книги из ГПНТБ / Подобедов, Н. С. Общая физическая география и геоморфология учебник

Внутренние морены образуются в теле ледника за счет заполне­ ния обломочным материалом трещин в толще льда, а также в резуль­ тате вмерзания в лед некоторой части материала донной морены.

Количество обломочного материала на поверхности ледника постепенно увеличивается в направлении края ледникового языка. Это происходит в результате вытаивания все нового материала внутренней морены. Поэтому у конца ледникового языка обломочный материал покрывает всю его поверхность. На топографических картах эти участки ледников показывают условным знаком сплош­ ных морен.

§ 107. Ледниковая эрозия и формы рельефа, обусловленные ею

Лед, как и вода, двигаясь по поверхности, производит разру­ шающую работу, которая называется ледниковой эрозией, или экза­ рацией. Она прежде всего зависит от величины давления массы двигающегося льда на его ложе. Известно, что 1 м3 льда имеет массу 900 кг. Следовательно, при толщине движущегося ледникового языка 100 м на каждый квадратный метр его ложа давят 90 т льда. Таким образом, материал донной морены, передвигаемый ледником, выпахивает ледниковое ложе.

Рис. 115. | Распределение интенсивности леднико­ вой эрозии в зависимости от продольного профиля долины (по Мартонну):

1 — продольный профиль поверхности ледника, 2 — продоль­ ный профиль ледникового ложа, 3 — мощность эродирован­

ного слоя

Величина трения ледника о свое ложе может быть представлена формулой:

F —gvhDA cos а,

где g — постоянный коэффициент, v — скорость движения ледника, h — мощность (толщина) ледника в данном месте, D — плотность льда, А — коэффициент, выражающий степень плотности приле­ гания ледника к своему ложу, и а — угол наклона поверхности ледника к плоскости горизонта.

Мощность ледника у краевой трещины фирнового бассейна и у конца ледникового языка будет наименьшей, а поэтому ледниковая эрозия в этих местах весьма незначительна, а иногда и вовсе от­ сутствует.

250

Скорость v движения ледника, как указывалось выше, весьма незначительна. Она пропорциональна мощности h ледника, а также углу а.

Наиболее интенсивная ледниковая эрозия происходит выше и ниже резких перегибов в продольном профиле ложа, что изобра­

ширенный — более крутой и не­ ровный.

«Бараньи лбы» особенно часто встречаются в Карелии и на Коль­ ском полуострове, где они обычно вытянуты в юго-восточном на­ правлении, т. е. в направлении движения древних ледников. Многие из них в результате выветривания превратились в беспорядочные

соту. Чаще всего «бараньи лбы» встречаются группами. Издали неровности на крутых склонах «бараньих лбов» напоминают завитки шерсти, за что они получили название «курчавых» скал.

251

Типичными формами рельефа горных стран, имеющих в настоящее время ледники или подвергавшихся оледенению в четвертичный период, являются цирки, или кары. Кары представляют собой уг­ лубления различных размеров в верхних частях склонов гор. Не­ которые кары служат вместилищем для небольших каровых ледников (рис. 116, а), другие бывают заполнены водой (озера), многие пред­ ставляют собой сухие углубления, на дне которых обычно скапли­ вается обломочный материал. Кары имеют с трех сторон крутые скалистые стенки и открыты с четвертой (в сторону падения склона). Очень часто у открытого края кара наблюдается невысокий ска­ листый порог в виде гряды или вала, сложенный из обломочного материала. Крутизна стенок кара зависит от твердости пород.

Кары, заполненные фирном и расположенные на уровне снеговой линии или выше ее, увеличиваются в размерах как в стороны, так и в глубину вследствие морозного выветривания. Под влиянием резкой смены температур дня и ночи вода в трещинах скал оттаивает и замерзает снова, вследствие чего происходит попеременное рас­ ширение и сжатие горных пород. В результате этого стенка кара постепенно разрушается и обломочный материал частично уно­ сится вниз по склону движущимся фирном. Таким образом, стенки кара не только поддерживаются непрерывно крутыми, но и отступают в стороны, в результате чего кар увеличивается в размерах, захва­ тывая все большие участки горного склона (см. рис. 116, б). Вместе

сэтим происходит углубление кара, так как под массу фирна про­ никают талые воды, которые, периодически замерзая, разрушают дно. Кары, располагающиеся на противоположных склонах хребта,

стечением времени сближаются в результате разрушения тыльных

стенок обоих каров; гребень хребта становится все уже и затем начинает тоже разрушаться, образуя седловину. В местах сближения трех или четырех каров образуются вершины пирамидальной формы, часто с площадкой наверху (см. рис. 116, в).

С течением времени после стаивания каровых ледников отдельные кары, подвергаясь длительному воздействию процессов денудации, постепенно приобретают более сглаженную форму, а крутизна их склонов уменьшается. На дне некоторых древних каров длительное время сохраняются озера.

Ледниковые долины (троги). Ледники преобразуют форму долин, по которым они движутся. Такие долины называются трогами.

Троги имеют U-образный (корытообразный) поперечный профиль, стенки у”них крутые, но на некоторой высоте над дном трога сравни­ тельно резко меняют свою крутизну и становятся положе; это место перегиба склона носит название трогового плеча.

Продольный профиль трога ступенчатый; в верховье трога обычно расположен крутостенный кар с углубленным дном. Ступени на дне трогов напоминают пороги в русле реки и носят название ригелей. Образование их связано с особенностями ледниковой эрозии, которая наиболее интенсивно проявляется на углубленных участках леднико­ вого ложа, а поэтому существующие на дне долины крупные неровности-

252

после обработки его ледником не уничтожаются. Наоборот, дно еще больше углубляется и даже на некоторых участках с уклоном, обратным уклону тальвега. Таким образом, ледниковая долина распадается на ряд следующих друг за другом плоскодонных пони­ жений, разгороженных барьерами (ригелями) на крутых переломах в продольном профиле. Выше ригелей в троговых долинах нередко находятся озера.

Боковые долины, впадающие в главный трог, имеют обычно дно, расположенное на значительной высоте (до 300—500 м) над уровнем дна главного трога и поэтому называются висячими до­ линами.

Обрыв или спуск, отделяющий устье висячей долины от дна главного трога, носит название устьевой ступени. Разница в глубине дна главной троговой долины и висячих (боковых) объясняется

После того, как ледник стаял, на дне возникшего первичного трога в результате речной эрозии образовалась новая эрозцрнная долина БДВ. В следующую ледниковую эпоху ледник вновь заполнил долину, расширил ее и превратил в трог Б Е В , а в точках Б жВ возникли плечи трога.

Однако плечи троговой долины могут образоваться и при одно­ кратном оледенении. В этом случае следует предположить, что на склонах ледниковой долины были уступы (например, структурные террасы), а ледник заполнил долину не доверху, вследствие чего уступы сохранились, а ниже их ледник выработал трог.

§ 108. Древние оледенения и их причины. Формы рельефа ими обусловленные

Наряду с областями Земли, где развиты современные ледники (полярные и высокогорные области), встречаются обширные про­ странства, где в настоящее время оледенений нет, но где они были в недалеком геологическом прошлом и оказали влияние на процессы рельефообразования. По вопросу о причинах неоднократных оле­ денений суши имеется большое количество гипотез. Одна из таких гипотез объясняет появление оледенений изменениями климата за

253

счет горообразовательных движений и связанных с ними резких изменений рельефа. Рассмотрим этот вопрос более подробно.

Как известно, горообразовательные движения происходили не­ однократно на протяжении геологической истории Земли. Последние (альпийские) движения создали в конце неогенового времени огром­ ные горные системы — Альпы, Карпаты, Кавказ, Памир, Гималаи и др., в результате чего резко изменились существующие до этого соотношения между сушей и морем. Эти события вызвали пере­ распределение циркуляции влажных ветров, а возможно и океани­ ческих течений, что оказало соответствующее влияние на климат тех или иных участков земной поверхности. В некоторых горных районах создались благоприятные условия для накопления масс фирна и льда. Центры оледенений, возникшие в горах, влияли в по­ следующем на климат других районов, в результате чего нарушилось равновесие климатических условий и произошли крупные климати­ ческие изменения: средние годовые температуры воздуха во многих районах понизились, что привело к широкому распространению

что в антропогеновое время мощные льды покрывали огромные пространства на равнинах территории СССР, Западной Европы и Северной Америки. Они оставили после себя своеобразные формы рельефа, сложенные главным образом моренными материалами.

До настоящего времени спорным является вопрос о количестве этих оледенений. Для его решения изучаются отложения и их соот­ ношения друг с другом. В некоторых разрезах можно наблюдать несколько горизонтов морен, разделенных межморенными образо­ ваниями. Последние представляют собой или слоистые осадки водоемов, или торфяники, или просто погребенные почвенные го­ ризонты. Все эти образования указывают на достаточно длительные перерывы в ледниковой аккумуляции и на отсутствие ледника в момент их формирования.

В Европейской части Союза до недавнего времени выделялись отложения трех ледниковых эпох или оледенений: лихвинское, или окское, днепровское и валдайское. При этом для днепровского оледенения стали выделять московскую стадию, которой некоторые исследователи придают самостоятельное значение.

В пределах СССР ледники покрывали весь север и северо-запад Европейской части и значительную часть Сибири. Мощный очаг оледенения находился на Скандинавских горах, откуда ледник растекался в южном, юго-западном, юго-восточном и северо-за­ падном направлениях. На северо-востоке Европейской части СССР

и на севере Сибири были местные очаги оледенения. Дальше всего на юг Русской равнины продвинулся днепровский ледник, который образовал в Днепровской и Донской низменностях два обращенных к югу языка, доходившие до Кременчуга и устья реки Медведицы (рис. 118). В Западной Сибири южная граница максимального оле­ денения проходила приблизительно вдоль параллели 60°, в Восточ­

254

ной Сибири ледники были распространены отдельными массивами в горных районах.

Области древнего оледенения сохранили следы деятельности соответствующих ледников. При своем движении они производили большую эрозионную и аккумулятивную работу. У конца ледника были отложены моренные толщи различной мощности (от нескольких

Рис. 118. Схематическая карта границ оледенений четвертичного периода натерритории Европейской части СССР:

1 — предполагаемая граница лихвинского (окского) оледенения, 2 — граница днепровского (максимального) оледенения, 3 — граница московского оледенения, 4 — предполагаемая:

граница московского оледенения, 5 — граница валдайского оледенения

сантиметров до многих десятков метров), которые создали своеоб­ разный моренный рельеф.

Типичные формы моренного рельефа сохранились лишь в областях: последнего оледенения, южная граница которого показана на рис. 118. Особенно хорошо сохранился моренный рельеф на северозападе Европейской части СССР приблизительно до линии: Северная Двина, среднее течение Сухоны, верховья Унжи и низовья Мологщ кроме того, значительные участки хорошо сохранившегося морен­ ного рельефа отмечены также в пределах Болыпеземельской и

255

Малоземельской тундр. Южнее и восточнее этой линии моренный рельеф менее выражен, а вблизи южной границы максимального оле­ денения он совершенно разрушен. Следами оледенения здесь яв­ ляются только валуны (окатанные ледником обломки горных пород), принесенные ледником из районов Скандинавского полуострова.

§ 109. Ледниковая аккумуляция и формы рельефа, обусловленные ею

Севернее границы последнего оледенения проходит пояс морен­ ного холмистого рельефа шириной 100—300 км. Он образовался в местах длительных остановок конца ледника и носит название конечно-моренного рельефа. Чаще всего он встречается на возвы­ шенных водоразделах и представляет собой большей частью беспо­ рядочные скопления довольно высоких холмов и гряд, чередующихся с заболоченными равнинными участками. Понижения между холмами заняты многочисленными озерами или густой сетью мелких рек. Холмы нередко расположены настолько близко друг к другу, что сливаются своими основаниями. Они имеют в поперечнике обычно 50—300 м при относительной высоте от 5 до 70 м и крутизне склонов 10—30°. Очертания их округлые, иногда овальные, вершины большей частью куполообразные, реже плоские. У некоторых холмов северозападные склоны круче, чем юго-восточные. На отдельных холмах имеются мелкие холмики до 30 м в поперечнике, образованные, вероятно, при вторичном надвигании льда на ранее отложенные наносы. Местами конечная морена имеет вид сплошных или преры­ вистых валов шириной от 0,5 до 3 км при относительной высоте 10—60 м, простирающихся параллельно бывшему краю ледника и выпуклых в сторону его движения. Иногда валы расположены параллельно друг другу на расстоянии нескольких километров.

Пояс конечно-моренного холмистого рельефа служит границей двух, значительно отличающихся друг от друга морфологических зон.

Севернее указанного пояса расположена зона основной, или донной, морены, для которой характерны следующие типы рельефа: моренные равнины и холмисто-моренный рельеф.

Моренные равнины сложены толщей валунных суглинков и имеют плоскую или слабоволнистую поверхность с одиночными холмами или небольшими группами холмов. Холмы имеют большей частью пологие склоны, округлые очертания и незначительные относитель­ ные высоты (до 10 м). Понижения между холмами заняты болотами или озерами; многие из последних бессточны, отличаются лопастной формой и часто изобилуют небольшими островками.

Холмисто-моренный рельеф занимает отдельные участки среди равнин основной морены. Холмы округлой или овальной формы обычно расположены беспорядочно, без какой-либо закономерности. Между ними разбросано значительное количество озер и хорошо развита речная сеть. Существует мнение, что холмисто-моренный

256

рельеф в зоне основной морены возник главным образом в тех местах, где ледник был разбит трещинами, в которых накапливался обломоч­ ный материал; после стаивания ледника здесь образовались холмы; местами же холмистость обусловлена неровностями поверхности, занятой ледником.

В зоне основной морены встречаются также участки конечно­ моренного рельефа, образовавшегося в результате временных оста­ новок отступавшего ледника.

Характерными формами рельефа в зоне основной морены явля­ ются друмлины, представляющие собой продолговатые холмы, вытянутые в направлении движения ледника. Это почти единственная ледниково-аккумулятивная форма, которая характеризуется зако­ номерной и строгой ориентировкой. Длина этих холмов обычно колеблется в пределах 400—1000 м при ширине 150—200 м и отно­ сительной высоте 10—40 м. Друмлины имеют в плане вид овала, расширенная часть которого обращена в сторону, откуда двигался ледник. В продольном профиле эта часть друмлин имеет более крутой склон, чем противоположная. Друмлины сложены глинистыми и суглинистыми породами с включениями валунов разного размера. Образование их связано с неровностями ледникового ложа, благо­ даря которым материал донной морены задерживался, а после стаивания ледника на поверхности оставались холмы характерной продолговатой формы, ориентированные в направлении движения ледника.

К числу форм рельефа в зоне основной морены, связанных с ак­ кумуляцией ледниковых материалов, относятся озы и камы, обра­ зующиеся в результате деятельности талых вод ледника.

Озы представляют собой гряды (иногда образуемые вытянутыми пологими холмами) высотой от 5 до 60 м с узким гребнем и обычно крутыми (30—40°) склонами. Ширина озов в основании 100—200 м. Они чаще всего имеют симметричные склоны и прямолинейное про­ стирание. Длина их достигает многих километров. Иногда озы ветвятся; от главного оза отходят второстепенные. Озы ориентиро­ ваны обычно в направлении движения ледника. Весьма характерно, что их простирание совершенно не согласуется с современным релье­ фом местности и нередко озы пересекают долины, озера, водоразделы. Сложены озы песчано-галечным материалом.

По вопросу происхождения озов существует несколько гипотез. По мнению известного полярного исследователя Ф. Нансена, озы представляют собой скопления отложений подледниковых потоков талых вод, которые текли в прорытых ими туннелях внутри ледника. После того как ледник стаял, эти отложения в виде вытянутых гряд отложились на поверхности рельефа, который был под ледником

(рис. 119, I).

Де-Геер объясняет происхождение озов как результат отложения у конца ледника материалов, выносимых талыми водами. Внутри ледника или под ним талые воды, сжатые ледяными стенками, текут очень быстро, а при выходе из-под него скорость течения их резко

замедляется. Здесь резко же падает сила водотока, вследствие чего начинает откладываться переносимый водой материал в виде небольшого конуса выноса, который по мере таяния и отступания ледника следует за его краем. В конце концов из этих конусов выноса образуется узкая гряда (см. рис. 119, II).

Озы, расположенные среди заболоченной местности, служат нередко единственными путями передвижения.

Камы представляют собой плосковершинные холмы с крутыми склонами. Высота их колеблется от 5 до 70 м при поперечнике от 100 до 2000 м. Сложены камы супесями и песками с включением гравия, гальки и валунов.

Возможно, что камы являются скоплением моренного материала, отлагавшегося на дне озер, которые располагались на поверхности

_—_-/7 е 8 н и и

ледника. В этих озерах, вероятно, были отдельные ледяные острова, полуострова и другие выступы, сложенные льдом. Во время таяния ледника озера исчезли и на земной поверхности остались эти ско­ пления в виде камов. Ледяные острова и полуострова, засыпанные донными отложениями озер, таяли медленнее основного ледника, и на их месте оставались углубления в виде впадин разнообразных очертаний, представляющие собой современные понижения между камами. Среди камов нередко выделяются отдельные конусообразные возвышенности, имеющие относительную высоту до 60—70 м.

В областях, расположенных южнее границы максимального оледенения, деятельность ледника сказалась на формировании рельефа лишь косвенным путем. Она выразилась в образовании обширных песчаных равнин, так называемых зандр, расположенных исключительно в низинах, куда стекали талые ледниковые воды, отлагавшие здесь материалы, называемые ледниково-речными отложениями или флювиогляциальными. Зандры широко рас­ пространены в Полесье, Окско-Волжской низменности и в других местах.

Зандры — это полого-волнистые равнины, расположенные не­ посредственно за внешним краем конечных морен. Они сложены

258

слоистыми песками, гравием и галькой и представляют собой слив­ шиеся весьма пологие и широкие конусы выносов потоков, выте­ кавших из-под ледника. Эти потоки, попадая на выровненные про­ странства, теряли свою скорость, широко разливались здесь и от­ кладывали принесенный обломочный материал. При этом более грубые осадки — галька, гравий, крупный песок чаще откладыва­ лись вблизи края конечных морен, а дальше от них на больших площадях откладывались преимущественно пески и, наконец, в крае­ вых оседали тонкие пылеватые и глинистые частицы. Таким образом, преобладающая часть зандровых равнин слагается песками (зандровые песчаные поля), а их поверхность характеризуется малыми уклонами, не превышающими 3—4° и только при переходе к конеч­ ным моренам увеличивающимися до 8—10°.

В пределах зандровых равнин местами развит мелкохолмистый (дюнный) рельеф, образованный в результате перевевания ветром песчаного материала.

В областях, захваченных последним оледенением, особенно в Карелии и на Кольском полуострове, широко распространены валуны разных размеров из различных пород. Объем отдельных валунов нередко превышает 1 м3, иногда он достигает и нескольких десятков кубических метров. Местами валуны являются остатками внутренней или донной морены и сплошь покрывают значительные площади.

Речные долины в зоне основной морены в большинстве случаев характеризуются небольшой шириной, крутыми склонами и невыработанным продольным профилем. Большинство озер соединено между собой небольшими реками. В долинах рек часто встречаются озеровидные расширения.

Некоторые современные речные долины образованы из участков древних, хорошо разработанных долин и молодых эрозионных лож­ бин. Такие «комбинированные» долины возникли в результате подпруды ледником древних рек, стекавших ранее на север. После отступания ледника эти реки промыли новые русла по линии наиболь­ ших уклонов поверхности. Такие молодые участки долины сравни­ тельно узки, склоны их крутые, нередко обрывистые, продольные профили ступенчатые. Некоторые современные реки полностью унаследовали широкие долины древних водных потоков (Северная Двина, Вычегда и др.).

§ 110. Некоторые особенности изображения ледникового рельефа на топографических картах

Основными формами горно-ледникового рельефа являются кары и троговые долины. Развивающиеся кары с каровыми ледниками или кары, сравнительно недавно освободившиеся от ледников, имеют крутые скалистые склоны, которые обычно на топографических картах изображаются знаками скал и скалистых обрывов (рис. 120,