Следы древних ледников и методы их изучения. Следы древнего оледенения

Следы древних ледников и методы их изучения

С начала прошлого века в научной литературе все больше внимания уделялось происхождению своеобразных песчано-глинистых отложений с валунами, покрывающих большую часть Европы.

Первоначально большинством геологов они относились к так называемым дилювиальным (от латинского diluvium — потоп) образованиям. Известный английский геолог Чарльз Лайель в наиболее полном виде сформулировал первую концепцию их генезиса, получившую название гипотезы дрифта. Им подразумевалось, что дилювиальные отложения являются осадками холодных морских бассейнов, а обломочный материал, попавший в них, разносился айсбергами. Айсберги, в свою очередь, продуцировались ледниками, сохранившимися в незатопленных высокогорных районах.

С именем Ч. Лайеля связан также один из основополагающих методов изучения геологического прошлого — метод актуализма. Актуалистический подход предполагает, что наиболее простым и потому наиболее вероятным объяснением условий, в которых накапливались толщи горных пород, служат процессы, формирующие аналогичные отложения в современном мире. В этой формулировке нетрудно увидеть некоторое сходство с известным принципом «бритвы Оккама» — самое простое объяснение считается самым правильным.

К сожалению, это не всегда так. Имеются и другие логические трудности — например, в том, какие именно отложения можно считать аналогичными или что такое «простое» объяснение… Поэтому метод актуализма по своей природе является вероятностным и имеет свои пределы применения. Тем не менее он за долгую историю развития геологии позволил этой науке достичь больших высот.

Наглядным примером трудностей, возникающих при использовании метода актуализма, служит дальнейшая история изучения дилювиальных отложений. Если для Ч. Лайеля, как уже говорилось, наиболее простым объяснением генезиса этих пород казалась мысль об их морском происхождении, то один из основателей гляциологии Л. Агассиз, посвятивший свою жизнь изучению глетчеров, считал, что дилювиальные отложения сходны с моренами горных ледников. Для него, видимо, более естественной и простой представлялась идея о древнем оледенении европейских равнин и о ледниковом происхождении крупнообломочного материала, рассеянного на них.

Концепции дрифта и древнего материкового оледенения сосуществовали и конкурировали друг с другом на протяжении нескольких десятилетий. Качественный скачок в дискуссии произошел в 70-х гг. XIX в., когда практически одновременно вышли в свет работы О. Торреля в Швеции, А. Гейки в Великобритании и П. А. Кропоткина в России. Выдающийся русский естествоиспытатель П. А. Кропоткин в своем двухтомном труде «Исследования о ледниковом периоде» (1876), на новом теоретическом уровне обобщил результаты своих полевых наблюдений и имеющиеся литературные материалы. По комплексности подхода, широте охвата имеющихся проблем и детальности их разработки труд П. А. Кропоткина в то время не имел себе равных. Это, конечно, не означает, что после его выхода в свет перестали появляться работы, в которых высказываются антигляциалистические взгляды на формирование рыхлых отложений Европы. Но за минувшие 100 лет теория материкового оледенения пополнилась таким огромным количеством новых фактов, что роль древних ледниковых покровов в преобразовании облика Восточно-Европейской равнины сегодня мало у кого из специалистов вызывает сомнения.

Отдельные упоминания о валунах кристаллических пород, загадочным образом попавших на территорию Европейской России, можно найти уже в работах XVIII в. Но только через 100 с лишним лет данные по разносу валунов (в то время, после работы П. А. Кропоткина, они уже считались ледниковыми) были обобщены С. Н. Никитиным и на этой основе была построена карта следов древнего оледенения. Но на уровень самостоятельного научного направления изучение ледниковых валунов поднялось лишь в начале нашего века, когда В. Н. Чирвинский дал подробное описание петрографического состава пород из ледниковых отложений Русской равнины и сопоставил их с коренными выходами в Фенноскандии. Ему удалось доказать, что из сравнительно небольшого по площади центра оледенения лед веерообразно разносил валуны по бескрайним равнинам Европы. При этом каждый достаточно крупный район ледниковой области оказался тесно связанным с соответствующей точкой Фенноскандии — родиной валунов.

В качестве наиболее продуктивных источников валунов он называл Выборгский массив рапакиви (Rapakivi — в переводе с финского языка означает «гнилой камень»), дно и острова Балтийского моря, районы средней Финляндии и Швеции. Классические работы В. Н. Чирвинского послужили основой для исследований его многочисленных последователей у нас в стране и за рубежом. Уровень разработок был поднят на такую высоту, что по составу ледниковых валунов, собранных на побережье Балтики, финские геологи сумели без дополнительных затрат составить геологическую карту восточной части дна Балтийского моря. В Финляндии с помощью этой методики были обнаружены месторождения полезных ископаемых, скрытые на дне озер и болот.

В наши дни наибольших успехов в деле изучения экзотических валунов достигли специалисты по ледниковой геологии из республик Советской Прибалтики и другие исследователи, усилиями которых выработаны принципы выделения пород первостепенного и второстепенного значения, а также сопровождающих пород. Наиболее популярными валунами первостепенного значения остаются выборгские рапакиви. Это очень специфический тип гранита с характерной красноватой окраской и крупными округлыми включениями полевого шпата — овоидами. Овоиды достигают 3—5 см в поперечнике и часто бывают окружены темно-зеленой оболочкой олигоклаза. На поверхности валунов олигоклазовые кольца выветриваются быстрее, чем остальные части породы, и на их месте вокруг красных ядер шпата часто возникают кольцевидные канавки.

Для того чтобы познакомиться с настоящими рапакиви, совсем не обязательно ехать в Прибалтику. Этот красивый гранит использовался при отделке Московского метрополитена. Например, часть фонарей в центре станции «Новокузнецкая» опирается на плиты типичного выборгского рапакиви.

Рядом с выборгским массивом рапакиви, на дне Финского залива и острове Суурсаари (Гогланд), выходят серые и бурые кварцевые порфиры. Центральную часть Балтийского моря и дно Ботнического залива характеризуют красные и бурые балтийские порфиры, а также порфиры и рапакиви Аландских островов. Аландские рапакиви в отличие от выборгских имеют овоиды размером менее 1,5—2 см и обычно лишены олигоклазовых колец. В стенах старинного Тракайского замка, расположенного неподалеку от Вильнюса, лежит немало аландских валунов, некогда принесенных сюда ледником и затем собранных с полей строителями крепости.

Каждая область Фенноскандии характеризуется своими типами руководящих валунов. Это ромбические порфиры из района Осло, группа смоландских гранитов и порфиров из Южной Швеции, даларнские порфиры и порфириты (средняя Швеция), уралитовые порфириты Таммела из Средней Финляндии, нефелиновые сиениты с Кольского полуострова и многие другие. Все они закономерным образом рассеяны по европейским равнинам, позволяя восстанавливать секторную структуру древних ледниковых покровов.

Фенноскандия славится не только как родина экзотических валунов. Здесь также распространены типичные ледниковые формы рельефа земной поверхности. Поэтому именно в Скандинавских странах зародились геоморфологические методы изучения древних оледенений. Среди наиболее широко известных и легко интерпретируемых признаков деятельности былых оледенений обычно называют «бараньи лбы» и «курчавые скалы». Это выходы коренных кристаллических пород, отпрепарированные ползущими по ним массами льда. Противники ледникового происхождения таких форм указывают на то, что полировка скал имеет место и в волнопробойной зоне морских побережий. Однако еще П. А. Кропоткин справедливо писал, что воды полируют вогнутые поверхности, а ледники — выпуклые. К тому же на поверхности бараньих лбов часто удается обнаружить особую штриховку, оставленную абразивным материалом, содержащимся в приподошвенной части льда. Направления движения льда, реконструированные по азимуту штриховки в различных частях Балтийского щита, дали картину, аналогичную той, которая была получена при изучении разноса руководящих валунов.

Часть материала, соскребавшегося льдом с ложа, обогащала его нижние слои и перемещалась к периферии ледникового покрова. Этот процесс длился в течение тысячелетий и приводил к образованию глубоких ледниковых ложбин, днища которых часто расположены ниже уровня моря. Отчетливо выраженные системы крупных экзарационных ложбин, параллельных друг другу, видны на северо-западных побережьях Онежского и Ладожского озер.

Содранный льдом обломочный материал не мог исчезнуть бесследно. В обширной зоне аккумуляции, которая окаймляет зону экзарации, ледник осуществлял противоположные функции, не разрушая, а моделируя из принесенного с собой материала новые типы отложений и рельефа. Впрочем, не следует возводить эту закономерность в абсолют. Советский специалист по ледниковому рельфообразованию А. А. Асеев указывал на то, что экзарация и аккумуляция суть две стороны одного процесса взаимодействия ледника и ложа. Значит, в зоне экзарации отнюдь не исключается локальное отложение материала, а в зоне аккумуляции вполне возможно формирование экзарационных форм. Речь идет лишь о преобладании того или иного процесса. Проблема осложняется еще и тем, что по мере роста и сокращения оледенения эти зоны мигрируют.

Комплексы ледникового рельефа, созданного в периферической полосе оледенения, имеют общее широкое название: краевые ледниковые образования. Среди советских специалистов, внесших большой вклад в их изучение, следует отметить академика К. К. Маркова, Г. Ф. Мирчинка, Н. Н. Соколова, А. А. Асеева, Н. С. Чеботареву и многих других ученых.

Исследование краевого ледникового рельефа позволяет решить вопрос о пределах распространения древних оледенений и реконструировать динамику их фронтальных зон. Выяснилось, что льды наступали в виде огромных ледниковых потоков, достаточно самостоятельных в своем движении. Вдоль внешнего края потока возникали оконтуривающие их дугообразные гряды, построенные из перемещенного льдом грунта. В местах, где сочленялись фланги двух потоков, формировались сложно построенные ледораздельные массивы, несущие на себе следы двустороннего давления ледниковых масс.

При моделировании рельефа в концевых частях ледниковых потоков в миниатюре повторяется общая модель ледниковой транспортировки. Обломочный материал из-под активного льда выводится к его периферии, где создает напорно-аккумулятивные образования в виде холмов и гряд.

В результате возвышенный пояс грядового рельефа обычно окаймляет с юга крупную котловину, выработанную ледниковым языком, так называемую гляциодепрессию. В наши дни в гляциодепрессиях расположены озера или обширные заболоченные пространства. Такова Ловатьская низина с озером Ильмень, окруженная Лужской, Судомской, Бежаницкой, Вязовской и Валдайской возвышенностями. Чудское и Псковское озера заняли гляциодепрессию Чудского ледникового потока и, в свою очередь, окружены возвышенностями Пандивере, Отепя, Ханья, Видземской. Расположенный западнее ледниковый поток сформировал современные черты дна и побережья Рижского залива и Земгальской низменности. Он был ограничен с запада Курземской и Жемайтийской возвышенностями, а с востока — уже упомянутыми поднятиями, отделявшими его от Чудского потока.

Эти гигантские комплексы ледниковых форм не возникли на пустом месте. Лед — пластичное тело, и, естественно, ледниковые потоки для своего продвижения выбирали пониженные участки рельефа. Поэтому ледник в своей рельефообразующей деятельности как бы подчеркивал основные черты доледниковой поверхности. Крупные понижения он углублял еще сильнее, а извлеченный оттуда материал аккумулировал на склонах и вершинах возвышенностей, увеличивая их высоту.

Ледниковый рельеф всегда играл и продолжает играть весьма существенную, хотя и не всегда очевидную роль в жизни людей. Например, стремление строить дороги, пригодные для эксплуатации в любую распутицу привело к освоению линейно-грядовых ледниковых образований, используемых в качестве естественных насыпей. Волоколамское шоссе на протяжении десятков километров следует по гребню крупной конечноморенной гряды. Ось Спас-Деменской краевой зоны унаследована Старо-Варшавским шоссе на участке от Юхнова до Спас-Деменска. Под Москвой много дорог проходит по гребню Клинско-Дмитровской гряды и ее отрогов. Да и сама Москва, как известно стоит на «семи холмах», которые представляют собой не что иное, как ледниковые образования. На моренных холмах возвышаются и такие старые русские города, как Смоленск, Калуга, Мосальск, Боровск и многие другие. Стремление основать город на возвышенности понятно: с такой позиции гораздо легче вести оборону.

Во время Великой Отечественной войны тактическое значение ледникового рельефа возросло в неизмеримой степени. Те многочисленные безымянные высотки Белоруссии и Смоленщины, за каждую из которых так дорого заплачено, — это всегда краевые ледниковые образования. Те огромные болота, в которых гибли люди и техника, — это всегда гляциодепрессии. Ельнинский узел — крупный ледораздельный массив. Зайцева гора — высшая точка Спас-Деменской напорной морены. Яхрома, Дмитров, высоты Волоколамского шоссе… список можно было бы продолжать очень долго.

С помощью геоморфологического метода в жизни покровного оледенения были выделены три главных этапа, отраженных в его рельефообразующей деятельности.

1. Наступание льдов. Перенос обломочного материала, затягивание в тело ледника и перетирание в нем подстилающих отложений, формирование приподошвенного слоя мореносодержащего льда. Расчленение ледникового покрова на крупные потоки в соответствии с особенностями подстилающего рельефа.

2. Достижение предельных границ распространения и временная стабилизация ледникового края. Возникновение гляциодепрессий и оконтуривающих их систем параллельно-грядового рельефа краевых зон, выделение ледораздельных межлопастных возвышенностей и зон фронтальной аккумуляции.

3. Омертвление периферического пояса ледникового покрова и его отступание. На комплексы рельефа, созданные активным льдом, налагаются формы, типичные для пассивного и мертвого льда. Поскольку это последняя стадия рельефообразования, она часто маскирует особенности, возникшие во время первых двух этапов развития оледенения. О ней следует сказать особо.

В мертвом льду образуются каналы стока, замкнутые и проточные водоемы, в которых осаждается перемытый обломочный материал. В эфемерных реках с ледяными берегами накапливаются пески и гравий, в озерах — глины, суглинки и дельтовые отложения. В большинстве случаев эти наносы не испытывают ледникового давления и их формирование подчиняется законам водной аккумуляции. По мере таяния мертвого льда они проектируются на поверхность рельефа, созданного активным льдом. Очевидно, на месте внутриледниковой реки возникает извилистая гряда, сложенная песчано-гравийным материалом и произвольно пересекающая все геоморфологические уровни. Например, она может спуститься с краевых морен напора в гляциодепрессию и затем вновь подняться на межлопастную возвышенность. Такие формы рельефа очень характерны для Прибалтики и Скандинавии, где они получили название озов. Изометричные или округлые формы, возникшие на месте эфемерных озер, называются камами. Эта группа ледниковых образований, формирующихся в мертвом льду, получила название инверсионного рельефа, что достаточно точно отражает особенности их происхождения.

Подводя итог краткому описанию ледникового рельефа, надо сказать, что главным требованием к методам его изучения остается комплексность. Происхождение каждой отдельно взятой ложбины или холма можно объяснить какими угодно причинами. Например, озы иногда трактуются как береговые или «волноприбойные» валы древнего моря, а ледниковая штриховка — как результат деятельности речных льдов. Но весь ансамбль ледниковых форм, зональность его строения и его внутренние связи могут получить верную генетическую интерпретацию только с позиций ледниковой теории.

Это тем более очевидно, что образование упомянутых выше форм рельефа происходит и в наши дни на глазах исследователей, ведущих работы на Шпицбергене, в Гренландии или на Аляске.

Среди конкретных полевых и лабораторных методов изучения ледникового рельефа и отложений можно выделить следующие.

Картирование краевых ледниковых образований. Ныне оно переживает вторую молодость в связи с применением методов дистанционного зондирования. На космических снимках черты ледникового рельефа, которые прежде только угадывались специалистами при изучении крупномасштабных топографических карт, теперь предстали со всей очевидностью. Веерообразно расходятся экзарационные ложбины, протянувшиеся через Карельский перешеек. Южнее отчетливо прослеживаются субширотные фестоны краевых морен, смыкающиеся у ледораздельных массивов. Погребенные ложбины, по которым оттекали талые ледниковые воды, просвечивают через толщу заполнивших их осадков. Дешифрирование космических снимков не оставляет места для сомнений в ледниковом происхождении рельефа значительной части Европы и Северной Америки.

Литологические методы. Упоминавшийся ранее анализ руководящих валунов представляет собой лишь одну из многочисленных разновидностей литологических методов изучения древнеледниковых образований. Их основная задача состоит в исследовании отложений былых

ледников. Например, гранулометрический анализ позволяет выяснить распределение частиц того или иного размера в породе и определить, подвергалась ли она сортировке. Если для водных отложений характерна довольно отчетливая сортировка частиц по размерам, то ледники обладают способностью транспортировать одновременно обломочный материал самого широкого гранулометрического спектра — от пыли до крупных глыб. Отсутствие сортировки является характерным признаком большей части собственно ледниковых отложений. Для озовых и камовых образований, формировавшихся при активном участии талых вод, напротив, свойственны многие признаки, наблюдающиеся в речных или озерных осадках.

Большое значение имеет группа методов текстурно-фациального анализа. Изучение макротекстур, т. е. соотношения пачек пород в разрезе краевых ледниковых образований, свидетельствует о большой роли чешуйчато-надвиговых нарушений в их строении. Причем плоскости взбросов и надвигов в теле напорных гряд обычно наклонены в сторону гляциодепрессии, т. е. навстречу давлению льда. Эти текстуры отражают движение блоков льда по плоскостям внутренних сколов. Напомним, что такой механизм движения характерен для участков, на которых лед преодолевает какие-то препятствия и испытывает деформации сжатия. Наряду с разрывными нарушениями в краевых ледниковых образованиях часто встречаются и складчатые образования, возникшие под давлением ледника.

Особенно много дают литологические методы при изучении основных морен материковых оледенений. Основной мореной называют комплекс осадков, сформировавшихся из материала, который транспортировался в приподошвенной части льда и был отложен в процессе его продвижения. Отложения этого типа покрывают практически всю древнеледниковую область и обычно бывают представлены тем самым валунным суглинком, о происхождении которого вели споры гляциалисты и их противники. Это корень, к которому восходит большая часть проблем изучения древних ледников. Главным качеством этой горной породы, очень важным для наших целей, является то, что она формируется непосредственно под движущимся льдом. Поэтому при ее изучении особенно важны данные, полученные в областях современного оледенения, при работах в подледниковых тоннелях, промоинах, трещинах и на других обнажениях мореносодержащего льда. Большой вклад в разработку актуалистических моделей образования основных морен внесли советские специалисты, работавшие на Севере, на Шпицбергене, в Антарктиде и на Кавказе — В. И. Бардин, С. А. Евтеев, Ю. А. Лаврушин, Л. Р. Серебрянный. Выявлению динамики моренонакопления посвящены многочисленные работы канадского исследователя А. Дрейманиса, американца Р. Голдуэйта, англичанина Дж. Боултона и других ученых.

Нижние слои ледника, обогащенные обломками из подстилающих отложений, движутся главным образом по закону послойно дифференцированного течения. Масса льда все время трет, скручивает и перемешивает поступивший в нее материал, постепенно измельчая его. Этот процесс продолжается постоянно, пока лед сохраняет свою способность к движению. По наблюдениям над современными ледниками, степень насыщенности льда мелкоземом может достигать 60—80%. Практически это уже не лед, а слабольдистый грунт. Пластичность его резко снижается и при малейшем уменьшении несущей способности ледника пласты мореносодержащего льда отслаиваются от ледника как балласт. Они остаются лежать под двигающимися массами льда, испытывая их давление и благодаря этому постепенно освобождаясь от еще сохранившихся ледяных кристаллов.

Процесс обезвоживания морены сопровождается весьма незначительным уменьшением ее объема, так как она была достаточно хорошо уплотнена еще на стадии своего отчленения. Поэтому все черты строения, характерные для нижней части ледника, практически без изменений переходят в ледниковые отложения и в законсервированном виде сохраняются в них на длительные отрезки геологического времени.

Валун, попавший в мореносодержащий пласт, обычно по своим размерам превышает толщину самостоятельно двигающихся слоев льда. Естественно, его верхняя часть не может двигаться скорее, чем нижняя, и он движется с некоторой средней скоростью, близкой к скорости слоя льда, в котором находится его центр тяжести. При этом по закону послойно-дифференцированного движения слои льда, обтекающие валун сверху, перегоняют его, а слои, подстилающие его снизу, — отстают. И те, и другие содержат большое количество абразивного материала. В результате верхняя и нижняя грани валуна постоянно подвергаются механическому воздействию — они царапаются и полируются. Направление штриховки на валунах совпадает с микроштриховкой на моренных плиточках и с общим направлением движения мореносодержащего льда. При этом в моренах часто наблюдается обтекание валуна гляциодинамическими текстурами.

В некоторых случаях, когда одна крупная чешуя мореносодержащего льда скользит по другой, формируются целые мостовые, из валунов, покрытых параллельной штриховкой и расположенных вплотную один к другому или на расстоянии 10—20 см. При работе с валунными мостовыми приходится применять почти археологические методы раскопок: верхний пласт морены аккуратно снимается, последние слои мелкозема убираются руками или с помощью метелки и пришлифованная поверхность валунов протирается влажной тканью. Зато, увидев воочию такую «брусчатку» площадью в несколько квадратных метров, исчерченную ледниковыми шрамами, навсегда перестаешь сомневаться в ледниковом происхождении основных морен.

Обломки горных пород, перемещаясь в такой плотной среде, как мореносодержащий лед, стремятся занять положение, при котором они оказывают льду минимальное сопротивление, т. е. расположиться длинной осью вдоль направления движения. Это свойство обломочного материала, получившее название «ориентировка частиц», сохраняется и в морене. Определив ориентировку длинных осей обломков и наложив полученные результаты на круговую диаграмму, можно реконструировать локальное направление движения ледника (вернее, его нижних горизонтов — это не всегда одно и то же!).

Большие успехи в деле изучения ледниковых отложений были достигнуты с помощью электронной микроскопии, спектрального, минералогического, геохимического и многих других анализов, опирающихся на методическую базу точных наук. О генетических признаках, присущих ледниковым отложениям, можно было бы сказать еще многое. Но круг проблем, связанных с изучением древних оледенений, этим не ограничивается. Мало доказать существование древнего оледенения, восстановить его размеры и динамические особенности. Не менее важен вопрос о том, когда оно было и сколько раз в обозримом геологическом прошлом Земля переживала ледниковые эпохи.

Ответ на эти вопросы дает другая группа методов. Это методы стратиграфии и геохронологии. Основа стратиграфического расчленения геологических толщ на разновозрастные горизонты — палеонтология. В моренах обычно не содержится остатков растений и животных, за исключением тех случаев, когда они переотложены льдами из более древних пород. Поэтому при изучении стратиграфии ледникового периода специалисты по традиции опирались на так называемые межледниковые отложения, сформировавшиеся в периоды теплого климата, близкого к современному. Они в виде линз и прослоев разделяют «немые» толщи морен и содержат в себе разнообразный палеонтологический материал.

Классическим методом изучения межледниковых образований на протяжении нескольких десятилетий служит спорово-пыльцевой анализ. Микроскопическое изучение погребенных спор и пыльцы растений позволяет не только реконструировать ландшафтную обстановку прошлого, но и уточнить относительный геологический возраст различных межледниковых толщ. Данные пыльцевого анализа дополняются палеокарпологическим методом, основанным на изучении ископаемых плодов и семян. Он дает представление о порядке чередования ледниковых и межледниковых эпох.

Много внимания уделяется также изучению остатков млекопитающих, рыб, и раковин моллюсков. Для стратиграфии особенно важны быстро эволюционирующие мелкие грызуны — мыши, лемминги и др. Практически каждой межледниковой эпохе соответствует свой комплекс фауны мелких млекопитающих, позволяющий отличить ее от всех других.

В последние годы быстрыми темпами развиваются палеоэнтомологические исследования, которые позволяют восстанавливать климаты прошлого по находкам жестких надкрыльев жуков, некогда обитавших на Земле.

Для уточнения последовательности этапов развития природы очень много дают исследования, проводящиеся южнее границы древних льдов, во внеледниковой зоне. В ледниковые эпохи холодные ветры, дующие с севера, переносили сюда массы лёссовой пыли, а в межледниковья вновь сформировавшиеся горизонты лёсса перерабатывались почвообразующими процессами. Разработанная сотрудниками Института географии АН СССР под руководством академика И. П. Герасимова и профессора А. А. Величко система анализа морфотипических признаков ископаемых почв позволяет с учетом ряда других методов достаточно надежно расчленять лёссово-почвенные серии на самостоятельные стратиграфические горизонты и сопоставлять их с этапами развития ледниковой зоны. Центры по изучению лёссовых пород имеются и в ряде других научных учреждений Москвы, Киева, Ташкента.

С развитием физики и химии все большее значение приобретают изотопные методы датирования. В отличие от методов классической геологии, позволяющих судить лишь об относительном возрасте тех или иных отложений, физико-химические методы, основанные на известных скоростях распада радиоактивных элементов, дают нам значения абсолютного возраста, измеренные в тысячах и сотнях лет. Наибольшей популярностью среди исследователей пользуются радиоуглеродный анализ (распад изотопа С14) и калий-аргоновый метод (распад изотопов калия). Кроме этого, применяется урано-ториевый и свинцово-урано-ториевый методы, а также некоторые другие. Изотопный состав соединений кислорода из геологических отложений или из глубоких слоев современных ледников тоже может о многом сказать специалисту.

Много внимания привлекает к себе термолюминесцентный метод абсолютного датирования (ТЛ-анализ). Он основан на предположении о том, что с момента перехода зерен кварца в стабильное состояние (выпадение на дно потока, захоронение в толще лёсса или ледниковых отложений и пр.), в их кристаллической решетке под действием солнечной радиации начинает накапливаться светосумма, объем которой пропорционален времени облучения, т. е. геологическому возрасту образца.

Для решения стратиграфических задач применяются методы оценки выветрелости материала в моренах (чем они древнее, тем больше коэффициент выветрелости), геохимические критерии, рентгеноструктурное исследование глинистых минералов и многие другие анализы.

Наиболее надежные результаты дает применение широкого набора методических приемов, обеспечивающих взаимный контроль полученных выводов. На необходимость комплексного, сопряженного подхода при изучении новейших отложений указывал один из основателей советской палеогеографической школы — академик К. К. Марков.

Несмотря на хороший аналитический арсенал средств познания прошлого, многие острые проблемы ледникового периода остаются пока нерешенными. Для этого есть ряд причин, начиная от неполноты геологической летописи, узкого диапазона действенности многих методик, их громоздкости и кончая субъективными расхождениями в толковании полученных результатов. Вместе с тем собран огромный материал по истории новейшего геологического этапа развития Земли, который дает основание для суждений об основных закономерностях эволюции окружающей нас природы.

Автор: Д. Б. Орешкин

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

www.activestudy.info

Следы древних оледенений | Религия, наука, жизнь

Следы древних оледенений и порожденных ими явлений широко встречаются на всех материках и в океанах пашей планеты. Сравнительно недавно свидетельства кайнозойских оледенений были обнаружены в строении рельефа п осадочных толщ морей н океанов в высоких и средних широтах. Естественно, что реликтовые ледниковые и перигляциальпые образования океанического дна обращают на себя особое внимание в тех областях Северной и Южной Атлантики, севера Тихого океана, в которых нет современного материкового оледенения. Следы непосредственного н косвенного воздействия древних ледниковых покровов отчетливо распознаются по геоморфологическим, литологическим и микропалеоптологпческпм признакам. Гигантские масштабы распространения материкового льда на континентальный шельф устанавливают по наличию ледникового, преимущественно подводного, моренного рельефа. Большое значение при этом имеет сохранность рельефа морского дна. Изучение ледниковых и перигляциальных отложений и форм рельефа делает возможным определение горизонтального и вертикального распространения ледниковых покровов, а следовательно, их площади н мощности.

Лучшим свидетельством материкового покровного оледенения континентальных шельфов является морена — наиболее специфический тип четвертичных отложений гляциальных шельфов. Из геоморфологических признаков, помогающих восстановить границы ледников на шельфе, следует особо отметить подводные желоба.

О морской и океапической перигляциалыюй обстановке судят по древним ансберговым или ледниково-морским осадкам. Они представляют собой специфический и широко распространенный тип четвертичпых отложений морей и океанов. Важным литологическим признаком подводной перигляциалыюй обстановки являются ледниковомутьевые отложения, вскрытые в кернах глубоководного бурения дна. Среди геоморфологических прпзна-ков неригляциальных явлений наиболее характерны глубоководные каналы, связанные с проявлениями талых ледниковых вод. С ледниковым периодом связано возникновение глобальной глубинной циркуляции холодных арктических и антарктических вод в океанах.

fideviva.ru

По следам древних оледенений

Родоначальник античной натурфилософии, Фалес из Милета, считал воду началом вещей.

Это наивное утверждение не так уж далеко от истины: вода действительно является одной из основ нашего мира. С общегеографической точки зрения решающим свойством этого простейшего соединения водорода с кислородом остается его способность играть ведущую природообразующую роль во всех трех своих агрегатных состояниях — газообразном, жидком и твердом. Пожалуй, на земном шаре не найдется вещества, способного сравниться с водой по части универсальности. О значении жидкой воды в жизни природы говорить не приходится — оно очевидно. Газообразная вода — водяной пар — является необходимым звеном кругооборота энергии и жизни на нашей планете. Ежегодно около 520 тыс. км3 воды, пройдя через атмосферный испаритель, выпадает на поверхность Земли, увлажняя сушу, питая ручьи и реки, унося в океан до 20 млрд. т. твердых наносов. Но этим функции водяного пара не ограничиваются. Он защищает планету от чрезмерного охлаждения, укутывая ее слоем облаков и перераспределяет энергию в атмосфере, играя роль глобального терморегулятора.

Сравнительно более скромным на первый взгляд кажется природообразующее значение воды в твердом состоянии — льда и снега. Но на самом деле это далеко не так. Некоторые аспекты многостороннего воздействия льдов на окружающий нас мир еще недооцениваются из-за их недостаточной изученности. Еще большая роль принадлежала льдам в недавнем геологическом прошлом, когда великие древние оледенения покрывали более 30% суши. Влиянию былых ледниковых покровов на формирование современного лика Земли и посвящена эта брошюра. Но чтобы расшифровать следы, оставленные древними ледниками, надо достаточно хорошо знать свойства льда и особенности современного оледенения планеты.

Образование льда может происходить различными способами. С известной степенью условности выделяются три главных типа льдообразования. При рекристаллизационном типе выпавшие массы снега в условиях низких температур уплотняются под действием собственного веса, медленно превращаясь сначала в фирн, а затем в лед. Для такого льда характерно большое содержание воздуха, доставшегося ему в наследство от снежно-фирновой толщи. Мелкие воздушные пузырьки придают льду специфический молочно-белый цвет; его удельный вес около 0,75 г/см3, иногда более. Рекристаллизационное льдообразование характерно для самых высоких широт (например, для Антарктиды) и вершин гор.

Инфильтрационный лед образуется при Частичном подтаивании снежно-фирновых масс в теплое время года. Талая вода, просачиваясь в нижние горизонты фирна, замерзает там, заполняя все поры. Для этого типа льда характерен голубоватый цвет и несколько большая плотность — до 0,9 г/см3. Именно инфильтрационным льдом сложена большая часть горных ледников нашей планеты.

При конжеляционном льдообразовании кристаллы льда зарождаются прямо в толще воды. В этом случае вода из жидкой фазы переходит прямо в твердое состояние, минуя атмосферный испаритель. Такой лед состоит из наиболее отчетливо оформленных кристаллов, содержит мало включений воздуха и имеет красивый голубой цвет. Удельная плотность его превышает 0,9 г/см3.

Естественно, в природе часто наблюдаются и промежуточные типы льдообразования. Например, снег, выпавший на конжеляционный озерный лед, может перекристаллизоваться по инфильтрационному типу льдообразования. В результате получится ледовая толща смешанного происхождения.

По мере увеличения мощности ледовой толщи она приобретает способность растекаться под действием собственного веса. На протяжении многих десятилетий считалось что лед движется, как жидкость, с очень большой, но все же постоянной вязкостью, и, следовательно, скорость его течения прямо пропорциональна внешнему усилию или внутреннему напряжению. Но в середине нашего века благодаря лабораторным экспериментам Дж. Глена и теоретическим расчетам Дж. Ная из Великобритании удалось выяснить, что первоначально приложенное усилие имеет следствием изменяющуюся во времени деформацию ледяного кристалла. С этой точки зрения поведение льда соответствует представлениям о движении полнокристаллического твердого тела. Он в самом деле напоминает по своим механическим свойствам металл, находящийся при температуре чуть ниже точки плавления. В таких условиях для данного напряжения скорость деформации льда сначала возрастает, но затем становится почти постоянной.

В реально существующих ледниках напряжения действуют в течение очень длительных отрезков времени, в связи с чем гляциологи, как правило, сталкиваются именно с этой установившейся фазой движения ледника. Этим и объясняется стремление рассматривать ползучесть льда как вязкое течение, которое описывается линейным законом. Однако при таком подходе коэффициент вязкости превращается в практически неуловимую величину, лишенную физического смысла, потому что он сам зависит от таких факторов, как структура и температура льда, интенсивность напряжений и многое другое.

По расчетам известного советского гляциолога П. А. Шумского, на склоне крутизной в 45° слабое движение льда начинается уже при мощности около 1,5 м, а заметное — при 15,4 м. Для уклона в 10° соответствующие значения равны 6,28 и 62,8 м, а для практически горизонтальной площадки они составляют 62,5 и 625 м. Очевидно, чем «теплее» и мягче лед, тем меньший вес он должен накопить для того, чтобы прийти в движение.

Говоря о скорости движения льда в широком смысле слова, приходится оперировать лишь самыми общими цифрами. Для ледников в обычном состоянии она изменяется от нескольких десятков до сотен метров в год. Очень крупные и мощные ледниковые потоки в Антарктиде за год проходят до полутора километров, а одна из крупнейших ледниковых рек Гренландии, Якобсхавн, движется со скоростью до 10 км в год.

Но все-таки ледники могут двигаться еще быстрее. В 1953 г. ледник Кутьяк в Каракоруме продвинулся на 12 км за три месяца — в среднем по 130 м в сутки. В 30-х гг. один из ледников Шпицбергена увеличил свою длину на 21 км всего за 3 года. С 28 сентября по 3 октября 1969 г. в Северной Осетии ледник Колка продвинулся на 1,5 км вниз по долине и, слившись с находившимся на его пути ледником Майли, продолжал свое наступление вплоть до зимы 1970 г. Временами его скорость достигала 200 м в сутки, превышая обычные значения более чем в тысячу раз. Известны наступления ледника Медвежьего на Памире, которые вызывали образование подпрудных водоемов в долине р. Абдукагор и катастрофические паводки, следовавшие за прорывами недолговечной ледяной плотины.

Явления такого рода, при которых скорость движения ничем не примечательного ледника неожиданно увеличивается в сотни и тысячи раз, называют ледниковыми пульсациями. Например, гляциологам Института географии АН СССР удалось установить, что ледник Медвежий повторяет свои набеги раз в 10—12 лет: в 1951, 1963 и 1973 гг. Вероятно, в ближайшие годы произойдет его новая подвижка.

Ледниковые пульсации и особенно связанные с ними катастрофические явления привлекли внимание специалистов во многих странах. Комплексные исследования, включающие анализ космических материалов, фототеодолитные съемки, сейсмо — и радиозондирование, математическое моделирование и ряд других методов, позволили более детально изучить динамику ледников. Оказалось, что скачкообразный режим движения в более или менее отчетливо выраженной форме характерен для значительной части исследованных глетчеров. Это связано с периодическим накоплением и разрядкой напряжений в теле льда, изменениями его температурного режима, а также с появлением подо льдом слоя талой воды, играющей роль смазки.

В обычных условиях нижние горизонты ледника, испытывающие сопротивление ложа, двигаются значительно медленнее, чем лед на его поверхности. По данным, собранным в разных частях земного шара, придонные слои льда в 5—10 раз отстают от приповерхностных. Но лед представляет собой кристаллическое тело, и пределы его упругости не позволяют ему сохранить монолитность при столь существенной разнице в скоростях движения. Это противоречие разрешается достаточно просто. Ледник не только ползет по подстилающим породам, но и каждый слой льда внутри ледника скользит по нижележащему слою, чуть-чуть опережая его. Этот тип движения называется послойно-дифференцированным течением льда. Толщина таких относительно самостоятельных прослоев в теле ледника обычно не превышает нескольких сантиметров. На контакте между ними за счет трения выделяется теплота, способствующая частичному таянию льда. В момент, когда силы внутреннего сцепления льда приходят в равновесие с напряжением сдвига, скольжение временно прекращается, и талая вода снова замерзает. Прослои чистого новообразованного льда, возникшие в леднике из замерзшей водяной смазки, получили название голубых лент.

Накопление новых напряжений вызывает новую микроподвижку внутри ледника. Иначе говоря, послойно-дифференцированное движение имеет импульсный характер, тысячекратно повторяя в миниатюре скачки многочисленных «пульсирующих ледничков», заключенных в тело одного большого ледника.

Часто оказывается, что одно послойно-дифференцированное движение ледника не может компенсировать накапливающиеся в его теле напряжения. Например, при спуске с крутого участка на горизонтальную площадку лед замедляет движение. В то же время сзади на него оказывает значительное давление лед, сохранивший свою высокую активность. На контакте возникают сжимающие усилия, превышающие предел прочности льда, и в теле ледника образуются сколы, направленные вперед — вверх по ходу его движения. Блоки быстро двигающегося льда встают на дыбы над поверхностью глетчера, формируя системы чешуйчатых надвигов и гляциодислокаций. Такой тип движения льда получил название скольжения по плоскостям внутренних сколов.

В местах, где крутизна склонов заметно увеличивается, во льду, наоборот, возникают растягивающие движения, и он дробится на сравнительно небольшие глыбы, каждая из которых скользит по ложу в виде практически монолитного тела. Внутри такой глыбы уже не возникает сколько-нибудь заметных напряжений, заставляющих двигаться отдельные слои льда относительно друг друга. Это третий основной тип движения ледников — глыбовое скольжение по ложу. Кстати, именно оно играет ведущую роль при подвижках пульсирующих ледников.

Растекаясь по поверхности земли, лед раньше или позже должен был бы достичь равновесного состояния, при котором силы внутреннего сцепления компенсируют имеющиеся в его теле напряжения сдвига. Этого, однако, не происходит, потому что из года в год ледник восстанавливает свой вес и мощность, получая дополнительные порции вещества из атмосферы. В основном питание ледников осуществляется в виде снега с последующим его преобразованием в рекристаллизационный и инфильтрационный лед. Но и при ясном небе на их холодной поверхности из воздуха конденсируется влага, которая тут же переходит в твердую фазу. Капли случайного дождя служат дополнительным источником питания. Получается замкнутый цикл: лед формируется в холодном высокогорье, под действием силы тяжести ползет вниз и там тает и частично испаряется. Сходный тип кругооборота характерен и для покровного оледенения. Здесь лед из области питания растекается в радиальных направлениях.

Периферические части крупных современных ледниковых покровов подтачиваются морем, которое и уносит айсберги — основную статью расхода таких ледников. Следовательно, вода, попавшая в тело ледника, не изымается из кругооборота влаги на планете, а продолжает этот кругооборот в чрезвычайно замедленном темпе.

В центре Северной Гренландии, на исследовательской станции Кемп-Сенчери в конце 60-х гг. была пробурена скважина глубиной 1390 м. Возраст слоев льда, вскрытых на этой глубине, оценивается в 125—130 тыс. лет. Следовательно, в среднем в этой точке Гренландского щита накапливалось чуть больше 1 см льда в год. Другая скважина глубиной более 1,5 км была пробурена советскими гляциологами в центральной части Восточной Антарктиды, на станции Восток. При бурении на американской станции Бэрд в Западной Антарктиде была пройдена толща льда мощностью 2164 м.

Горизонты льда, вскрытые скважинами, несут в себе информацию о природной обстановке, в которой они формировались. В сущности, ледниковая летопись прошлого ничем не уступает геологической летописи осадочных пород. Только осаждение ледяных кристаллов шло не в водной среде, а в толще атмосферы. С этой точки зрения поверхность Земли можно рассматривать как дно воздушного океана, а лед — как одну из разновидностей осадочных пород.

Годичные слои льда, как листки календаря, ложились один на другой. В эпохи влажного климата снега выпадало больше и мощность ледяных прослоев увеличивалась. В сухие периоды — наоборот. Эта закономерность используется при реконструкциях климатических обстановок в прошлом. Быстрыми темпами развиваются химические и физические методы изучения льда. Например, анализ соотношения изотопов кислорода во льдах Гренландии позволил датскому ученому У. Дансгорду с большой детальностью восстановить историю флуктуаций климата на протяжении последних 100 тыс. лет. Все более широкое применение находят приемы системного анализа истории ледников и ледниковых покровов.

Автор: Д. Б. Орешкин

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

www.activestudy.info

Следы древнего оледенения на о. Новая Сибирь (Новосибирские острова) и природные условия района в позднем неоплейстоцене

Транскрипт

1 ЛЕД И СНЕГ, 2010, 2 (110), с УДК 551,336"624/627" Следы древнего оледенения на о. Новая Сибирь (Новосибирские острова) и природные условия района в позднем неоплейстоцене 2010 г. Е.Ю. Павлова 1, М.А. Анисимов 1, М.В. Дорожкина 1, В.В. Питулько 2 1 Арктический и Антарктический научно-исследовательский институт, Санкт-Петербург; 2 Институт истории материальной культуры РАН, Санкт-Петербург Статья поступила в редакцию 23 июня 2009 г. Во внутренней части о. Новая Сибирь изучен разрез четвертичных отложений, представленный сложно дислоцированными прибрежно-морскими осадками, пластовым льдом и мореной. Разрез свидетельствует о древнем покровном оледенении Новосибирских островов в среднем неоплейстоцене. В верхней части разреза на моренных отложениях залегает торфяник и покровный суглинок с тонкими прослоями торфа, радиоуглеродный возраст которых оценен в ± 450 л.н. На основе палинологических исследований и анализа растительных макроостатков верхней части разреза проведена реконструкция природных условий северной части о. Новая Сибирь в конце позднего неоплейстоцена. Аласная котловина, морена, неоплейстоцен, палиноспектр, пластовые льды, повторножильный лед, радиоуглеродный возраст. Alas depression, ice wedges, Late Pleistocene, moraine, pollen spectre, radiocarbon date, subsurface ice. Введение До настоящего времени вопрос о развитии четвертичного оледенения и природной среды Новосибирских островов остается дискуссионным [Гаврилов, 2006; Государственная, 1999; Гросвальд, 2004; Динамика, 2002; Каплина и Ложкин, 1982 и др.]. Существующие палеогеографические реконструкции [Edwards et al., 2000; Hubberten et al., 2004; Kienast et al., 2005; Meyer et al., 2002; Prentice & Jolly, 2000; Schirrmeister et al., 2002; Svendsen et al., 2004; Tarasov et al., 2000 и др.] неудовлетворительны в силу слабой изученности этого региона Российской Арктики. Сотрудники проекта «Жохов 2000» во время полевых работ экспедиции «Высокоширотная Арктика: природа и человек» в гг. обнаружили достоверные свидетельства наличия покровного оледенения на островах Новая Сибирь и Фаддеевский [Анисимов и др., 2004; 2006; 2007; Басилян и Никольский, 2007а; 2007б; Басилян и др., 2006]. Выходы пластовых льдов канарчакской свиты - реликта древнего оледенения, видимой вертикальной мощностью до м и протяженностью от нескольких сотен метров до 3-10 км - зафиксированы в естественных береговых обнажениях высотой до м на западном и северном побережьях о. Новая Сибирь (мысы Рожина, Высокий, Плоский, Каменный и бухта Мира), на северном побережье о. Фаддеевский (между мысами Сана-Балаган и Благовещенский) (рис. 1, а). С использованием комплекса биостратиграфических методов и результатов U-Th-датирования определен возраст покровного оледенения Новосибирских островов - конец среднего неоплейстоцена [Басилян и Никольский, 2007а; 2007б; Басилян и др., 2006]. Основу настоящей работы составляют материалы, полученные в ходе геологогеоморфологических исследований экспедиции в гг. на севере о. Новая Сибирь в районе мыса Плоского. Во внутренней части острова в обнажении

2 Вершина (75 20' с.ш., ' в.д.) наблюдались естественные выходы пластовых льдов (см. рис. 1). Верхняя часть разреза четвертичных отложений была детально изучена с помощью методов радиоуглеродного датирования, споровопыльцевого анализа и определения растительных макроостатков. Палинологический анализ выполнен М.В. Дорожкиной (ААНИИ), палеоботанический анализ торфов проведен Н.В. Стойкиной (Институт биологии КарНЦ РАН), радиоуглеродные датировки получены в лаборатории Института истории материальной культуры РАН (руководитель Г.И. Зайцева). Обнажение Вершина - свидетельство древнего покровного оледенения На севере о. Новая Сибирь выходы пластовых льдов отмечаются не только непосредственно в береговых обрывах мыса Плоского, где их суммарная протяженность составляет более 1,5 км, но и во внутренней части острова. К югу от мыса, вглубь острова, на правом берегу ручья, вытекающего из аласа, кровля пластовых льдов находится на высоте 6 м и на отрезке около 200 м постепенно уходит под урез моря. В 8 км к ЗЮЗ от мыса Плоского выходы пластовых льдов - обнажение Вершина - наблюдаются в термоденудационном цирке западного склона обширного аласа (см. рис. 1, б). Алас, образованный двумя соединившимися котловинами округлой формы площадью приблизительно по 16 км 2, вытянут в направлении ЮЗ-СВ на 8 км и ограничен по периметру пологой грядой с абсолютными отметками м. В своей ВСВ части в 1 км к югу от мыса Плоского он подрезается морем, где имеет высоту поверхности 4 м. От центра к периферии

3 днище аласа полого повышается от 4 до 8-12 м. Выходы пластовых льдов в обнажении Вершина (рис. 2) вскрываются в западной масти аласа в термоцирке, развитом на склоне аласной котловины ВЮВ экспозиции. Общая протяженность естественного обнажения составляет примерно 150 м. В основании разреза на отметках около 16,5-35 м залегает толща, включающая сложно дислоцированные прибрежно-морские осадки, пластовые льды и моренные отложения (рис. 3). Прибрежно-морские отложения (пачка 1) представлены многолетнемерзлой толщей переслаивающихся прослоев хорошо окатанной гальки преимущественно углистого сланца, редкими гальками песчаника в песчаном наполнителе из мелко- и среднезернистого песка желтовато-палевого цвета, прослоев тонкои мелкозернистого полимиктового песка палевого цвета, прослоев мелкой гальки, щебня и гравия преимущественно углистого сланца и песчаника с редкими гальками кварца и многочисленными мелкими обломками малакофауны. Слоистые прибрежно-морские отложения несут следы гляциотектонических складчато-чешуйчатых деформаций. Видимая мощность пачки - 2,5-3 м. Пластовый лед (пачка 2) имеет параллельно-слоистую текстуру, обусловленную ориентировкой пузырьков воздуха, тонкими прослойками алевритовых пленок и отдельных тонких прослоев тонкозернистого песка. Тектоническая структура пластового льда характеризуется наличием складчатых и разрывных деформаций, отражающих движение льда. Мощность пачки 2 составляет 5-7 м. Пластовый лед перекрыт моренными отложениями (пачка 3), представленными грубообломочным несортированным валунно-галечносуглинистым материалом. Кроме того, в тилл включены многочисленные отторженцы средних размеров (3-6 м), представляющие собой отдельные блоки перемятых в складки слоистых песчаных и супесчаных морских осадков (рис. 4). Мощность моренных отложений составляет около 6-8 м. Непосредственно на морене в вершине термоцирка на протяжении 70 м в интервале высот 35-36,5 м по неровному карманообразному контакту залегают торфяные отложения (пачка 4). Торфяник имеет мощность 0,9-1,5 м, сложен многолетнемерзлым травяно-гипновым торфом бурого цвета хорошей сохранности. Пачка 4 содержит две генерации повторножильных льдов. Вытаивание льдов первой генерации приводит к формированию довольно регулярной сети байджарахов в краевой части термоцирка высотой до 6-8 м. Ширина понижений между ними достигает 8-10 м, что указывает на мощность повторно-жильных льдов. Жилы первой генерации, видимо, сингенетичны формированию торфяника и эпигенетичны по отношению к подстилающим его моренным отложениям, пробивая их на глубину 5-6 м. Вторая генерация представлена менее мощными

4 эпигенетическими жилами, горизонтальные размеры которых составляют см, а вертикальные - 2-2,5 м. Пачка 5 находится в интервале высот 36,5-38 м и представлена покровным суглинком коричнево-серого цвета с рассеянной галькой. В слое отмечаются тонкие прослои хорошо разложившегося опесчаненного торфа рыжевато-коричневого цвета мощностью 2-3 см. Для торфяника (пачка 4) и перекрывающих его покровных суглинков (пачка 5) получена серия радиоуглеродных датировок, выполнен спорово-пыльцевой анализ и определены растительные макроостатки в торфе. Подошва торфяника датирована: > л.н. (ЛE-6184), средняя часть ±700 л.н. (ЛЕ-6185), кровля ±300 л.н. (ЛE-6186). Дополнительные датировки образцов для того же торфяника, отобранных из соседнего байджараха, показали ±700 л.н. (ЛЕ-6392) ±800 л.н. (ЛЕ-6393). Прослой торфа из пачки 5 покровных суглинков имеет возраст ±450 л.н. (ЛЕ-6391). Реконструкция палеогеографических условий развития природной среды Следы древнего покровного оледенения фиксируются в нижней части разреза комплексом дислоцированных отложений, включающим прибрежно-морские осадки пачки 1, пластовые льды пачки 2 и перекрывающую их морену (пачка 3). Их предположительный возраст - средний неоплейстоцен. Эти осадки характерны для толщи средней подсвиты канарчакской свиты, наблюдаемой в опорном разрезе на мысе Каменном [Басилян и Никольский, 2007]. Заключительный отрезок позднего неоплейстоцена достаточно полно характеризуют палинологические данные и результаты анализа растительных макроостатков в торфе, полученные для пачек 4 и 5, которые хорошо согласуются между собой. Это позволило провести реконструкцию палеогеографических условий развития природной среды в северной части о. Новая Сибирь для конца позднего неоплейстоцена. Согласно результатам споровопыльцевого анализа (рис. 5), в пределах палинозоны 1, относящейся ко времени, предшествующему образованию торфяника, - приблизительно до л.н. - ведущая роль в формировании палиноспектра принадлежит травам (до 70%), среди которых доминирует пыльца семейств Роасеае (до 30%) и Cyperасеае (до 35%). Пыльца древесных и кустарников, составляющая до 22% общего состава и представленная Pinus s/g Haploxylon (до 18 %), Picea (менее 5 %), - результат дальнего переноса. Присутствие пыльцы Betula sect. Nanae, Alnus fruticosa, Salix sp. (менее 5%) может отчасти свидетельствовать о крайне ограниченном распространении этих кустарников. Среди споровых, на долю которых приходится 8% общего состава палиноспектра, зеленые и сфагновые мхи отмечаются приблизительно в равном соотношении: Bryales (до 56 %) и Sphagnum (до 44 %). Ландшафты представляли собой открытые пространства с разреженными сухими и умеренно увлажненными тундровыми осоково-злаковыми и злаково-осоковыми сообществами, развитыми на слабо задернованном щебнисто-суглинистом субстрате моренных отложений. Радиоуглеродная датировка > л.н. подошвы торфяника весьма приблизительно определяет время начала торфонакопления. Время формирования торфяника пачки 4 относится ко второй половине каргинского межледниковья

5 (куранах-салинское потепление) [Каплина и Ложкин, 1982] - первой половине сартанского похолодания (первая половина мус-хаинского интервала) позднего неоплейстоцена. Примечательно, что на протяжении всего этого времени торфонакопление происходило непрерывно. Среди растительных макроостатков (рис. 6), характеризующих состав толщи торфяных отложений, ведущую роль играют гипновые мхи, представленные родами Aulacomnium, Drepanocladus, Calliergon. Их процентное соотношение на протяжении вертикального профиля торфяника непостоянно и закономерно меняется вверх по разрезу в сторону уменьшения содержания Calliergon и увеличения Drepanocladus, что, по всей вероятности, отражает изменение условий увлажнения (Aulacomnium встречен единично). Нижняя часть торфяника, соответствующая временному диапазону приблизительно л.н., представлена низинным травяно-гипновым торфом. Высокое содержание гипновых мхов рода Calliergon (45-50 %), в том числе Calliergon giganteum, Calliergon sarmentosum, присутствие Drepanocladus (15-20%), Sphagnum fimbriatum (5 %), Eriophorum sp. (5.%), Carex sp. (5 %), Carex stans (до 5 %) указывают на условия высокого увлажнения субстрата фунтовыми водами (см. рис. 5). По всей вероятности, сильное обводнение территории было вызвано таянием как пластового льда, так и содержащегося в моренных отложениях в результате потепления, произошедшего приблизительно л.н. или несколько ранее, что привело к образованию мелких зарастающих водоемов в понижениях рельефа. В палинокомплексе 2, который также характеризует нижнюю часть торфяника, доминирует пыльца трав (до 85 %), причем резко возрастает роль пыльцы Роасеае (до 81 %) и уменьшается Cyperасеае (до 30 %), единичными зернами представлены Caryophyllaceae, Dryas sp., Thalictrum alpinum. Содержание пыльцы древесных и кустарников несколько уменьшается (до 18%), сокращается количество заносной пыльцы Pinus s/g Haploxylon и Picea. При этом возрастает роль пыльцы Betula sect. Nanae (до 6%). Сохраняется присутствие пыльцы Salix sp. и Alnus fruticosa. Роль споровых в общем составе палиноспектра увеличивается до 18 % при безусловном доминировании Bryales (97-100%). Содержание спор Sphagnum не превышает 3 %.

6 Комплексный анализ состава растительных макроостатков в нижней части торфяных отложений и споровопыльцевых данных, характеризующих палинокомплекс 2, позволяет реконструировать низинные травяногипновые фитоценозы, развитые на сильно обводненных заболоченных тундровых полигонах, в понижениях рельефа в условиях повышенного увлажнения грунтовыми водами. Кустарниковый ярус из низкорослых карликовой березки, ив, ольховника сильно разрежен. Травянистый ярус также разрежен и представлен злаковыми, осоками (в том числе Carex stans), пушицей, произраставшими на валиках по краям полигональных озерков. На незадернованных склонах сохранялись разреженные умеренна увлажненные тундровые осоково-злаковые, злаковые и злаково-моховые сообщества на щебнистосуглинистом субстрате моренных отложений. Средняя часть разреза торфяника представлена низинным злаково-гипновым торфом и формировалась приблизительно л.н. Состав растительных макроостатков показывает возрастание роли гипновых мхов рода Drepanocladus (до %) и уменьшение содержания Calliergon (от 35 до 10%). Среди травянистых растений на фоне унаследованного содержания Eriophorum sp. и Carex sp. (в пределах 5 %) увеличивается значение Роасеае (до 30 %). В палинокомплексе 3, соответствующем средней части торфяника, роль трав уменьшается до 55%, а значение споровых возрастает до 42%. Содержание пыльцы древесных и кустарников уменьшается до 2-3%. Среди трав по-прежнему доминирует пыльца семейства Роасеае (до 57%), до 40% возрастает присутствие пыльцы Cyperасеае. В спектре присутствует пыльца Artemisia и Saxifragaceae. Среди споровых доминирует Bryales (95-100%), в пределах

7 от единичных спор до первых процентов представлены Polypodiaceae, Equisetum, Sphagnum. Единично отмечен Pediastrum. Состав палинокомплекса 3 и композиция растительных макроостатков торфа отражают условия повышенного периодически избыточного увлажнения, возросшего по сравнению с предыдущим интервалом. Растительность была представлена сильно обводненными злаково-гипновыми, осоково-злаковогипновыми и гипновыми тундровыми фитоценозами эвтрофного типа, развитыми в центральных частях полигонов, и осоково-злаковыми сообществами по их периферии. Верхняя часть торфяника, формировавшаяся в интервале л.н., представлена пушициевоосоково-гипновым торфом, в котором роль гипновых мхов рода Drepanocladus увеличивается до 65 %, a Calliergon - уменьшается до первых процентов, вновь появляется Sphagnum fimbriatum (5%). Содержание макроостатков осоковых (Eriophorum sp., Carex stans, С. wiluica) возрастает до 25%, злаковые отмечаются в пределах 10-15%. В палинокомплексе 4, характеризующем верхнюю часть торфяника, ведущая роль в формировании спектра принадлежит травам (до 97%). Доминантам служит пыльца семейства Роасеае (до 83%), содержание пыльцы Cyperaсеае уменьшается до 13%, в пределах 5% присутствует пыльца Artemisia, единичны зерна Caryophyllaceae. Содержание пыльцы древесных и кустарников составляет 5-6 %. Роль споровых в палиноспектре уменьшается до 2-3%, они представлены Bryales, Sphagnum. Результаты спорово-пыльцевого анализа и анализа растительных макроостатков позволяют предположить, что л.н. происходило замещение низинных травяно-гипновых фитоценозов, развитых в центральных частях полигонов, переходными пушициево-осоковогипновым и сообществами, отражающими переход низинных торфяников в фазу атмосферного питания. Условия увлажнения меняются в сторону ксерофитизации. По периферии полигонов на валиках, на дренируемых повышенных участках рельефа господствовали травяные (осоково-злаковые, злаковые) тундровые сообщества. Палинокомплекс 5 отражает изменения, произошедшие после л.н. В нем представлены единичные зерна всех растительных групп, причем пыльца Pinus s/g Haploxylon является заносной. Среди трав отмечаются Cyperасеае, Роасеае, Artemisia, Caryophyllaceae. Единичные споры представлены Bryales. Состав палиноспектра указывает на радикальную смену экологических условий после л.н., вероятно, вызванную резким похолоданием и уменьшением влажности, что привело не только к прекращению процесса торфонакопления, но и к обеднению и сокращению проективного покрытия растительности. Растительный покров был крайне разрежен и представлен отдельными куртинками осок, злаков, полыней. На рубеже л.н., вероятно, произошло некоторое потепление и увеличение влажности, что привело к кратковременному возобновлению процесса торфонакопления, в результате чего сформировались маломощные (2-3 см) его прослойки в верхней части покровных суглинков, имеющие возраст ± 450 л.н. (ЛE-6391). Формирование крупной аласной котловины на мысе Плоском началось после л.н. Выводы Данные, полученные при изучении четвертичных отложений обнажения Вершина, позволяют сделать ряд выводов о палеогеографических условиях развития природной среды о. Новая Сибирь. На этом острове пластовые льды имеют широкое площадное распространение, их площадь составляет, по меньшей мере, первые десятки квадратных километров. Вскрывающаяся в обнажении Вершина во внутренней части острова толща рыхлых отложений, представленная сложно дислоцированными прибрежно-морскими осадками, пластовым льдом и мореной, содержащей отторженцы, - еще одно свидетельство древнего покровного

8 оледенения. Его возраст оценивается как конец среднего неоплейстоцена [Басилян и Никольский, 2007а; 2007б; Басилян и др., 2006]. На протяжении л.н. на о. Новая Сибирь существовали условия, благоприятные для непрерывного торфонакопления. Они могут быть определены как криогумидные. Длительное их сохранение, в том числе и в эпоху сартанского похолодания, скорее всего, связано с отепляющим воздействием океана, уровень которого в конце каргинского интерстадиала, вероятно, был достаточно высок. Косвенным образом эти условия свидетельствуют о том, что какойто участок береговой линии Восточно- Сибирского моря в конце каргинского времени располагался на незначительном удалении от района исследований и оставался относительно стабильным долгое время даже на ранних этапах похолодания. Увлажняющее и отепляющее воздействие морского бассейна локально компенсировало нарастание общей криоаридности. Можно предположить, что развитие регрессии бассейна в сартанском криохроне было первоначально весьма медленным, а затем - экспоненциальным. Согласно палеоботаническим материалам, ландшафты развивались от разреженных сухих и умеренно увлажненных тундровых осоково-злаковых и злаково-осоковых сообществ на слабо задернованном щебнисто-суглинистом субстрате моренных отложений (до л.н.) к сильно обводненным злаковогипновым, осоково-злаково-гипновым и гипновым тундровым фитоценозам эвтрофного типа и осоково-злаковым сообществам ( л.н.), а затем к переходным пушициево-осоковогипновым сообществам и травяным тундрам ( л.н.). Рубеж ± 300 л.н. характеризуется резким ухудшением экологических условий, связанным, вероятно, с резким похолоданием и уменьшением влажности, что отвечает представлениям о развитии регрессивной фазы полярного бассейна в термический минимум сартанского криохрона. Следы покровного оледенения во время сартанского похолодания ( л.н. по [Кинд, 1974]) на севере о. Новая Сибирь отсутствуют. Процесс формирования аласов в северной части о. Новая Сибирь по нашим данным начался после л.н. и активно протекал в голоцене. Предполагается, что первый цикл аласирования территорий Яно-Колымской низменности, начавшийся на рубеже голоцена, был наиболее мощным [Безродных и др., 1986] и достиг максимума около л.н. Датировка маломощного прослоя торфа в верхней части покровных суглинков обнажения Вершина документирует начальный этап этого процесса на о. Новая Сибирь. Благодарности. Авторы благодарят научного сотрудника лаборатории болотных экосистем Института биологии КарНЦ РАН Н.В. Стойкину за анализ растительных макроостатков, сотрудников радиоуглеродной лаборатории ИИМК РАН и ее руководителя Г.И. Зайцеву за датирование образцов. Работа была бы невыполнима без поддержки одного из благотворительных научных фондов (Нью- Йорк, США) и квалифицированного логистического сопровождения агентства «ВИКААР» (Санкт-Петербург), которым авторы выражают свою искреннюю признательность. Литература 1. Анисимов М.А., Тумской В.Е., Иванова В.В. Пластовые льды Новосибирских островов как реликт древнего оледенения // Тез. докл. XIII Гляциол. симпозиума «Сокращение гляциосферы: факты и анализ». СПб., С Анисимов М.А., Тумской В.Е., Иванова В.В. Пластовые льды Новосибирских островов как реликт древнего оледенения // МГИ Вып С Анисимов М.А., Тумской В.Е., Басилян А.Э., Никольский П.А. Пластовые льды Новосибирских островов - значимый фактор рельефообразования в прошлом и настоящем // Тез. докл. науч. конфер. «Моря высоких широт и морская криосфера». СПб., С

9 4. Басилян А.Э., Никольский П.А. О плейстоценовом оледенении Новосибирских островов // Геологические события неогена и квартера России: соврем. состояние стратиграфич. схем и палеогеография, реконструкции: Материалы Всеросс. науч. совещания. М., С Басилян А.Э., Никольский П.А. Опорный разрез четвертичных отложений мыса Каменный (о. Новая Сибирь) // Бюл. Комиссии по изучению четвертичного периода С Басилян А.Э., Никольский П.А., Тумской В.Е., Анисимов М.А. Стратиграфия четвертичных отложений Новосибирских островов и севера Яно-Индигирской низменности // Проблемы корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере. СПб., С Безродных Ю.П., Векслер B.C., Саввaumoв А.С., Стелле В.Я. Корреляция по 14 С палеогеографических событий позднего плейстоцена и голоцена отдельных районов Арктики // Изотопно-геохимич. исследования в Прибалтике и Белоруссии. Таллинн, С Гаврилов А.В. Пассивное оледенение Восточно-Сибирской Арктики // Проблемы корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере. СПб., С Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1: (новая серия). Лист S Новосибирские острова. Объяснительная записка. - СПб.: изд. ВСЕГЕИ, с. 10. Гросвальд М.Г. Арктика в последний ледниковый максимум и в голоцене - океанские выбросы, материковые и морские льды, их движение и связь с климатом // МГИ Вып. 96. С Динамика ландшафтных компонентов и внутренних морских бассейнов Северной Евразии за последние лет: Атласмонография «Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии. Поздний плейстоцен - голоцен - элементы прогноза». Вып. 2. Общая палеогеография. М.: ГЕОС, с. 12. Каплина Т.Н., Ложкин А.В. Возраст «ледового комплекса» Приморских низменностей Якутии // Изв. АН СССР. Сер. геогр С Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М.: Наука, с. 14. Edwards М.Е., Anderson P.M., Brubaker L.B. et al. Pollen-based biomes for Beringia 18,000, 6000 and 0 l4 C yr BP // Journ. of Biogeography V. 27. P Hubberten H.W., Andreev A., Astakhov V.I. The periglacial climate and environment in northern Eurasia during the Last Glaciation // Quaternary Science Reviews V. 23. P Kienast E, Schirrmeister L., Siegert C., Tarasov P. Palaebotanical evidence for warm summers in the East Siberian Arctic during the last cold stage // Quaternary Research V. 63. P Meyer H., Derevyagin A., Siegert C., Schirrmeister L., Hubberten H.W. Palaeoclimate reconstruction on Big Lyakhovsky Island, North Siberia - Hydrogen and oxygen isotopes in ice wedges // Permafrost and Periglacial Processes V. 13. P Prentice I.C., Jolly D. and BIOME 6000 participants. Mid-Holocene and glacial-maximum vegetation geography of the northern continents and Africa // Journ. of Biogeography V. 27. P Schirrmeister L., Siegert C., Kuznetsova T. et al. Paleoenvironmental and paleoclimatic records from permafrost deposits in the Arctic region of Northern Siberia // Quaternary International V. 89. P Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quaternary Science Reviews V. 23. P Tarasov P.E., Volkova V.S., Webb Т. III. et al. Last glacial maximum biomes reconstructed from pollen and plant macrofossil data from northern Eurasia // Journ. of Biogeography V. 27. P Summary An exposure composed of Quaternary deposits of different nature was discovered in the inner part of the Novaya Sibir Island. It includes fossil ice, which is the evidence for the old glaciation of the region of the New Siberian Islands. The glaciation event dates to the end of Middle Pleistocene. Cover loam with peat-like interbeds and peat deposits found in the upper part of the profile overlap the morainic sediments. Radiocarbon dates ran on the peat deposit and peat interbeds delivered ages from > to ± 450 years BP. Environmental changes

10 for the study area within Late Pleistocene are reconstructed from pollen and plant macro remains data. Results of the study exclude expanded glaciation of the area during the Late Pleistocene. Ссылка на статью: Павлова Е.Ю., Анисимов М.А., Дорожкина М.В., Питулько В.В. Следы древнего оледенения на о. Новая Сибирь (Новосибирские острова) и природные условия района в позднем неоплейстоцене // Лед и снег (110), с

docplayer.ru

Следы древнего оледенения на о. Новая Сибирь (Новосибирские острова) и природные условия района в позднем неоплейстоцене

evgengusev.narod.ru

Древние оледенения на территории России

Среди внешних факторов (экзогенных) формирования рельефа осо­бо выделяются древние оледенения. В геологическом прошлом России наблюдались длительные холодные периоды, во время кото­рых образовались мощные ледники. Ледники зарождались в центрах оледенения с прохладным и влажным климатом Скандинавии, на Се­верном Урале, Таймыре. Отсюда льды растекались и занимали не только обширные равнинные пространства суши, но и моря — Бал­тийского, Белого (рис. 77).

Деятельность ледника проявилась с особой силой на Русской равни­не, на севере и северо-западе которой толщина льда достигала 2-3 км. Зато в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке обширны участки гор­ного оледенения.

Огромные движущиеся массы льда изменяли рельеф территории, формируя его морфоскульптуру. Глыбы вмёрзших в лёд твёрдых мас­сивно-кристаллических пород при движении производили работу боль­шой разрушительной силы. Они, с одной стороны, выравнивали и сгла­живали рельеф, придавая удивительную равнинность вершинам гор (Хибины), с другой — выпахивали глубокие борозды. В результате сгла­живания рельефа сформировались так называемые «курчавые скалы» и «бараньи лбы», особенно представ­ленные на Кольском полуострове.

Рис. 77. Древние оледенения

В направлении движения ледни­ка видны ледниковые шрамы в ви­де трещин и борозд. В тектониче­ских трещинах сформировались озёрные котловины, вытянутые с северо-запада на юго-восток. Так образовались многочисленные озё­ра Карелии.

В более южных районах при тая­нии льда из него выпадали валуны, пески, суглинки — морена (рис. 80). Морена покрывала территорию поч­ти сплошным плащом. Из-за разности её толщины сформировались мо­ренные равнины, холмы и гряды, придавая местности пологоволнистый характер. По краю ледника возникли конечно-моренные гряды.

Рис. 78. Карелия («бараньи лбы»)

Рис. 79. Хибины

Рис. 80. Схема строения моренного рельефа

Считается, что на территории России в четвертичное время образовалось несколько конечно-моренных гряд.

К югу от конечно-моренных гряд возникли обширные водно-ледни­ковые равнины. Огромные массы воды, вытекающие из-под тающего ледника, содержали песчаный материал, который откладывался в ни­зинах. В результате поверхность выравнивалась и формировались плоские песчаные поля (Мещерская низменность). Материал с сайта http://doklad-referat.ru

Одновременно обильные талые текучие ледниковые воды расчле­няли поверхность, способствуя развитию эрозионного рельефа. Воз­никали многочисленные ложбины, по которым впоследствии потекли современные реки.

Рис. 81. Мещера

Рис. 82. Речная долина

• Олединение русской равнины

• Хронология древних оледенений на территории россии

• Презентация великое оледенение россии

• Древнее оледенение на территории россии фото

• Информация древнее оледенение на территории украины

• Раскройте процесс образования ледниковых форм рельефа: в центрах оле­денения, по пути следования ледника, в расположенной южнее внеледниковой зоне.

doklad-referat.ru

Следы древнего холода

Ледники оставили многообразные следы, с которыми можно столкнуться прямо на поверхности земли; они широко распространялись на территорию многих стран в северных и средних широтах. Значительно позднее, почти на целое столетие, в пунктах, расположенных далеко к югу и юго-западу (в Европе и Северной Америке) от области современного существования многолетней мерзлоты, были обнаружены и правильно определены следы древних «подземных оледенений» или древней мерзлоты, близкой по возрасту покровным оледенениям.

Первые сведения об «ископаемых следах мерзлоты» относятся к концу XIX в., когда в толщах отложений, часто на глубинах в несколько метров, были встречены необычные формы. Они представляли собой различные нарушения однородности или слоистости: всяческие трещины, внедрения одного слоя в другой, смятия. Размеры таких форм составляли от одного до нескольких метров по вертикали и 1—2 м в ширину. Их возникновение первоначально объясняли и тектоническими причинами, и деятельностью водных потоков, и воздействием древних ледников.

В классической работе польского ученого А. Добровольского «История природных льдов», вышедшей в 1923 г., перигляциальные формы и процессы выделялись уже в особую, самостоятельную категорию.

В начале нынешнего века на Северной Аляске американским ученым Леффингвеллом был собран большой материал о строении вечномерзлых толщ и мерзлотных формах — полигональных образованиях, свойственных этим районам.

Наблюдения русских мерзлотоведов в различных районах Сибири, в суровых, континентальных условиях, существенно расширили сумму знаний о мерзлоте и мерзлотных явлениях.

В целом в первой четверти XX в. в Средней Европе, Англии и Северной Америке находки древних перигляциальных форм, или деформаций, были далеко не единичны. Одной из наиболее ранних сводок по территории Германии была статья немецкого исследователя В. Зоргеля, опубликованная в 1936 г. и содержащая сведения о различных смятиях и трещинах в грунтах — перигляциальных образованиях. Их подразделяли на 4 основные группы: «ледяные клинья», структурные почвы, морозные смятия слоев и солифлюкцию (солифлюксий). Были обнаружены «ледяные клинья», которые достигали 4 м по вертикали и ширины 1—2 м (их возникновение связывали с древними морозобойными трещинами), структурные почвы, называемые также «кипящими грунтами» или «кипунами». Последние предполагают движение и перемешивание грунтов и имеют 1—2 м в поперечнике. Морозное смятие слоев также проявилось в перемещениях грунтов, хорошо выраженные формы были встречены в Германии, Англии и других странах Европы. Следы солифлюкции, или течения по склону, были, пожалуй, наиболее многочисленны.

В 1940 г. в Бюллетене геологического отделения московского Общества испытателей природы А. И. Москвитин сообщил о находке «ледяных клиньев» или клиновидных трещин в стенках карьеров, расположенных почти в центре Русской равнины: у пос. Михайлов к юго-западу от Рязани и в районе пос. Пречистого к северо-востоку от Смоленска. В 1947 г. статья того же автора названа более определенно: «О следах мерзлоты и необходимости их распознавания». В новых пунктах нахождения следов древней мерзлоты они также имели клиновидную форму и сравнительно небольшие размеры: 1—1,5 м высотой и ширину в верхней части до 1 м. Подчеркивалось, что древняя мерзлота скорее всего существовала на расстояниях 200, 300 и более километров от края ледника.

Складывалась схема, согласно которой за пределами покровных ледников, вдоль их периферии, создавались условия, естественно суровые, полностью «диктуемые» ледником — перигляциальная зона. Благодаря холодному дыханию ледника появлялась вечная мерзлота. Следы той древней вечной мерзлоты в виде трещин, клиньев и смятий и обнаруживаются в разрезах.

Чтобы понять смысл и значение обнаруженных явлений, необходимо сделать небольшое отступление и познакомиться с некоторыми процессами, происходящими в области современного распространения многолетней мерзлоты. Ее граница проходит по северной кромке европейской части СССР, за Уралом резко опускается к югу на территорию Западной Сибири, захватывает Восточную Сибирь, Дальний Восток. В северо-западной Якутии многолетняя мерзлота достигает максимальных мощностей (почти 1,5 км), в северном Забайкалье доходит до 1,3 км. В высоких горах Памира, Тянь-Шаня вечномерзлые толщи, возможно, превышают по мощности и эти значения.

В Северной Америке многолетней мерзлотой заняты север Канады и США, ее граница проходит южнее Гудзонова залива и захватывает почти всю Гренландию. Мерзлота существует в районах высокогорий на других континентах, а также в Антарктиде; общий объем подземных льдов П. А. Шумский оценивает цифрой около 0,5 млн. куб. км.

Мощность многолетнемерзлых пород может изменяться от нескольких метров по южной и западной окраинам области мерзлоты до нескольких сот и даже более тысячи метров в центральных и северных районах. В теплое время года верхний слой земли до глубины 0,5—2,5 м может протаять на 2—3 летних месяца, но с наступлением холодов опять примерзает, образуя единую мерзлую толщу. Поэтому верхняя часть грунта носит название сезонно-талого — деятельного слоя, а ниже расположена многолетнемерзлая толща (вечная мерзлота).

Мерзлые грунты характеризуются постоянной отрицательной температурой, замеряемой на глубинах 10—15 м и составляющей от 0 до —15°.

Ежегодное промерзание земли приводит к протаиванию верхних слоев, формированию морозобойных трещин, что характерно для области многолетней мерзлоты. В самых холодных и континентальных районах в ясные зимние дни происходит быстрое и резкое выхолаживание открытых и возвышенных участков земли, при этом на них могут образовываться трещины.

При понижениях температуры грунта мерзлая толща испытывает сокращения, сжатия тем большие, чем быстрее нарастает холод. На земле образуется сетка трещин — сначала нешироких и редких. При более сильных морозах трещины образуются чаще. В местах пересечения трещин формируется замок, или узел, — некоторое расширение, заполняющееся льдом или грунтом. Расстояние между соседними трещинами и общий рисунок полигональной решетки зависят от величины отрицательных температур и от литологии грунтов. На однородных грунтах типа глин или суглинков образуется правильная, часто четырехсторонняя полигональная решетка; на разнородных грунтах типа моренных суглинков с валунами рисунок полигональной сетки неправильный: полигоны могут быть трех — и пятисторонней формы с извилистыми границами. В речных отложениях, например, трещины могут повторять изгибы реки.

Существует много описаний возникновения трещин в области современной мерзлоты. Одно из самых первых было сделано А. Е. Фигуриным еще в 1823 г.: «Трещины во льду и земле делаются от стужи… низменные места, водой упитанные и мало в зимнее время покрытые снегом, преимущественно подвергаются трещинам. Места сии бывают вдоль и поперек почти непрерывными щелями, так сказать, изуродованы».

Возникновение трещин сопровождается гулом, по земле пробегает черная зияющая извилистая или ломаная полоса шириной от нескольких до десятка сантиметров. Если в толще грунтов сделать разрез, пересекающий темную полосу, то мы увидим узкую, с неровными краями трещину, проникающую вглубь до 2—3 м. Трещины могут заполняться снегом, льдом, грунтом и таким образом зафиксироваться в толще земли; при ежегодном сильном промерзании трещина растет, и ее ширина увеличивается. Ежегодный прирост ширины может составлять от 0,5 до 2 см вверху, одновременно может несколько увеличиваться глубина трещины.

В результате повторения процессов первоначальная трещина превращается в «повторную жилу», состоящую из льда или грунта или из их смеси. Нижняя часть жилы, проникающая в толщу многолетнемерзлых, не оттаивающих летом грунтов, сохраняется круглый год, а верхняя часть разбивается новыми трещинами при последующих зимних падениях температур. Зафиксированная трещина сохраняет след о глубоком воздействии низких температур — проникновении холода. Трещины пересекаются, образуя решетку или сетку, разбивают единый массив грунта на ряд отдельных блоков, или полигонов, и формируются полигонально-блочные образования.

На однородных грунтах они имеют тетрагональную или пентагональную форму, с 4—5-сторонними ячейками-полигонами. При взгляде сверху, с самолета, кажется, что на такие участки наложена частая темная сетка. При изменении природных условий, например потеплении климата, мерзлота деградирует, лед вытаивает и полости полигональных жил, содержавшие лед и грунт, частично разрушаются, частично заполняются грунтом, переходя в реликтовое состояние. Как писал еще в 1936 г. В. Зоргель, не так важно, чем заполнены «ископаемые клинья», важен и неоспорим вывод о наличии древней мерзлоты, без которой они не могли бы вообще образоваться.

Помимо клиньев к проявлениям древней мерзлоты относятся уже упоминавшиеся следы солифлюкции, перемешивания, образование ячеистых грунтов, различных бугров и т. д. Современные мерзлотные процессы характеризуются различными текстурами льда в грунтах, смятиями и перемещениями слоев при промерзании, явлениями течения грунтов по склону, разрушения скал и каменных глыб (десквамация), вымораживанием, образованием наледей, бугров пучения, термокарстовых впадин и котловин. Даже пески и валунные суглинки после длительного воздействия мерзлоты могут измениться и будут сильно отличаться от первоначального, исходного материала.

Не все из этих процессов оставили в толще грунтов заметные, «читаемые», следы, точнее говоря, следы не всех процессов мы умеем распознавать, фиксировать и анализировать в настоящее время.

Таким образом, было бы неправильно, описывая древние мерзлотные процессы, говорить только о клиновидных формах; они лишь самые яркие следы древнего холода. Воздействие низких отрицательных температур на древнюю поверхность земли и толщу грунтов проявилось в виде многочисленных мерзлотных форм.

Практически одновременно с клиновидными структурами в геологических разрезах стали выделять следы иных образований. Отмечались смятия, перемешивание и взаимное проникновение слоев, называемое криотурбациями. Они образовались вследствие огромных напряжений, возникающих в грунтах и почвенных водах при промерзании.

В разрезах были встречены следы солифлюкции, или течения по склону, при котором сползают массы грунта и могут формироваться солифлюкционные террасы — уступы, осложняющие склоны. Многочисленные наблюдения приводят к выводу о возможном сохранении следов древних текстур — особого строения мерзлого грунта с прослоями льда, — строения, свойственного только мерзлым породам.

Обычно активные процессы изменения природы мы связываем с динамично проявляющимся воздействием текучих вод, ветра, солнца, осадков. Низкие отрицательные температуры и лед при определенных условиях также производят значительную работу, например по преобразованию горных пород — физическому выветриванию. Начинают действовать законы различной теплопроводности песка, камня, льда, изменения объемов, переходов из одной фазы в другую. В процессе физического выветривания самое главное, самое разрушительное — переходы через 0°, т. е. промерзание и оттаивание. В талом, а тем более в мерзлом состоянии многие природные системы могут сохраняться неограниченно долго; при частых и резких колебаниях температур разрушаются даже скальные монолиты.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

www.activestudy.info

Смотрите также

• 
  Тайны древней греции
• 
  Майя древний народ
• 
  Платья древней греции
• Древняя высшая магия
• 
  Древний народ майя
• 
  Высшая древняя магия
• 
  Энциклопедия древние цивилизации
• 
  Македония древняя греция
• 
  Китайский древний язык
• 
  Древняя греция македония
• 
  Древние сооружения россии