Геология четвертичных отложений / КУРС ЛЕКЦИЙ / QUARTER LAST

больше выпадает снега и тем быстрее он метаморфизируется. По сведениям С. В. Калесника [11], фирнизация происходит за 4 месяца в Чилийских Андах и за 20 лет в Гренландии. Для изменения фирна в глетчер требуется гораздо больше времени, обычно 2 – 3 десятилетия в горах умеренного пояса. В центре Антарктиды этот процесс растягивается более чем на 1 000 лет.

Всоставе ледника выделяют две области: область питания, где накапливаются снег и ледниковый лед, и область стока (абляции – таяния), где лед движется и тает. В горном леднике область питания располагается выше снеговой границы, а область стока – ниже ее. В покровном леднике область питания лежит в центре, а области стока – на периферии.

Вдальнейшем развитии сформировавшегося ледника выделяют три главных фазы: трансгрессии, стабилизации и деградации.

Фаза трансгрессии (наступления, роста) соответствует отрицатель-

ным температурам воздуха и преобладанию аккумуляции снега над его абляцией, в результате чего объем и площадь оледенения увеличиваются. Доказано, что в ледниковые этапы плейстоцена фаза трансгрессии была самой продолжительной – занимала до 90 % времени жизни ледника.

Фаза стабилизации (остановки) наступает, когда приход снега уравновешивается таянием, и продвижение ледника прекращается.

Фаза деградации (отступания, регрессии, дегляциации) связана с про-

грессивным ростом температуры воздуха и таянием ледника. В четвертичном периоде таяние покровных глетчеров занимало гораздо меньше времени, чем их распространение. Из-за климатических колебаний в развитии ледников возможны многократные перехода от фазы деградации к фазе трансгрессии и обратно.

Движение (динамика) ледников может рассматриваться с двух позиций: климатической и механической. Соответственно климату, похолодание влечет распространение ледников, а потепление – их таяние. Соответственно механике, существует только один вид движения ледников – их продвижение вперед. Среди факторов динамики ледника особое место занимают мощность ледника, рельеф и состав горных пород его ложа, температура воздуха и льда, насыщенность ледника мореной.

Ледники движутся в силу присущей им пластичности: вышележащие ледовые массы давят на нижележащие, и чем толще лед, тем пластичнее его нижние слои. Таким образом, ледник движется за счет выдавливания нижних слоев из-под верхних. Поэтому глетчер может преодолевать даже некоторые возвышения рельефа, перетекая через них. Для того чтобы

33

прийти в движение, ледник должен достичь мощности в десятки или сотни метров.

Динамика горных ледников зависит от крутизны склона. По расчетам гляциолога П. А. Шумского, на склоне крутизной 10° слабое движение льда начнется при мощности 6,28 м, а значительное перемещение – при толщине 62,8 м. На горизонтальной площадке соответствующие показатели составят 62,5 м и 625 м. Скорость сползания горных ледников обычно составляет несколько десятков сантиметров в сутки, изредка достигая 100– 150 м/сут. В составе ледниковых покровов быстрее всего перемещаются выводные ледники: до 1 200 м/год в Антарктиде и до 10 000 м/год в Гренландии [8]. Очевидно, что ледники стремятся ползти по ложбинам доледникового рельефа. Встречаясь с препятствиями, глетчеры либо обходят их, либо перетекают сверху, и лишь в исключительных случаях сдвигают преграду, действуя подобно бульдозеру.

Динамика ледников зависит от температуры воздуха: чем теплее, тем больше талых вод скапливается под ледником, и тем быстрее он скользит по поверхности. Кроме того, температура у подошвы ледника напрямую зависит от его мощности. Влияние этих факторов можно пояснить на следующем примере. Если мощность ледника 2 000 м, а температура его поверхности равна –30 °С, то близ подошвы температура составит около –5 °С, и ледник останется примерзшим к ложу. Рост мощности льда или потепление климата приведут к тому, что температура ледовой подошвы достигнет точки плавления. Тогда под ледником возникнет водяная пленка, и начнется скольжение глетчера. Именно водная прослойка формирует особенности пульсирующих ледников (способных быстро менять свои границы): скорость перемещения ледника Колка на Северном Кавказе в 1969– 1970 гг. превышала, временами, 200 м/сутки.

Динамика ледников и содержание в них морены связаны обратной зависимостью: чем выше содержание морены, тем ниже пластические свойства ледника, тем медленнее он наступает.

Динамика ледников зависит от состава подстилающих пород: при равных прочих условиях, скорость скольжения по монолитным скальным породам всегда выше, чем при движении по рыхлым обломочным осадкам. Причин этому две. Во-первых, через скальный массив талые воды не просачиваются, и под ледником всегда присутствует водная пленка. Вовторых, рыхлые породы вмерзают в днище ледника, резко увеличивая силы трения, и лишая ледниковую подошву пластических свойств.

Перечисленные факторы определяют особенности геологической работы глетчеров: их способность к разрушению, транспортировке и акку-

34

муляции. Следовательно, от них зависят распространение и состав ледниковых отложений и форм рельефа.

Выделяют три основных типа движения ледника: глыбовое скольжение, пластическое течение, движение по внутренним сколам.

Силы трения и разная скорость движения обусловливают возникновение горизонтальных и вертикальных трещин, направленных как поперек, так и по движению ледника. В разрезе ледника выделяют два слоя, перемещающихся по-разному. Верхний слой, толщиной до 50–60 м, сравнительно хрупкий. Трещинами он разбит на глыбы, сжимающие друг друга. Боковое давление окружающих ледяных масс вызывает глыбовое сколь- жение ледника, движущегося как одно целое.

Нижний слой пластичный, движется путем пластического течения, которое является главным типом движения ледников. Оно представлено потоками, перемещающимися с разной скоростью: за счет трения подошвы ледника о подстилающие породы, разной насыщенности слоев обломками горных пород и проч. В результате, нижняя часть ледника также разбивается разнонаправленными трещинами, вдоль которых лед частично плавится и перекристаллизуется. Ледник приобретает слоистую текстуру, отражающую особенности ледовой динамики. Трение о подстилающую поверхность сильнее всего тормозит движение маломощных краев ледника и самого нижнего слоя льда. Поэтому быстрее всего наступает центральная (по вертикали и горизонтали) часть – своеобразная стремнина ледника.

Наличие внутренней морены может привести к тому, что ледник разделится на слои с разными пластическими свойствами и особенностями движения. В итоге ледовое тело рассечется внутренними сколами – крупными трещинами, наклоненными навстречу течению. По этим трещинам с разной скоростью скользят и выдавливаются чешуи льда. Так происходит движение по внутренним сколам, которое перемешивает и сам лед, и переносимый им материал.

Деградация покровного ледника может происходить по-разному. Предполагается существование прямой зависимости между интенсивностью потепления и особенностями дегляциации: быстрый рост температур способствует распаду ледового края на разобщенные массивы мертвого льда, тогда как медленное потепление сопровождалось постепенной, сравнительно равномерной регрессией. Соответственно выделяют два типа

ледниковой деградации: ареальный и фронтальный.

Существуют три главных типа ледников: горные, промежуточные и покровные.

35

Горные ледники делятся на четыре вида: долинные, переметные, каровые, висячие. В долинных (альпийских) ледниках четко разделены области питания и стока. Долинные ледники делятся на простые (одна область питания и одна стока) и сложные (языки из нескольких областей питания сливаются в одну общую область стока). Переметные ледники растекаются по разным склонам горы или хребта из одной области питания. Каровые ледники небольшие, залегают в мелких креслообразных углублениях (ка- рах) затененной части склона, не имеют области стока. Висячие ледники отличаются от каровых короткой, нависающей над обрывом зоной стока.

Промежуточные ледники разделяются на два вида. Плоскогорные (скандинавские) залегают и движутся подобно материковым ледникам, но гораздо меньше их по объему. Предгорные ледники формируются в приполярье. Типично горные на вершинах, они спускаются к подножьям и растекаются веером. Сливающиеся конусы соседних ледниковых потоков образуют сплошной предгорный ледник.

Покровные (материковые, щитовые) ледники возникают благодаря прогрессивному росту горных ледников, которые, увеличиваясь в толщине, распространяются на все большую площадь, и охватывают гигантские территории. Материковые ледники характеризуются огромной мощностью и площадью; строение подледной суши не влияет на распространение ледника и щитообразный рельеф его поверхности; область питания приурочена к центру ледника, где его мощность максимальна; область стока расположена на периферии ледника, а само движение идет радиально: ледник растекается от центра к краям (рис. 2). В истории четвертичного периода именно с покровными ледниками связаны наиболее масштабные изменения природных комплексов Земли.

Рис. 2. Схема динамики покровного ледника (по Е. В. Шанцеру):

Аf – область питания ледника; Аb – область абляции; Аk – область аккумуляции; Еx – область экзарации; Но – максимальная мощность льда, при которой возможно на-

копление донной морены.

36

Контрольные вопросы

§Какие условия способствуют активному росту ледников?

§Какие факторы обуславливают динамические свойства ледников?

§Какие существуют способы движения ледников?

3. 2. Ледниковые этапы в истории Земли

Четвертичный период, начавшийся около 1,8 млн. лет назад, завершает собою кайнозойскую эру. Если в развитии органического мира эра новой жизни – кайнозойская – ознаменовалась руководящей ролью покрытосеменных и млекопитающих, то квартер выделяется воцарением человека разумного. Главной климатической особенностью стало резкое похолодание. Оно вызвало кардинальную смену геологических и геоморфологических процессов: на материках северного полушария, где около 230 млн. лет главным экзогенным агентом была текучая вода, в четвертичном периоде распространились покровные ледники и многолетняя мерзлота, захватившие контроль над процессами седиментации и рельефообразования.

Оледенения квартера не уникальны в истории планеты. Свидетельством предшествующих ледниковых эпох выступают тиллиты – древние моренные отложения, обнаруженные в разновозрастных слоях всех материков. Изучение других отложений, сопряженных с тиллитами пространственно и хронологически, позволило установить, что в древнейшие ледниковые эпохи происходило накопление таких же генетических типов пород, как во время оледенений плейстоцена. Доказано, что каждый продолжительный холодный этап разделялся на более короткие холодные (ледниковые) и теплые (межледниковые) подэтапы. Следовательно, главные тенденции развития природы в далеком прошлом были такими же, как и в квартере.

До сих пор распространено представление о том, что развитие ледниковых покровов подчинялось достаточно жесткому ритму [23]: по разным оценкам, они возникали через каждые 150–180 или 200–250 млн. лет (рис. 4). Новые исследования позволили усомниться в такой периодичности и пересмотреть возрастные рубежи многих горизонтов тиллитов. Н. М. Чумаков [28] утверждает, что глобальные потепления и похолодания были чрезвычайно растянуты во времени, и ледниковые мегахроны Земли приурочены к четырем временным интервалам:

∙ к началу раннего протерозоя (длительность 150–300 млн. лет);

37

∙к позднему рифею и венду (длительность 300 млн. лет);

∙к среднему и позднему палеозою (длительность 200 млн. лет);

∙ко второй половине кайнозоя (длительность 30 млн. лет).

Рис. 4. Гипотетическая последовательность ледниковых и “теплых” периодов за последний миллиард лет (по Б. Джону и др., 1982).

Соответственно, разделявшие их теплые мегахроны, в отложениях которых тиллитов не найдено, продолжались от 120 до 1 400 млн. лет. Не исключено, что древнейшие оледенения имели место еще в позднем архее. Так, в верхнеархейском комплексе Витватерсранд Южной Африки найдены тиллоиды (сходные с тиллитами породы), возрастом 2,7 млрд. лет.

Первым достоверным этапом развития покровных ледников является ранний протерозой – в Канаде и Южной Африке вскрыты гляциальные осадки гуронской ледниковой эпохи (возрастом около 2, 25 млрд. лет). Вероятно, в это же время ледники заняли Австралию и Индостан. На территории Канады гуронские ледниковые осадки образуют три горизонта. Между ними лежат слои, накопившиеся в теплых условиях. Следовательно, уже в раннем протерозое проявилось чередование ледниковых и межледниковых этапов.

38

Тиллиты позднего рифея обнаружены на всех материках, кроме Антарктиды. Нередко они представлены серией из двух или даже трех гляциогоризонтов, накопившихся в интервале 900–740 млн. лет назад (гори-

зонты конголезский и заирский в Африке, стертовский в Австралии; свиты Маунт-Роджерс и Гаскиерс Северной Америки; серии Жаганда и Пуга

в Бразилии и Парагвае и проч.).

Тиллиты раннего венда, возрастом примерно 650 млн. лет, образуют

лапландский ледниковый горизонт, простирающийся от Шпицбергена до Украины, и от востока Гренландии до Урала. Они вскрыты на западе Африки, в Казахстане и Средней Азии, Китае, Австралии и Северной Америке. Внутри лапландского горизонта нередко выделяют два подгоризонта, разделенных неледниковыми отложениями.

Ледниковые отложения позднего венда установлены в Казахстане и Средней Азии (байконурский гляциогоризонт), Китае, и, вероятно, в Африке (на севере, западе и юго-западе).

Следующий ледниковый этап охватывает поздний ордовик и ранний силур (рис. 5). Ледники захватили Северную Америку, Западную Европу, запад и север Африки, Аравийский полуостров, а также юг Африки и восток Южной Америки. Установлено не менее трех циклов развития ордо- викско-силурийских глетчеров.

39

Рис. 5. Распространение и фации верхнеордовикских-нижнесилурийских ледниковых отложений [28]:

а – континентальные; б – ледниково-морские и континентальные; в – переработанные оползнями ледниковые; г – ледниково-морские; д – направление движения ледников; е

– предполагаемые ледниковые щиты и покровы; ж – ледниковые отложения, возможно, верхнеордовикского возраста; з – основные верхнеордовикские-нижнесилурийские тиллоиды; и – южная граница распространения индикаторов теплого климата в ордовике и раннем силуре.

В позднем девоне площадь оледенения была меньше: оно распространилось на север Бразилии и, возможно, на запад Африки, юг Бразилии и ЮАР, север Антарктиды (рис. 6).

40

Рис. 6. Распространение и фации верхнедевонских ледниковых отложений [28]:

а – континентальные; б – ледниково-морские и континентальные; в – предположительно верхнедевонские ледниковые; г – тиллоиды; д – направление движения ледников.

Поистине грандиозным было Великое оледенение Гондваны, растянувшееся во времени с середины карбона до конца перми, и охватившее огромные просторы Австралии и Антарктиды, Южной Америки и Южной Африки, Аравии и Индостана (рис. 7). В отложениях верхнего палеозоя этих территорий представлена целая серия ледниковых и межледниковых отложений. Явные следы похолодания запечатлены в близких по возрасту породах северо-востока Сибири – это свидетельствует о глобальном характере позднепалеозойского похолодания.

41

Рис. 7. Распространение и фации ледниковых отложений карбона и перми [28]:

а – континентальные; б – ледниково-морские и континентальные; в – ледниковоморские; г – важнейшие верхнепалеозойские тиллоиды; д – направление движения ледников; е – граница максимального распространения нижнепермскоговерхнекарбонового южного ледникового пояса на север и южного аридного пояса на юг; ж – граница экваториального гумидного и южного аридного поясов; з – граница экваториального гумидного и северного аридного поясов; и – граница северного аридного и умеренно холодного поясов; к – предполагаемые верхнепалеозойские ледниковые отложения.

В интервале от поздней перми до раннего неогена следов оледенений не обнаружено. Наоборот, разнообразные материалы свидетельствуют о высоких температурах климата мезозоя и большей части кайнозоя (рис. 8).

Следующий этап похолодания начался в позднем эоцене. Первоначально он проявился только в южном полушарии – на территории Антарктиды началось формирование горных ледников, а к концу олигоцена и покровных. В миоцене Антарктический ледовый щит оформился окончательно. Следовательно, продолжающееся поныне оледенение Антарктиды началось порядка 30 млн. лет назад.

42