Водно-ледниковые отложения, особенности строения и рельефа перигляциальных областей.

Водно-ледниковые отложения образуются внутри и по периферии ледников из отсортированного и переотложенного талыми водами моренного материала. Среди них различают ледниково-речные или флювиогляциальные отложения — отложения потоков талых вод (косослоистые пески, гравий, галечники) и озёрно-ледниковые (лимно-гляциальные) отложения внутри- и приледниковых озёрных водоёмов (преимущественно ленточные глины). Все типы Л. о. образуют сложные сочетания (ледниковые комплексы, или ледниковые формации). Особенно характерны они для самой молодой антропогеновой системы, во время образования которой обширные материковые ледники покрывали громадные площади в пределах современных умеренных поясов. Среди отложений верхнего палеозоя, ордовикской системы и докембрия также известны древние Л. о., обычно сильно уплотнённые, сцементированные, а иногда и метаморфизованные (тиллиты).

С деятельностью ледников тесно связана работа талых ледниковых вод, представляющая одну из сторон единого сложного природного процесса. Выделяют два типа флювиогляциальных (лат. " флювиос" - река) отложений: внутриледниковый (интрагляциальный) и приледниковый (перигляциальный). Внутриледниковые отложения после таяния ледника образуют на поверхности специфические формы рельефа - озы, камы и камовые террасы.

Озы - крутосклонные валообразные гряды, напоминающие железнодорожные насыпи; они вытянуты по направлению движения ледника и сложены хорошо промытыми слоистыми песчано-гравийно-галечными отложениями с включением валунов. Высота таких гряд от 10 до 30 м, иногда до 50 м и выше, а протяженность от сотен метров до десятков километров. Одни из них имеют более или менее прямолинейные очертания, другие характеризуются извилистостью. Особенно большое развитие имеют озы в Финляндии, а также в Швеции. Они встречаются и южнее: в Прибалтике, в Белоруссии и других районах. По данным Б.Н. Гурского, длина самого крупного оза в Белоруссии, протягивающегося по берегам оз. Жеринского, равна 25, 6 км.

О происхождении озов существует две гипотезы.

1. Дельтовая гипотеза, основывающаяся на выходах мощных подледниковых водных потоков в периферической части ледников и отложении переносимого ими обломочного материала в виде конусов выноса (дельт). При последовательном отступании ледника образовывались все новые и новые конусы, слияние которых могло образовать сплошную или прерывистую озовую гряду. По данным С.В. Калесника, отдельные озоподобные тела, связанные с выходом подледниковых потоков, наблюдаются у современных ледников Маляспина и Норвежского.

2. Русловая гипотеза, по которой происхождение извилистых озовых гряд связывается с движениями водно-ледниковых потоков в сложно сочетающихся над- и внутриледниковых каналах (выработанных по крупным трещинам и расколам льда). Большая масса и скорость движения этих потоков способствовали перемыву моренного материала и накоплению в ледяных руслах слоистых песчано-гравийно-галечных отложений. При отступании и таянии ледника они спроектировались на различные элементы рельефа, нередко перекрывая озерные котловины, моренные холмы, выступы коренных пород.

Камы и камовые террасы (нем. " камм" - гребень). Камы представляют собой крутосклонные холмы с выположенными вершинами. Высота их от нескольких до 20 м и более. Камовые холмы, имеющие различные очертания (округлые, конусовидные и др.), разделены понижениями, иногда в виде замкнутых котловин, которые бывают заболочены или заняты бессточными озерами (рис. 8.13). Камы образованы отсортированными отложениями - гравием, песками и супесями с горизонтальной и диагональной слоистостью озерного типа, в которых встречаются валуны и отдельные линзы морен, а местами ленточные глины (ритмичное чередование тонких слойков глин и песка). Считается, что камы формировались в условиях " мертвого" недвижущегося льда, оторванного от областей питания. Наличие в составе камовых отложений слоев с указанной ленточной ритмичностью свидетельствует о том, что камы образовались в застойных водах над- и внутриледниковых озер, заполняющих котловины и ложбины между глыбами мертвого льда. Накопленный в надледниковых озерах материал в последующем проектируется на поверхность основной морены или коренных пород ложа в виде холмов неправильных очертаний. Некоторые исследователи (Е.В. Рухина) считают, что камы могли образоваться и в подледных ложбинах. Помимо холмов, на склонах западин образовывались террасовидные уступы - камовые террасы, располагающиеся на различных уровнях, что связано с неравномерным таянием мертвого льда. Камовый рельеф встречается в Карелии, в Прибалтике, в северных районах Западной Европы.

Под перигляциальной зоной (от греч. реп – возле, около и лат. glacies – лед) в первоначальном смысле понимали полосу суши, непосредственно примыкающую к ледниковым покровам, характеризующуюся специфическим климатом и процессами рельефообразования, связанными в той или иной степени с деятельностью ледника. Со временем, однако, объем понятия расширился, ограничение близостью к ледниковому краю исчезло, и термин стал прилагаться ко всем районам, природные условия которых определяются экстремально холодным климатом, обусловливающим специфику рельефообразующих процессов.

В перигляциальной зоне создавались формы рельефа, связанные с деятельностью талых вод, растекавшихся от края ледника. На деятельность этих вод большое влияние оказывал приледниковый рельеф: при уклоне поверхности в направлении от ледника и выровненности рельефа сток был свободным. Блуждая около края ледника, талые воды формировали водораздельные зандры. Удаляясь от ледника, они концентрировались в более или менее значительные потоки, часто наследовали не полностью погребенные доледниковые речные долины и формировали долинные зандры, остатки которых в современном рельефе представлены террасами речных долин. Поверхности зандровых равнин могут быть плоскими, слегка волнистыми, за счет слияния распластанных конусов выноса, или холмисто-западинными, если приносимый водными потоками материал отлагался поверх еще не совсем растаявших глыб мертвого льда. По мере таяния погребенного льда на поверхности возникали просадочные понижения. Зандры сложены галечниками, гравием, песками – продуктами перемыва морен.

В пределах перигляциальной зоны широко распространены ложбины стока талых ледниковых вод разных размеров: от небольших, шириной несколько десятков или сотен метров, до очень крупных отрицательных линейных форм, ширина которых достигает 30 км. В современном рельефе это плоскодонные понижения, часто с нечетко выраженными склонами, постепенно переходящими в поверхности междуречий. Одни ложбины стока формировались потоками, текущими перпендикулярно краю ледника, другие – текущими параллельно его краю. Наиболее четко такие ложбины выражены в рельефе Северо-Германской низменности и на территории Польши, где установлены четыре крупные ложбины, приуроченные к границам разных оледенений. Отдельные участки ложбин в настоящее время заняты Вислой, Одрой, Эльбой и другими более мелкими реками (рис. 127). Ложбины стока выполнены мощными толщами флювиогляциальных песков и галечников. В некоторых местах у края ледника образовывались приледниковые озера, от которых в современном рельефе кое-где сохранились береговые валы и уступы, а также плоские пространства (бывшие днища), сложенные озерными отложениями, в том числе такими характерными для этих озер образованиями, как ленточные глины.

Широкое развитие в перигляциальной зоне песчаных отложений, не закрепленных растительностью, способствовало образованию эоловых форм рельефа, среди которых наиболее распространены параболические дюны (форма материковых дюн). Образовались эти формы из поперечных (к ветру) валообразных дюн при закреплении концов перемещаемого ветром песчаного вала растительностью или фиксации влажным субстратом. Середина дюн, обладающая большей массой песка, притом более сухого, продолжала двигаться вперед. Таким путем возникала дуга, открытая навстречу ветру. Внутренний склон дуги пологий (2-12°), внешний – крутой (16-30°). Длина дюн достигает нескольких километров, высота 10-20 м. В процессе развития некоторые параболические дюны превратились в параллельные валообразные дюны, встречающиеся на территории Швеции, Польши, России (в Полесье, Ленинградской, Тверской, Нижегородской областях и др.), то есть там, где при современных климатических условиях рельефообразующая деятельность ветра невозможна или ничтожна.\