Рельеф областей покровного плейстоценового оледенения на равнинах

В области позднеплейстоценового оледенения (валдайского на Восточно-Европейской равнине, вюрмско-вислинского в Западной Европе, висконсинского в Северной Америке)наблюдается четкая зональность геоморфологических процессов и реликтовой ледниковой морфоскульптуры: в центрах оледенений, где ледник формировался и откуда он растекался, преобладала ледниковая денудация (экзарация), на периферии ледников происходила аккумуляция принесенного ледником материала, а вдоль края ледников возникли водно-ледниковые равнины.

Цокольным равнинам щитов древних платформ свойственно дробное расчленение поверхности, обусловленное разломной тектоникой. В целом здесь преобладает мозаичная сетчато-глыбовая структура: возвышенности соответствуют горстам, сводам, валам; низменности – зонам тектонических погружений. Структурные неровности поверхности повлияли на деятельность ледников: возвышенности подверглись интенсивной экзарации, а на низменностях сохранился аккумулятивный ледниковый и водно-ледниковый рельеф. Кроме того, ледник приспосабливался к простиранию структур, что нашло отражение в ориентировке созданных им экзарационных форм, таких, как котловины выпахивания. Они имеют форму желобов и возникают обычно на участках повышенной трещиноватости пород и в других ослабленных зонах. Многие котловины заняты озерами. Большинство сельг и озерных ванн в Фенноскандии имеют субмеридиональное простирание с северо-запада на юго-восток в соответствии с ориентировкой зон трещиноватости и направлением движения ледника.

Широко распространены также бараньи лбы – овальные куполовидные холмы с узким отполированным проксимальным склоном со стороны движения ледника и более крутым, расширенным, неровным противоположным дистальным склоном, с которого ледник срывал и уносил крупные обломки пород. Они достигают высоты до 50 м, длины – нескольких сотен метров. Бараньи лбы образовались за счет обработки ледником выходов твердых пород. Скопления их образуют волнистую поверхность, получившую название курчавых скал. Залитые морем, они образуют многочисленные острова – шхеры. Иногда отмечаются гряды напора (например, краевой комплекс Салпаусселькя на юге Ф инляндии).

В области экзарации своеобразна морфология речных долин: они узкие, продольный профиль их невыработанный, с быстринами, порогами, иногда с водопадами (Кивач в Карелии), рисунок в плане ломаный, коэффициент извилистости незначительный, на реки «нанизаны» озера. В целом в зоне экзарации ледник произвел лишь моделировку древнего денудационно-тектонического рельефа и не являлся решающим рельефообразующим фактором.

М
Рис. 26. Распространение максимального четвертичного оледенения по континентам северного полушария (по В. Е. Хаину)
орфоскульптура зоны преобладающей ледниковой аккумуляции сложная, мелкоконтурная, разная по происхождению. Наиболее широко распространен холмисто-западинный моренный рельеф (рис. 27). При пассивном таянии ледника морена неравномерным по мощности и разным по составу слоем проектировалась на подледное ложе, создавая холмы, между которыми образовались западины. Моренные холмы бывают различной высоты (от 3–5 до 20–30 м) и разных размеров в поперечнике (от нескольких десятков до первых сотен метров), неправильных очертаний, с меняющейся крутизной склонов. Западины заняты заболоченными лугами, болотами и озерами с лопастной по форме береговой линией, неровным дном и обилием островов.

Хорошо сохранились конечно-моренные гряды, состоящие нередко из нескольких параллельных дуг субширотного простирания, фиксирующих границу максимального продвижения и длительного стояния ледникового края, а также стадий его отступания. Высота гряд – десятки метров, длина – десятки – сотни километров. Гряды сложены опесчаненным суглинком, так как в краевой зоне ледник всегда сильнее обводнен и морена в той или иной степени перемыта. На расположение конечно-моренных гряд определенную роль оказал доледниковый рельеф: они часто приурочены к северным напорным склонам доледниковых возвышенностей (например, Валдайской, Клинско-Дмитровской гряд и др.).

Специфическими аккумулятивными формами рельефа являются друмлины – овальные холмы, длинная ось и более крутые склоны которых совпадают с направлением движения ледника. Высота их достигает 40 м, длина – 3 км, ширина – 1 км. Расположены они обычно группами. Друмлины с поверхности сложены мореной, которая нередко облекает выступы коренных пород, а иногда и водно-ледниковую « начинку».

Своеобразны моренные холмы с отторженцами – глыбами коренных, обычно твердых пород (известняков, песчаников, опок), перемещенных ледником на десятки–сотни километров от мест их первоначального залегания.

Н
Рис. 27. Холмисто-западинный ледниковый рельеф (сечение горизонталей через 5 м) (по О. К. Леонтьеву и Г. И. Рычагову)
а участках активного повторного продвижения ледников образовались гляциодислокации – гряды и валы напора. Они сложены смятыми в мелкие складки (как бы гофрированы) рыхлыми моренно-водно-ледниковыми отложениями или местными «мягкими» коренными породами (например, Сещинские гляциодислокации в Брянской области).

В зоне ледниковой аккумуляции наряду с ледниковыми холмами и грядами широко представлены и водно-ледниковые формы рельефа: камы, озы, ложбины стока талых ледниковых вод, зандровые и озерно-ледниковые равнины.