Найпівденніший материк Землі Антарктида майже повністю покритий величезним крижаним щитом. Площа материка досягає 13 975 тис км

Розділ 5 АНТАРКТИДА Найпівденніший материк Землі - Антарктида - майже повністю покритий величезним крижаним щитом. Площа материка досягає 13 975 тис. км2, що майже удвічі більше Австралії. Територія покрита льодом, складає 13000 тис.км2. З-під крижаного панциру по периферії материка “виглядають” гірські масиви і хребти, висота яких місцями перевищує 4000 м. Це - хр. Британія (3209 м), гори Антарктичного півострова і ін. Найвища точка Антарктиди розташована в горах Землі Елсуорта (5140 м). Мал. 24 Схема під льодовикового рельєфу Антарктиди (за М.Г.Равичем) 1 - поверхні з відмітками більше 1000 м; 2 - 1000 - 500 м; 3 - 500 - 0 м; 4 - 0 - 1000 м; 5 - глибше 1000 м; 6 - шельфові льодовики. Широко розповсюджені на периферії материка шельфові льодовики, серед яких найбільш відомі Фільхнера, Роса і Шеклтона. Такі льодовики мають два джерела живлення - надходження снігу і трансформація його у фірн на поверхні і підтікання льоду з континенту. Своїми центральними, найбільш потужними частинами шельфові льодовики лежать на цоколі з корінних порід, проте зовнішні їх краї іноді знаходяться на плаву. В нижніх горизонтах льоду шельфових льодовиків присутня морена, що свідчить про екзараційну діяльність льоду. Мал. 25. Схема геоморфологічного районування Антарктиди і її основні орографічні елементи: 1 - межі геоморфологічних зон: I - Західно-Антарктичний гірський пояс, II - Східно--Антарктичні нагір'я і рівнини; 2 - вулкани, 3 - межі геоморфологічних країн: 4 - 6 - Західна Антарктида: 4 - гори Антарктичного півострова. 5 - гори і плоскогір'я побережжя м. Амундсена, 6 - басейн Бьорда; 7 - 10 - Східна Антарктида: 7 - гори Землі Королеви Мод, 8 - гори Землі Ендербі. 9 - крижаний купол Антарктиди, 10 - Трансантарктичний хребет. Елементи підльодовикового рельєфу: 11 - межі рівнин і плато. 12 - гірський хребет Цифрами на малюнку показані: 1 - шельфовий льодовик Роса. 2 - шельфовий льодовик Фільхнера, 3 - гори Антарктичного півострова. 4 - гори Елсуорта, 5 - вулкан Еребус Підльодовиковий рельєф Антарктиди, що реконструюється по геофізичних даних, характеризується гірськими масивами, хребтами, плато і глибокими западинами (мал. 24). В центрі східної Антарктиди розміщені гори Гамбурцева висотою до 3390 м. Між ними і окраїнними хребтами існують обширні рівнини. В Західній Антарктиді крупні гірські хребти відсутні і рельєф представлений системою відособлених гірських масивів, розділених глибокими депресіями і вкритих льодом. Середня висота під льодовикового рельєфу Антарктиди становить приблизно 480 м. По особливостях геологічної будови Антарктида чітко поділяється на дві нерівні частини: західну і східну. Межею між ними служить східне підніжжя Трансантарктичних гір (мал. 25). В східній частині переважно поширені платфор-менні структури докембрійського і ранньопалеозойського віку. Східна Антарктида представляє собою докембрійський щит, обмежений із заходу молодими орогенними поясами Трансантарктичних гір. Потужність земної кори складає тут 40 - 47 км. Західна Антарктида складена більш молодими і сильніше дислокованими гірськими породами (пермського, мезозойського і кайнозойського віку) з широкою участю вулканогенних утворень. Блоки цих порід мають лінійне орієнтування, складаючи як невеликі гірські хребти, так і розділяючі їх западини - жолоби. Потужність земної кори зменшується тут до 34 - 28 км. Ці риси будови дозволяють виділити в Антарктиді дві геоморфологічні зони: Західно-Антарктичний гірський пояс і Східно--Антарктичні нагір'я і рівнини. ЗАХІДНО-АНТАРКТИЧНИЙ ГІРСЬКИЙ ПОЯС Говорячи про рівнини або плато Антарктиди, слід весь час уточнювати про крижані чи скельні поверхні іде мова.. У Західно-Антарктичному поясі зустрічаються одні і другі. М. Р. Равич вважає, що підльодовиковий рельєф є великою рівниною, розділеною глибокими вузькими депресіями на окремі ділянки. По окраїнах цієї рівнини височіють скелясті гори. Близько 65% площі Західної Антарктиди занурено нижче рівня океану (див. мал. 24). Характерна риса рельєфу - гірські гряди, найбільша з яких - гори Антарктичного півострова. Вздовж побережжя морів Беллінсгаузена і Амундсена тягнеться високе плоскогір'я з відмітками понад 3000 м. У центральній області Західної Антарктиди на 400-600 м над льодовим покривом піднімаються гори Елсуорта і Уїтмора. На південь від них під льодом похована величезна рівнина, названа басейном Бьорда. Відповідно до характерних рис підльодовикового і надльодовикового рельєфу всередині даної геоморфологічної зони виділені країни: гори Антарктичного півострова; гори і плоскогір'я побережжя моря Амундсена; басейн Бьорда (мал. 25). Гори Антарктичного півострова Територія Антарктичного півострова характеризується найбільшою площею поверхонь, вільних від льоду. Це головним чином гірські ділянки висотою від 1200 до 2500 м, але окремі вершини перевищують 4000 м (гора Джексон 4200 м). Потужний гірський хребет витягнутий тут майже на 1500 км. Схили його сильно порізані глибокими ущелинами, які досягають океану, із-за чого берегова лінія є досить звивистою Гори Антарктичного півострова складені осадовими, осадово-вулканогенними, вулканогенними і виверженими гірськими породами мезозойського віку. В осьовій зоні хребта виходять діорити, окремі блоки складені породами докембрійського фундаменту. Структури півострова продовжують геосинклінальнальні структури Анд Південної Америки. Відмінна особливість цього регіону - досить тривала вулканічна діяльність, яка почалася ще в пізній юрі і активізувалася в середньому міоцені. Гори і плоскогір'я побережжя м. Амундсена У структурному відношенні ця територія представляє єдину систему гірських масивів і плоскогір’їв, розчленованих ортогональними розломами на окремі блоки. Деякі з них підняті на значну висоту (2800 - 4200 м), наприклад хребти Колер, Тоні та інші. Ці ділянки складені в основному вулканічними породами, що досягають великої потужності. Плато і плоскогір'я, як правило, сформовані на базальтових лавах і туфах із субгоризонтальним заляганням загальною потужністю 200 - 2900 м. Крім структурних плато значного поширення набули вулканічні конуси. Останні відносяться до типу стратовулканів або щитових вулканів (Сайпл, Мерфі, Такахе та ін.). Басейн Бьорда Між вулканічним плоскогір'ям на побережжі м. Амундсена і Трансантарктичними горами розташована велика крижана рівнина. Потужність льоду складає в середньому 1000 м, а в центрі країни - 2500 м. Підльодовиковий рельєф відрізняється помітними нерівностями. Серед негативних форм переважають лінійні напівзамкнуті і замкнуті западини, орієнтування яких часто співпадає з орієнтуванням Трансантарктичних гір. Ці западини розділяють обширні рівнини, глибоко опущені нижче рівня океану. Тільки на окраїні шельфового льодовика Фільхпера з-під льоду піднімаються вершини гір Елсуорта. Гори складені в основному осадовими породами, зім'ятими в складки. Серед них вапняки, сланці, конгломерати, пісковики палеозойського віку. Хребет Херитидж виражений у вигляді ланцюжка відособлених масивів і гряд. На фоні крутих схилів, денудаційних улоговин і лавинних лотків виділяються невеликі ділянки плоскогір'їв, ускладнені горбами округлої форми. Походження їх пов'язують як із древнім дольодовиковим вирівнюванням, так і з льодовиковою екзарацією. Серед льодовикових форм рельєфу в горах Елсуорта розрізняють кари, карлінги, баранячі лоби, відшліфовані скелі. На поверхні низьких горбів, що оточують хр. Сентинел, зустрічається крупна галька і ератичні валуни. Це дозволило встановити, що у минулому поверхня найближчих льодовиків була на 450 - 500 м вище за сучасну поверхню льоду. Біля підніжжя Трансантарктичних гір розташовано декілька вулканічних конусів, серед яких найбільш відомий вулкан Еребус (4023 м) на о. Росса. Це типовий стратовулкан з різко окресленим кратером, не дуже крутими ввігнутими схилами, на яких відмічені терасовані майданчики на висоті 1800 - 2200 м. Вулкан виник, ймовірно, в середині неогену і діяв протягом всього четвертинного періоду. У 1908 р. його виверження спостерігав Дж. К. Росс. В даний час спостерігаються активні фумароли. У підльодовиковому рельєфі Західно-Антарктичного поясу, таким чином, поєднуються риси, які властиві як району Західно-Тихоокеанського поясу (Камчатка, Курильські острови, Нова Зеландія та інші), так і Східно--Азіатському поясу. До них відносяться чітка лінійність морфоструктур, контрастне поєднання глибоко занурених западин і високопіднятих гірських масивів (розмах рельєфу досягає 6 - 7 км.), різночасові прояви вулканізму. СХІДНО-АНТАРКТИЧНІ НАГІР'Я І РІВНИНИ Найбільш однорідну за морфологічними рисами внутрішню частину Східної Антарктиди називають льодовиковим плато або куполом. Тут абсолютні відмітки поверхні льоду складають 3500 - 4000 м. Не дивлячись на значну потужність льоду, встановлено, що найбільші абсолютні відмітки загалом співпадають з крупними гірськими масивами на підльодовиковій поверхні. У прибережних районах, віддалених на 300 - 400 км. від моря, ця залежність виглядає чіткіше. Поверхня льоду набуває тут горбистого характеру, а при перетині підльодовикових поперечних хребтів спостерігаються величезні льодопади. Підльодовиковий рельєф багато в чому визначає напрям руху льодовиків. Характерною особливістю рухомих льодовиків, що відходять від краю крижаного куполу, є те, що перші, маючи значно більшу швидкістю руху, ніж лід куполом, мають деякий дефіцит в надходженні льоду і відповідно - нижчі абсолютні відмітки. Швидкості руху льодовикових “потоків” достатньо великі і набагато перевищують швидкості переміщення гірсько-долинних льодовиків на інших континентах. За даними Л. Д. Долгушина, середні швидкості руху льодовика Апфеля складають майже 300 м/рік, льодовика Обручева - 350, льодовика Скотта - 500, льодовика Денмана - !000 м/рік. Величезний крижаний купол обрамлений по периферії відособленими гірськими масивами, що піднімаються над льодовиками на 300 - 500 м. Проте насправді з-під льоду видно лише вершини величезних хребтів, протяжністю на багато сотень кілометрів, похованих під льодовиковим покривом. До них відносяться Трансантарктичні гори довжиною 2400 км., гори Землі Королеви Мод, Землі Ендербі. Ці особливості дозволяють виділити в Східній Антарктиді геоморфологічні країни: крижаний купол Антарктиди, Трансантарктичні гори, гори Землі Ендербі, Землі Королеви Мод (див. мал. 25). Льодовий купол Антарктиди У районі “Полюса відносної недоступності” розташований так званий купол розтікання льоду - область з абсолютними відмітками поверхні трохи більше 4000 м. Радіус куполу складає 1800 - 2000 км. Його поверхня плавно знижується до периферії цієї області до1800 - 2000 м. Потужність льоду на деяких ділянках досягає 4500 м. Верхня частина розрізу льоду складена горизонтом фірну (до 80 - 100 м), поступово переходить нижче в щільний глетчерный лід. На периферії куполу в льоді зустрічаються широкі і глибокі (у декілька десятків метрів) тріщини, що фіксують райони розвантаження напруги. Набагато частіше (за А.П.Капіцою) доводиться спостерігати тріщини осідання сніжного покриву, крижані хвилі висотою в декілька десятків метрів. Мал. 26. Будова підльодовикового рельєфу за профілем ст. Мирний - полюс відносної недоступності (за З. А. Євтєєвим): 1 - океан, 2 - лід. 3 - поверхня корінних порід Під льодовиковим куполом Антарктиди похований досить складно побудований підльодовиковий рельєф (мал. 26). Найкрупніша підльодовикова гірська система - гори Гамбурцева (див. мал. 24—26), що представляють (за М. Р. Равічем) дві відособлені брили, які досягають у поперечнику майже 800 км., при довжині близько 1600 км. Відносна висота цих гір над оточуючим їх рельєфом складає 2000 - 2500 м, а вершини досягають абсолютної висоти 3390 м. Проте над найвищими вершинами зберігається ще не менше 600 м льоду. В межах інших рівнин і плоскогір’їв Землі, що сформувалися на платформенній основі майже не зустрічається таких крупних гірських споруд. Це дозволяє припустити, що в центрі Східної Антарктиди, можливо, існує досить активізована ділянка, не зв'язана своєю будовою з платформенними структурами. Крім гір під льодом поховані обширні рівнини і плато (Західна рівнина, Східне плато, рівнина Шмідта). Коливання висот в межах підльодовикових рівнин не перевищують 400 - 600 м, що, проте, не виключає існування низьких кряжів. Східне плато підноситься над навколишніми рівнинами на 700 - 1000 м. Не дивлячись на дуже суворі умови, далеко не всі ділянки покриті льодом. Виявлені біля окраїн Антарктиди такі вільні від льоду “оазиси” довгий час здавалися нерозв'язною загадкою. Найбільш відомі “оазиси” Бангера і Ширмахера. “Оазис” Бангера (66°07' і 100°56' сх. д.) має розміри 22×54 км. З південної сторони його поверхня дещо вища і гранітні горби круто піднімаються над дном витягнутих улоговин або округлих улоговин, заповнених озерами. Ділянки між гранітними валунами заповнені щебнистим дрібноземом. Висота гранітних горбів коливається від 20 до 100 м. Глибокі озера - прісні; дрібні - заповнені гірко-солоною водою. На схилах озерних улоговин спостерігаються білі плями солей. На поверхні валунів і гранітних скель можна бачити десквамаційні кірки, тафони, рудувату вивітрену кірку і блискучий лак пустинного загару. Ландшафт “оазису” Бангера, за словами К. К. Маркова, нагадує картини Східного Паміру або дрібносопковик Казахстану. Цікаво, що в “оазисі” Бангера є і “внутріоазисні“ льодовики. К. К. Марков називає їх льодовиками-заметами. Вони прислонені до схилів гранітних горбів переважно із сторони, захищеної від вітру. “Оазиси” отримують багато тепла в ясні дні (близько 700 кал/см2). Літом поверхня скель, за спостереженнями К. К. Маркова, нагрівалася в “оазисі” Бангера до +20°, тоді як в повітрі було всього +1,4°. У зв'язку з цим в “оазисі” існують талі води, що концентруються у невеликі струмочки. Звичайно, значної роботи вони не проводять. Найбільш крупний потік - Перша річка, довжиною близько 2 км. і шириною близько 15 м. В її нижній течії спостерігається тераса висотою 0,5 м, складена відсортованим, слабоокатаним щебенем і грубозернистим піском. Це унікальні алювіальні утворення льодового континенту. Гори Землі Королеви Мод Гори, обернені до побережжя Атлантичного океану є системою брилово-блокових морфоструктур на краю материкової платформи. Всі основні найбільш крупні особливості орографії в їх межах обумовлені тектонічними рухами. Абсолютні відмітки гір коливаються від 1000 - 1300 м на сході до 3056 м в горах Конрада. Для значної частини хребтів, складених породами гранітоїдного ряду, характерний масивний, монолітний вигляд. Часто спостерігаються круті, рівні схили. Місцями простежуються ланцюжки торів. Для рельєфу, що розвивається на вулканогенних породах, характерні різко виражені форми препарування, внаслідок чого схили набувають ступінчастого вигляду. Пластові інтрузії юрського віку - основа структурних плато (Бардін, 1966). З півночі на південь характер рельєфу хребтів дещо змінюється. У північній частині хребти і гірські масиви характеризуються значною розчленованістю. У південній переважає рельєф гряд з пологохвилястою гребеневою лінією і відносно пологими схилами. У зв'язку з цим тут виділяються альпійський і пологовершинний типи хребтів. Альпійські хребти мають зубчасті гребені, карлінги, але зберігають подекуди похилі ділянки з вирівняним рельєфом. Льодовикові кари досягають тут 5 - 7 км. в поперечнику. Пологовершинні поверхні хребтів виступають з під льоду на 200 - 300 м і мають згладжені форми. На них чітко виражене льодовикове штрихування і навіть шліфовка. Походження вирівняних денудаційних поверхонь в горах Землі Королеви Мод В.І.Бардін пояснює екзараційною діяльністю льоду. Велика відносна висота деяких з них над поверхнею льоду (від 400 до 800 м) пов'язана, на його думку, з тектонічними деформаціями таких поверхонь. Поблизу крупних скельних масивів і нунатаків поверхня льодового куполу Антарктиди набуває горбистого і грядового характеру. За спостереженнями В.І. Бардіна, літом вона майже повністю звільняється від снігу, стає дуже нерівною, порізаною руслами численних тимчасових водотоків. Останні формують невеликі долини стоку талих льодовикових вод з врізаними меандрами. Крім русел тут спостерігаються відособлені крижані горби, озерні ванни, своєрідні форми термокарсту (на ділянках розвитку льодовикових тріщин). Тут також поширені “оазиси”. Причини появи антарктичних “оазисів” - місцеві перешкоди в стоці льоду. В “оазисі” Ширмахера - це гірський бар'єр на півдні, в “оазисі” Бангера - такий же підльодовиковий хребет. Коли край льодовика став тоншати, на поверхні з'явилися чорні скелі, навколо яких внаслідок їх нагрівання сонцем утворилися теплі ділянки. Поступово розміри таких ділянок стали настільки великі, що на них стали формуватися особливі мікрокліматичні умови, що перешкоджають накопиченню великих мас льоду. Між гірськими хребтами і масивами від льодового куполу тягнуться вивідні льодовики, що досягають місцями шельфових льодовиків і є для останніх джерелами живлення. Вивідні льодовики часто огинають гірські ділянки, але іноді і перетинають їх, утворюючи льодопади і величезні крижані стіни. По периферії льодовиків часто зберігаються вали кінцевих морен. Своїм положенням вони фіксують не тільки рівні поверхней вивідних льодовиків, але і рівні древніх материкових покривів льоду. Гори Землі Ендербі На цій території розташовані гори Щукіна, Нейпір, Хансена, Принца Чарльза. Висота їх вершин коливається від !500 до 3000 м. Якщо для гір, що тягнуться паралельно побережжю, характерні гостровершинні порізані хребти із зубчастими гребенями, то гори Принца Чарльза відрізняються плосковершинністю, наявністю столових масивів. Північно-східне підніжжя цих гір обмежене глибокою лінійною западиною, що починається в межах льодового куполу так званою крижаною долиною (різко вираженим пониженням поверхні льоду), і її продовженням - льодовиками Ламберта і Еймері. Ділянки гір, вільні від льоду, досить незначні. По ним можна судити, що гори Принца Чарльза складені, головним чином, метаморфічними і осадовими породами, представленими граніто-гнейсами, гнейсами, чарнокитами, пісковиками. сланцями, алевролітами. Велика кількість скелястих обривів частіше всього пов'язують з тектонічними рухами брил. Дані К. Дресслера і Г. Бруннера показують, що на Землі Ендербі значним розвинені активні льодовики, поверхня яких із-за великих швидкостей руху льоду розміщена на десятки і сотні метрів нижче навколишньої льодовикової рівнини. К. К. Марков називав такі утворення “льодом, що тече у льоді”. Трансантарктичні гори Трансантарктичні гори - найкрупніший гірський хребет Антарктиди. До нього входять численні гірські масиви висотою від 2000 до 3000 м, а окремі вершини досягають 4500 м. За даним А. П. Капіци, ширина хребта складає близько 300 - 600 км. С. М. Мягков вказує, що Трансантарктичні гори - одноманітне моноклінальне підняття, відокремлене глибинним розломом від Західно-Антарктичного поясу. Самі гори розбиті тектонічними порушеннями на окремі блоки. Деякі з льодовикових долин є грабенами, а частина успадковує зони підвищеної тріщинуватості. Західний (пологіший) схил гір поступово занурюється під льодовиковий купол. У рельєфі вершинних поверхонь в основному спостерігаються два типи: округловершинний і плосковершинный. Різкі піки зустрічаються набагато рідше. Моноклінальне залягання осадових і вулканогенних порід зумовило розвиток обширних плоскогір’їв і структурних поверхонь. Багато плосковершинних ділянок гір вважаються тут залишками допліоценової поверхні вирівнювання. Частина нижчих денудаційних поверхонь можливо утворена в неогені екзараційною діяльністю плавучого шельфового льодовика (за З. М. Мягковим). В південній частині Трансантарктичних гір розташований геоморфологічний район, відомий як район Сухих долин - ще один вид антарктичних “оазисів”. Його довжина близько 200 км., а ширина досягає 90 км. Тут, будучи відокремлені один від одного невисокими хребтами, паралельними рядами витягнуті широкі долини Маккая, Вікторія, Райта, Тейлора, Феррарі та інші. Багато долин мають в поперечному перетині коритоподібну форму, яка іноді нагадує трог, До широких днищ спускаються симетричні схили, покриті крупноуламковим матеріалом. На дні долин, як правило, поширені озерні тераси, що прослідковуються до висоти в 300 - 310 м над урізом долини (долина Тейлора). На думку З. М. Мягкова, в кінці пліоцену в деякі з долин заходило море, а частина озерних відкладів, що виділяються Д. Дентоном, має морське походження. Отже, деякі з сухих долин можуть бути древніми осушеними тепер фьордами. В долинах Райта і Тейлора зберігаються озера. Сучасні екзогенні геоморфологічні процеси в Антарктиді В умовах Антарктиди коливання температури під кілометровими товщами льоду не можуть відігравати серйозної ролі у фізичному вивітрюванні. Разом з тим останні дослідження показали, що внаслідок нерівностей корінного рельєфу і змінної у зв'язку з цим щільності маси льоду в основі льодовикового покриву місцями є тонка плівка води. Як припускають, вона виникає в результаті підтікання тепла від поверхні корінних порід. Це підтверджується результатами температурних досліджень в свердловині біля станції Бьорд. Температура льоду змінюється від -28° у верхніх горизонтах льодовикового покриву до -1,6° на глибині близько 2000 м. Відомо, що початкова температура танення льоду при високому тиску складає не 0°, а дещо нижча. За даними З. А. Євтєєва, тала вода в нижніх частинах льодового покриву утворюється в порожнинах, що періодично виникають між корінними породами і підошвою льодовика. Потрапляючи в тріщини корінних порід, вода їх руйнує. Цей процес отримав назву підльодовикового вивітрювання. Фізичне вивітрювання на вільних від льоду поверхнях протікає шляхом розвитку десквамації, комірчастого вивітрювання. Умови для такого вивітрювання особливо яскраво проявляються в антарктичних “оазисах”. Сліди хімічного вивітрювання проявляються у вигляді червоно-бурих кірок, так званого “пустинного” загару, товщиною в декілька сантиметрів (за В. І. Бардіним). Ці кірки спостерігаються навіть на внутрішніх частинах пластин десквамації. До цього ж типу вивітрювання відносяться так звані білі вицвіли на скелях, представлені гіпсом або кальцитом. Про екзараційну здатність льоду свідчать штрихи на схилах, що досягають глибини 5 - 10 мм. Подекуди (на горбах Обручева) виявлені льодовикові борозни глибиною 8 - 10 см. Механізм царапання скельної основи полягає у втискуванні піщинок в поверхню скелі тоді, коли зверху над ними розташовується крупний валун, що перешкоджає втискуванню піщинки в лід. Не дивлячись на суворість клімату Антарктиди, в літній період в приконтактних .поверхневих областях льоду і скель формуються талі льодовикові води. З їх діяльністю пов'язана поява недовговічних льодовикових долин, флювіогляціальних конусів виносу, відкладів з перемитої морени піщано-галечникових осадів. Глибина льодовикових долин складає 6 - 10 м при ширині 20 - 30 м. Значна роль в екзогенному рельефотворенні Антарктиди належить вітру. Вітри, які досягають тут швидкості 40 - 60 м/с переносять уламки розміром до 10 - 20 см. Дефляцією знищуються верхні горизонти вивітрилих порід; перенесеним піщаним матеріалом шліфуються скельні поверхні. В долині Вікторії виявлені піщані бархани і вали, створені вітром біля краю флювіогляціального поля. Утворення морен біля краю антарктичних льодовиків представляє поки що не до кінця вивчений процес. Значна .частина морен, ймовірно, сформувалася за сприятливіших (тепліших) кліматичних умов. Привертає на себе увагу стабільне положення багатьох долинних і карових льодовиків в Трансантарктичних горах, температура льоду в яких наближається до -28°. При таких температурах лід втрачає свою пластичність, перестають рухатися і льодовики, за висловлюванням З. М. Мягкова, як би “примерзають до свого ложа”. Тому морени біля краю таких льодовиків іноді мають вік в декілька десятків або навіть сотень тисяч років, що свідчить про тривалу консервацію льодовиків. Проблема розвитку заледеніння в Антарктиді Походження льодовикового щита Антарктиди представляє до цих пір невирішену проблему. Сприятливі умови для розвитку покривних льодовиків тут існували вже в міоцені. Початок заледеніння пов'язують з охолодженням південних частин Тихого, Атлантичного і Індійського океанів в еоцені і олігоцені (біля 45 млн. років назад). В кінці міоцену пониження середньорічних температур повітря призвело до розростання льодовиків. А перші льодовики виникли, мабуть, ще в палеогені. Заледеніння почалося з центральних найбільш припіднятих територій і згодом розповсюдилося на весь континент. В горах Джонс (Західно-Антарктичний пояс) були встановлені сліди існування покривного заледеніння близько 7 млн. років назад. Це підтвердили датування лав, що вилилися в умовах зледеніння (Бардін, 1976). Аналіз попільних конусів Мак-Мердо, матеріал яких перекриває морени, показав, що вік найдревніших з них (морен) 4,2 - 3,9 млн. років, тобто середньопліоценовий. Таблиця 1 Епохи наступу льодовиків в Антарктиді Інтервал часу (тис. років) Район вивчення руху льодовиків Древні 12000 Гори Джонс 7000 Гори Джонс 4200 Трансантарктичні гори 3500 - 2700 Долина Тейлора 2400 - 2100 Хр. Куін-Мод 2100 - 1600 Долина Тейлора 1600 - 49 Долина Тейлора 350 - 300 Долина Тейлора 220 - 180 Долина Тейлора 130 - 80 Долина Тейлора Менше 9 Хр. Куін-Мод 15 - 5 Долина Тейлора Аналіз озерних відкладів в долині Тейлора (Трансантарктичні гори), які містять прошарки карбонатів, дозволив встановити, що переміщення льодовиків в цій долині відбувалися 350 - 300, 220 - 180, 130 - 80, !5 - 5 тис. років назад. Опубліковані результати аналізу подій льодовикової хронології дозволяють виділити в останній наступні епохи наступу льодовиків. Площа льодовикового щита неодноразово збільшувалася і зменшувалася (табл. 1). Діяльністю шельфових льодовиків були створені абразійно-ерозійні рівні на сучасних відмітках від 200 до 2000 м. Акумулятивні тераси в районі долин Райта, Тейлора і Феррара піднімаються до 400 - 650 м. За останні 1,5 млн. років амплітуда тектонічних рухів досягала таким чином 900 -1000 м. Це призвело до блокових переміщень і формування з часом блоково-брилової морфоструктури - основного типу морфоструктур Антарктиди. Відсутність в Антарктиді (окрім Антарктичного півострова) морських палеогенових і неогенових відкладів дозволяє говорити про значні розміри материка в ці епохи. Висота поверхні, ймовірно, була більшою за сучасну на 100 - 150 м, оскільки вага льодовикового щита призвела до опускання континенту в неоген-четвертинний час. Найвірогідніше, що заледеніння Антарктиди почалося з появи невеликих фірнових полів на найбільш високих хребтах. Гірсько-долинне заледеніння поступово переросло в покривне, а потім і у форму льодовикового щита. Лід при покривній або “щитовій” формі почав рухатися лише досягши певної товщини. У максимальну фазу поширення льоду поверхня антарктичного щита була на 350 - 450 м вище, а його край заходив в межі шельфу. Один з передбачуваних валів виявлений на шельфі в районі Мирного на відстані 100 - 150 км. від берега. В цю епоху льодом виорювалися лінійні улоговини і долини, напрям яких співпадав з напрямком руху льоду. Поперечні (до руху льоду) улоговини і долини піддалися слабкій дії льоду. Наприклад, деякі улоговини в “оазисі” Бангера взагалі. не несуть льодовикової обробки. Можливо, це пов'язано з діяльністю “післяльодовикової” денудації. Доказів синхронності або метахронності заледенінь на різних материках у зв'язку із заледенінням Антарктиди дуже мало. Багатьма дослідниками виділяється декілька стадій скорочення льоду в Антарктиді, одну з яких (“стадію Тейлор”) Т. Певе в районі Мак-Мердо вважає синхронною Іллінойському заледенінню Північної Америки, а “стадію Мак-Мердо” відносить до доіллінойської епохи. Проблема встановлення льодовикових стадій на цьому континенті полягає в тому, що, по-перше, ні в одну з неоген-четвертинних міжльодовикових епох лід не танув, а лише дещо скорочувався в розмірах. По-друге, невеликі скорочення льодовикового щита могли залишитися непоміченими, тобто морени опинилися під рівнем моря. Навіть вік “оазисів” Бангера і Ширмахера поки що залишається не встановленим і датується від 10 000 до перших сотень років. Таким чином, історія розвитку рельєфу Антарктиди впродовж останніх 20 млн. років так чи інакше пов'язана з діяльністю льоду як чинника, що обумовлює багато екзогенних процесів, так і чинника, що впливає на розвиток земної кори і її поверхні. У цьому полягає унікальність розвитку рельєфу і регіональна особливість геоморфології Антарктиди.

Схожі: