­вания (по А.К.Карабанову, Э.А.Левкову)

В ядре оза ви­ден песчаный диа- пир (точки), де­формирующий су­глинистые отло­жения (обозначе­ны штрихами)

Весьма специфическими аккумулятивными формами воднолед- никовых отложений являются так называемые озы выдавливания (рис. 35), образующиеся в результате вертикального (снизу вверх) перемещения обломочного материала под воздействием неравно­мерной ледниковой нагрузки.

Потоки талых вод, текущие от концов ледников, перемывают краевые и конечные морены, выносят и откладывают взвешенный и влекомый материал далеко за пределами области оледенения. Флю- виогляциальные отложения по периферии равнинных ледниковых покровов слагают обширные зандровые равнины (от исл. sandr - пе­сок ), распространяющиеся на десятки километров от края ледников. Они образованы отложениями многочисленных русел, блуждающих по равнинам и дробящихся на рукава. Пески имеют горизонталь­ную, волнистую или косую слоистость и содержат линзовидные про­слои мелкой окатанной гальки и гравия (рис. 36), отложенные в бо­лее крупных руслах. Мощность зандровых отложений обычно не ве­лика и редко превышает 10 м. Такие песчаные зандровые поля обра­зовывались во время каждого покровного оледенения на равнинах. В настоящее время они залесены и на Русской равнине называются по­лесьями

Среди зандровых полей встречаются и более грубые галечно- валунные разности, представляющие собой отложения крупных до­лин стока ледниковых вод. Эти отложения грубослоистые, с много­численными прослоями песчано-гравийного или глинистого мате­риала. Обычно они приурочены к речным долинам, которые во вре мя оледенений перекрывались льдом, а в периоды стаивания льда служили ложбинами стока талых водных потоков.

с линзами галечника

направление потока

супесь песок

пески

косослоистые

Рис. 36. Ти­пичный разрез флювиогляциаль- ных зандровых отложений

Песчано-галечные отложения у края покровных ледников иногда образуют флювиокамы (от нем. kamm - гребень). Это - хорошо вы­раженные в рельефе крутосклонные холмы округлой или продолго ватой формы высотой до 10-20 и более метров. Для отложений флю- виокамов характерна четко выраженная косая слоистость (рис. 37). Камы часто располагаются группами и разделяются заболоченными низинами, выстланными основной мореной.

Рис. 37. Разрез флювиокама. 1 - гумусированная супесь; 2 - чехол супесей с валунами; 3 - галечники и гравий; 4 - пески косослоистые; 5 - отдельные крупные валуны

ш1 та ез*

О"! 5

Рис. 38. Флювиогляциальные конусы или дельты горных ледников (аэ­рофото, Центральный Тянь-Шань)

Флювиогляциальные отложения горных ледников по составу бо­лее грубые, чем у равнинных ледников. В рельефе они образуют ко­нусы выноса - дельты и долинные зандры (рис. 38). Флювиогляци­альные конусы или дельты в вершинной части слагаются валунно- галечниковыми отложениями, которые вниз по течению сменяются песчано-гравийно-галечными. Характерна наклонная слоистость вниз по течению. Долинные зандры занимают плоские широкие днища трогов, где потоки разветвляются на множество различных по величине русел. В крупных руслах флювиогляциальные отложения

in

состоят из плохоокатанного галечно-валунного материала, с вклю­ченными в него глыбами пород. Сортировка материала обычно пло­хая, т.к. наряду с крупными обломками присутствуют линзы и гнезда песков и глин, отложенных в тени крупных валунов и глыб. Во второстепенных руслах отложения преимущественно гравийно- песчано-галечные. Общая мощность отложений долинных зандров- часто достигает 100-200 м. Вниз по течению окатанность и сорти­ровка материала улучшается, и флювиогляциальные отложения по­степенно сменяются типично аллювиальными (см. гл. 9).

11.3. Лимногляциальный (озерноледниковый) тип.

Со стаиванием материковых ледников связано образование мно­гочисленных приледниковых озер. В условиях холодного климата в них накапливался средне-, мелко- и тонкообломочный материал без примеси органического вещества. Отложения приледниковых озер отличаются хорошей сортированностью и тонкой горизонтальной слоистостью.

Рис. 39. Разрез отложений лед­никового озера Эдмонтон (Канада) (по Ж.Ф.Хуберту).

• • • - • • • • . -, • -

1

• • Т I

• '

• • • • •

2

to

♦ > » »»*♦*.«»

о • . ' О

I. - отложения катастрофического паводка талых ледниковых вод (не­слоистые плохосортированные пески с включением галек); 2 - отложения не­большого паводка (тонко- и мелкозер­нистые пески); 3 - отложения среднего паводка (среднсзернистые пески с лин­зами гравия); 4 - отложения весьма слабого паводка; пески с мелкой вогну­той или корытообразной слоистостью; 5 - озерные отложения (тонкие пески, алевриты с полосчатой слоистостью)

о.

В осадках ледниковых озер хорошо фиксируются климатические изменения, вызывавшие усиление или ослабление таяния льда. Так, в разрезе отложений ледникового озера Эдмонтон (Канада) (рис. 39) четко отражаются изменения в объеме стока талых вод, поступавших в озеро. Здесь имеются грубые отложения, образовавшиеся при ката­строфических паводках, и тонкие осадки, связанные с незначитель­ным поступлением материала.

Особый интерес представляют так называемые ленточные, глины. Они состоят из правильно чередующихся слоев мелкозернистых светлых песков или супесей мощностью до нескольких сантиметров и темных глин мощностью 1-3 мм. Более грубозернистые и мощные слои отлагались летом, когда в озера поступало большое количество наносов. Зимой под озерным льдом в спокойной воде отлагались глинистые частицы, образующие тонкие слои. Каждая такая пара слоев отвечает одному году. Это дает возможность точно подсчитать длительность существования озера. На этой основе шведским уче­ным Де-Геером в прошлом веке был разработан метод определения (в годах и столетиях) возраста слоев, образовавшихся после отступа­ния последнего оледенения. Это был первый опыт геохронологиче­ской оценки, сыгравший большую роль в разработке детальной стра­тиграфии и геохронологии позднеплейстоценовых и голоценовых отложений.

К лимногляциапьным относятся также отложения озер, возни­кающих в пределах полей мертвого льда. После окончательного тая­ния ледника эти озерные осадки проектируются на основную море­ну, образуя в рельефе холмы - лимнокамы, диаметром в несколько десятков метров, высотой до 40-50 м. Они встречаются по одиночке или образуют скопления. Отложения лимнокамов, в отличие от флю- виокамов, обычно представлены суглинками, супесями, реже песка­ми и гравием с четкой тонкой горизонтальной слоистостью. Отли­чительной особенностью отложений камов являются деформации и нарушения в виде следов обрушения и оползания осадков. Эти на­рушения возникают при таянии ледяных берегов и дна ледниковых озер. Отложения камов характерны в основном для областей матери­кового покровного оледенения, и значительно реже они встречаются в областях горного оледенения.