Файл: Геоморфология зарубежных стран [сборник статей]..pdf

минга. Во внутренних частях преобладают пологие и неглубокие ложби­ ны стока ледниковых вод. Южный склон Высокого Флеминга образует наклонная зандровая равнина. Максимальные относительные высоты отдельных холмов и гряд достигают 30 м, а максимальные абсолютные высоты 200 м.

Таким образом, возвышенность Высокий Флеминг является примером унаследованного развития краевых ледниковых образований.

В Восточном Флеминге сохраняется пересеченный полого-увалистый рельеф с относительными амплитудами около 15—20 м. Максимальные высоты водораздельной возвышенности приближены к крутому северно­ му эрозионному склону. Здесь распространены и отдельные отчетливые холмистые ледниковые формы, сложенные валунником или песком, сильно обогащенным грубообломочным материалом. Севернее г. Ютербога холмы сливаются в отдельные короткие параллельные гряды высо­ той 7—10 м. Далее на восток поверхность вновь становится волнистой.

В Нидерлаузитце внешняя краевая зона оледенения варта также при­ урочена к лаузитцкому водоразделу. Она выражена то в виде отдельных коротких гряд с относительной высотой 5—7 м, то в форме двух парал­ лельных цепей гряд длиной до 1 о и шириной до 100 м, а также холмов высотой до 25 м. Они часто сложены валунником и представляют типич­ ные аккумулятивные морены (Гёльниц—Дребкау). Краевая зона всего на 10—15 м выше примыкающего к ней с юга зандра и на 20—25 м выше тыловой области. С юга зандр окаймляется участком Вроцлав-Магде- бургской древней маргинальной ложбины стока.

У восточного окончания лаузитцких морен на левобережье р. Нейсе на границе с ПНР расположен интересный район гляциодислокаций — складчатая зона Мускау. В мелкие крутые чешуйчатые надвиги смяты каолинсодержащие пески миоцена, буроугольные пласты и гравийные флювиогляциальные пески, в верхней части обогащенные грубообломоч­ ным материалом. Вместе система складок образует выгнутую на юг дугу пологой морены напора, продолжающейся на территории Польши (Cra­ mer, 1928; Bartkowski, 1967).

В тылу внешних краевых морен варта, на расстоянии 18—30 км от них, во Флеминге имеются отдельные, менее связанные в единую цепь краевые образования в виде морен напора, что не наблюдается восточ­ нее, в Лаузитце. По мнению А. Цепека (Серек, 1967), описанные внеш­ ние краевые морены во Флеминге и Лаузитце образованы разными оле­ денениями— флемингским и лаузитцким (более поздним), которым при­ надлежат основные морены заале II и заале III. Таким образом, единая морфологическая граница предполагается метахронной на разных участ­ ках. А. Цепек считает также, что максимальное распространение основ­ ной морены варта (заале II, флемингской) по площади было значительно большим (почти до г. Галле), чем область, ограниченная морфологиче­ ски выраженной границей. В этом случае описанные ранее эйленбургские краевые образования (севернее Лейпцига) относятся не к оледене­ нию заале (заале I), а к оледенению варта (заале II, флемингскому).

В Западной Польше хорошо выраженные краевые образования вар­ та наблюдаются по обоим берегам Одры, южнее Буручской маргиналь­ ной ложбины стока. Они особенно резко выражены в пределах Тщебницкой гряды, прорываемой долинами рек Бубра и Одры. Эта мощная гряда морен напора, абсолютная высота которой в отдельных точках составляет 230—250 м при относительной высоте до 100 м, протягивает­ ся почти на 200 км от г. Жары до г. Остшешува.

Собственно Тщебницкая дуга заканчивается восточнее г. Тщебницы, где почти сливается с Миличско-Остшешувской дугой, достигающей у г. Остшешува 284 м высоты. Внутри дуг отчетливо выражены заболочен­ ные котловины лопастных бассейнов — Жмигрудская и Миличская, раз­

8

деленные более слабо выраженной межлопастной радиальной мореной напора. Поверхность коренных пород в их пределах снижается до 96 и 114 м абсолютной высоты. Снаружи моренные фронтальные дуги окайм­ ляются зандрами, продолжающими южные пологие склоны гряд.

Рельеф поверхности гряды сильно изменен эрозионными и делю­ виальными процессами. Она перекрыта довольно мощным, хотя и нерав­ номерным покровом лёссовидных суглинков. В строении этих классических морен напора обнаруживаются сложные гляциодислокации, свиде­ тельствующие о переменном и неоднократном ледниковом напоре, начи­ ная с краковского оледенения (Bartkowski, 1967). В складки и чешуи смя­ ты отложения нижнего плейстоцена, плиоцена и миоцена. Денудация по­ верхности протекала селективно: мелкие ложбины закладывались по простиранию складок на выходах легко размываемых пород. По мнению Т. Бартковского, морена напора формировалась на основе эрозионных останцов коренного рельефа преимущественно до оледенения варта. Та­ ким образом, процесс формирования Тщебницкой гряды сходен с про­ цессом формирования Флеминга.

Эта грандиозная дуга на востоке оканчивается изолированной море­ ной напора у г. Калита. В северной части Жмигрудокого и Миличокога лопастных бассейнов наблюдаются небольшие изолированные морены напора по северному борту Баручской маргинальной ложбины у городов Равича, Кротошина и Острува-Великопольского, обозначающие первую линию отрыва мертвого льда после напора на Тщебницкую гряду.

Восточнее р. Просны, в краевой зоне оледенения варта, не описано значительных морен напора. Слабо выраженная цель моренных холмов протягивается вдоль западного склона Лодзинской возвышенности суб­ меридионально. Она ограничивает видавскую лопасть со слабо выра­ женным лопастным бассейном по Верхней Варте. К востоку от Лодзи, в пределах Южно-Мазовецкого (Равского) плато сохраняется тот же ха­ рактер краевой зоны: в виде изолированных групп холмов, из которых наиболее выражены груецкие на междуречье Вислы и Буга. На Подлясском плато краевые аккумулятивные и напорные образования варты распространены спорадически как к северу, так и к югу от г. Седльце. Наиболее выразительную гряду южнее Седльце (Лукувскую) принята считать внешним краевым образованием этого оледенения (стадии). К югу и востоку от подлясских морен, как отмечал С. Ленцевич (1959), ледниковый рельеф почти не виден, тогда как внутри этих краевых об­ разований он сохранился лучше.

В варшавском бассейне в НО—120 км от внешних краевых образова­ ний варты наблюдаются две относительно слабо выраженные цепи пре­ имущественно аккумулятивных морен вкра и млава, удаленные на 30—

от главной стадии варты пилицким, а от стадии млава буго-наревским интерстадиалами (Rozycki, 1961). Однако достоверная связь между тре­ мя или четырьмя основными моренами среднего плейстоцена Польши и краевыми образованиями деградации среднеплейстоценовых оледенений пока не установлена.

На западе обе цепи перекрываются краевыми образованиями послед­ него, балтийского оледенения. На восток морены вкра протягиваются между городами Плоцком и Сероцком и далее в направлении к г. Ост- рув-Мазовецкому, в районе которого перекрываются краевыми образо­ ваниями млава. Последние установлены южнее городов Млавы и Остроленки и севернее городов Цеханува и Острув-Мазовецкого. Далее на во­ сток граница млавы или северомазовецкой стадии, по Ю. Э. Мойскому и А. Е. Новицкому (1964), следует вдоль правобережья Нарева между Бе­

9

лостоком и Бельски-Подлясским и пересекает границу СССР южнее ис­ токов Свислочи. Однако четкими краевыми образованиями восточный участок границы не обозначен и она выделена стратиграфически. Крае­ вые образования вдоль верхнего Нарева не выражены; в южной части Белостокской возвышенности распространен эрозионный увалистый рельеф, и только в верховьях Супросли и севернее появляются хорошо выраженные ледниковые формы.

Как отмечают указанные авторы, геоморфологическая проблематика северо-восточной Польши «очень мало разработана и неопределенна» (стр. 169). Анализ форм ледникового рельефа севернее Белостока, осо­ бенно в районе г. Сокулки, показал, что здесь распространены настоль­ ко свежие формы (краевые морены, камы, озы, обширные котловины вытаивания мертвого льда), что они вполне сравнимы с формами послед­ него северопольского оледенения, что впервые было замечено Б. Галиц­ ким (Halicki, 1951). Это хотя и подтверждает самостоятельность оледе­ нения варта, но еще более свидетельствует об относительности и нена­ дежности критерия «свежести» ледниковых форм как показателя возра­ ста оледенения.

Граница максимального распространения варта (или мазовецко-под- лясской стадии среднепольского оледенения по Мойскому и Новицко­ му) пересекает границу СССР южнее г. Бельски-Подлясского в районе г. Беловежа. Она проведена здесь, однако, по северо-восточному про­ должению седльце-подлясских краевых морен, которые, будучи орогра­ фически обусловленными, протягиваются по восточному склону Наревской котловины почти субмеридионально вдоль государственной грани­ цы и явно не обозначают предельное распространение льдов московско­ го оледенения, что еще раз иллюстрирует закономерность несовпадения стратиграфических и геоморфологических границ в пространстве.

ЛЕДНИКОВАЯ МОРФОСКУЛЬПТУРА И ОСОБЕННОСТИ ДЕГРАДАЦИИ ПОСЛЕДНЕГО ОЛЕДЕНЕНИЯ

Главной проблемой изучения рельефа, созданного последним оледе­ нением, в настоящее время является установление зависимости ледни­ кового морфогенеза от динамической структуры ледникового покрова. Реконструкция последней во всех ее звеньях — от крупных ледниковых потоков и их ледоразделов, осложняющих склоны щита, до мелких язы­ ков, образующих ледниковый край,— возможна пока лишь для области верхнеплейстоценового оледенения (заале, балтийского).

Хотя направления основных потоков растекания льда последнего оле­ денения отмечаются во многих работах (Галлон и др., 1965; Gellert, 1966, и др.), их связь с общей гляциодинамичеокой структурой ледникового щита и таксономия гляциодинамических единиц разных порядков уста­ навливаются впервые.

К юго-востоку от главного ледораздела Фенноскандии располагался

•сектор Балтийского потока льда, оканчивавшегося лопастями Бельтской, Одерской и Рижской. Орографически обусловленный Балтийский поток в максимальную фазу оледенения распространялся вширь далеко за пределы котловины Балтийского моря на территории Юго-Западной Швеции и Западной Финляндии, хотя динамической осью потока служи­ ла Центрально-Балтийская депрессия. Он оттеснял менее мощные Во­ сточно-Скандинавский и Финляндский потоки льда, отделяясь от них Западно-Балтийским и Восточно-Балтийским ледоразделами.

Западно-Балтийский ледораздел намечается по изменению преобла­ дающего направления ледниковой штриховки и основных элементов экзарационного рельефа, от западного берега Ботнического залива в рай­ оне устья р. Юснан к оз. Венерн и далее на юго-запад. В Дании он дав­

10