Формы рельефа, связанные с материковым оледенением четвертичного периода

В последний период геологической истории Земли, который называется четвертичным, произошло великое оледенение Земли. Материковым льдом были заняты большие площади суши как в северном, так и южном полушарии. Толщина льда достигала 1500—2000 м. По валунам и другим материалам, принесенным, ледниками, восстанавливается граница древнего оледенения.

Ледники в северном полушарии в эпоху максимального развития спускались на юг до широты г. Днепропетровска и Сталинграда (по долинам Днепра и Дона); на западе они доходили до Средне-Германских гор, покрывали Великобританию, за исключением полуострова Корнуэльса и территории к югу от Лондона. На востоке они подходили к подножию Урала, где сливались с ледниками, спускавшимися с самих Уральских гор. Мощному оледенению были подвержены Альпы, менее значительному — Кавказ. Свои центры оледенения существовали в Сибири, в Северной Америке. Следы оледенения имеются и в Южном полушарии: в Австралийских Альпах, в Патагонии, в Африке (на вулканах Кения и Килиманджаро).

Древнее оледенение впервые изучалось в Альпах. Там было установлено четыре ледниковые эпохи (по схеме А. Пенка и Брюкнера): гюнцская (самая древняя), миндельская, рисская и вюрмская (последняя). Существование гюнцской эпохи оледенения до сих пор не доказано. Альпийская терминология получила всеобщее признание. У нас выделенные эпохи соответственно получили следующие названия: Лихвинское оледенение (миндельское), Днепровское оледенение (рисское), Валдайское оледенение (вюрмское). Самым крупным из выделенных оледенений было Днепровское, которое называют максимальным. Границы его распространения указаны нами выше. Вюрмское оледенение было меньшим. Ледники не доходили до широты г. Москвы, не достигали Британских островов. Оледенение Альп и Кавказа в вюрмскую эпоху было также менее значительным. Причины оледенений до сих пор не установлены наукой. Существует несколько гипотез, по-разному объясняющих эти явления.

Одна группа гипотез объясняет развитие оледенений на Земле астрономическими явлениями (гипотеза Миланковича — Кеппена и гипотеза Нольке). Гипотеза Миланковича—Кеппена основана на изучении изменений эксцентриситета земной орбиты и наклона эклиптики. Авторами гипотезы было установлено, что наибольшие колебания эклиптики совпадают с наибольшим эксцентриситетом земной оси. В противоположность этому в истории Земли отмечались периоды, когда наблюдалось совпадение минимального наклона эклиптики с наибольшим эксцентриситетом. Эти периоды и являются периодами оледенений на Земле.

По гипотезе Нольке предполагается, что солнечная система на своем пути пересекает туманности. Время пересечения туманностей сказывается в сильном сокращении солнечного тепла, поступающего на Землю, что приводит к сильному охлаждению поверхности Земли, т. е. к развитию оледенений. Межледниковые эпохи устанавливаются в том случае, если солнечная система проходит через менее плотные участки туманностей.

Вторая группа гипотез объясняет развитие оледенений тектоническими причинами — всякого рода движениями земной коры, приводившими к перераспределению суши и воды, что в свою очередь вызывало резкие изменения в циркуляции атмосферы. Существовало предположение о том, что Уайвил-Томсоновский подводный порог, простирающийся от Британии через Фарерские острова, Исландию к Гренландии, был во время оледенений выше. Он препятствовал проникновению теплого течения Гольфстрима на север. С этим связывают оледенение северного полушария Земли. По гипотезе Рамзая, Кобера, И. Д. Лукашевича оледенения связывались с горообразовательными движениями, во время которых создавались крупные участки с положительными элементами рельефа. Они в свою очередь изменяли циркуляцию атмосферы.

Третья группа гипотез объясняет развитие оледенений пониженным содержанием в воздухе углекислоты (теория Аррениуса). В истории Земли выделяются периоды интенсивного вулканизма, когда в атмосфере резко увеличивается содержание углекислого газа. Периоды оледенений наступают, наоборот, в силу пониженного содержания углекислоты в воздухе. Уменьшение углекислоты в воздухе вызывает понижение температуры. Они приходятся на времена, когда вулканическая деятельность выражалась крайне слабо.

Еще одна гипотеза объясняет развитие ледниковых явлений перемещением полюсов (Кёппен, Рейбиш, Зимрот); предполагается, что в начале четвертичного периода Северный полюс располагался на Баффиновой Земле, потом через Гренландию переместился в современное положение. Высказываются предположения, что оледенения развивались на Земле в результате взаимодействия нескольких причин, может быть, разного характера.

Наиболее признанной из всех гипотез в настоящее время является тектоническая, объясняющая развитие оледенений движениями земной коры и вызываемыми ими изменениями атмосферной циркуляции.

Четвертичное оледенение оказало большое влияние на формирование рельефа тех районов, где оно происходило. Прежде чем перейти к описанию ледникового рельефа, остановимся коротко на работе современных ледников.

Формы рельефа, обусловленные эрозионной деятельностью ледников. Огромные массы льда, медленно двигаясь вниз, сносят рыхлые материалы, встречающиеся на пути, и, кроме того, стирают те неровности, которые оказывают препятствие движению ледника. Стирающее действие ледника усиливается тем материалом, который образует уже знакомую нам поддонную морену. При этом породы, менее твердые, стираются, а более твердые полируются и покрываются царапинами, Глубокие царапины принято называть ледниковыми шрамами, а мелкие — ледниковыми штрихами. Направление царапин обычно совпадает с направлением движения ледника. В результате движения ледника ложе ледника медленно углубляется и приобретает характерную форму гигантского корыта, известного в литературе под названием трога.

Троги в зависимости от величины ледника и характера пород, слагающих горы, могут быть различны. Однако для всех трогов типичны плоское, корытообразное дно и постепенно увеличивающаяся кверху крутизна склонов. Наверху крутые склоны трога оканчиваются ясно выраженным выпуклым переломом склона, который называют краем трога. Выше края трога дно ледниковой долины на большую или меньшую ширину остается пологим. Эти участки называют плечами трога. Плечи трога чаще всего и несут на себе следы стирающей и полирующей деятельности ледника.

Выступы скал на дне ледникового ложа, как уже говорилось, сглаживаются, полируются и приобретают очень характерные формы, которые в зависимости от внешнего вида называются «бараньими лбами» или «курчавыми скалами». Эти формы рельефа хорошо сохраняются на месте исчезновения ледников и дают возможность восстановить не только размеры ледника, но и характер его движения.

Бараньи лбы — это небольшие округлые возвышения твердых пород, вытянутые по направлению движения ледника. Склоны, обращенные навстречу движения ледника, обычно бывают пологи и имеют сильно сглаженную поверхность. Противоположные склоны, наоборот, круче, и поверхность их неровная (она несет на себе следы выламывания породы под давлением льда). Размеры бараньих лбов различны (от нескольких метров до нескольких десятков метров). В тех случаях, когда ледник сглаживает обширную неровную скалистую поверхность, получается своеобразная волнистая поверхность, известная под названием курчавых скал. Курчавые скалы характерны для дна и боковых склонов ледникового ложа и являются наиболее распространенными формами сглаживающей деятельности ледника.

Близки к курчавым скалам по своей форме и расположению так называемые друмлины. В отличие от курчавых скал они состоят из рыхлых материалов морены или флювиогляциальных отложений и лишь изредка имеют внутри выходы коренных пород. Друмлины также вытянуты по направлению движения ледника. В отличие от бараньих лбов крутой их склон обращен навстречу движения ледника.

Все отмеченные нами формы, образовавшиеся в результате эрозионной деятельности ледника, выступают на поверхность лишь в тех случаях, когда ледник отступил или исчез совсем. Поэтому описанные нами формы частично бывают загромождены моренным материалом или несут на себе следы выветривания и водноэрозионной деятельности. Понятно, что большая или меньшая сохранность этих форм будет зависеть от стойкости пород. Лучше сохраняют форму кристаллические породы и известняки, значительно хуже — глинистые сланцы и песчаники.

Формы рельефа, обусловленные транспортной и аккумулятивной деятельностью ледника. Склоны гор, окружающие область питания ледника, под влиянием выветривания все время разрушаются, и продукты выветривания (скалы, камни, щебень) сваливаются на поверхность фирновых полей. То же происходит со склонами той долины, по дну которой движется ледник. Таким образом, края ледникового языка также бывают покрыты осыпями, состоящими из угловатых камней и различного щебня. Осыпи камней и щебня, попавшие на края ледникового языка, образуют здесь сплошные нагромождения, известные под названием краевой морены. Когда сливаются два или несколько ледников, краевые морены оказываются посередине, и тогда они получают название срединных морен. По количеству срединных морен можно судить о количестве слившихся ледников. Обломочные материалы краевых и срединных морен обычно бывают угловаты и совершенно не рассортированы. Камни и щебень, попавшие на поверхность фирновых полей, по мере накопления снега и фирна будут оказываться уже на некоторой глубине и даже на дне ледникового ложа. Обломочный материал, оказавшийся внутри ледника, называют внутренней мореной. Обломочный же материал, проникший до самого дна ледника, перемешивается с продуктами выветривания ледникового ложа и образует так называемую поддонную или донную морену. Материал поддонной морены резко отличается от материала других морен. Здесь преобладают окатанные формы со стертыми краями и нередко со следами полировки, шрамами и царапинами.

Все моренные материалы, которые несет ледник, отлагаются в конце ледника и образуют конечную морену. В тех случаях, когда ледник отступает, конечных морен бывает несколько. Все они имеют вид неправильных валов, пересекающих долину в поперечном направлении. Обломочный материал конечных морен исключительно разнообразен. Здесь наряду с угловатыми камнями, принесенными краевыми и срединными моренами, встречается немало округлых камней поддонной морены. Камни морен независимо от их формы называют эрратическими валунами. Размеры эрратических валунов весьма различны: от кулака и до большого дома. Рельеф конечных морен в общем довольно сложен. Прежде всего здесь бросаются в глаза нагромождения в виде параллельных гряд поперечного направления. Между грядами нередко можно видеть озера. Гряды, расположенные у конца ледника, носят характер беспорядочных нагромождений, высота которых в зависимости от размеров ледника может быть очень различна (от нескольких метров и до многих десятков метров). Ниже по долине располагаются более древние гряды. Здесь в результате выветривания острые углы обломков уже в какой-то мере сгладились, а участки рыхлых отложений покрылись зарослями трав и кустарников. Еще ниже по долине древние моренные гряды бывают частично размыты, заметно снижены и нередко покрыты лесом.

Но ледники, кроме того, дают большое количество талых вод, которые уносят и отлагают обломочный материал далеко за пределы конечных морен. Этот материал частично рассортировывается. Так, в верхних частях потока отлагается преимущественно слабо окатанный валунный и галечный материал. Ниже, на участках малого уклона, отлагаются пески, состоящие главным образом из «ледниковой муки». В некоторых случаях отложения этих песков создают обширные равнинные участки, известные в географической литературе под названием зандров.

Парообразующие процессы. Кроме ледников, в высокогорных районах большую работу по формированию рельефа проводят карообразующие процессы. Суть этих процессов заключается в следующем. Углубления, образовавшиеся в результате морозного выветривания в высокогорных районах, чаще всего бывают заполнены снегом. Углубления же, расположенные на высоте снеговой линии, в летнее время сохраняют снег только на дне. Днем, под лучами яркого солнца, этот снег подтаивает с боков. Воды, проникая в трещины пород, ускоряют морозное выветривание и углубление постепенно увеличивается как в ширину, так и в глубину. В результате углубление принимает кресловидную форму, открытый край которого обращен в сторону склона горы. Подобные углубления, размеры которых колеблются от нескольких десятков метров и до километра, носят название каров. Каждый типичный кар имеет пониженное углубление или дно кара. От склона дно кара отграничено некоторым повышением, носящим название порога кара. Дно кара с трех сторон окружено более или менее крутыми склонами, которые поднимаются полуцирком и носят название плеча кара. На дне каров, расположенных выше снеговой линии, обычно залегает снег, переходящий в фирн и фирновый лед. Следует сказать, что кары являются очень широко распространенными и очень характерными формами высокогорных районов.

Обломочный материал, являющийся продуктом морозного выветривания склонов кара, скатывается на дно, и значительная его часть попадает на поверхность фирнового поля. Отсюда мелкие частицы уносятся талыми водами, а крупные обломки — медленным движением всего фирнового поля (наподобие движения ледника, только еще более медленного). Таким образом, ширина и глубина кара все время увеличивается. Однако этот процесс не может совершаться беспредельно. Наступает момент, когда дно кара оказывается ниже снеговой линии. При этих условиях снег и фирн постепенно стаивает и на дне кара образуется так называемое каровое озеро. Понятно, что каровое озеро будет постепенно заполняться сносимыми сюда продуктами выветривания и в дальнейшем превратится в водосборную «воронку» горного потока.

Однако кары гораздо быстрее растут в ширину, нежели в глубину. Поэтому при некоторых благоприятных условиях они могут создавать гораздо более сложные формы рельефа. Приведем примеры. В пределах Западных и особенно Восточных Саян на высоте 1700—2000 м нередко можно наблюдать кары, в результате врезания которых образуются своеобразные каровые долины, прорезающие плосковершинные хребты. При этом стенки соседних каровых долин могут настолько сблизиться, что превращаются в узкие гребни. В некоторых случаях подобные сближения задних стенок каров двух противоположных склонов приводят к образованию острых зубчатых гребней. Нередки случаи, когда смыкающиеся кары образуют сквозную долину корытообразной формы с почти горизонтальным дном. Примерами таких долин могут служить истоки рек Кана, Казыра и др.

Процессы карообразования значительно усложняются в тех случаях, когда происходят резкие изменения высоты снеговой линии. Так, например, в ледниковые периоды снеговые линии многих гор оказывались значительно ниже современных. Процессы карообразования, протекавшие в различные ледниковые периоды, создали ряды каровых поясов, расположенных на разных высотах. Так, например, на Кавказе у Клухооского перевала можно видеть современные (действующие) кары на высоте около 2900 м А на высоте 2500—2600 м мы встречаем ряд горных каровых озер, которые в настоящее время постепенно заполняются осыпями. Подобное ступенчатое расположение каровых зон известно под названием каровых лестниц. Каровые лестницы обычно бывают хорошо выражены в рельефе. Их можно наблюдать у нас на Алтае, Саянах, Тянь-Шане и на многих других горах.

Формы рельефа, обусловленные древним оледенением. Во многих горных странах встречаются участки, где в настоящее время ледников нет, но имеются более или менее явные следы оледенения. Это чаще всего ледниковые цирки, троги, бараньи лбы, груды типичных эрратических валунов и морены. Все они расположены обыкновенно значительно ниже теперешней снеговой линии.

Площади оледенения в горах умеренного пояса в ледниковое время были во много раз больше современных. При этом некоторые горные хребты оказывались под тшпцамл сплошного ледяного покрова. В результате подобного сплошного оледенения гребни гор сглаживались, округлялись, а вершины приобретали куполообразные формы. Лишь отдельные хребты, поднимавшиеся над общей поверхностью льдов (нунатаки), испытавшие на себе главным образом воздействие морозного выветривания, наоборот, приобрели очень резкие формы рельефа.

Более внимательное изучение следов древнего оледенения показало, что ледники наступали и отступали не один раз. Изучение более поздних озерных отложений, прикрывающих ледниковые отложения, показало, что последние ледники на территории Германии и южной Швеции были приблизительно около 15 тыс. лет назад.

Кроме сглаживания гребней и вершин гор, ледники расширяли и углубляли долины. Многие из этих долин, подпруженные грядами конечных морен, после стаивания ледников превратились в озера. Подобных подпруженных озер очень много во всех горах, подвергавшихся оледенению. Немало озер образовалось также на месте бывших цирков, а также между грядами морен.

Долинные ледники в периоды оледенений далеко выступали за пределы снеговых линий. Так, например, крупные долинные ледники Алтая доходили до самых окраин гор. В настоящее время по этим долинам проложили свои русла такие реки, как Катунь, Бия, Бухтарма. В то время, когда по этим долинам спускались ледники, окружающие их средневысотные горы не имели ледников, и с этих гор стекали многочисленные горные потоки и речки. Они приносили обломочный материал, который отлагался при их устьях, подпруженных боковыми моренами огромных долинных ледников. После того как долинный ледник стаял, из этих бывших выносов рек и остатков боковых морен образовались мощные террасы. Высота этих террас на Алтае доходит до 150—200 и более метров.

В горных областях с древним оледенением связаны формы рельефа, называемые языковыми бассейнами. Языковый бассейн представляет обширную вытянутой или округлой формы впадину, занятую раньше конечной частью ледникового языка. Иногда впадина заболочена, усеяна моренным материалом разного характера. Депрессии языкового бассейна часто заняты озерами.

Древние оледенения сыграли огромную роль в формировании рельефа не только горных, но и равнинных стран. Последние для нас представляют особый интерес, потому что огромные площади равнинных областей Европы, Азии и Северной Америки формировались под влиянием четвертичных оледенений. Здесь главнейшая роль принадлежит не эрозионным, а главным образом аккумулятивным формам. Остановимся сначала на внутриледниковых формах рельефа (т. е. тех формах, которые находятся в районах оледенения). Здесь мы встречаем большое количество моренных холмов и межморенных понижений. Многие из этих понижений до настоящего времени заняты озерами, другие представляют собой спущенные озера, ставшие расширенными участками речных долин.

Здесь же на некоторых участках нередко встречаются своеобразные формы рельефа, известные под названием камов, Камы представляют собой небольшие возвышенности с плоскими вершинами и мягкими очертаниями склонов. В плане эти возвышенности имеют округлую и овальную форму. Камовые холмы обычно располагаются группами и реже поодиночке. Сложены камы суглинками и сортированными мелкозернистыми песками. Иногда они имеют включения ленточных глин. Это, по-видимому, образования подледниковые. Наблюдать непосредственно образование камов не приходилось. Поэтому можно высказать только предположения. Судя по характеру отложений, камы могли возникнуть из озерных отложений, отлагавшихся под льдом на месте пещер, выработанных подледниковыми талыми водами. После, когда ледник стаял, эти отложения были прикрыты моренным материалом. К формам, характерным для внутриледниковых районов, относятся также и друмлины.

В некоторых сравнительно редких случаях наблюдаются сильно вытянутые гряды, напоминающие высокие насыпи железных дорог. Они обычно сложены песком и гравием, тянутся (иногда прерывисто) на десятки километров. Эти своеобразные гряды носят название озов. Их направление различно, но чаще совпадает с направлением ледника. Озы располагаются на поверхности более древнего рельефа, и уровень их колеблется в зависимости от подстилающего рельефа. Высота озов колеблется от 20 до 50 м, а иногда доходит и до 70 м. Озы, по-видимому, являются отложениями тех потоков и рек, которые текли под ледником, в толще ледника и возможно на поверхности ледника (о последнем свидетельствует отсутствие связи с подстилающим рельефом). После стаиваиия ледника эти речные отложения и образовали описанные нами гряды. Озы распространены сравнительно редко.

Перейдем теперь к рельефу пояса конечных морен.

Прежде исследователи склонны были видеть рельеф конечных морен везде по границе оледенения. Однако дальнейшее изучение показало, что это не так. Хорошо выраженные конечные морены мы находим в южной Финляндии, в Карелии и северо-западной части Западной Сибири (близ Северного Урала). В других же районах, расположенных дальше от центров оледенения, они выражены слабо и к тому же сильно изменены последующей денудационной деятельностью.

Конечные участки ледников, расположенные очень далеко от центров оледенения, имели сравнительно небольшую мощность и крайне слабую подвижность. Эти так называемые мертвые, т. е. неподвижные, льды вряд ли могли оставлять большое количество наносов. Совершенно другое положение создавалось в тех случаях, когда более мощные толщи льдов встречали на своем пути препятствия в виде тех же мертвых льдов или возвышенностей. Здесь льды задерживались и отлагали значительные толщи моренного материала. Таким образом, холмистые валы и гряды, встречающиеся в пределах равнин, не могут служить точным показателем границы оледенения, как это думали раньше. Тем не менее они все же расположены в какой-то близости от нижней границы ледника, и название «конечноморенных» образований к ним вполне подходит.

Среди конечноморенных образований мы находим то холмистые, валоподобные гряды, иногда вытянутые на большие расстояния, то отдельные группы продолговатых холмов, то параллельно расположенных гряд и т. д. Примером может служить Смоленско-Московская конечноморенная гряда, которая тянется от Борисова на Оршу, потом Вязьму, Дмитров, Ярославль и дальше. Здесь высоты холмистой гряды достигают 200—250 и даже 280 м.

Иные формы наблюдаются у внешней стороны границы ледника. Здесь уже формы рельефа обусловлены деятельностью не самих ледников, а тех вод, которые получаются в результате таяния льдов. Потоки талых вод растекаются по равнинным пространствам и отлагают здесь приносимый ими взвешенный материал. Характерной особенностью потоков, расположенных у границы оледенения, является резкое колебание уровней, связанное с усилением таяния льдов в дневное время ('не говоря уже о сезонах). Последнее вызывает неоднородность отложений и частые смены русел. В результате у внешнего края морен возникают плоские конусы выносов, а дальше обширные зандровые равнины. Примерами подобных зандровых равнин могут служить Полесье, а также значительная часть Днепровской и Окско-Донской низменностей.

Чем дальше движутся потоки талых ледниковых вод, тем меньше они содержат грубого обломочного материала. В краевых частях они отлагают лишь мелкий песок и глинистый ил. Периодически повторяющиеся разливы приводят к тому, что приносимый ими тонкий обломочный материал отлагается на огромных пространствах. Из этого материала, по-видимому, и образовались те лёссовидные толщи пород, характерные для обширных лесостепных и степных районов (Украины, Дона и Предкавказья, а также южной и юго-восточной части Западно-Сибирской низменности).

Мы рассмотрели все главнейшие формы рельефа, обусловленные ледниковой деятельностью. Однако необходимо сказать, что все эти формы в результате последующей деятельности экзогенных факторов (и особенно текучих вод), в значительной степени изменили характер описанных нами форм. Тем не менее эти формы играют не только огромную роль в дальнейшем развитии рельефа, но также оказывают огромное влияние в формировании всей современной географической среды. Помимо влияния на рельеф, подземные и наземные воды, ледниковые отложения играют колоссальную роль при образовании почв и растительных сообществ.