Время восстановления равновесия

Время восстановления равновесия при горизонтальных размерах области изменения поверхностной нагрузки порядка 1000 км составляет 104 лет, для областей размером 100- 500 км время восстановления равновесия около 103 лет.

Время восстановления изостатического равновесия территории оз. Бонневиль составляет около 4 тыс. лет [Grittenden, 1963]. Все эти величины вполне сопоставимы, и, вероятно, интересующий нас интервал времени в среднем действительно составляет несколько тысяч лет. Перейдем теперь непосредственно к сформулированной нише задаче.

Неравномерность мощности ледникового покрова Фенноскандии, обусловленная крупными формами подледного рельефа, приводила к более или менее дифференцированным изостатическим движениям земной коры. При этом области со значительными средними высотами подледного рельефа должны были погружаться на меньшую величину, чем низменности, что в итоге еще более увеличило неравномерность мощности льда.

Для построения схемы мощностей валдайского ледника сделаны следующие предположения. Профиль поверхности ледникового щита в первом приближении принят за полуэллиптический. Величина большой полуоси эллипса для каждого азимута равна расстоянию от центра до границы ледникового щита (исключая периферический покров). Величина малой полуоси, равная максимальной высоте ледника (в центре), принята равной 2800 м.

Минимальные размеры крупных элементов рельефа при его осреднении составляли примерно 200 км. По 13 профилям были построены изолинии мощностей льда с заложением 500 м. Карта изолиний равных мощностей льда для древних материковых покровов составляется впервые. Она позволит произвести уточненный подсчет массы льда, заключенного в Скандинавском ледниковом щите в максимальную фазу валдайского оледенения. По нашим расчетам, этот объем был примерно равен 3,9/106 км3.

Сопоставление изолиний равных мощностей льда и гляцио-изогипс позволяет сделать некоторые выводы о главных направлениях его стока. В пределах центральной, наиболее прогнутой части щита, ограниченной гляциоизогипсой 2500 м, поверхность ложа была опущена от -800 до -300 м2. В южной части Ботнического залива намечается примерно такое же прогибание. Восточнее оно составляло менее -450 м. Почти до -400 м пригибалась котловина пролива Каттегат и Скагеррак.
Менее (-250 до -300 м) пригибалась южная часть котловины Балтийского моря, образуя барьер на пути льда. Наименьшее прогибание испытывало Скандинавское нагорье (в среднем - 50 м). Однако в районах фьельдовых нагорий ввиду малой мощности льда (менее 450 м) прогибания ложа практически не наблюдалось. Лед преодолевал это орографическое препятствие по понижениям рельефа, что объясняет резкое возрастание стока по фьордам, служившим выводными ледниками.

Особенно показателен в этом отношении Тронхейм-фьорд, в районе которого поверхность ледникового ложа опускалась до -250-450 м относительно современного уровня моря. В основании склонов щита изостатическое прогибание не превышало 50 м. Однако и этой величины было достаточно, чтобы создать заметный противоуклон ложа, препятствующий значительному краевому растеканию ледника.

Вместе с тем рисунок изолиний равных мощностей льда отражает главные пути стока: по Ботническому заливу и Балтийской котловине на юг; по проливам Скагеррак на юго-запад в область Северного моря; по средней, наиболее прогнутой части Скандинавских гор в направлении Норвежского моря3; по Кандалакшской губе и Белому морю на восток; по восточной и средней Финляндии, котловинам Ладожского и Чудского озер.

Это отражает дифференциацию стока льда по склонам на основные потоки - Атлантический, Норвежский, Балтийский, Финляндский и Карельский. Дифференциация скоростей движения на склонах щита и в пределах периферического покрова на более подвижные потоки и относительно инертные ледораздельные зоны находит свое отражение как в мощностях ледниковых отложений, так и в ледниковом рельефе.

По аналогии с современными ледниковыми щитами можно предполагать, что крутой клон щита близ границ с пологовы пуклой центральной областью был осложнен обширными депрессиями истечения выводных ледников, которые разделялись пологими вздутиями менее подвижного льда, служащими ледоразделами.
Вниз по склону дифференциация склона на подвижные ледниковые потоки и ледоразделы льда с замедленным течением несколько возрастала. У подножия склона, где лед, ранее динамически сжатый в ледяных "берегах" потоков, получил возможность к дивергентному растеканию, потоки распластывались в тонкий (менее 500 м мощностью) покров, дробились на ряд лопастей, которые при дальнейшем растекании оканчивались системой языков разного таксономического ранга.

Между лопастями возникали ледораздельные зоны сжатия или торможения. Конфигурация лопастей и языков зависела от рельефа ледникового ложа. В итоге длительного взаимодействия льда разной подвижности с неровностями ложа указанная радиальная гляциодина-мическая структура ледникового склона нашла отражение в пространственном чередовании низменностей лопастных и языковых бассейнов - "гляциодепрессий".

Они покрыты маломощным чехлом основной морены и разделяют их моренные возвышенности, сложенные мощными ледниковыми отложениями, обычно имеющими ib основе невысокий цоколь из коренных пород. Подобные островные возвышенности, образуя радиальные системы, отражают прежнее пространственное положение основных ледоразделов и позволяют восстанавливать дифференциацию движений материкового льда у его края ж последующие ее изменения в процессе деградации оледенения.

Пользуясь этим методом, восстановлена общая гляциодинами-ческая структура, которая в общих чертах хорошо согласуется с изложенными ранее данными об изменении мощностей льда. На данной реконструкции, посвященной максимальной стадии оледенения, показаны только основные ледораздельные зоны, которые сохранились и наращивались в проксимальном направлении на протяжении последующей деградации.

На карте отражены секторы нескольких основных потоков льда, оканчивающихся крупными лопастями: Восточно-Скандинавскощ Балтийского, Финляндского и Карельского, которые разделялись ледораздельными зонами первого порядка: Западно- и Восточно-Балтийскими, Южно-Карельской.
Процессы гляциального лито- и морфогенеза в областях древнего материкового оледенения проходили зонально-концентрически [Асеев, 1967, 1974; Асеев, Маккавеев, 1977]. Изучение мощностей, условий залегания и состава отложений Скандинавского ледникового покрова валдайского возраста позволяет уточнить границы зон преобладающей геолого-геоморфологической деятельности ледника и количественно оценить эту деятельность.

Центральная зона, или зона преобладания слабой экзарации, включает два крупных региона: по наличию в теле покрова двух ледниковых куполов - Ботнического (Лапландского) и Южно-Норвежского. Подобная дифференциация ледникового щита обусловлена орографическими особенностями Скандинавии и историей оледенения - зарождением ледников в горах и последующим развитием в низменных районах самостоятельного, более мощного центра.

Последний, однако, не во всех случаях подавлял динамическую самостоятельность горных центров. Районы преобладания слабой экзарации выделяются по ряду признаков. Почти сплошной и довольно равномерный четвертичный покров обладает небольшими средними мощностями (5-10 м) и представлен в основном верхнечетвертичными отложениями, залегающими на коренных породах. Иногда под ледниковыми отложениями находятся более древние отложения плейстоцена или остатки коры выветривания.

В рельефе ясно прослеживаются доледниковые черты. Среди ледниковой морфоскульптуры преобладают аккумулятивные формы, связанные с деградацией последнего оледенения. Ботнический центр занимает в основном обширные пространства в средних и северных районах Швеции и Финляндии, а также участки на западе Карелии и Мурманской области.
Положение Южно-Норвежского центра совпадает в целом с волнистыми плато фьельдов, обычно считающихся остатками дочетвертичных пенепленов, поднятых в кайнозое на большие высоты. Зона преобладания сильной экзарации развита преимущественно на Балтийском щите и характеризуется малой мощностью четвертичной толщи, представленной почти нацело отложениями последнего оледенения; обилием выходов коренных пород;

Тесной связью рельефа и структуры коренных пород; обилием форм ледниковой эрозии, из которых наиболее заметны многочисленные вытянутые котловины озер. Здесь располагаются основные центры выноса руководящих валунов морены последнего оледенения [Асеев, 1974]. И отрицательные (котловины, ложбины озер, борозды), и положительные (бараньи лбы, сельги, асимметричные возвышенности) формы зависят как от геологической структуры, так и от деятельности ледника.

Они следуют вдоль структурных линий и в то же время наибольшее развитие имеют в случаях совпадения последних с былым преобладающим направлением движения льда. Зона экзарации прослеживается и в пределах акваторий современных шельфовых внутриконтинентальных морей, где выделяется по небольшой мощности четшертичных осадков, грядам и холмам, ориентированным по движению ледников плейстоцена, трогообразным подводным долинам.

Зона чередующейся экзарации и аккумуляции характеризуется цепочками возвышенностей, вытянутых по направлению былого движения льда. Средняя мощность верхнечетвертичных отложений 15-20 м, в депрессиях она уменьшается, на возвышенностях увеличивается. Как правило, возвышенности имеют цоколь коренных пород, прикрытый сложной толщей плейстоценовых отложений.

Далее: Последний ледниковый покров

Главная   |  Рукописи не горят  |  Ледяная Земля  |  Время восстановления равновесия