Шило Н.А. Учение о россыпях. Теория россыпеобразующих рудных формаций и россыпей
Подождите немного. Документ загружается.
дяной
покров
не
производил
эрозионной
работы
,
либо
тем,
что
следы,
остав
ленные
им,
уничтожены
после отступания
льдов»
[там
же,
с.
115]
.
На
мой
взгляд,
состав,
строение
и
условия
залегания
разрезов
четвертичных
отложе
ний
этого
района
не
дают
убедительных
доказательств
грандиозности
ледни
ковых
процессов
на
Американском
континенте
вообще
и
в
особенности
не
однократного
развития
здесь
оледенений
в
четвертичный
период
.
Такой
вы
вод
все
больше
подтверждается
последними
материалами
по
данному
вопро
су,
публикуемыми
американскими
геологами.
Масштабы
древних
оледенений, как
известно,
часто
определяют
по
рас
пространению
флювиогляциальных
отложений
,
лёссообразованию
и
валун
ному
материалу
.
Эти
признаки
сами
по
себе
кажутся
бесспорными
поэтому
в
подавляющем
большинстве
случаев их
интерпретируют
как
имеющие
прямое
отношение
к
ледниковым
покровам
.
Однако
к эт
ому
не
всегда
имеется
доста
точно
оснований,
так
как
критерии
отделения,
например,
аллювиальных
от
ложений
от
флювиогляциальных
не
выработаны.
Сейчас
становится
все
более
очевидным
,
что
образование
лёсса
может
происходить
в
холодной
обстановке
в
связи
с
перигляциальным
литогенезом.
Лёсс
имеет
отношение
к
ледникам
лишь
в
том,
что
он
формируется
при
близких
температурных
параметрах
взаимодействия
криосферы
с
литосферой
.
Однако
при
учете
баланса
твер
д
ых
осадков
очевидно
,
что
лёссообразование
и
оледенение
-
это
два
процесса,
протекающие
на
различных
термодинамических
уровнях
в
условиях
про
странственной
автономности
на
поверхности
планеты
ледниковых
и
периг
ляциальных
зон.
Валунный
материал,
как
убедительно
показал
И
.
Г
.
Пи
допличко
[1956],
также
не
всегда
можно
связывать
с
ледниковыми
покрова
ми;
подробнее
об
этом
будет
сказано
дальше
.
Особенно
хочу
остановиться
на
одной
из
работ
,
посвященной
доказа
тельству
существования
покровных
оледенений
на
равнин
ах
умеренного
и
субарктического
поясов
.
Работа
написана
С. л.
Троицким
(1975]
и
подана
автором
как
утверждение
не
з
ыблемости
концепции
ледниковых
покровов
«в
северной
части
Западной
Сибири
и
в
Таймырской
низменности
»
[с.
7]
,
« .
..
а
также
,
очевидно,
и
на
северо-востоке
Европейской
части
СССР
»
'
с.
149]
.
Исходная
позиция
доказательства
С.
л
.
Троицкого
стратиграфическая
схема
В
.
Н.
Сакса
,
окончательный
вариант
которой
был
опубликован
в
1953
г.
Схема
включает
следующие
главнейшие
элементы:
«Верхний
отдел
.
С
арт
аtl
СКИЙ
го
ри
зонт:
морены
и
флювиогляциальные
от
ложения
в
горах
и
пре
дг
орьях
;
почвенные
льд
ы
и
фирны
на равнин
ах
...
;
зырян
с
кий
го
ри
зонт:
морены,
водно-ледниковые
отложения
,
и ско
nа
е.мые
льды
Ll
фир
ны
последне
го
nокровно
г
о
оледенения
(курсив
мой
.-
Н.
ш
.)
...
Средний
от
дел.
Морены
максимального
покровного
оледенения
;
валун
ные
галечники
(остаточные
морены)
...
Нижний
о
тдел.
О
ст
а
тки
м
орен
древнего
оледенения
на
д
не глубоких
погребенных
д
олин
»
[цит
.
по
:
Троицкий
,
1975
.
с.
8]
.
Как
видно
из
приве
денной
цитаты,
представления
В
.
Н
.
Сакса
опирают
ся
на
«п
очвенные льды
И
фирны
на
равнинах
»
(сартанский
горизонт)
и
«
ис
копаемые
льды
и
фирны
последнего
покровного оледенения
»
(зырянский
горизонт),
которые
в
действительности
никакого
отношения
к
оле
де
нению
240
не
имеют.
Эти
так
называемые ископаемые
льды
на
самом
деле
являются
жильными
льдами
.
Они
возникают
и
развиваются
в
условиях
,
совершенно
исключающих
не
только
покровное
оледенение,
но
и
всякое
другое,
требую
щее
избытка
прихода твердых
осадков
над
расходом
(абляцией
и
др
.
).
Эти
льды,
напротив,
формируются
при
дефиците
влаги
и
при
отрицательных
среднегодовых
температурах
(перигляциальный
пояс)
.
Пр
едставление
о
при
надлежности
жильных
льдов
к
реликтам
четвертичных
оледенений
уже
давно
опровергнуто
,
причем
результаты
исследований
были
широко
опубликованы
в
отечественной
и
зарубежной
литературе.
Не
учитывать
эти
материалы
при
р
е
ш
е
нии
фундаментальной
проблемы
четвертичной
геологии
-
значит
иска
жать
фактический
материал
.
Можно
было
бы
ограничиться
этими
замечаниями,
но
нельзя
не
отме
тить
,
что
многие
приведенные
в
книге
С.
л.
Троицкого
иллюстрации
и
дру
гие
м
а
териалы
противоречат
утверждениям
самого
автора.
Н
апример,
фото
графии
обнажен
ий
[Троицкий
,
1975,
с
.
86, 87],
трактуемые
как
доказательства
в
поль
з
у
ледниковых
покровов
скорее
свидетельствуют
о
перигляциальных
д
ислокациях
т
.
е.
об
условиях
,
исключающих
оледенения
.
Интерпретация
фотографии
на
рис
.
ЗЗ
[там
же
,
с.
92]
с
точки
зрения
физики
взаимодействия
льда
с
валунами
включенными
в
рыхлую
толщу
,
вообще
абсурдна
.
В
подписи
к
ней
сказано
:
«Валунный
слой
В
морене
.
Видна
плоская верхняя
поверхность
валунов
,
сточенных
ледником
».
Если
это
валуны
(К
сожалению,
масштаб
об
нажения
не
показан)
,
то
их
положение
свидетельствует
о том, что
они
высти
л
али
д
но
длительно
работавшего
потока
(рис.
7.1);
такую
работу
лед
произво
д
и
т
ь
не
может
.
Если
э
то
крупная
галька
,
то
она
занимает
свое
естественное
по
л
ожение
весьма
характерное
для
речных
потоков
горных
и
предгорных
облас
те й
,
а
также
пляжевых
отложений
.
Р
ис
.
7.1.
Уп
о р
ядоче
нн
ое
р
ас
по
ложе
ни
е
вал
унов
и
г
ал
ьки
н
а
м
о
рском
п
л
яж
е,
сложе
нн
ом
пеС'la
н
о-
г
але
'IН
Ы
1
м
атер
и
ало
м
(
ф
ото
авто
р
а)
241
Книга
С.
л.
Троицкого
заставляет
усомниться
в
том,
что
на
рассматри
ваемой
автором
территории
действительно
имели
место
покровные
оледене
ния·
ее
материалы
поколебали
даже
мои
прежние
представления
о том, что
Западно-Сибирская
низменность
и
Таймыр
покрывались
ледниками.
Бо
лее
того
в
книге
много
материалов
подтверждающих
справедливость
«современ
ного
антигляциализма»,
к
которому
теперь и
мне
хочется
присое
д
иниться
.
Л
umо
г
еllеmuче
с"
ая
ро
л
ь г
орны
х
лед
llu"о
в
Деятельность
ледников
в
горных
район
ах,
в
отличие
от
литогенетиче
ской
роли
ледниковых
щитов,
и
зу
чена
более
полно,
хотя
они
занимают
лишь
1
,3
млн
км
2
,
или
4,6%
общей
площади
оле
денения
на
Земле.
Рабо
та
горных
лед
ников
многообра
з
на
и
д
остигает
заметных
размеров.
Но
все
же
их
роди
рующее
значение,
а
следовательно,
и
литогенети</еская
роль
также
часто
пре
увеличены,
вплоть
д
о
того,
что
им
приписываются
сильная
моделировка
и
даже
полная
переработка
рельефа.
Мне
уже
приходилось
рассматривать
про
б
лему
в
связи
с
россыпеобразованием
,
а
также
при исследовании
перигляци
ального
литогенеза
вообще
[Ши
ло,
1959
,
1964
1971
и
др.].
Я
подчеркивал
ограниченность
воздействия
ледников
на
подстилающие
породы
,
обуслов
ленную
тем
,
что
горно-долинные
ледники,
как
и
массы
льда
лед
никовых
щи
тов
,
обладают
ламинарно-глыбовым
режимом
движения
,
поэтому
скорости
течения
льда
в
придонной
зоне
приближаются
к
нулю
.
Аналогично
е
явление
имеет
место
и
в
краевых
частях
,
на
что
указывает,
наприм
ер,
наблюдавшаяся
мною
во
Ф
ранцузских
Альпах
д
угообра
зная
де
форм
ац
ия
трещ
ин
рассекаю
щих
тело
ледника,
а
также
многие
д
ругие
при
знак
и
.
Г.
Вир
тман
[W
eertman,
1957]
,
рассматривавший
режеляцию
,
развивавшуюся
на
границе
между
льдом
и
горной
породой
и
фиксирующую
ламинарные
потоки
,
пришел
к
выводу
,
что
лед
не
производит
экзарацию
ложа
даже
в
том
случае,
есл
и
в
придонных
слоях
скорости
его
течения
становятся
заметными.
Несколько
позднее
к
та
ким
же
выводам
пришли
Б
.
К
емб
и
э.
Ч
апилл
[КатЬ,
Lachapel1e, 1964].
П
рирода
мехаНИ<Iеских
свойств
льда,
их тесная
связь
с
термодинамиче
скими
условиями
возникновения
и
преобразования
льда
показана
многими
исследователями
[
В
ейнберг,
1940
;
Ф
илиппова
,
Ш
ульман
,
1949·
Савельев
,
1963а
,
б
;
В
ойтковский,
1960;
и
др.].
Среди
прочих
физических
характери
стик
особенно
вьщеляется
деформация
льда
,
протекающая
по
типу
вязких
пото
ков
.
Б.
А.
Савельев
[
1
963а
,
б]
отмечает
,
что
при
существующем
на
поверхно
сти
Земли
температурном
режиме
лед
не
обладает
длительной
ПРОЧНОСТblО
и
,
согласно
современным
положениям
физико-химической
м
еха
ники,
его
де
формация
должна
происходить
по типу
деформации
жидкообра
з
ньrх
тел.
Это
согласуется
с
тем,
что
модуль
упругости
льда
и
его
сопротивление
сдвигу
су
щественно
ниже
и
не
идут
ни
в
какое
сравнение
с
аналогичными
характери
стиками
горных
пород,
на
поверхности
которых
формируются
горные
ледн
и
ки
или
ледниковые
покровы.
П
оэтому
утверждение
возможности
механич
е
ского
разрушения
горных
пород
ледниковыми
массами
равносильно
призна
нию
за
последними
мифи<rеских
свойств
.
242
Тем
не
менее
до
настоящего
времени
среди
литологов
бытует
убежден
ность
в
значительной
эродирующей
роли
ледников.
Особенно
преувеличива
ют
ее
французские
геологи
.
Их
работы,
а
также
совместное
с
ними
обсужде
ние
этой
проблемы
при
посещении
альпийских
ледников
привели
меня
к
заключению,
что
сформировавшиеся
еще
в
хх
в
.
представления
о
деструк
тивной
деятельности
ледников
не
претерпели
у
французских
ученых
сущест
венных
изменений,
хотя
они
противореtJат
данным
,
давно
полученным
при
изучении
в
различных
провинциях
мира
современного
и
древних
оледенений.
Эти
взгляды
основываются
на
популярных
фактах
,
которые
если
отказаться
от
идеи
интенсивного
воздействия
ледников
на
подстилающие
породы
,
могут
казаться
(
.
загадочными
,
>.
Речь идет
о
трогах
,
плечах
трогов,
боковых,
донных
и
конечных
моренах
,
зандровых
полях
и
других
подобных
скульптурах
релье
фа
,
которые
,
по
существующим
представлениям
,
возникают
при
активной
роли
льда
.
Между
тем
углубленное
изучение
процессов,
сопутствующих
фор
мированию
ледников,
позволяет
убедительно
объяснить
образование
«ледни
ковых
»
форм
рельефа,
не
привлекая
идеи об
энергичном
механическом
воз
действии
масс
льда на
коренные породы
и
рельеф
в
целом,
что
существенно
меняет
представления
о
литогенетической
роли
горных
ледников
.
Я уже
отмечал
,
что
в
современной
литературе,
посвященной
гляциоло
гии
,
нет
работ
,
в
которых
развитие
ледников
или
ледниковых
провинций
рассматривал
ось
бы
с
момента
их
зарождения
до
отмирания
.
О
днако
только
при
таком
подходе
можно
объяснить
явления
возникающие
на
различных
стадиях
формирования
ледников
как
геологических
тел
.
.
В
истории
оледенений
горных
стран
,
как
и
в
развитии
отдельных
ледни
ков
выделяются
три
стадии
,
в
каждую
из
которых
по-разному
проявляются
ледниковые
процессы,
связанные
с
изменением
природной
среды,
т
.
е.
ок
ружающего
ландшафта,
определяющего
кинематически
волновой
характер
движения
льда
в
долинах
и
его
неустойчивый
баланс
.
П
оследнее
уже
само
по
себе есть
условие
как
возникновения
горного
оледенения,
так
и его
от
мирания
.
П
ервая
стадия
характеризуется
начальным
накоплением
фирна
и
его
преобразованием
в
массу
льда
,
вызывающего
положительную
динамическую
реакцию
зарождающегося
ледника
на
изменения
климата
в
благоприятную
для
развития
оледенения
сторону.
Во
зникает
устойчивая
тенденция
повыше
ния
уровня
ледника,
его
согласованное
с
ранее
выработанными
формами
рельефа
развитие
и
постепенное
изменение
нарушенного
началом
оледене
ния
равновесия
между
различными
компонентами
природной
среды
.
Мои
,
даже
самые
беглые,
личные
наблюдения
на
Кавка
зе,
в
районах
Северо
Вос
точной
Азии,
Францу
зских
Альпах,
Скалистых
горах
и
Я
понии
показы
вают
,
что
зарождение
ледников прежде
всего
сопровождается
и
зменением
характера
и
интенсивности
склоновой
денудации,
отражающей
новые
термо
динамические
условия
.
Делювиальный
и
флювиальный
процессы
подавляют
ся
.
Вс
ледствие
их
затухания
резко
возрастает
крутизна
склонов,
в
моделиров
ке
которых
уже
не
принимает
участие
вода
в
жидкой
фа
зе
-
проявляется
кон
трастность
между
ледовой
и
перигляциалрной
зонами.
В
разнообразии
форм
ледников
исследователи
видят
только
отпечаток
дифференциации
климатической
обстановки.
Бесспорно
,
те
или
иные
опре-
243
деленные
варианты
климата
в
сходных
по
тектоно-геоморфологическим
ус
ловиям
районах
могут
оказывать
влияние
на
формирование
специфически
близких
черт
оледенения
.
Однако
в
создании
регионального
характера
лед
ников,
которые,
накладываясь
на
рельеф,
приспосабливаются
к
нему,
но
не
создают
его,
определяющую
роль
играет
геоморфологический
облик
поверх
ности.
И
менно
особенности
рельефа
лежат
в
основе
разнообразных
типов
горных
оледенений
(как
известно,
вьщеляются
альпийский,
скандинавский
памирский,
колымский,
котловинный,
плоских
вершин
и
другие
типы)
.
В
первую
стадию
развития
ледника
происходит
постепенное
удаление
рыхлого
покрова,
ранее
возникшего
на
склонах
долины.
Этот
процесс
осуше
ствляется
в
результате
перигляциальных
явлений
,
при
шедших
на
смену
де
лювиальным,
а
не
путем
«выпахивания»,
как
принято
считать.
Ледник
,
це
ментируя
обломочный
материал
в
краевой
зоне,
где
скорости
движения
льда
резко
замедлены,
по
мере
своего
расширения
транспортирует
материал
к
нижнему
краю.
Р
азрушение
склонов,
а
с
ними
и
аллювиальных
террас,
до
оледенения
находившихся
в
равновесном
со
склонами
состоянии,
происходит
на
уровне
ледника
нивальной
денудацией,
сменяющейся
последуюшим
бро
нированием
склонов
ледником,
что
способствует
выработке
их
крутых
про
филей.
И
нтенсивное
надледниковое
морозное
выветривание
особенно
сильно
проявляется
при
непосредственном
взаимодействии
льда
и
воздуха
с
горными
породами,
слагающими
долину,
в
результате
чего
склоны
подрезаются
.
Таким
образом,
долины
боковых
притоков,
прежде
плавно
сопрягавшиеся
с
днищем
главной
долины,
преобразуются
в
висячие
,
отделяющиеся
после
ухода
ледни
ка
от
водотока,
к
которому
они
примыкали
,
устьевой
ступенью
(рис
.
7.2).
Аналогично
формируются
кары
и
цирки,
своеобразной
формой
они
обязаны
111
/ V
2
I
PlIC
. 7.2.
Стадии
развития
эрози
онной
долины, заполненной
ледни
ком
:
l-
fV
-
стадии
динамической
пуль-
сации
ледника
;
уровень
стояния
лед
ника
на
стадии:
а
- f,
б
-
1/
; 1
и
2 -
плечи
трога
,
выработанные
над
ледни
ком
соответственно
в
I
и
1/
стадии
его
стояния
244
непрерывной
аккумуляции
снега
и
его
по
следующему
удалению
с
обломочным
ма
териалом
горных
пород
,
поступающим
на
поверхность
снега
и
фирна
со
стенок
.
Оче
видно
,
что
никакого
«в
ыпахивания
»
здесь
не
происходит
.
Из
сказанного
ясно
,
что
рассматри
вающиеся
как
наиболее
сильный
аргумент
доказательства
работы
ледника
<<Леднико
вые»
троги
со
всеми
их
ярко
выраженными
элементами
нельзя
связывать
с
прямым
механическим
воздействием
льда
на
ложе
долины.
Они
формируются
под
воздейст
вием
морозного
выветривания
(термодену
дации),
которое
проявляется
на
уровнях,
соответствующих
поверхности
ледника,
т.
е.
при
его
устойчивой
положительной
динамической
реакции
и
резко подавлен
ных
абляционных
процессах
.
Соответст
венно
и
плечи
трога
фиксируют
стадии
более
или
менее
длительной
стабилизации
уровня
льда
в
долине,
т
.
е
.
установившего-
ся
равновесия
между
приходом
твердых
осадков
и
абляциеЙ.
Ин
аче
говоря,
плечи
трогов
образуются
как
раз
в
моменты
уравновешенной
динамической
реакции
ледника,
а
не
его
интенсивного
воздействия
на
склоны.
При
форми
ровании
трогов
поверхность
ледника
выступает
как
базис
нивальной
денуда
ции.
Т
аким
образом,
в
первую
стадию
развития
ледника
его
литогенетическая
роль
представляется
совершенно
в
ином
свете,
чем
она
трактовалась
до
сих
пор,
и
так
называемое
примитивное
породообразование
нельзя
расценивать
как результат
работы
ледника.
В
торая
стадия
развития
ледника
характеризуется
равновесием
между
ак
кумуляцией
твердого
вещества
(снег,
град
и
т.
д.)
И
абляциеЙ.
Динамическая
реакция
ледника
хотя и
носит
пульсирующий
характер,
однако
процессы
те
чения
льда
устойчивы.
Об
ломочный
материал,
как
новый,
так и
поступивший
на
различные уровни
поверхности
ледника
в
начальную
стадию
его
развития
,
уносится
ледяными
потоками
с
разрушающихся
склонов
.
За
счет
обломоч
ного
материала
иногда
образуются
конечноморенные
валы,
размывающиеся
флювиогляциальными
потоками,
что
создает
несоответствие
между
массой
горных
пород,
транспортируемых
ледником,
и
размером
конечных
морен
.
Для
этой
стадии
характерно
формирование
системы
плеч
трога,
причем
она
тем
сложнее,
чем
энергичнее
пульсация
ледника.
Размеры
плеч
трога
зависят
от
длительности
статического
положения
уровня
льда
в
долине,
иными
сло
вами,
от
масштаба
на
данном
уровне
термоденудации,
проявляющейся
вдоль
ледника
и
над
его
поверхностью
на
склоне
долины.
Ре
льеф
и
выполненные
льдом
депрессии
теперь развиваются
уже
сопряженно
с
ледником,
и
между
ними
устанавливается
равновесие.
Третья
стадия развития
ледника
сопровождается
преобладанием
абля
ции
над
поступлением
твердых
осадков,
что,
несомненно,
связано
с
качест
венными
изменениями
климатической
обстановки,
в
свою
очередь
вызы
вающими
нарушение
равновесия,
в
условиях
которого
поддерживался
по
ложительный
баланс
льда.
Происхо
дит
общая
деградация
ледника
-
пони
жается
его
уровень,
и
сокращается
длина.
Этот
процесс
может
развиваться
в
двух
направлениях.
В
одних
случаях
динамическая
реакция
ледника
проявляется
в
его
быст
ром
отступании,
носящем
пульсирующий
характер,
образуются
небольшие
стадиальные
конечные
морены,
иногда
прослеживающиеся
вплоть
до
каров.
При
деградации
ледника
донная
и
боковая
морены
выражены
очень
слабо
или
полностью
отсутствуют.
Такое
отмирание
ледника
обычно
происходит
в
высокогорных
районах,
когда
резко
сокращается
поступление
осадков,
а
ба
ланс
тепла
удерживается
на
прежнем
уровне
.
Этот
процесс
характеризуется
замедленной
склоновой
денудацией,
которая
оживляется
в
климатиt[еский
оптимум
и
после
полного
исчезновения
ледника.
Другое
направление
деградации
ледника
развивается
в
условиях
общего
изменения
климата
и
сопровождается
полным
и
относительно
быстрым
от
миранием
ледника
,
что
выражается
не
столько
сокращением
его
длины,
сколько
резким
понижением
уровня
льда
в
долине
.
Этот
процесс
является
ведущим
,
хотя
и
при
нем
в
отдельные
периоды
у
ледника
могуг вновь
возни
кать
импульсы
положительной
динамической
реакции.
Снижение
уровня
льда
в
долине
обычно
происходит
при
резком
преоб
ладании
абляции,
вызывающей
интенсивную
денудацию
на
освободившихся
245
от льда
склонах
.
Н
а
них
образуются
гигантские
конусы
обломочного
ма
те
риала
,
осыпи
и
обвалы,
иногда
перекрывающие
поверхность
ледника
от края
до
края
.
С
крутых склонов
скатываются
глыбы
до
нескольких
десятков
куби
ческих
метров
в
объеме.
Н
а
леднике
возникают
озера
-
воронки,
и
вода
,
ак
кумулирующая
солнечную
радиацию
,
протаивает
толщу
льда.
В
озерах
накап
ливается
обломочный
материал
.
Еще
до
полного
исчезновения
ледн
ика
он
образует
на
днище
долины
морену
,
которая
,
вопреки
распространенным
представлениям,
формируется
в
заключительную
стадию
ра
зв
ития
ледника
не
из
материала
нижних
придонных
слоев льда
,
а
за
счет
поверхностных
отло
жений,
т.
е
.
абляционного
материала.
Таким
обра
з
ом
,
холмистый
рельеф
до
лины
создается
отложениями
,
проектирующимися
на
поверхность
ее
дна.
Н
а
участка
активного
поступления
осыпного
и
обвального
материала
на
ледник
в
долинах
остаются
холмы
з
начительных
размеров
,
а
в
местах
отсут
ствия
абляционных
отложений
после
полного
стаивания
льда
обнажаются
«г
олые
»
поверхности,
вызывающие
ложное
впечатление
экза
рационной
ра
боты
ледника.
В
справедливости
подобной
модели
еще
раз
убеждает
работа
Е
.
В
.
Ш
ан
цера
[1966].
Автор
выделяет
«
основные
морены
»
(которые
,
по
его
мнению
,
представляют
собой
накопления
переносимого
ледником
обломочного
мате
риала)
,
«
образующиеся
под
покровом
(!?
-
Н.
Ш
.)
льда
еще
в
ходе
его
движе
PII
C.
7.3.
Обра
зова
ни
е
основной
и
абляцион
ной
морен
'по
:
Ф
ЛИ
IП
.
196
3;
Ш
u
нц
ер.
1966J
:
А
-
последняя аккумуля
ция
основной
юрены
во
время
движения
ледника;
Б
-
образование
поверхностной
морены
при
стаива
нии
прскративwего
дв
ижения
(мертвого)
льда;
В
-
образова
ни
е
слоя
абляционной
морены
поверх
донной
морены
246
ния
... »
[с.
2101.
Е
.
В
.
Ш
а
нц
е
р
считает
,
что
«
они
образуют
,
как
правило
СПЛО
Ш
НОй
nлащеобразныu
(курсив
мой.
-
Н.
Ш
.)
покров
,
о
дева
ющий
знач
и
тельн
ы
е
пло
щади
,
и
в
р
ельефе
соответствуют
морен
ным
равнинам
(!?
-
Н.
Ш
.
)
большей
ч
ас
ти
форм
друмлинного
И
частично
хол
мисто-моренному
ландша
ф
ту
»
'
там
же].
Как
бы
в
доказательство
существования
этого
процесса
приводится
за
имство
ванный
у
Р
.
Ф
линта
рисунок
[
там
же,
с
.
227]
(рис
.
7.3),
трактовку
которого
мож
но
считать
прим
ером
л
о
жного
истолко
вания
геологической
де
ятельности
.
гор
ных
,
да
впрочем
и
покровных
ледни
ков.
Р
.
Ф
линт,
в
какой
-т
о
степени
по
нимая
эт о
как
было
отм
е
чено
мною
раньше
в
трактовке
по
д
обного
рода
явлений
делал
серьезные
оговорки
.
Е.
В
.
Шанц
ер
принимает
рисунок
как
отражение
объективной
р
еаль
нос
ти.
Н
а
рис.
7.3
пок
азана
«дон
н
а я
мо
рена
».
Но
ве
дь
и
з
ве
стно,
что
в
придон
ной
ч
асти
массы
льда
имеют
почти
ну
ле
вую
скорость
дв
иж
е
ния
.
К
ак
же
воз
никла
«д
онная
морена»
Е.
В
.
Ш
а
нц
ера
Р
.
Ф
л инта?
В
то
же
время
,
если
«дон
ная
морена»
и
затем
накладывающаяся
на нее
сплошным
плащом
абляционная
морена
образуются
согласно
процессу,
отраженному
на
рис.
7.3,
то
как
же
тогда
объяснить
возникновение
«выпаханных»
или «эродированных»
участков
дна
долины,
где
вообще
отсутствуют
моренные
отложения?
Т
акие
участки,
как
известно,
до
сих
пор
принято
связывать
с
экзарацией
ледника,
которая
также
невозможна
при
отсутствии
движения
природного
льда
или
его
мини
мальных
скоростях
.
П
очему
в
одних
случаях
ледник
«пашеТ»,
а
в
других
при
тех
же
условиях
-
(<откладывает»
из
«ледяного
масла»
донную
морену.
П
о
ка
ким
законам
физики
он
так
резко
изменяет
свою
деятельность?
Вообще
говоря,
идеи,
подобные
идеям
Р
.
Ф
линта
и
Е
.
В
.
Ш
анцера,
не
новы,
они
возникли
на
заре
зарождения
геологии
в
Европе
и,
к
сожалению,
до
сих
пор
продолжают
существовать,
хотя
давным-давно
вошли
в
противо
речие
с
геологическими
фактами
и
законами
физики.
О
бразование
донной
морены
-
это
абляционный
процесс,
развивающийся
только
при
определен
ных
условиях
отмирания
ледника.
«Боковая
морена»
формируется
за
счет
не
убранных
ледником
делюви
ально-солифлюкционных
и
обвальных
отложений,
накапливающихся
вдоль
склонов
.
Если
потоки
воды
возникают
у
края
ледника,
а
они
обычно
интен
сивно
развиваются
около
склонов
южной
экспозиции,
то
образуются
марги
нальные
каналы
и
боковые
валы,
сложенные
тем
же
делювиально-обвальным
и
солифлюкционным
материалом;
они
представляют
собой остаточные
обра
зования.
П
ри
изменении
ледником
уровня
поверхности
возникает
несколько
таких
валов
«
боковой
морены».
И
в
объяснении
образования
валов
«боковой
морены»
Е
.
В
.
Ш
анцер
до
пускает
ошибку,
считая,
что
они
отлагаются
именно
ледником.
Н
а
основании
этого
он
относит
их
к
одному
генетическому
типу
с
конечноморенным
мате
риалом
только
потому
,
что
('отложенные
боковые
морены
образуют
валы,
не
посредственно
переходящие
по
простиранию
в
конечные
морены
фронталь
ной
части
ледника»
[
Ш
анцер
1966,
с.
210].
Между
тем
это
совершенно
раз
личные,
не
имеющие
ничего
общего
по
своему
происхождению
образова
ния:
«боковые
морены»
-
это
остаточный
делювиально-солифлюкционный
материал,
не
перемещенный
ледником,
тогда
как
«конечные
морены
»
-
сброшенные,
перенесенные
как
самим
ледником,
так
частично
и
талыми
водами
отложения
.
ЗаключитеЛЫiая
стадия
деградации
ледника
-
его
полное
отмирание
-
сопровождается
интенсивными
процессами,
которые
приводят
склоны
в
со
ответствие
с
новыми
климатическими
условиями.
П
ри
этом
активизируется
флювиальная
деятельность,
формируются
зандровые
поля
и
боковые
валы
.
Для
этой
стадии
не
характерны
конечные
морены,
напротив,
холмисто
моренный
ландшафт
днища
долин
обычно
постепенно
сливается
с
зандрами.
Французские
геологи
называют
такие
ледники
«черными».
О
ни
распростра
нены
в
Корякском
нагорье,
на
К
амчатке,
в
Альпах
и
других
провинциях
со
временного
оледенения
.
После
полной
ликвидации
ледниковых
полей
и
покровов
на
поверхно
сти
обнажающихся
пород
часто
остаются
не
заполненные
осадками
котлови
ны,
соизмеримые
по
масштабам
с
прогибами
или
небольшими
впадинами.
До
247
сих
пор
их
происхождение
связывают
с
экзарацией
ледников
,
принимая
за
доказательство
то,
что
днища
этих
депрессий
обычно
опущены
ниже
«
ба
з
иса
эрозию>
.
П
одобные
формы
(Согне-фьорд,
долина
Гудзона
и
д
р
.
)
и
были
рас
смотрены Р
.
Ф
линтом
в
качестве
аргумента
активной
работы
ледников
.
П
оложением
днищ
котловин
ниже
уровня
моря
принято
объяснять
мас
штабы
углубления
ледников
в
подстилающие
поверхности
.
На
э
том основаны
и
представления
,
согласно
которым
,
например
,
ваннами Великих
американ
ских
озер
(Мичиган,
Гурон
,
Онтарио
и
др
.
)
являются
котловины
,
оставлен
ные одним
из
ледниковых
щитов
четвертичного
оледенения
.
Между
тем
загадочность
появления
рассматриваемых
котловин
только
кажущаяся
,
их
возникновение
легко
объясняется
,
если
вспомни
т
ь
,
что
ло
кальные
прогибы
и
впадины
широко
распространены
как
в
складчатых
,
так
и
в
платформенных
областях;
тектоническая
природа
впадин
ни
у
кого
не
вы
зывает
сомнения.
О
бычно
они
формируются
[Шило
,
1960б]
в з
онах
ра
з
ломов
и
выполняются
в
разной
степени
дифференцированными
континентальными
отложениями,
иногда
угленосными
,
часто
содержащими
туфогенный
м
а
тери
ал
и
т
.
д.
-
В
зависимости
от
тектоно-геоморфологических
и
фи
з
ико
географических
условий
развития
.
Это
наложенные
тектонич
е
ские
структуры
.
П
одобные прогибы
,
образующиеся
в
ледниковых провинциях
сопряж
е
нно
с
оледенением,
естественно
заполняются
льдом
,
точнее
ледником
.
Посл
е
его
деградации
они
освобождаются
ото
льда
и
предстают
пере
д
иссле
д
ова
тел
ями
в
качестве
«переуглубленных
'>
ледником
форм
рельефа
.
На
днищах
таких
впадин
присутствует
небольшой
по
мощности
слой
рыхлого
материала
,
все
гда
несомненно
представляющий
абляционную
морену
,
оставленную
раста
явшим
ледником.
Если
тектонические
прогибы
или
впадины
,
выполняющи
е
ся
л
ь
д ом
замкнуты,
то
впоследствии
они
часто
служат
ваннами
озер
,
которым
также
приписывается
ледниковое
происхождение
.
Нередко
эти
прогибы
,
освобож
даясь
ото
льда,
оказываются
геоморфологически
выраженными
в
ви
д
е
де
прессий,
в
которых
аккумулируются
осадки
,
как
правило
,
слабо
дифферен
цированные,
что
в
свою
очередь
при
водит
к
ошибочной
интерпретации
их
генезиса
:
мощные
толщи
грубообломочных
пород
почти
всегда
относят
к
ледниковым
образованиям.
О
днако
в
период
формирования
отложений
в
прогибающихся
депрессиях
лед
сам
был
такой
же
горной
породой
,
как
и
ос
тальной
накапливающийся
материал
,
т
.
е
.
эти
депрессии
представляли
собой
локальные
области
аккумуляции
осадков
в
горных
поясах
,
в
пределах
кото
рых
неотектонические
процессы
проявлялись
и
на
тех
участках
,
г
д
е
ра
з
вива
лось
оледенение.
Н
а
основании
всего
изложенного
можно
утверждать
,
'IТO
гляциальный
литогенез,
независимо
от
того
,
где
и
В
какой
форме
он
развивается
(В
виде
ли
ледниковых
щитов
или
в
пределах
горных
поясов
как
долинные
ледники)
,
прежде
всего
отражает
энергетиt[еский
уровень
ледниковых
провинций
.
Он
определяется
тектоно-геоморфологической
обстановкой
и
термодинамиче
скими
условиями
,
являющимися
отчасти
сле
д
ствием
данной
обстановки
,
формирующейся
в
значительной
степени
под
влиянием
в
з
аимо
д
ействия
криосферы
и
литосферы
.
Вполне
понятно
,
что
В
сопряжении
этих
факторов
248
большую
роль
играет
как
поверхность
планеты,
так
и
окружающая
ее
га з
овая
оболочка,
причем
и
та
и
другая
не
остаются
постоянными
.
Достаточно
не
большого
сдвига
для
активизации
процесса
в
том
или
ином
направлении
.
Н
апример
,
при
сокращении
айсбергового
расхода
льда
в
ледниковых
покро
вах
за
счет
обусловленного
тектоническими
поднятиями
роста
площади
при
легающей
суши
процесс
начнет
развиваться
в
сторону
расширения
оледене
ния
,
а
это
,
вызывая
понижение
уровня
Мирового
океана
,
скажется
на
фор
мировании
адвективных
потоков
(их
направлении,
интенсивности
и
т
.
д
.
),
что
может
привести
к
образованию
новых
ледниковых
покровов
или
полей
.
Несомненно
,
что
оледенение,
хотя
и
пассивно
накладывается
на рельеф,
изменяет
процессы
его
развития.
В
зонах
гляциального
литогенеза
рельеф
часто
усложняется
тектонической
активизацией
складчатых
и
дизъюнктивных
структур
,
стимулирующих
формирование
прогибов
или
впадин
,
а
также
пе
ригляциальными
явлениями
,
деятельностыо
водных
потоков
и
процессами
дену
дации
.
С
л
едовательно
,
и
здесь
на
первый
план
выступает
породообра
зующая
роль
воды:
лед
вместе
с
обломочным
материалом
представляется
объ
ектом
воздействия
как
механической
,
так и
химической
денудации
,
интен
сивность
которых
изменяется
в
зависимости
от
температурных
(тепловых)
условий
.
П
оскольку
ледниковые
процессы
протекают
при
отрицательных
температурах
,
естественно,
что
не
развивается
десилицификация
горных
по
ро
д
,
отсутствует
вынос
оснований,
алюминия
и
железа.
Таким
образом
,
гля
циальный
литогенез
характери
з
уется
только
изменениями
агрегатного
со
стояния
горных
пород
до
слабодиспергированной
фазы,
в
которой
россыпе
обра
з
ующие
минералы
не
вскрываются
.
7.2.
Пери
гл
яци
ал
ьный
л
ито
ге
не
з
Перигляциальный
литогенез
как
самостоятельный
тип
континентального
поро
д
ообразования
был
выделен
мною
[Шило
,
1964,
1971
и
др
.
]
.
Он
развива
е
тся
в
субарктической
фи
з
ико-географической
обстановке
и
приледниковых
з
онах
горных
стран
.
Его
широтно-зоналъное
проявление
нарушается
тектоно
г
еоморфологическим
развитием
участков
поверхности
суши
,
где
теплооборо
т
ы
и
влагообмен
между
земной
поверхностью
и
атмосферой
совершаются
при
взаимодействии
криосферы
с
литосферой,
что
создает
термодинамические
условия
,
допускающие
одновременное
существование
воды
в
твердой
и
жид
кой
фазах
при
интенсивном
развитии
сублимации.
Континентальный
литогенез
в
таких
зонах
существенно
отличается
от
его
известных
типов,
рассмотренных
в
работах
Н
.
М
.
Страхова
[1962,
1963
,
1971
и
др
.
]
.
Породообразование
в
субарктических
районах
Н
.
М
.
Страхов
от
носит
к
гумидному
литогенезу
и
рассматривает
как
его
вариант
с
некоторыми
своеобразными
чертами
,
но
«при
сохранении
им
повсеместно
ясно
выражен
ных
общих
типовых
признаков
»
[Страхов
,
.1962
,
т
.
1,
с
.
5]
,
которые
контроли
руются
<
<преобладанием
метеорных
осадков
над
испарением
и
с
температура
ми
,
ра
з
решающими
существование
воды
в
жи
д кой фазе
по
крайней
мере
в
течение
теплой
части
года
»
[там
же].
249