CC BY
37
УДК 551.345 A.A. Свиточ
ЛАНДШАФТЫ ЛЕДЯНЫХ ПУСТЫНЬ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ1
Введение. В истории Земли неоднократно происходили масштабные длительные похолодания, когда значительные участки континентальной суши и даже целые материки совместно со смежными районами океана оказывались под мощным ледяным панцирем. На них были распространены экзотичные ландшафты ледниковых пустынь, несвойственные теплым (межледниковым) геологическим эпохам. В отличие от других ландшафтов для ледниковых пустынь было характерно наличие крупного, мощного (несколько сотен метров — несколько километров) ледяного покрова (щита) выположенной куполообразной формы с разнообразным микрорельефом, разной крутизной склонов, утончавшегося к периферии, где происходили таяние и разгрузка ледника; крайне холодного климата (с отрицательными среднегодовыми температурами) с осадками в виде снега и почти полное отсутствие органической жизни.
Несмотря на то что современным и древним ледниковым покровам посвящена обширная литература, ландшафты и особенно палеоландшафты ледяных пустынь изучены слабо. Из немногочисленных работ в первую очередь надо отметить исследования К.К. Маркова и его учеников А.И. Орлова, В.И. Бардина [3], а также В.М. Котлякова [7], С.М. Мягкова [10] по современным ландшафтам Антарктиды. О палеоландшафтах древних покровных ледников некоторые сведения можно найти в работах, посвященных другим вопросам палеогляциологии: в монографии Н.М. Чумакова [15], коллективной монографии Б. Джона и др. [5], "Основах геокриологии" [11], сводках Т.Р. Флинта [13], В.Н. Конищева [6], A.A. Асеева [1] и т.д. В настоящее время вполне достоверно прослеживаются следы до 20 крупных ледниковых эпох, объединенных в четыре (рис. 1) гля-циоэры: лавразийскую, гондванскую, африканскую и канадскую [15].
Ландшафты и палеоландшафты ледниковых пустынь и методы их изучения
Современные ландшафты ледяных пустынь — это конкретные участки поверхности покровных ледников, охарактеризованные рядом признаков. Изучение ландшафтов проводится прямым непосредственным наблюдением с анализом всех компонентов ландшафта: состава поверхностных пород, рельефа, климата, растительности и т.д. Все это позволяет детально описать современное состояние ландшафтов и в зависимости от фактического материала и теорети-
ческих пристрастий исследователей классифицировать и систематизировать.
Палеоландшафты (особенно докайнозойские), в отличие от современных ледниковых ландшафтов, реконструируются в основном по древним моренам (тиллитам), их составу, местоположению, намагниченности и реже по сохранившимся фрагментам древнего ледникового рельефа. Изучение этих ископаемых остатков позволяет выделить эпохи и районы развития ледниковых покровов, участки преобладания абляции или экзарации и весьма условно реконструировать действительно существовавшую в геологическом прошлом ландшафтную обстановку. Большое значение имеет актуалистический метод, позволяющий по современным ландшафтам ледяных пустынь Антарктиды и Гренландии с разной степенью достоверности воссоздать их древние аналоги.
Ледниковые ландшафты кайнозоя (лавразийская гляциоэра). Кайнозойское оледенение Земли, начавшееся с конца палеогена в Антарктиде, максимальное распространение получило в последний 1 млн лет, когда в приполярных широтах материков Северного полушария стали периодически возникать мощные покровные ледники, растекавшиеся широкими языками далеко к югу, в область умеренных широт. Современные ледники Антарктиды и Гренландии — это сохранившиеся крупные фрагменты континентальных ледниковых покровов прошлого, позволяющие зримо представить палеоландшафты древних ледниковых пустынь, неоднократно возникавших в геологической истории Земли в областях полярных и умеренных широт.
Ландшафты ледниковой пустыни Антарктиды. Установлено, что Антарктида в последние 100 млн лет находилась в южной полярной области [12], а ее покровное оледенение возникло по причине образования циркумполярного течения, блокировавшего меридиональный теплообмен в океане [12]. Оледенение началось в олигоцене (38—26 млн л.н.) в горах Восточной Антарктиды, в миоцене (25—20 млн л.н.) образовался континентальный ледниковый покров [5]. Около 5,5 млн л.н. оледенение было максимальным, превышавшим нынешнее в 1,3—1,5 раза [10].
В настоящее время площадь оледенения составляет 13,9 млн км2, объем льда — 28,5 млн км3, а средняя мощность льда — 1,8 км [3]. В Западной Антарктиде и в прибрежных районах Восточной Антарктиды ледниковое ложе расположено на 1—2 км ниже уровня океана, а в центральных районах материка оно поднято до 3 км [7].
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 05-05-64297).
Рис. 1. Ледниковые эры и крупнейшие ледниковые периоды в истории Земли [8]: 1 — оледенения; 2 — возможные возрастные пределы оледенений; длина линий пропорциональна числу материков, на которых известны ледниковые отложения. КТ — кайнозой, \\Т — мезозой, РТ — палеозой, Я — рифей, РЯ — протерозой
Ландшафтное районирование Антарктиды (рис. 2) выполнено А.И. Орловым [3]. В ледниковой зоне им выделены подзоны ледникового покрова, ледникового склона и края ледникового покрова. В пределах этих зонально-типологических структур он отмечает: ландшафты снежных пустынь мирового полюса холода, снежных пустынь с небольшими застругами, снежных пустынь с заструженными и коррозионными формами ледникового микрорельефа, высокогорных оазисов, выводных ледников и ледоломов (рис. 2).
Ландшафты снежных (ледяных) пустынь мирового полюса холода расположены в центральной части ледяного купола Восточной Антарктиды. Его северная граница находится на отметках примерно 2800— 3200 м, а центральная часть — на высоте до 4,6 км [7]. Это высокая платообразная поверхность, слабонаклонная к северу, сверху сложенная рыхлым сыпучим снегом, с мелкими неровностями — снежными застругами, ориентированными по направлению господствующих, обычно слабых (до 4—5 м/с) ветров. На глубине 5—6 м снег переходит в фирн, а ниже 120—160 м — в лед [3]. Это обстоятельство дало осно-
Рис. 2. Ландшафты Антарктиды [3]: I — равнинных снежных пустынь мирового полюса холода; 2 — снежных пустынь с небольшими застругами; J — снежных пустынь с заструженными и коррозионными формами снежного микрорельефа; 4 — выводных ледников и ледоломов; 5 — шельфовых ледников и куполов
вание А.И. Орлову [3] назвать ландшафты Центральной Антарктиды снежной пустыней. Учитывая, что ландшафты Антарктиды, как и Гренландии, приурочены к мощным массивам континентальных льдов, вероятно, справедливее называть их ледяными пустынями, в отличие от снежных пустынь арктических тундр, где присутствует только подземный лед. Это территория полюса холода (среднегодовая температура —27...—33°), максимума радиации, чередования сезонов полярных ночи и дня, абсолютного господства антициклональных условий и отсутствия видимых проявлений органической жизни. Также характерны малые величины аккумуляции снега (5 г/см2 в год) [7] и незначительные скорости движения льда вниз по уклону коренного ложа.
Ландшафт снежных (ледяных) пустынь с небольшими застругами расположен в центре ледяного купола Западной Антарктиды. По своим особенностям он близок к ландшафту Восточной Антарктиды, отличаясь от него меньшей высотой [3], большей дифференциацией макро- и микрорельефа и режима снегонакопления, обусловленного усилением циклонической деятельности; увеличиваются твердость снежного покрова, скорость накопления снега и движения льда.
Ландшафт снежных (ледяных) пустынь с застругами и коррозионными формами снежного микрорельефа
находится в пределах склонов ледяных куполов и зоны стоковых ветров, протягиваясь в 225—280 км от берега в виде полосы шириной до 600 км с высотой поверхности 1,0—2,7 км над уровнем моря [3]. Здесь постоянны сильные нисходящие ветры, устремляющиеся вниз по склону с увеличивающейся скоростью,
часто достигающем ураганной силы (40—50 м/с), перераспределяющие снеговой покров, увеличивающие его плотность, образующие разнообразные формы микрорельефа. Обычно это заструги в виде сугробов и снежных гряд с отвердевшей снежной коркой длиной до 100 м и высотой 2,5 м [7]. Время существования неровностей снежного рельефа от 30 до 80 сут [7]. Макрорельеф склонов ледяных куполов местами осложнен участками выступающих среди льда горных массивов.
Ландшафт выводных ледников и ледоемов располагается в нижней, приморской, наиболее крутой части ледового склона арктического купола на отметках до 1 км при средней ширине до 50 км [7]. Для него характерны интенсивный циклонический режим, наличие выводных ледников с высокими скоростями движения льда (до 300—1000 м/год [3]). Распределение ледниковых потоков прямо связано с рельефом подледного ложа. Ледники разбиты множеством продольных трещин. В местах с крутым подледным ложем часто образуются ледоломы, представляющие собой хаотичное нагромождение ледяных блоков, разделенных глубокими поперечными трещинами, иногда образующими ледяные террасы.
Азональным ландшафтом материковой Антарктиды являются горные оазисы, расположенные в местах выхода коренных пород, но это уже не ледяные, а каменные полярные пустыни, для которых кроме сильнорасчлененного рельефа отмечается и проявление примитивной органической жизни (мхи, лишайники, водоросли).
В Северном полушарии наиболее обширная ледниковая пустыня, образовавшаяся 3—4 млн л.н., находится в Гренландии. Ее ледниковый покров занимает 1834 тыс. км2 [4]. Здесь по аналогии с лучше изученной Антарктидой также можно выделить ландшафты ледяных куполов, их склонов и выводных ледников.
Ландшафты ледяных куполов расположены в наиболее высокой части острова, имеющей форму плоского вытянутого меридионально свода, состоящего из двух пологовыпуклых поднятий: северного высотой 3,3 км и южного высотой 2,73 км. Мощность льда в них превышает 3 км. Ледниковое ложе под тяжестью льда в центральной части острова находится на 0,4 км ниже уровня океана [4]. По периферии ледниковых поднятий на их склонах отмечаются увеличение уклонов поверхности льда с 0,01—0,005 до 0,2 [4], увеличение скорости ветра, способствующее перераспределению снегового покрова и его уплотнению, и как следствие увеличение дифференциации микрорельефа. В прибрежных районах, где ледники выхо-
Рис. 3. Ледниковые покровы Северного полушария в максимум плейстоценового
оледенения [5]
дят к океану, потоки льда приурочены к глубоким трогам либо текут среди ледяного панциря. В местах разгрузки они разбиты множеством трещин, разделяющих ледяные потоки на разнообразные блоки льда.
Палеоландшафты кайнозоя. В кайнозойскую ледниковую эпоху помимо постоянно существовавших ледяных покровов в полярных районах Земли периодически образовывались обширные ледники, распространявшиеся в умеренные широты. Особенно масштабно это проявлялось в Северном полушарии (рис. 3), где только за последний 1 млн лет не менее 5—6 раз возникали огромные массивы континентального льда, достигавшие в Европе 50° с.ш., а в Северной Америке — 40° с.ш. В крупных чертах и по своей структуре они во многом были весьма сходны с современными ледниковыми покровами Антарктиды и Гренландии. По К.К. Маркову и А.П. Капице [9], древние ледниковые купола имели профиль, близкий к правильной эллиптической кривой, свойственной современным ледниковым массивам, и, следовательно, сходную структуру ландшафтной зональности. Это были огромные (до 13 млн км2 и более) ледяные покровы с мощностью льда несколько километров, часто состоящие из нескольких куполов, с гористым подледным рельефом, где зарождались ледники. Из этих центров аккумуляции осуществлялся отток льда в смежные низменные районы. Между древними и современными покровными ледниками имелись и различия. Так, на дальней периферии плейстоценовых ледниковых покровов происходило утонение выводных ледниковых лопастей, их разрушение и освобождение содержавшегося во льду каменного материала. Именно наличием маломощных периферических покровов льда древние европейские ледники, по мнению A.A. Асеева [1], существенно отличались от
Рис. 4. Валдайский ледниковый щит [1]: 1 — изогипсы поверхности материкового льда (высоты над современным уровнем моря); 2 — периферический покров; 3 — участки вероятного образования шельфовых ледников и скоплений айсбергов; 4 — лопасти выводных ледников; 5— граница области максимального распространения материкового льда; 6— районы возможного образования местных центров растекания
крутонаклонного ледникового склона Антарктиды в местах активного сползания ледников, подрезанных океаническим берегом.
Вторым отличием древнего оледенения Северного полушария от современного ледового покрова Антарктиды, возможно, была разница в динамике оледенения. Кайнозойские покровные ледники Европы и Северной Америки, несомненно, были более динамичными образованиями, чем относительно консервативный ледниковый покров Антарктиды.
Кайнозойским покровным оледенениям были свойственны палеоландшафты ледниковых пустынь. Это были палеоландшафты центров ледниковых массивов с максимально холодным климатом и максимальной инсоляцией, палеоландшафты склонов ледяных куполов с проявлением сильных стоковых ветров и характерным микрорельефом и палеоландшафты на участках разгрузки на периферии ледниковых массивов.
В качестве примера можно рассмотреть строение достаточно хорошо изученного валдайского ледника на северо-западе Европы (рис. 4). Это был обширный (2748 км2) ледниковый покров объемом 4,8 млн км3 [2] с центром в районе Ботнического залива, где мощность льда достигала 2,0 км. Ледяной купол был асимметричным, с крутым северо-западным склоном, обращенным к Баренцеву морю, и выположенным склоном на юго-востоке с несколькими лопастями выводных ледников. Палеоландшафты этой зоны, находившиеся ниже изогипсы 0,7 км (где кончается эллиптический профиль ледникового щита [1]), по строению не были сходны с аналогичными по поло-
жению участками антарктического ледникового покрова. Здесь располагалась широкая полоса ("кайма" [1]) маломощного неактивного льда выводных лопастей ледников, разобщенных неровностями коренного рельефа, с холмами и грядами моренного материала и полями мертвого льда. Климат этих периферийных участков был не столь суровым и позволял существовать в теплые сезоны разреженному покрову скудной растительности, а ландшафты настоящей ледниковой пустыни здесь существовали только в холодное время года.
Валдайское оледенение Европы было относительно скромным по сравнению с другими кайнозойскими ледниковыми покровами Северного полушария. Особенно грандиозными были оледенения Северной Америки. Здесь 11,5— 9,0 тыс. л.н. существовал огромный лаврентийский ледниковый покров площадью 13 175 тыс. км2 [13], сопоставимый с оледенением Антарктиды и даже превышавший его. Первоначально он зародился в горах Квебека и Лабрадора [13], а по мере наращивания льда, активно происходившего за счет влаги воздушных масс Северной Атлантики, его центр расширялся и смещался к югу и юго-востоку, пока около 10 тыс. л.н. оледенение не достигло максимума. При большой площади и мощности ледника, состоявшего из нескольких локальных купольных поднятий, можно предполагать широкое распространение в это время палеоландшафтов ледяной равнины с выположенным волнистым рельефом и климатом арктической пустыни. По мере разрастания оледенения расширение такого типа палеоландшафтов, по-видимому, происходило за счет сокращения площади палеоландшафтов, характерных для склонов ледяных куполов с системой стоковых ветров. Большое распространение также получили палеоландшафты, типичные для участков абляции ледника. При их структурном разнообразии общим для них было отсутствие сплошного ледникового покрова и менее суровый (циклонический) климат.
Ледниковые ландшафты позднего палеозоя (гондванская гляциоэра)
В позднем палеозое гондванский макроматерик вследствие континентального дрейфа переместился в полярные области Южного полушария и испытал обширное оледенение (рис. 5). Оно началось в раннем карбоне и продолжалось до казанского века перми. Общая продолжительность оледенения оценивается в
/
100 млн лет с усилением в интервале 310—270 млн л.н. В максимум оно представляло собой обширный массив льда многокилометровой мощности, находившийся в Южной Африке и состоявший из нескольких слившихся ледяных куполов общей площадью не менее 35 млн км2, что в несколько раз превышает современное оледенение Антарктиды и сопоставимо с площадью всего кайнозойского оледенения Северного полушария. Радиально растекавшиеся из основного купола ледники достигали 30—35° ю.ш. По периферии Гондваны, в горах Южной Америки, Северной Индии и Восточной Антарктиды, существовали самостоятельные ледниковые купола.
Оледенение Гондваны протекало не одновременно, в первую очередь оно охватило Южную Америку и Намибию, в дальнейшем Южную Африку и Мадагаскар, Индию и Аравийский п-ов, а позднее Австралию и Восточную Антарктиду.
Оледенение Южной Америки началось в раннем карбоне, а возможно, и раньше, с позднего девона в Бразилии [14]. Было несколько центров оледенения, где располагались палеоландшафты ледяных пустынь, — на древней возвышенности Асунсьон и Бразильском щите. В составе бразильских тиллитов известны водно-ледниковые и озерно-ледниковые (ленточные глины) отложения. Это указывает на то, что разгрузка ледников осуществлялась на равнинных территориях, где существовали палеоландшафты ледяных пустынь периферической части — ледяные покровы (зоны абляции). Возможно, близкие палеоландшафты имели место и в бассейне Параны, представлявшем периферическую зону обширного центра оледенения в Намибии. Другой ледяной купол с соответствующими палеоландшафтами находился около Замбези, откуда лед радиально растекался на равнины Южной Африки, Мадагаскара и, возможно, Южной Америки [15]. Радиус этого ледяного купола составлял около 1750 км, а максимальная мощность льда достигала 4,0—4,5 км [11]. На самом юге Африки была расположена обширная область разгрузки ледников Трансвааля, Южной Америки и Антарктиды [5].
Центры оледенения Индии находились в горных районах северо-запада, северо-востока и востока полуострова, а разгрузка льда происходила в омывавший его с юга океан Тетис. К океану также выходили ледники Австралии с центром оледенения в Тасмании. Другой центр оледенения, откуда тиллиты и дропстоуны попадали в Австралию, был приурочен к Восточной Антарктиде у Земли Виктории и Земли Уэдделла.
Рис. 5. Пермско-каменноугольное оледенение Гондваны [5]: ледниковые массивы; 2 — участки таяния ледника на суше; 3 — участки таяния ледника в океане; 4 — направление движения ледников
По периферии ледяных массивов уменьшалась мощность льда, выполаживались склоны и ослаблялась суровость климата. Палеоландшафты этих участков реконструируются по полям распространения ледниковых отложений, их характеру и мощности. Судя по частому присутствию в разрезе ледниково-морских (дропстоуны) пород, можно полагать, что гондванские ледники в основном разгружались в окружающие моря. В этих случаях палеоландшафты ледниковых окраин, по-видимому, были сходны с ландшафтами выводных ледников и смежных участков льдоразделов Антарктиды — хаотичным нагромождением разбитых трещинами ледовых блоков, перемежающихся с потоками льда выводных ледников, которые образовывали шельфовые ледники и отколовшиеся от них айсберги.
В более редких случаях, когда разгрузка осуществлялась в низменных районах материков, палеоланд-шафтная ситуация могла быть сходной с обстановкой, отмечавшейся во время деградации поздне-плейстоценовых (вюрмских, висконсинских, валдайских) ледников на равнинах Восточной Европы и Северной Америки. Здесь отмечалось быстрое сокращение мощности льда в лопастях выводных ледников, а положение последних прямо зависело от подледного рельефа. Были характерны обширные площади мертвого льда среди нагромождения холмов моренного материала. Таким образом, в ледниковых районах Гондваны, возможно, существовали палеоландшафты ледяных пустынь, ледяных куполов и их склонов с системой стоковых ветров и заструженным микрорельефом, палеоландшафты периферической зоны абляции и разгрузки каменного материала в океан и
9 ВМУ, география, № 1
Рис. 6. Районы обнаружения следов ордовикского оледенения [5]: / — океан, 2 — следы оледенения
палеоландшафты окраинной зоны абляции и разгрузки в низменных районах гондванской суши.
Ледниковые палеоландшафты раннего палеозоя (гондванская гляциоэра)
Возможность существования раннепалеозойского оледенения предсказывалась раньше, чем были установлены его прямые доказательства, полученные в 1960—1970-е гг. французскими геологами в массиве Ахаггар в центре Сахары, где были открыты ордовикские тиллиты и птяциоморские пески. В настоящее время следы оледенения в ордовике выявлены в Южной Африке, Южной Америке, Западной Европе и Аравии (рис. 6). Оно развивалось стадиально (отмечается от 3 до 20 ледниковых эпох) и, возможно, охватывало не только поздний ордовик, но и ранний силур. В это время Южный полюс находился на западе Центральной Африки. Оледенение совпало с та-конской складчатостью и низким (до —200 м абс. выс.) уровнем океана [11].
В максимум оледенения (около 450 млн л.н.) его площадь, по разным оценкам, составляла от 6—8 до 20 млн км2 и более. Ледниковый массив простирался на 4000 км с запада на восток и на 2000 км с севера на юг. Центральный ледниковый купол с мощностью льда до 3 км находился на юге Сахары, откуда ледники расползались в воды окружавшего материк океана. Можно полагать, что в максимум похолодания на обширной площади Центральной Африки существо-
вали палеоландшафты ледниковых пустынь, свойственные гигантским ледяным куполам с крайне суровыми климатическими условиями. Важным представляется и то, что основная разгрузка льда происходила в океан. Возможно, морской край ледника был неустойчивым, с катастрофическим распадом [5], соответствующими были и палеоландшафты ледяных куполов с контрастным ледово-глыбовым рельефом, циклоническим климатом и присутствием шельфо-вых ледников. Можно полагать, что континентальная разгрузка ледников и соответствующие наземные палеоландшафты отмечались во время конечной стадии дегляциации ледников, когда из-под льда освобождались низменные участки приморской суши.
Местонахождение и состав разнообразных ледниковых пород (тиллиты, дропстоуны, ленточные глины) позволяют определить участки разгрузки ледников (т.е. выявить периферию покровных ледников) и их характер (низменные равнины, океанический шельф и т.д.), направление переноса обломочного материала (т.е. течения льда) и основные центры оледенения и тем самым косвенно реконструировать па-леоландшафтную ситуацию (рис. 6). В центрах оледенения, где мощность льда достигала 3—4 км [11], вероятно, господствовали ландшафты ледниковых пустынь, сходные с современными ландшафтами центральных частей Антарктиды и Гренландии. Это была природная обстановка ледяных куполов мирового полюса холода и их склонов, осложненных микрорельефом застругов и коррозионных форм снега. Здесь отмечались крайне низкие температуры воздуха, господство антициклональной погоды, слабые ветры, рыхлый снежный покров с небольшими сугробами — застругами. На склонах ледяных куполов по мере увеличения их крутизны и усиления скорости стоковых ветров снежный микрорельеф усложнялся и становился более контрастным.
Ледниковые палеоландшафты позднего протерозоя (африканская гляциоэра)
В позднем протерозое установлены следы трех крупных ледниковых эпох: конголезской (900— 800 млн л.н.), стерстской (780—720 млн л.н.) и лапландской (670—630 млн л.н.) [15]. Следы их отмечаются практически на всех материках, кроме Антарктиды, особенно широко в Африке, Европе, Северной Америке, Китае и Австралии, где оледенения имели покровный характер. В целом они совпали с продолжительной эпохой байкальского орогенеза и крупными падениями уровня океана, во время которых ледники распространялись на осушенные шельфы морей. В разрезах ледниковых отложений помимо континентальных морен отмечаются и водные образования — дропстоуны и микститы. Так, в разрезе формации Порт-Аскейг (Шотландия), имеющей мощность 870 м, установлено 47 горизонтов микстита [5]. Палеогеографические реконструкции протерозойских покровных оледенений Европы, Австралии, Аф-
рики и Северной Америки, выполненные Н.М. Чумаковым [15], позволяют предположить существование района распространения палеоландшафтов ледниковых пустынь, существовавших на ледяных куполах и в местах абляции и разгрузки льда.
Палеоландшафты крайне суровой ледяной пустыни, вероятно, были характерны для обширных (> 4—7 млн км2) ледяных куполов с мощностью льда 2,5 км и более [11], распространенным на востоке Европы с центром в Карелии (рис. 7). В соответствии с присутствием континентальных ледниковых или мариногляциальных отложений, здесь выделяются две разные периферические зоны разгрузки ледников [15]. Для юга днепровско-окского района, где таяние происходило на суше, были характерны континентальные палеоландшафты. В районах северо-западного побережья Скандинавии и верховьях р. Камы ледниковая разгрузка
пглшгргт1}папягк I* уппр и ияптиинп ня г\г\г-
Рис. 7. Палеогеографическая схема лапландского оледенения Европы [15]: У — континентальные ледниковые отложения; 2 — мариногляциальные отложения; 3 — направления движения ледников; 4 — предполагаемый лапландский ледниковый покров; 5 — тиллоиды того же или близкого возраста
Ледниковые ландшафты раннего протерозоя (канадская гляциоэра)
Достоверные следы покровных оледенений раннего протерозоя отмечаются во временных интервалах 2,5—2,3 и 2,2—2,0 млрд л.н. [5]. Считается, что они происходили в палеоширотах 50—60° [5]. В разрезе мощной (около 12 км) толщи нижнепротерозойских пород оз. Гурон в Канаде обнаружены три крупные формации ледниковых пород, представленных тиллитами, дропстоунами и ленточными глинами. Наиболее молодая из них — формация Гауганда с возрастом 2,3 млрд лет — распространена на площади около 120 тыс. км2 [5] и свидетельствует, что в это время на юго-востоке Канады находился обширный ледниковый покров с радиальным разносом ледникового материала (рис. 8). Вдоль восточного края ледникового купола существовали шельфовые моря, в которые выходили ледники. Следы более молодых ледниковых покровов установлены на юге Африки и предполагаются на Балтийском щите, в Индии и Австралии (рис. 8).
Рис. 8. Местонахождения (точки) и направления разноса (стрелки) ледникового материала и площадь возможного развития покровного оледенения (пунктир) в раннем протерозое [5]
Судя по мощности ледниковых горизонтов (несколько километров [15]) и их сложному строению,
можно предполагать большую длительность, масштабность и неоднократность раннепротерозойских оледенений. В максимум оледенения они, подобно кайнозойским покровам, были очень обширными и, вероятно, распространялись в умеренные широты планеты. Возможно, были сходными и палеоланд-шафты, существовавшие на ледяных куполах, их склонах и в местах разгрузки льда в морские бассейны и на низменные районы суши.
Заключение. В истории Земли неоднократно возникали покровные оледенения, которые характеризовались присущими только им палеоландшафтами ледниковых пустынь.
Палеоландшафты древних ледниковых эпох можно с разной достоверностью реконструировать по аналогии с современными ландшафтами Антарктиды и Гренландии. Они выделяются по присутствию ископаемых морен, их составу, фациям и площади распространения, а также по следам сохранившихся ледниковых форм рельефа.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Асеев А.А. Древние материковые оледенения Европы. М.. 1974.
2. Величко А.А., Кононов Ю.М., Фаустова М.А. Последнее оледенение Земли в позднем плейстоцене // Природа. 1994. № 7.
3. География Антарктиды. М.. 1968.
4. Гренландия. М.. 1953.
5. Зимы нашей планеты. М.. 1982.
6. Конищев В.Н. Криогенные эпохи докембрия и фане-розоя // Структура, динамика и эволюция природных геосистем. М.. 2004.
7. Котляков В.М. Гляциология Антарктиды // Котляков В.М. Избр. соч. Кн. 1. М.. 2000.
8. Котляков В.М. В мире льда и снега // Котляков В.М. Избр. соч. Кн. 5. М.. 2002.
Учитывая, что определяющим обстоятельством образования ландшафтов и палеоландшафтов ледниковых пустынь является наличие обширного и мощного ледяного купола, обязательно существовавшего в гляциальные эпохи Земли, можно полагать, что имели место и палеоландшафты, характерные для центральных частей ледяных куполов с максимально холодным климатом, палеоландшафты склонов куполов с сильными стоковыми ветрами, образовывавшими загруженные формы микрорельефа, а также палеоландшафты зон абляции и разгрузки каменного материала в море или на сушу с менее суровым климатом и разнообразными формами рельефа.
Помимо сходства между современными ландшафтами ледяных пустынь и их древними аналогами, по-видимому, существовали и определенные различия, связанные с принадлежностью к разным геологическим эпохам, разными продолжительностью существования и динамикой накопления, истечения и абляции льда, а также с различными струкгурно-текто-нической и природно-климатической обстановками.
9. Марков КК, Капица А.П. Гляциология Антарктиды и вопросы палеогляциологии // Антарктида. Докл. Межвед. комиссии по изучению Антарктики. Сб. 2. М., 1962.
10. Мягков С.М. Антарктида: прошлое и будущее оледенения. М.. 1978.
11. Основы геокриологии. Ч. 3. Региональная и историческая геокриология мира. М.. 1998.
12. Режим и эволюция полярных ледниковых покровов. СПб., 1992.
13. Флинт Т. Ледники и палеогеография плейстоцена. М.. 1963.
14. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии: (Геология на пороге XXI века). М.. 1994.
15. Чумаков Н.М. Докембрийские тиллиты и тиллоиды. М.. 1978.
Лаборатория новейших отложений
и палеографии плейстоцена Поступила в редакцию
10.05.2007
A.A. Svitoch
LANDSCAPES OF ICE DESERTS IN THE HISTORY OF THE EARTH
By analogy with landscapes of the Antarctic palaeolandscapes of ice deserts are described for all principal glacial epochs on the Earth. The following palaeolandsapes have been identified: of central parts of the ice domes with particularly cold climate; of ice dome slopes with severe drainage (gravity) winds which form minor erosion ridges; and of ice ablation and discharge with cyclonic climate and diverse relief.
