Рельеф области четвертичного оледенения

В течение четвертичного периода площадь покровного оледенения неоднократно значительно расширяась. Мощные оледенения покрывали северные части Европы, Азии и Северной Америки. Наболее крупное четвертичное оледенение покрывало более 40 млн км² (примерно 30% площади суши), т. е. почти в 3 раза превышало площадь современного оледенения.

На территории Европы выделяют не менее четырех оледенений: наревское, березинское, припятское и поозерское. Рельефообразующее значение имели только три последних оледенения. Процесс создания форм рельефа в оледенения определялся следующими факторами: мощностью ледниковых толщ (от 300 м до 3500 м), длительностью геологической деятельности (от нескольких десятков до сотен тысячелетий), данамикой ледниковых покровов, характером структуры ледникового ложа и др. Движение льда осуществлялось радиально. Лед растекался от центра щита к его периферии в связи с разницой давления (Рис.).

Рис.

В области питания происходит увеличение мощности льда. В области абляции мощность льда уменьшается, а его краевые части приспосабливаются к подледному рельефу. Наблюдаются осцилляции ледникового края. В соответствии со схемой динамики ледникового покрова в области древнематерикового оледенения устанавливается зональность геоморфологических процессов. Здесь выделяются область преобладающей ледниковой экзарации и область преобладающей ледниковой аккумуляции.

Область преобладающей ледниковой экзарации охватывает Фенноскандию. В этой области выделяется центральноледниковая зона с относительно слабой экзарационной деятельностью (севернее Ботнического залива) и зона интенсивной экзарации, расположенная на склоне ледникового щита – южная и юго-восточная части Финляндии, Карелия. По характеру динамики различаются три типа ледниковых покровов: активные, пассивные и мертвые.

Активные покровы материкового льда характеризуются хорошей непосредственной связью с источниками питания, быстрым движением ледниковых масс, экзарационным действием на на рельеф ледникового ложа, динамичностью потоков. Внизу таких ледников на контакте с ложем формируются основные морены – плотные обломочные породы различного состава от глин до валунов. Конец покрова активного льда может наступать, когда приток льда преобладает над таянием; может находиться при динамическом равновесии, если приток льда равен таянию. Край движущегося ледника будет оставаться на одном и том же месте. В этом случае вдоль края ледянго покрова накапливается обломочный материал, формируя гряду или вал конечной морены. В условиях преобладания таяния над поступлением льда край ледника отступает и здесь формируются гряды конечных морен насыпного типа с линзами погребенного льда.

Мертвые льды. В тающем массиве льда на его поверхности в трещинах и на границе с коренными породами возникают в большом количестве потоки талых ледниковых вод. Они несут обломочный материал, насыщавший ледниковый покров. После таяния льда эти отложения формируют озовые гряды и камовые холмы – в результате их проектирования на поверхность; дельты – при отложении в устьях потоков при выходе из-под ледника и ледниковые озера и озерно-ледниковые равнины перед фронтом ледника.

Пассивные или слабоподвижные льды возникают по периферии ледниковых покровов в начале общего таяния (регрессии) оледенения. Такие льды характеризуются слабой связью с областью питания, пульсациями. Происходит массовое отложение обломков пород и формирование морен. При таянии слабоподвижных льдов на основные донные морены налегают абляционные морены (морены вытаивания внутренние и поверхностные). Абляционная морена и донная морена после отступания льдов формируют холмистые,волнистые и плоские моренные равнины. В процессе вытаивания полей и линз мертвого льда создается гляциокарстовый рельеф – камовые холмы,озовые ряды, котловины, западины, террасы.