Геология четвертичных отложений / КУРС ЛЕКЦИЙ / QUARTER LAST

слоистая текстура; ослабленная связь состава с подстилающими породами; преобладание песков и малая доля крупных обломков. В пределах Беларуси отложения абляционных и бассейновых морен занимают небольшие площади.

В пограничных областях, находившихся между зонами экзарации и аккумуляции, происходило формирование целого ряда специфических моренных накоплений, закономерно сменяющих друг друга в дистальном направлении: ругенморен, друмлин, рифленых морен, морен Де Геера (рис. 50).

Руген-морены подобны конечным моренам – представлены валами, ориентированными поперек направления движения льда. В дистальном направлении поля руген-морен переходят в поля друмлин.

Друмлины имеют вид овально-удлиненных (каплевидных или эллипсовидных) холмов, вытянутых по направлению движения глетчера. В проксимальной части друмлины высокие, с крутыми склонами, здесь их край широкий и тупой. В дистальной части поверхность понижается полого, а край друмлина сужается. Высота холмов достигает 50 м, ширина составляет до 500 м, а длина до 2 500 м.

Чаще всего друмлины образуют цепочки (полосы), вытянутые параллельно друг другу по ходу движения ледника. Иногда эти цепочки расходятся из одного центра, создавая форму веера. В любом случае, между полосами друмлин нередко располагаются параллельные им радиальные озы. В дистальном направлении поля друмлин переходят в поля рифленых морен.

Рис. 50. Пространственное расположение разных типов морен (ледник двигался слева направо) [9]

1 – руген-морены; 2 – друмлины; 3 – рифленые морены

Состав друмлин бывает разным. Некоторые из них целиком сложены моренными валунными суглинками; другие имеют более сложное строение: проксимальная часть друмлина представлена бараньим лбом – сглаженным выступом прочных, часто скальных коренных пород, а уже к нему с дистальной стороны прислонены моренные отложения. Все друмлины имеют чешуйчатое строение, слои в них часто смяты в складки, нарушены сбросами.

17

Механизм образования данных форм пока не выяснен, остается спорным и вопрос о том, на какой стадии развития ледника (наступления или деградации) они формировались. По мнению А. В. Матвеева [16], поддерживающего взгляды карельских геологов, формирование друмлин происходит в два этапа. Вначале в леднике накапливается чешуйчатая и разбитая на блоки морена. Затем эта морена отжимается ледниковым давлением в ослабленные зоны (полости, трещины), и растаскивается движущимся льдом, образуя вытянутые холмы.

Рифленые морены (флютинг-морены) образуют собою прямолинейные параллельные гряды, вытянутые по ходу ледника. Механизм их возникновения оценивается по-разному.

По мнению британских ученых [9], генезис флютинг-морен следующий: валуны, вмерзшие в днище ледника, часто образуют радиальные полосы, скорость перемещения которых мала из-за сильного трения о подстилающие породы. Когда эти полосы останавливаются, ледник обтекает их, наращивая вокруг валунов донную морену. Мощность рифленых морен колеблется от нескольких дециметров до метров, и зависит от габаритов препятствия, обтекаемого ледником.

Как полагает В. Д. Тарноградский [20], флютинг-морены накапливались в фазу деградации – за счет отложения морены между ледовыми струями при резких осцилляторных продвижениях ледников.

В дистальном направлении поля рифленых морен иногда переходят в поля морен Де-Геера.

Морены Де-Геера замыкают перечень гляциальных отложений пограничных территорий. Данные морены имеют вид гряд, вытянутых перпендикулярно движению льдов. В составе морен Де-Геера одновременно участвуют накопления разного происхождения: неотсортированные моренные грубообломочные осадки; отсортированные флювиогляциальные пески и галечники; отсортированные и слоистые озерные и морские алевриты и глины. Суммарная мощность накоплений достигает 10–15 м. Морены Де-Геера часто располагаются на проксимальных склонах обширных понижений рельефа. Исходя из состава и распространения, можно предполагать следующий механизм их формирования. В приледниковое озеро спускались языки деградирующего ледника. На краю бассейна лед лопался, и в расширяющейся трещине, вытянутой вдоль берега, шло накопление озерных, потоково-ледниковых и моренных осадков [9].

Как видно из характеристики, названные типы морен обладают рядом особенностей.

1.Все они возникали под днищем ледника, следовательно, генетически связаны друг с другом.

2.Каждый генетический тип закономерно сменяется другим по направлению перемещения ледника.

3.Все они группируется в большие массивы, образуя поля.

4.Все они вытянуты линейно, и ориентированы закономерно: ругенморены и морены Де-Геера – перпендикулярно движению ледника, а друмлины и рифленые морены – по направлению движения ледника.

5.Все они встречаются только на поверхности (не известны в погребенном состоянии) – очевидно, в силу того, что уничтожались каждым последующим ледником.

18

6. Генезис всех названных типов остается спорным.

Контрольные вопросы

§Какие существуют генетические подтипы моренных накоплений?

§Когда возникают и чем представлены в рельефе отложения донной и конечной морены?

§Какой подтип моренных отложений чаще всего используется в стратиграфических целях?

§Каковы отличия вещественного состава и текстур отложений конечной и донной морены?

§Какие факторы способствуют накоплению конечной морены?

§Какие подтипы моренных отложений формируются близ зон экзарации? Какие существуют закономерности их распределения?

14. 2. Водно-ледниковые отложения

Водно-ледниковые отложения накапливаются деятельностью талых вод, которые размывают, переносят и переотлагают моренный материал. Эти образования формируются на разных фазах развития ледников, однако наиболее распространены отложения времени деградации ледникового покрова. Объясняется это размывом талыми водами рыхлых водно-ледниковых наносов, возникших в стадию наступления ледника. Большая часть водно-ледниковых отложений сохранилась в составе поверхностных, перекрываясь лишь элювиальными, делювиальными и лессовыми образованиями. Состав и возраст подстилающих отложений разнообразен.

По происхождению весь комплекс водно-ледниковых отложений делят на два генетических типа: флювиогляциальный (потоковоледниковый) и лимногляциальный (озерно-ледниковый). По месту образования каждый из них делятся на два подтипа: внутриледниковый (зафронтальный) и приледниковый (предфронтальный). В пределах Беларуси потоково-ледниковые отложения составляют около 31 % объема четвертичных пород, а на долю озерно-ледниковых приходит-

ся до 5 % [6].

Для всех разновидностей водно-ледниковых отложений характерны общие черты, обусловленные спецификой их образования.

Вещественный состав водно-ледниковых осадков совпадает с составом морены, из которой они возникли. Вместе с тем, их отличает гораздо более высокая степень сортированности.

В составе водно-ледниковых осадков, по сравнению с моренными, наблюдается меньшее содержание неустойчивых пород и минера-

19

лов. Это особенно характерно для галек, что свидетельствует о преимущественном разрушении водными потоками крупных обломков.

Обломочному материалу водно-ледниковых накоплений характерна окатанная форма, обусловленная продолжительным, или же активным истиранием. В противоположность донной морене, длинные оси галек во флювиогляциальных отложениях ориентированы поразному, в том числе и перпендикулярно направлению движения воды. Это объясняется влиянием разных скоростей потоков талых вод и их разнонаправленным движением.

Текстуры водно-ледниковых осадков всегда слоистые, обусловленные изменениями гранулометрического состава. Флювиогляциальным образованиям свойственно косое залегание слоев, а лимног-

ляциальным – горизонтальное.

Водно-ледниковые осадки по составу и текстурам имеют много общего с аквальными отложениями, отличаясь, в первую очередь, геоморфологическими признаками.

14. 2. 1. Флювиогляциальные отложения

Флювиогляциальные отложения создаются потоками талых вод,

протекающими на поверхности, в теле или под днищем ледника, или же по земной поверхности за пределами распространения ледника. Соответственно, их разделяют на озовые и флювиокамовые среди зафронтальных; отложения зандровые и камовых террас среди предфронтальных (рис. 51).

Рис. 51. Происхождение осадков и форм рельефа, связанных с таянием мертвого льда [20]:

20

А – накопление водно-ледниковых отложений (1 – маргинальный поток, наледный поток, 3 – приледниковое озеро, 4 – мертвый лед, 5 – подледный туннель, 6 – озеро на леднике). Б – формы, возникшие после таяния льда (1 – камовая терраса, 2 – просадочные впадины, 3 – лимнокамы, 4 – оз, 5 – осевшие на поверхность озерно-ледниковые отложения, 6 – флювиокамы).

Названные подтипы, помимо размещения, отличаются и размерами слагающих обломков. На территории Беларуси во внутриледниковых осадках повышено содержание псефитового материала: на долю валунов приходится 0 – 4 %, гальки 10 – 30 %, гравия 30 – 45 %, песка 30 – 50 %, алеврито-глинистых частиц 4 – 10 %. Приледниковые отложения равнин представлены, в основном, песками разнозернистыми с преобладанием мелкозернистых.

Внутриледниковые (зафронтальные) отложения представлены озовыми и флювиокамовыми. Они создаются потоками талых вод, протекающими по поверхности ледника или по пустотам, пронизывающим его тело. Большинство внутриледниковых форм приурочено к периферии ледниковых покровов. Взгляды на происхождение зафронтальных образований существенно отличаются – на территориях современного оледенения аналогов озов и камов не выявлено.

Наиболее распространены представления об их формировании в пределах полей мертвого льда. Образование таких полей, шириной достигавших 50 – 100 км, связано с прекращением притока льда, в результате чего мощность краевой зоны уменьшалась до критической величины в 50 – 60 м. При этом давление оказывалось слишком малым, ледник утрачивал пластические свойства, прекращал движение и таял. Установлено, что активность абляции напрямую зависит от толщины поверхностной морены: скорость таяния под 10-ти сантиметровым слоем морены составляет лишь 50 % от скорости таяния открытого льда, под метровым слоем – 11 %, а под двухметровым – почти прекращается [16]. Те участки ледниковой поверхности, где моренная покрышка отсутствовала или была совсем тонкой, таяли быстро, превращаясь в своеобразные каналы стока талых вод. Такими же каналами служили и трещины, рассекавшие тело ледника.

Процесс формирования зафронтальных отложений можно разделить на два этапа. Вначале водный поток, действуя подобно реке, перемывает и накапливает обломки, заполняя ими ледниковую трещину или иную полость. На втором этапе, связанном с дегляциацией, накопленная масса проецируется на поверхность, создавая формы, очертания которых будут зависеть от конфигурации полости, заполнившейся

21

осадками. Естественно, при этом происходят обрушения слоев, столь характерные для разрезов описываемых отложений, в особенности для их окраинных частей.

Озы и флювиокамы могут накапливаться и в полостях, достигших ложа мертвого ледника. Тогда сверху на флювиогляциальные накопления начинают сползать поверхностные морены, создавая маломощную моренную покрышку из валунных суглинков.

Характеризуемые отложения подстилаются одновозрастной донной мореной, а в тех нередких случаях, когда они входят в состав краевого ледникового комплекса – и конечной мореной.

Озы и флювиокамы сложены песчано-гравийно-галечным материалом хорошо промытым, залегающим слоями и линзами. Встречаются линзы тонкозернистых песков и алевритов, изредка – валунных суглинков моренного происхождения. Чередование обломков по размеру, линзообразное залегание слоев свидетельствуют о дискретности осадконакопления. Включения моренных осадков, вероятно, обусловлены обрушением мореносодержащих ледниковых глыб и их медленным таянием в условиях дефицита текучих вод.

Из-за того, что характеризуемые отложения отличаются большим сходством как структуры, так и текстуры, их различают, прежде всего, по геоморфологическим признакам и положению в гляциокомплексе.

Озовые отложения в рельефе представлены вытянутыми валообразными возвышениями, имеющими в плане извилистую, реже прямолинейную форму, унаследованную от ледниковых трещин. Длина озов (от 0,5 км до нескольких десятков километров) многократно превышает ширину их основания (от первых десятков метров до полукилометра). Превышение озов над окружающей местностью достигает 50 м, в исключительных случаях до 250 м, а крутизна склонов может быть более 30°. Гребень озов узкий и неровный, на нем чередуются бугры и понижения, иногда придающие озу вид длинной цепочки холмов. Бугры, обычно сложенные более крупным материалом, называют озовыми центрами. Нередко озы завершаются пологонаклонным в дистальном направлении конусом – озовой дельтой.

Озы приурочены к поясам краевых ледниковых образований, днищам долин ледникового размыва, часто простираются вдоль глубоких озерных котловин или же пересекают их, образуя цепочки островов. На территории Беларуси зарегистрировано более 100 озов, и все они представлены в области развития конечных морен.

22

Взависимости от ориентации, озы делятся на радиальные и маргинальные. Чаще всего встречаются радиальные озы, вытянутые по направлению движения ледника. Маргинальные озы, расположенные параллельно ледовому фронту, отмечаются реже.

Всоставе озов преобладает сортированный грубый материал (от валунов до крупного песка). Он залегает горизонтальными прослоями

илинзами мощностью до 1,5 м. В продольном разрезе оза такие линзы сильно вытянуты – до 20 м и более (рис. 52), а в поперечном сечении они короткие (до 8 м) и сравнительно мощные (рис. 53). Внутри линз четко выражена косая однонаправленная слойчатость, хотя нередко встречается и горизонтальная. В радиальных озах косые слойки падают в дистальном направлении под углом до 30° и больше. В маргинальных озах слойчатость также косая однонаправленная (рис. 53). Для песчаных косослоистых серий характерна слоистость со знаками ряби. Иногда встречаются разновидности озов, сложенные завалуненными глинистыми породами. Их образование, возможно, связано с выдавливанием донной морены в трещины ледника – это косвенно подтверждается сланцеватыми и складчатыми текстурами, характерными для глинистых озов.

Рис. 52. Характер слоистости, наблюдаемый в продольных разрезах озовых отложений [17]: А – радиальный оз; Б – маргинальный оз.

23

Рис. 53. Характер слоистости, наблюдаемый в поперечных разрезах озовых отложений [17]:

А– радиальный оз; Б – маргинальный оз;

Ви Г – особенности слойчатости.

Флювиокамовые отложения накапливались в пустотах мертвых или слабоподвижных льдов краевой зоны ледника. В рельефе они представлены либо одиночными куполовидными холмами, возвышающимися над окружающей местностью на 10 – 40 м, либо холмистыми возвышениями, образованными сросшимися камами. Крутизна склонов камовых холмов составляет до 40°. В горизонтальном разрезе одиночные камы имеют изометричную форму: округлую или овальную; площадь, занятая ими, может достигать нескольких тысяч квадратных метров.

Как правило, флювиокамы приурочены ко внешним и внутренним склонам краевых образований. Реже они встречаются в ложбинах ледникового размыва и выпахивания, а также на донно-мореных и зандровых равнинах.

Флювиокамовые отложения по вещественному составу очень близки к озовым – сложены промытыми песками и галечно-гравийно- песчаными смесями, иногда содержат включения моренного материала, на поверхности их может наблюдаться моренная покрышка. Осадки сгруппированы в слои и линзы, залегающие горизонтально или по-

24

логонаклонно. Внутренняя текстура косослоистая, с углами наклона слойков до 30°, реже горизонтальнослоистая (рис. 54). Часто отмечается градационная слоистость. Подобно озам, слоистость на краях камовых холмов осложнена сбросами, просадками.

Рис. 54. Характер слоистости камовых отложений [17]:

А– сочетание горизонтальной слоистости и косой слойчатости;

Б– горизонтальная слоистость.

Нередко озовые отложения переходят в камовые, например, на территории Белорусского Поозерья. Здесь на контакте с камовыми массивами озы расширяются, образуя озовые дельты. При этом закономерно изменяется характер отложений: с приближением к камам, гранулометрический состав озов уменьшается, породы становятся все однороднее, тогда как дельта сложена самыми крупными обломками.

Приледниковые (предфронтальные) флювиогляциальные отло-

жения накапливаются талыми водами, текущими по земной поверхности за пределами распространения ледникового покрова. Поэтому особенности их поверхности больше зависят от характера рельефа местности, чем от энергии водного потока.

Характеризуемые отложения формируются на всех стадиях развития ледника, и подстилаются осадками разного возраста и генезиса. Так, потоково-ледниковые горизонты, возникшие в стадии наступления и стабилизации ледника, будут подстилаться доледниковыми породами или отложениями предшествующих ледников. Поскольку потоки талых вод часто устремлялись в речные долины, среди подсти-

25

лающих отложений широко представлены аллювиальные. Флювиогляциальные осадки, накопленные в стадию деградации ледника, обычно подстилаются моренами этого же ледника.

Среди приледниковых отложений наиболее распространены зандровые, реже встречаются осадки камовых террас.

Зандровые отложения формируются с дистальной стороны краевых ледниковых образований. Они создаются блуждающими и дробящимися на рукава потоками талых вод. В рельефе они представлены пологонаклонными конусами выноса. На равнинах эти конусы сливаются друг с другом, образуя шлейфы (зандровые поля), вытянутые вдоль ледникового фронта. Поверхность шлейфов пологоволнистая, иногда слабохолмистая, наклоненная в дистальном направлении. Ширина их достигает нескольких десятков, а иногда превышает сто километров. Размеры зандровых накоплений определяются подстилающим рельефом, энергией талых вод и содержанием в них обломков. Например, зандровые поля последних четвертичных ледников протянулись от севера Германии через центр Польши, юг и центр Беларуси до верховий Волги и Печоры.

Отложениям присуща четкая слоистость, обусловленная непостоянством расположения и мощности потоков талых вод. Последовательное уменьшение мощности потока в дистальном направлении определило формирование закономерных особенностей структуры, текстуры отложений, а также рельефа поверхности зандровых накоплений. В составе зандров доминируют разнозернистые пески. В приледниковой части, где энергия потока максимальна, залегают самые крупные обломки, среди которых присутствуют галька и гравий. Здесь же повышена мощность отложений, достигающая 30 м и более, а значит, и наибольшие высоты местности. С удалением от края ледника сила потоков слабеет, размер отлагаемых частиц понижается до тонких песчаных зерен, уменьшается мощность накоплений и высота поверхности. Самые мелкие фракции: алевритовые и глинистые – обычно выносятся за пределы зандров.

Слоистость отложений косая, наклоненная в дистальном направлении. Нередко встречается горизонтальная слоистость. Мощность слоев уменьшается с удалением от края ледника. Внутри слоев часто наблюдается косая слойчатость, наклоненная в дистальном направлении. Границы слойков изменяются от прямолинейных, возникающих при больших скоростях течения, до волнистых, характерных медленным потокам (рис. 55).

26