Геология четвертичных отложений / КУРС ЛЕКЦИЙ / QUARTER LAST

Рис. 55. Типичная текстура зандровых отложений [17]

При наличии в рельефе препятствий для свободного стока талых вод, потоки могут концентрироваться в ложбинах и заполнять их обломками. Таким путем формируются отложения долинных зандров и камовых террас. Отличия между ними обусловлены разным положением долин стока.

Долинные зандры возникают в долинах, уходящих от ледника в дистальном направлении. В этих условиях стремительные потоки воды отлагают обломочный материал гораздо более крупный, чем в зандровых полях, но также обладающий косослоистой текстурой. Ниже по долине зандры сменяются перигляциальным аллювием. Эрозионная деятельность рек в послеледниковье привела к частичному или полному размыву флювиогляциальных накоплений, поэтому в пределах современных речных долин зандровые осадки погребены.

Камовые террасы возникают в ложбинах стока, вытянутых параллельно ледниковому фронту, причем проксимальным бортом такой долины служит край ледника. Талые воды накапливают слоистые отложения галечного, гравийного, гравийно-песчаного и песчаного состава, иногда с прослоями безвалунных алевритов и глин. Поверхность накоплений плоская или пологоволнистая, осложненная своеобразными ступенями, высоты которых уменьшаются по направлению к леднику. Таким образом, каждая из ступеней (террас) отражает смещение границ потока, отступавшего вслед за ледником.

27

Контрольные вопросы

§На протяжении каких фаз развития ледников возникают водно-ледниковые отложения?

§Какие выделяются типы и подтипы водно-ледниковых накоплений?

§В чем совпадают и отличаются осадки водно-ледниковые и моренные?

§В чем совпадают и отличаются осадки озов и флювиокамов?

§Какие отложения входят в состав краевых ледниковых образований?

§Какие особенности присущи зандровым отложениям?

14.2. 2. Озерно-ледниковые отложения

Озерно-ледниковые (лимногляциальные) отложения накаплива-

лись в пресноводных озерах, берега которых частично или полностью были выполнены ледником. Такие бассейны формировались в разные фазы развития ледника и на разных территориях: на поверхности, в полостях ледникового тела, в подпруженных ледником речных долинах, котловинах моренного рельефа и ложбинах ледникового выпахивания и размыва. Соответственно месту образования, лимногляциальные отложения, делятся на внутриледниковые и приледниковые. В пределах Беларуси на долю озерно-ледниковых аккумуляций приходится до 5 % от общего объема четвертичной толщи.

Озерно-ледниковым осадкам характерны высокая степень сортированности и ярко выраженная горизонтальная слоистость. Иногда горизонтальное залегание слоев нарушается разного рода дислокациями: трещинами, сбросами и проч. Подобные нарушения, очевидно, связаны с вытаиванием погребенного льда, подводными оползнями, динамическим воздействием айсбергов и другими причинами.

Внутриледниковые отложения представлены лимнокамами и звонцами.

Лимнокамы образуются в замкнутых надили внутриледниковых углублениях и пустотах мертвых льдов. При таянии ледника, горизон- тально-слоистые массы пород проецируются на поверхность, формируя крутосклонные холмы – лимнокамы. Их превышения над окружающей местностью достигают 20 – 40 м. В зависимости от размеров озер, их расположения, насыщенности ледника мореной, а также рельефа подледниковой поверхности, лимнокамы образуют разнообразные формы: камовые массивы и комплексы, реже – отдельные холмы, приуроченные к поясам краевых ледниковых образований.

Отложения лимнокамов подстилаются основной мореной и обнажаются на поверхности, иногда перекрываясь слоями элювия и де-

28

лювия. Камы, образованные во внутренних полостях, обычно покрыты абляционной мореной.

В вещественном составе лимнокамов доминируют сортированные алевриты и пески, нередки линзы глинистые.

Текстура лимнокамовых отложений горизонтальнослоистая, нередко ритмичная, осложненная сбросами. Сбросы вызваны либо обрушением и сползанием накоплений при их оседании на подледниковую поверхность, либо таянием погребенного льда. Внутри слоев нередки линзы грубых моренных отложений, возникших при таянии айсбергов и сползших в озеро моренонасыщенных глыб льда.

Звонцы представлены столообразными возвышениями. Верхняя часть их разреза сложена горизонтально-слоистыми глинами, алевритами, реже песками. В основании залегает основная морена. Звонцы возникают на дне сквозных проталин деградирующего ледника.

Предфронтальные отложения представлены широко распро-

страненными осадками приледниковых озер.

Отложения приледниковых озер накапливались при скоплении талых вод между краем ледника и возвышениями рельефа. Крупнейшие объемы их формировались при деградации последнего ледника. В пределах Беларуси они обнажаются на территории северной, реже центральной и западной частей. В зависимости от времени формирования водоема и происхождения котловины, озерно-ледниковые аккумуляции подстилаются доледниковыми или моренными отложениями. Например, в глубокой котловине ледникового размыва и выпахивания подстилающими могут оказаться доледниковые породы. Они же будут отмечены при накоплении озерных толщ за пределами максимального распространения ледника. Если бассейн возникает после отступления ледникового фронта, то подстилающими могут стать моренные или даже флювиогляциальные отложения.

Как правило, лимногляциальные осадки образуют удлиненные линзы длиной до нескольких километров, и лишь изредка занимают площади в сотни и тысячи квадратных километров, как в Полоцком, Средненеманском и некоторых других бассейнах Беларуси.

Самой яркой разновидностью данных отложений являются лен- точные глины. Важнейший диагностический признак ленточных глин

– ритмичная горизонтальная слоистость, обусловленная сезонной дифференциацией осадконакопления (рис. 56). Летом ледник тает, потоки талых вод и ветры поставляют в озеро большую массу обломков разного размера. Крупные частицы оседают сразу, формируя в центре

29

бассейна сравнительно мощный светлоокрашенный летний слой пес- чано-алевритового состава. Зимой озеро покрывается льдом, привнос обломков резко ослабевает, вода не перемешивается волнами – на дно медленно оседают самые мелкие частицы, до того пребывавшие во взвеси. Так образуется более тонкий темноокрашенный зимний слой глинистого состава. В итоге, на протяжении года накапливается одна пара слоев (лент). Подсчет их количества позволяет определить продолжительность существования приледникового бассейна. Кроме того, исследование ленточных глин крупных приледниковых озер предоставляет возможность рассчитать скорость деградации ледника. Для этого выбирают два разреза, один из которых располагается у дистального края озерной толщи, а другой – у проксимального. Определяется количество пар слоев (время осадконакопления) в каждом разрезе и расстояние между разрезами. Разделив расстояние на разность возрастов, получают среднюю скорость дегляциации. Соответствующие методы, по имени разработавшего их ученого, названы методами Де-Геера.

Рис. 56. Типичная ленточная текстура озерно-ледниковых отложений [17]

В наиболее крупных и глубоких бассейнах нижние горизонты изредка обладают не ленточной, а массивной текстурой. Ее возникновение можно объяснить седиментацией глин при длительном, непрерывном и медленном таянии ледника.

Ленточные глины территории Беларуси обладают следующими структурно-текстурными закономерностями.

1. Мощность отложений растет от периферии водоема к центру. Если на краях бассейнов мощность ленточных глин составляет 1–3 м, то в центре небольших озер она возрастает до 5 – 8 м, в крупнейших котловинах достигает 25 – 50 м, а в отложениях ложбин ледникового выпахивания даже 70 м [6].

30

2.Толщина глинистых лент (зимних) увеличивается в том же направлении, а вот алевритово-песчаных (летних), наоборот, уменьшается. Средняя мощность одного прослоя обычно изменяется от 0,1 – 0,3 до 5 – 7 см.

3.В отложениях крупных бассейнов состав зимнего слоя в центре – глинистый, ближе к берегу – алевритовый, а на самой периферии

–даже песчаный (тонко- и мелкозернистый).

4.Главная особенность гранулометрического состава лимногляциальных образований – господство фракции мельче 0,1 мм. Особенно ярко это проявляется в зимних (глинистых) слоях, где частицы 0,005 – 0,001 мм составляют до 15 – 30 % объема породы, а на долю самой тонкодисперсной фракции (мельче 0,001 мм) приходится 60 – 80 %. В летних (алевритово-песчаных) слоях общее содержание частиц менее 0,1 мм достигает 69 – 94 %.

На берегах крупных приледниковых озер, в прибойной зоне, формировались абразионные террасы, а также происходило накопление пляжной фации. Пляжные накопления сложены самыми крупными и, как правило, хорошо окатанными обломками. Длинные оси пляжных галек вытянуты параллельно береговой линии. До настоящего времени на склонах возвышенностей, являвшихся бортами древних озер, можно обнаружить горизонтально вытянутые террасы, поверхность которых выполнена валунами и гальками. Пляжные отложения позволяют восстанавливать историю развития ныне осушенных бассейнов.

Лимногляциальные толщи обычно окрашены в разные оттенки коричневого и бурого цвета, реже серого. Как правило, отложения ленточных глин до глубины 1,5 – 2 м изменены процессами гипергенеза. Это выражается в изменении окраски до сизо-серой, исчезновении границ между лентами, возникновении карбонатных стяжений причудливой формы (“дутиков”, “журавчиков”) и, часто, значительных размеров – от 0,5 до 20 см.

Контрольные вопросы

§В чем совпадают и отличаются осадки флювио- и лимнокамов?

§	Какие отложения типичны для приледниковых озер?	Какие особенно-
сти им свойственны?
§	Где на территории Беларуси представлены крупнейшие массивы озерно-
ледниковых отложений?

31

15. СОВРЕМЕННЫЕ ЛЕДНИКОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

15. 1. Отложения горных ледников

Площадь горных ледников составляет около 3 % современного поверхностного оледенения суши, т. е. примерно 0,3 % площади всей суши. Несмотря на столь небольшой процент, значение геолого-геоморфологической деятельности горных ледников огромно. Характер их отложений зависит от многих факторов: типа оледенения и его мощности, особенности рельефа гор, состава слагающих пород и проч. Горно-ледниковые аккумуляции включают три генетических типа: моренный, потоково-ледниковый и озерно-ледниковый (рис. 57).

Рис. 57. Схема гляциальных аккумулятивных образований в краевой зоне долинного ледника [20]:

1 – конечная морена; 2 – камовая терраса; 3 – боковая морена; 4 – камы; 5 – оз; 6 – основная морена; 7 – долинный зандр.

Моренные отложения горных ледников объединяют три подтипа: основной,

конечной и боковой морены. От морены покровных ледников они отличаются большей грубостью состава и меньшей выраженностью динамических текстур. В моренные горизонты обычно включено большое количество переотложенных аллювиальных галек и валунов. От аллювиальных накоплений горная морена отличается повышенным содержанием раздробленных угловатых обломков и более плотным сложением (в силу присутствия алевритовых и глинистых частиц). Наконец, морена может содержать эрратические гальки и валуны, отсутствующие в аллювии этой долины.

Основная морена образована породами, вытаявшими из движимой донной, а также внутренней и поверхностной морен. Распространение ее прерывистое, мощность непостоянна и редко превышает несколько метров. Рельеф поверхности основной морены, как правило, беспорядочный увалистый или холмисто-

32

западинный. На его фоне выделяются гряды срединной морены, ориентированные по направлению движения ледника. Иногда встречается ребристый рельеф, образованный частым чередованием расположенных поперек долины невысоких (до 8–10 м) моренных валов и разделяющих их ложбин. Моренные валы обычно изогнуты в дуги, обращенные выпуклостью по направлению движения ледника; их проксимальные склоны очень пологие, а дистальные – крутые. Такой характер отложений является результатом выжимания базальной морены при движении ледника по внутренним сколам (рис. 58).

Рис. 58. Схема образования ребристой основной морены [20]:

1 – ледник; 2 – морена; 3 – ложе ледника; 4 – направление движения ледника.

Конечная морена накапливается при стабилизации ледникового края на границе предельного продвижения ледника, а также при его стадиальных остановках во время деградации. В рельефе она образует дугообразные гряды, расположенные поперек долин. Перепады высот в пределах развития конечных морен гораздо большие, чем на поверхности основной морены, и достигают 200–300 м. Довольно часто конечная морена сливается с боковой, образуя единый U-образный вал, маркирующий очертания ледникового языка.

Боковая (береговая) морена формируется обломками, накопившимися на краях долинного ледника, т. е. движимой боковой морены. В рельефе отложения боковых морен нередко выражены ярче, чем конечных. Они имеют вид вытянутых по краю долины валов или террас, протяженностью до нескольких десятков километров. Поверхность боковых морен наклонена в двух направлениях: вопервых, по направлению движения ледника; во-вторых – к коренному склону долины, от которого она отделяется желобообразной ложбиной.

Водно-ледниковые отложения горных ледников имеют много общих черт с накоплениями покровных ледников, и также разделяются на потоково - и озерноледниковые.

Флювиогляциальные отложения в горах накапливаются ниже дуги конечной морены. При стадийном (прерывистом) таянии ледника формируются несколько конечно-моренных дуг, расположенных на разных высотах. Потоково-ледниковые отложения накапливаются между ними, образуя в долинах своеобразные ступени

– флювиогляциальные террасы. Их отложения литологически отличаются от равнинных – горные флювиогляциальные отложения сложены сортированными, косослоистыми, хорошо окатанными галечниками, иногда с примесью песков. В

33

проксимальной части террас часто встречаются крупные валуны. Ниже по долине размер обломков уменьшается, и флювиогляциальные отложения переходят в горный аллювий.

Озерно-ледниковые отложения формируются при деградации ледника, чаще всего в подпрудных озерах двух типов: цунговых и ледниково-подпрудных. От-

ложения цунговых (языковых) бассейнов накапливаются в небольших озерах (час-

то параболической формы) между отступающим ледниковым фронтом и холмами конечных морен. Бассейны заполняются песками и алевритами горизонтально-

слоистыми, ленточного типа. Отложения ледниково-подпрудных бассейнов фор-

мируются в более крупных и глубоких (до 700 м и более) озерах, возникающих между ледниковыми языками. Такие озера существуют недолго и быстро мелеют. На дне их накапливаются горизонтально-слоистые пески. Кроме названных, в горах могут формироваться осадки озер каровых и троговых.

15. 2. Ледниково-морские отложения

Ледниково-морские отложения распространены на дне океанов в высоких и умеренных широтах. Они формируются совокупной деятельностью ледников и морских вод. Генетически они делятся на два подтипа: осадки подводных морен и айсберговые.

Отложения подводных морен накапливаются только в зоне шельфа, у края вторгшегося в море ледника. Они сложены несортированной смесью осадков ледниковых и морских.

Айсберговые отложения образуют полосы, соответствующие расположению морских течений, разносящих айсберги. Крупнейшие обломки, вытаявшие из айсберга, падают вертикально, центром тяжести вниз. Достигая дна, они пронзают слои рыхлых морских отложений, в которых и захораниваются “стоя”. При опрокидывании айсберга на дно обрушивается большое количество обломков, создающих поля айсберговых валунов и валунных суглинков.

Контрольные вопросы

§Какие генетические подтипы моренных отложений горных ледников Вы знаете?

§Чем отличаются флювио- и лимногляциальные накопления горных и покровных ледников?

§В чем состоит главная особенность айсберговых отложений?

16. АЭРАЛЬНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

Аэральные отложения возникают за счет твердых осадков, выпавших из атмосферы. К их числу относят обломочные минеральные частицы, переносимые и отлагаемые ветром, и снег. В составе аэраль-

34

ных накоплений следует выделять генетические типы эоловый, атмосферный [20] и лессов.

16. 1. Эоловые отложения

Эоловые процессы наиболее активно протекают при большой скорости ветра, наличии на земной поверхности рыхлых сухих мелкодисперсных горных пород, слабом развитии или отсутствии растительности. Современные эоловые отложения встречаются примерно на четверти площади суши, охватывая, прежде всего, жаркие пустыни и полупустыни, а также песчаные берега морей, рек и озер. Кроме того, широким распространением пользуются древние эоловые накопления, возникшие в плейстоцене на территориях перигляциальных областей. Согласно Е. А. Мининой [20], внутри генетического типа можно выделить два отличающихся составом подтипа: перевеянных и навеянных отложений.

Перевеянные (или перфляционные) отложения представлены песчаными образованиями разной формы: кучевыми песками, барханами, дюнами и проч. Их мощность составляет от нескольких метров до 100 м и более. Перевеянные отложения территориально приурочены к исходным породам, и чаще всего формируются за счет переотложения песков аллювиальных, озерных, морских. Гораздо реже они накапливаются за счет дефляции коренных пород. Песчинки транспортируются, как правило, путем перекатывания или сальтации (движения прыжками).

Литологический состав и текстуры эоловых отложений специфичны, что позволяет отличать их от исходных песков. Степень сортировки эоловых отложений, сравнительно с пляжными, гораздо выше – практически целиком (на 90 – 99 %) они состоят из мелких псаммитовых зерен (до 0,25 мм). Это объясняется их накоплением ветрами нормальной (средней) силы, тогда как для переноса и аккумуляции гравийных частиц требуется ураганная скорость ветра.

При ветровой транспортировке песчинки активно истираются и приобретают ряд особенностей. Во-первых, зерна принимают окатанную форму с гладкой, до блеска отполированной поверхностью, и лишь изредка дробятся при особо сильных столкновениях. Во-вторых, при переносе резко уменьшается доля легко истираемых зерен (полевых шпатов, роговой обманки, кальцита), и господство получает высокопрочный кварц. В-третьих, меняется их химический состав: резко

35

возрастает доля окислов кремния и железа, тогда как содержание окислов кальция, магния и углерода убывает. В-четвертых, изменяется окраска песков: кварцевый состав обуславливает белый цвет дюнных отложений побережий. В аридных же условиях многократно перевеваемые эоловые песчинки покрываются равномерной и блестящей железистой пленкой пустынного загара, придающей породам желто- вато-коричневый или красноватый цвет. Наконец, свидетельством эо-

ловых процессов выступают ветрогранники (или виндкантеры, драй-

кантеры) – гальки и валуны призматической формы, поверхность которых отшлифована переносимыми ветром песчинками. Эоловой шлифовкой формируются плоские грани (две, три, редко больше), разделенные острыми прямолинейными ребрами. На плоских гранях нередко заметны следы корразии: штрихи, каверны и проч.

По причине однородности состава, слоистость в эоловых песках выражена слабо. Типична крупная косая слоистость с мощностью серий до нескольких десятков метров. Внутри серий выражена косая слойчатость, в которой слойки падают соответственно направлению ветра на момент седиментации. Из-за смены ветров косая слоистость приобретает перекрестный характер (рис. 59). Углы падения слойков на пологом наветренном склоне не превышают 10 – 12°. На крутом подветренном склоне они возрастают до 30 – 33°, что соответствует углу естественного откоса мелких песков.

Соответственно физико-географической обстановке осадконакопления, выделяют две фации эоловых перевеянных песков: барханную, формирующуюся в жарких пустынях, и дюнную, развитую на берегах водоемов.

Рис. 59. Косая слоистость эоловых песков [20]: А – барханных песков; Б – дюнных песков.

36