Льодовики, вічна мерзлота та їх значення

Є також вказівки на наявності відносно більш давніх терас висотою до 160 і навіть 330м є і інша точка зору – морська трансгресія не досягала висот, що перевищують 35м. Спостереження підтверджують, що висота 30-35м є тим кордоном, вище якого фауна молюсків, кістки кетів і плавник не поширюється. Отже, питання про наявність на Землі Франса-Йосифа високих терас залишається поки відкритим. Морські береги, з вище половини довжини, яка зайнята краями льодовиків, на великому протязі фердовие. Вільні від льоду ділянки представлені незмінно акумулятивними берегами і частково оброблені абразійними обривами.

Протилежне широкому поширенню форм, в походженні яких брала активну участь екзарація (трогових долин, кари, западини), форми льодовикової аккумуляциі на архіпелазі розповсюджені обмежено. Причини цього полягають у винесенні маренгового матеріалу льодовиками безпосередньо в море, де він відкладався на дні після відтанення з айзбергів на велику або меншу відстанні від берегів. Маренні утворення можливо зустріти лише в нижніх частинах трогових долин і карів вигляді бічних і дуже рідко кінцевих морен.

2.1. Орфографія

Основні риси орографії  і геології будови Землі Франса-Йосипа, північний архіпелаг Арктики[рис. 2.2.], знаходиться в межах материкової отмілі Баренцевого моря. Протяжність його по меридіану дорівнює 230 км., а по паралелі - 360 км. Загальна кількість островів складає приблизно 200, а площа їх близько 16 000 км². Острови розділені Британським каналом і Австрійськой протокою на три групи: західну, центральну і східну. Острови центральної групи в свою чергу розділені густою мережею проливів, найширший з яких: Маркама – ділить їх на північну і південну підгрупи. Велика частина островів має складні обриси, вони розділені рясними бухтами і фердообразними затоками, але окремі відрізки берегів, довжиною не вище декількох кілометрів, прямолінійні. На більш значному протязі прямолінійні лише береги східних островів, де глибоко врізающіся в сушу затоки майже повністю відсутні.

Рис. 2.2. Артика

Західна і велика частина  центральних островів в основному  являють собою плато з плоскими або горбисто-западини поверхнями і  з крутими уступами. Найвищі абсолютні відмітки мають острова, що примикають до Австрійської протоки де вони досягають 620 метрів. Центральних і східних частинах архіпелагу наблюдається ерозійно-денудаціоний рельєф, що нагадує бедленд. 85.1% всієї площі островів зайнята в даний час покривним льодом. Вільна від льоду суша являє собою окремі нунатаки, прибережні смуги морських терас або крайових частин плато ширеной від декількох метрів до 10-20 км.

Острови протоки відрізняються наявністю ряду замкнутих улоговин і жолобів, глибини яких іноді перевищували глибину материкового шельфу, оточуючи архіпелаг 100-200 метрів; бокові глибини моря досягають 665м. Найбільш значні амплітуди висот корінного рельєфу поверхні островів (без льодовикового покриву) і дна проток знаходиться в районі о-ви Вінер-Нейштадт і на південь від нього де вони досягають 950м. На заході і сході архіпелагу це різниця у висотах не перевищує 770м.

2.2. Генологічна будова

Колись Антарктида разом  з Африкою, Австралією та Південною  Америкою утворювала прадавній материк  Гондвану. Тому в її основі лежить давня докембрійська Антарктична платформа. Фундамент платформи складений метаморфічними і магматичними породами, здебільшого гранітами. Зверху його вкриває чохол осадових відкладів. Цікаво, що в них були знайдені рештки давніх рослин і тварин. Платформі відповідає рівнинний рельєф. У західній частині материка в альпійську епоху горотворення утворилася складчаста область. Їй в рельєфі відповідають гори, що піднялися вздовж розломів земної кори. Місцями там здіймаються вулкани [карта 2.1].

Карта 2.1. Рельєф Антарктиди

Мільйони років тому в Антарктиді був теплий помірний клімат і на материку росли хвойні та букові ліси. Зледеніння почалося близько 20 млн років назад і згодом континент покрився потужним льодовиковим покривом. Під його тиском земна поверхня була ніби вдавлена і тепер вона місцями лежить навіть нижче рівня океану.

Архіпелаг же складений в основному мезозойськими породами, які, згідно з В. Д. Дібнер, поділяються на верхнетріасові, юрські і крейдяні. Верхнетріасові і юрські морські та контенентальние відкладення представлені пісками, піщанеками, алевролитами з пластами вугілля, глинястими і вуглистими сланцями. Вище залягає нижньо Крейдовоосадочно-вулканогенна товщ потужністю до 600м, утворенна покривами і силлами базальтів, долеритів і габбро-долеритів потужністю від 2 до 60 метрів. Їх пласти розділені пачками пісків, піщаніков і конгломератів глинистих і суглинних сланців, рідше – туфлами з лінзами бурих вуглів та окамянілих залишків деревини осадово-вулканогенних товщ, як і підстелаючої її більш старих відкладів, пронизані дайками долеритів і габбро-долеритів, що мають переважно північно-західне, рідше північно-східне і мерідіанальне простягання. Потужність дайок коливається від 2-7 до 100-150м. і зростає зі сходу на захід. Подекуди зустрічаються і некообразні тіла, подібні скелі Рубіні, висотою до 600м. Найбільш широкого росповсюдження на архіпелазі породи – ефузивних породах основного складу (базальти) – відносяться до високоміцних пород першої категорії міцності, а піщаники, алевроліти і глинисті сланці – до міцним або недостатньо міцним породам. Незцементовані піщено-глинисті відкладення відрізняються слабкою міцністю.[4. с 92]

Четвертинні відкладення складаються з морських, льодовикових, аллюніальних і різноманітних схилових осадових порід. Внаслідок переважання процесів денудації, потужність їх не більше декількох  метрів. На платоподібних островах вони складаються з грубих уламків і дрібнозему, в кількісне співідношення яких бувають різними. Грубоуламкового матеріалу зустрічається найчастіше на водороздільних ділянках плато, а також в межах осипних шлейфів на схилах плато і поряд від препарованних дайок. Спостережувані на цих ділянках уламки мають самі різні розміри - від дрібного щебеню до крупних брил діаметрів до 2 метрів і більше. Дрібнозернистий матеріал представлений крейдой, піском і глиною. Найбільший його кількість накопичується в західних і нижніх частинах схилів. Покривне відкладення островів з ерозійно-дедудаціоним рельєфом складаються в основному з дрібнозему.[рис. 2.3.]

Рис.2.3. Валуни в Антарктиді

У тектонічному відношенні архіпелаг являє собою частину  верхнього структурного ярусу стародавньої платформи з доріфейськой складчастістю. Пласти мезозойських відкладень потужністю близько 2 тисяч метрів залягают горизонтально або зняті в пологих брахиантікленальних складки і флексури з кутами падіння 1-2, рідше до 10-15 градусів, причому більш круте падіння характерно для верхнетріасових і юрських відкладень. За даним В. Д. Дібнер, спостерігається загальне падіння пластів на захід і північний захід. Це підтверджується тим, що на східних островах (Греем-Белл, Ла-Ронсьер, Вільченко, Гофмана) осадово-вулканногена товща до теперішнього часу в значній степені денудірованна. Замість неї тут поширені в основному старіші верхньотріасові і юрські осадові відкладення, легко руйнующіся при вивітрюванні. У західній групі острови (Земля Олександри, Земля Георга, о-ви Артура, Нортбрук), а також на близько розташованих до цієї групи центральних островах (Гукера, Скотт-Келті, Кетліца, Нансена) осадові відкладення досить рідко виходять на поверхню. Тут найбільш розповсюджені бронюючі плато нижньокрейдових магматичні породи, дуже стійкі до вивітрювання. У проміжній частині архіпелагу, що включає острови Карла-Олександра, Райнера, Джексона, Пайера, Циглера, Салсбері, Луїджі, Чампі та інші осадові відкладення складають переважно прибережні ділянки, а у внутрішній частині острова вони перекриті нижньокрейдовим пластовими інтрузіями.

Широко розвинені в  районі розломи у вигляді глубоких тектонічних тріщен які, як і дайки, мають північно-західне, північно-східне, рідше меридіальне простягання. Мабуть, частина цих тріщин і була заповнена в юрський і нижньокрейдовий час базальтової лавою, що призвело до утворення даєк. Можна припустити також, що зрушення і збросоздвиги нижньокрейдового віку, зазначені В. Д. Дібнером на островах Нортбрук, Хейса і Земля Вильчека, сталися з аналогічними тектонічними тріщинами. Виникнення більшої частини тріщин не тягло за собою ні заповнення їх лавою, ні істотного переміщення пластів вздовж поверхні розділу, але їх наявність позначилося на наступному формуванні рельєфу. Виникненню прямолінійних відрізків уступів плато і річкових долин, мають північно-східне, північно-західне і меридіальн напрямки, було зумовлене, скоріше за все, тектонічної тріщіноватості базальтів.

2.3. Основні закономірності формування рельєфу

Початок формування основних рис рельєфу Землі Франца-Йосипа слід віднести, мабуть до неогену, коли район архіпелага був розчленований річковою ерозією, основні шляхи якої були зумовлені розривною і тріщиною тектонікою юрського і крейдяного віку. У перебігу четвертинного періоду архіпелаг випробував потужне заледеніння, яке перетворило ерозійно-денудаційним рельєф у екзароціонно-денудаціонний. Льодовикова акумуляція в слідстві винесення основної частини мореного матеріалу з льодами в моря зіграла у формуванні рельєфу незначну роль.

Потужність льодовикових куполів архіпелагу сильно скоротилася  з часу плейстоценових зледенінь. Їх опукла форма не відповідає рельєфу ложа, що обумовлює переважно бриловий рух льоду по площинах насувань всередині крижаної товщі. Порівняно невеликі льодовикові купала майже не надають рельєфоутворюючому впливу на своє ложе і, таким чином консервує його. Про це говорить відсутність або вкрай мала кількість в їх тілі моренного матеріалу. Глибоке буріння, вироблене на куполі (о-в Гукера), показало, що морена практично не міститься навіть в самих нижніх частинах льодовикової товщі.

Незначну діяльність здійснюють лише найбільші купола, причому екзарація приурочена до місць найбільш різких змін висоти крижаної поверхні, тобто до льодовикових крутих схилів, частин куполів. Невипадково з цього в неширокій смузі куполів, віддаленої на 300 – 500м. Від їх країв, лід покритий тонким шаром мореного матеріалу, що надходить сюди з поверхні льодовикового ложе. Цей витаявший і з льду матеріал який іноді складає абляціонний конуси активно змивається талими водами. На поверхнях плато, що знаходяться за межами куполів, ніякого мореного сліду виявлено не було. У періоди, коли потужність льодовикових куполів була незрівнянно більше ніж в даний час, вони надавали значно велику дію на своє ложе. До древніх екзараціонним формам великих куполів ми відносимо западини, вироблені в коріном рельєфі плато на півночі Землі Олександри і Землі Георга. На ці території могли поширяться крайові частини древніх куполів. Згідно В.Д. Дібнер (1961), згадані екзараціоні западини утворилися в Сартанських час.

Якщо ложе сучасних льодовикових куполів, як правило, законсервовано, то примикащі до куполів вільні від льоду території відчувають від них непрямий вплив. Перетинають ці поверхні водно-льодовикові потоки формують канали стоку льодовикових вод та флювіогляціальних полів. Живляться водно-льодовиковими потоками річки розкидають свої долини тим інтенсивніше, ніж вони багатоводні і тим більше ухил їх ложе. Якщо допустити, що льодовикові купола після досить тривалого стаціонарного стану частково або повністю розтануть, то розрізняючи морфології долин, покрив і льодів, можуть бути причиною перебудови гідрографічного середовища. Долини, що знаходилися під льодом, мабуть, будуть приєднані в результаті річкових перехоплень до тих долинах, які за період стаціонарного стану знаходилися поряд льодовиків стали глибшими. Слідами таких перехоплень, очевидно, є різкі злами долин в плані, досить часто спостерігаються на островах з ерозійним рельєфом (Грем-Белл і Хейса).

Непрямий вплив льодовикових куполів на рельєф навколишніх територій проявляється і в утворені підпрудних льодовикових озер в наслідок перегороджування долин крайовими частинами куполів. Але долин мають падіння в бік куполів, на Землі Франца-Йосипа дуже мало, так як купола розташовуються зазвичай на найбільш піднесених частинах островів. Виняток становлять лише деякі самі верхні відрізки другорядних долин. Сток з утворених в результаті їх перегороджування озер відбувається вздовж кромки льоду або на найбільш низькою з навколишніх озерах сідловин (Суходровскій, 1962в) основна екзараціона діяльність на архіпелазі здійснюється не куполами, а вивідними льодовиками, що відрізняється ламінарним характером руху льоду (Шумський 1962). Такий рух відповідає значним ухилам їх ложе, основні риси рельєфу які відображаються в рельєфі льодовикової поверхні наскільки істотна роль льодовиків у випахувані ложа, можна судити хоча б по значному вмісту в них мореного матеріалу, який може досягати в окремих місцях 20% обсягу (Виноградов, Гросвальд 1962). Згідно з даними по Антарктиді (Євтєєв, 1964) і хребту Санта, Хаята в Якутії (приватне повідомлення М.М. Карейш), виорюють діяльність льодовиків рівна в середньому близько 0,05 мм в рік, що в кілька перевершує навіть середню величину врізання річок північно-європейської частини Росії. Переважна частина випахуємого льодом матеріалу переноситься в море, де льодовиками продукуються айсберги останні разом з мореним матеріалом несеться вітрами і течіями на великі і менше відстані від берегів в наслідок чого протоки і затоки архіпелагу на протязі довгого часу, що охороняють значні глибини.

Трогові долини утворилися в нслідок поглиблення і розширення льодовиками стародавніх річкових долин, приурочених, у свою чергу, до зон найбільш сильних тектонічних порушенні (Сакс, 1946). Ці долини широко поширені майже на всіх платоподібних островах. Особливо густа їх мережа в центральній групі островів, де абсолютні висоти розчленовані стежками плато досягають найбільших значеннь. Нижній частині трогових долин опущених в справжні час під рівень моря, і тільки їх верхів'я, що знаходяться в прибудовах островів, вміщають, як правило, вивідні льодовики. В результаті екзарація трогові долини продовжують поглиблюватися і відступати в бік живлять вивідні льодовики куполів, в наслідок чого вкриті льодом площі плато поступово скорочуються.

Головний агент, расчленяющий позбавлені льоду ділянки, потоки талих  вод. На поверхнях броньованих базальтами, їх діяльність утруднена. Зате там, де базальтові пласти вже перепиляні водотоками, спостерігаються каньйони. На островах Грем-Бел, Ла-Ронсьер, Хейса, де розвинені легко денудіруємі осадові породи, сформулювавши щодо пологосклоні долини з плоскими і широкими днищами.