Стратиграфические схемы четвертичной системы Восточно-Европейской равнины по данным разных авторов (ледниковые этапы затемнены)

ы on

Система	Отдел	Региональная схема европейской части СССР, МСК1, 1964 г.	И.И. Краснов, Е.П. Заррина, 1986 г.	Схема II МСС2 СЛ. Бреслав, А.А. Величко, СМ. Шик и др., 1986 г.	СМ. Шик, 1993 г. (с небольшими сокращениями)	А.А. Величко, В.В. Писарева, М.А. Фаустова, 2002 г.
			Донской (ледниковый)	Донской	Донской
		Беловежский	Ильинский	Ильинский	Ильинский
			Покровский (ледниковый)	Покровский	Покровский
			Михайловский (Петропавловский)	Петропавловский	Петропавловский

¹ МСК — межведомственный стратиграфический комитет.

² МСС — межведомственное стратиграфическое совещание.

³ S.S. — истинный лихвин.

Рассмотрим несколько других дискуссионных вопросов, касаю­щихся четвертичных оледенений на территории Восточно-Евро­пейской равнины. Так, нет аргументированного объяснения су­ществования печорского покровного ледника в восточной части равнины и отсутствия его в западной (см. рис. 122). Нет обоснова­ния далеко продвинувшегося на юг (до устьев рек Хопер и Медве­дица) донского ледника и отсутствия одновозрастных ледниковых отложений в пределах Днепровской низменности (см. рис. 122). Исходя из того, что Восточно-Европейская равнина располагается в зоне западного переноса воздушных масс (а с ними и влаги с Ат­лантики), в западной части равнины условия для возникновения и распространения на юг ледников были более благоприятны, чем в восточной части, о чем свидетельствуют границы всех последую­щих средне- и позднечетвертичных оледенений.

В соответствии с приведенной выше идеализированной схемой динамики ледникового щита (рис. 120), в областях древнего покров­ного оледенения устанавливалась определенная зональность гео­морфологических процессов, черты которой находят отражение в современном рельефе территорий. Довольно четко выделяются зона преобладающей ледниковой денудации (экзарации, от лат. exaratio — выпахивание) и зона преобладающей ледниковой аккумуляции. Упот­ребление слова "преобладающий" не случайно, так как в области денудации встречаются и аккумулятивные формы, так же как в области аккумуляции — денудационные (рис. 123).

Ниже дана краткая характеристика строения названных зон на примере восточноевропейской части европейского ледникового покрова.

Зона преобладающей ледниковой денудации. Для древнего лед­никового покрова зоной преобладающей ледниковой денудации была Фенноскандия. Здесь, как известно, на большей части тер­ритории обнажаются докембрийские кристаллические породы, а вдоль западного побережья Скандинавского полуострова — поро­ды кембрия и силура, смятые во время каледонской складчатости.

Выходы коренных пород подверглись интенсивной ледниковой обработке. Из денудационных форм рельефа прежде всего следует отметить скалистые гряды с ледниковой обработкой, так называе­мые селъги и вытянутые параллельно им ванны выпахивания, в на­стоящее время занятые озерами или болотами (приложение 18). Озер особенно много, за что Финляндию и Карелию называют "странами тысяч озер".

К более мелким денудационным формам с ледниковой обработ­кой относятся описанные выше бараньи лбы, скопление которых образует рельеф "курчавых скал". На склонах гряд и бараньих лбов выделяются ледниковые "шрамы" — царапины, по направ­лениям которых можно судить о направлении движения ледника. С направлением движения ледника совпадает ориентировка мно­гих гряд и разделяющих их ванн выпахивания.

Специфична морфология речных долин области преобладаю­щего ледового сноса. Они, как правило, неглубоко врезаны, име­ют невыработанный продольный профиль, на них много порогов и быстрин, но отсутствуют более или менее значительные водо­пады (следствие сглаживающей работы ледника). В плане речные долины имеют четковидное строение, многие из них являются протоками, соединяющими соседние озера.

Морфологический анализ ледникового рельефа в области пре­обладания ледниковой денудации позволяет выделить централь-ноледниковую зону с относительно слабой экзарационной деятель­ностью (низменные и возвышенные равнины, примыкающие к северной части Ботнического залива) и зону интенсивной экзара­ции, приуроченную к склонам ледниковых щитов (южная и юго-восточная части Финляндии и Карелия).

В пределах описываемой области имеются и аккумулятивные формы. Примером таких аккумулятивных ледниковых и водно-ледниковых образований являются хорошо выраженные две, мес­тами три параллельные гряды краевых ледниковых образований в южной части Финляндии, протягивающиеся на расстоянии около 300 км. Эти Северная и Южная Сальпаусселькя гряды сложены ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями и выражены в рельефе в виде асимметричных плосковершинных возвышенностей с относительными высотами 80 м и более. Абсолютные высоты гряд колеблются от 100 до 220 м. Высокие краевые образования оказали подпруживающее влияние на поверхностный сток, на­правленный к югу. С этим в значительной мере связано большое количество озер севернее Сальпаусселькя и небольшое их число — южнее. Образовались гряды во время последней задержки вал­дайского ледникового покрова незадолго до его полного исчезно­вения (примерно 10 тыс. лет тому назад).

К северу, а местами и к югу от этой гряды часто встречаются узкие, похожие на железнодорожные насыпи прямолинейные или извилистые озовые гряды. Они протягиваются на десятки, а с пе­рерывами до сотни километров при ширине от нескольких десят­ков до 150 м и более. Высота озов достигает 50, редко 100 м, углы наклона склонов 30° и более. Озы, направление которых совпадает с направлением движения ледника, называют радиальными, озы, параллельные фронту ледника, — поперечными или маргиналь­ными (рис. 124). Последние характеризуются большой шириной и мощностью и часто трудно отличимы от конечных морен. Ин­тересно, что расположение озов совершенно не зависит от совре­менного рельефа. Они могут пересекать сельги, перегораживать озера и т.д. Озы рассматривают как аккумулятивные формы флю-виогляциального происхождения. Об этом свидетельствует сла­гающий их материал, представленный косослоистыми песками с гравием и галькой, часто встречаются скопления валунов. Проис­хождение озов выяснено еще недостаточно. Согласно одним взгля­дам, большинство радиальных и часть поперечных озов — отло­жения потоков, текших в трещинах ледника, внутри ледника или под ним. После таяния ледника скопившийся в русле потоков материал проектировался на поверхность подледникового ложа. Согласно другим взглядам, озы — это дельтовые выносы ледни­ковых потоков, которые последовательно наращивались по мере отступания края ледника. При длительных остановках ледника дельты смежных потоков могли сливаться, так возникли марги­нальные озы. В современных ледниках нет типичных примеров образования озов. По данным СВ. Калесника, озоподобные тела наблюдаются у края ледника Маляспина и в Норвегии, где они связаны с выходами подледниковых потоков.

Озы используются для добычи строительных материалов, про­кладки дорог по их наиболее возвышенным частям, поскольку зачастую только озы могут быть использованы для этих целей в лабиринте озер и болот, занимающих едва ли не большую часть территории Финляндии.

Зона преобладающей ледниковой аккумуляции приурочена к нижней части склонов ледниковых щитов и их сниженным крае­вым частям.

Отражение рельефообразующей деятельности древних ледни­ковых покровов в современном рельефе этой зоны различно в связи с длительностью переработки ледникового рельефа другими экзогенными процессами, с одной стороны, и воздействием после­дующих оледенений — с другой. Отсюда следует, что чем моложе покровное оледенение, тем лучше сохранился сформированный им рельеф.

Специфика деятельности наиболее древних плейстоценовых ледниковых покровов, например окского, заключалась в том, что он наступал на сильно расчлененную доледниковую поверхность северо-западной части Восточно-Европейской равнины. Это по­влияло на направление и скорость движения льда и водно-ледни­ковых потоков. В эпоху наступания такой ледник даже в краевых частях производил значительную разрушительную работу, углуб­ляя существовавшие в рельефе понижения, в которых экзараци-онная деятельность ледника была более значительной в связи с большей мощностью льда и более рыхлым материалом, слагаю­щим понижения. В результате были сформированы глубокие до-линообразные понижения, ложе которых располагается на десятки и даже сотни метров ниже современного уровня моря. Так, ложе Днепровско-Двинской ложбины ледникового выпахивания на тер­ритории Белоруссии наблюдается на отметках от -44 до -128 м, а Нарвско-Неманской — от -80 до -140 м. В преобразовании ложа ледника важную роль играли талые воды. Накапливаясь в пони­жениях ложа, часто наследующих доледниковые долины, они могли создавать глубокие эрозионные понижения. Этому способ­ствовал огромный гидростатический напор. По-видимому, осо­бенно благоприятные условия для водной эрозии создавались пе­ред выступами коренного ложа, обращенными против движения льда. Этот вывод напрашивается в связи с приуроченностью наи­более глубоких и протяженных долинообразных понижений к подножию глинта¹ (предглинтовая ложбина), уступу карбонового плато (Привалдайская ложбина), северному склону Клинско-Дмитровской возвышенности (Главная Верхневолжская ложбина). Дно ложбин располагается на отметках от -100 до -150 м, а про­тяженность достигает сотен километров.

С деятельностью реннеплейстоценовых оледенений, согласно А.А. Асееву, связано образование значительной части гляциодис-локаций², отторженцев³ и некоторых аккумулятивных форм на междуречьях, которые в той или иной степени находят отражение и в современном рельефе, особенно в Белоруссии и странах Бал­тики, где мощность только окской морены достигает 50—60 м.

С эпохой деградации ледников связано заполнение ранее выра­ботанных эрозионно-экзарационных долинообразных понижений и нивелировка глубоко расчлененного доледникового рельефа. Поэтому днепровский ледник наступал на более сглаженный рельеф, чем тот, который существовал в начале плейстоцена.