Салпаусселькя

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Перейти до: навігація, пошук
Пасма Салпаусселькя

Салпаусселькя - це велика пасмова система, залишена після останнього льодовикового періоду на Півдні Фінляндії. Це велике моренне формування, яке сформувалась в передній частині Балтійського льодовикого озера у період пізнього дріасу близько 12.700-11.500 років тому.

Простяглося від Ханко на сотні км на схід. Через велику кількість річкових та озерних систем Центральної Фінляндії відоме як Фінське Поозер'я ((фін. Järvi-Suomi), вода прямує через декілька руйнацій у пасмах. Річка Вуоксі витікає з озера Саїмаа і прямує в Ладозьке озеро. Звідти вода потім прямує Невою в Фінську затоку обминаючи Салпаусселькя. Річка Кюми-Йоки витікає з озера Пяйянне і прямує у Фінську затоку. Через Поозер'я Саїмаа штучно з'єднано Саїменським каналом з Фінською затокою.

Є також утворення за назвою Другий і Третій Салпаусселькя, які схожі за формою, але менші за розмірами. Вони розташовані на північ від головного Салпаусселькя, і були створені пізніше.

Географія[ред.ред. код]

Система моренних пасм Салпаусселькя на всьому протязі складається з двох практично паралельних один одному пасм Салпаусселькя I і Салпаусселькя II, а також пасма Салпаусселькя III, яка представлена порівняно коротким відрізком на південному заході.

Салпауселькя I на заході тягнеться під водами Балтійського моря на десятки кілометрів, при цьому на глибинах понад 40 м пасмо поховано під молодшими морськими осадами [1]. Західна дуга пасма на суші починається на півострові Ханко і тягнеться до Сайраккала(fi) в Холлола, де пасмо різко змінює напрямок і починається східна дуга . Далі пасмо тягнеться через Лахті, Коувола, Лаппеенранта і вздовж кордону фінського Озерного краю до Вяртсиля на північ від Ладоги, де пасмо уривається [1]. Салпаусселькя I є майже безперервним пасмом з великими маргінальними дельтами в районі Лахті, Куовала і Лаппеенранта.

Салпаусселькя II прямує паралельно Салпаусселькя I на відстані від 10 до 25 км від острова Йорьо(fi)) через мис Шаблон:Comm на північний схід до Асіккала на захід від озера Пяйянне, де дуга змінює напрямок. Далі навколо озера Сайма до Кійхтелюсваара. Західна дуга Салпаусселькя II утворена однією, двома або трьома паралельними звичайно-моренними пасмами, складеними гравієм, піском і валунами суглинком і рідкісними вивідними дельтами оз. Східна дуга є майже безперервним пасмом маргінальних дельт.

Салпаусселькя III простежується на островах Утьо і Юрмо(fi) в Архіпелаговому морі і далі від острова Чіміту на північний схід до озера Пяйянне в Падасйокі. Вона утворена безперервною звичайно-моренним пасмом і декількома великими маргінальними дельтами.

Крім того, у фінському регіоні Північна Карелія і російській республіка Карелія є ряд звичайно-моренних утворень, відповідність яких конкретним пасмам Салпаусселькя залишається предметом дискусії:

  • Моренне пасмо Тууповаара відповідає пізнім стадіям Салпаусселькя I, але, можливо, сформувалося раніше;
  • Моренне пасмо Койтера і її продовження на території Росії в районі Сегозеро вважається «продовженням» Салпаусселькя II, але деякі автори ототожнюють її з Салпаусселькя I;
  • Моренне пасмо Піелісярві зазвичай вважається продовженням Салпаусселькя III [1].

На території Карелії розташовуються дві протяжні моренні пасма, що продовжують крайові утворення Койтера і Піелісярві: Ругозерське пасмо і пасмо Калевала відповідно. Єдиної думки про їх відповідність стадіями формування Салпаусселькя не досягнуто.

Будова пасм[ред.ред. код]

Узагальнений поперечний розріз типового для Салпаусселькя дельта-моренного пасма

Пасма Салпаусселькя є складним поєднанням кінцевої морени і флювіогляціальних утворень. Пасма неоднорідні в плані: ділянки вузьких порівняно невисоких пасм, утворені майже виключно моренними відкладеннями, змінюється типовим для Салпаусселькя пасмом, де флювіогляціальна основа перекрита мореною з внутрішньої сторони (дельта-морени [2]) і, нарешті, маргінальними флювіогляціальними дельтами великої площі або зандрами. Останні часто мають у плані неправильну форму, площа найбільшої з таких дельт, Сайраккала, досягає 40 км². Маргінальні дельти або тераси можуть тягнуться безперервно на десятки кілометрів[1].

Характер пасм визначається особливостями дольодовикового рельєфу біля кордону льодовика: глибиною басейну перед фронтом льодовика, експозицією схилів по відношенню до нього, наявністю долин під льодовиковим покривом, а також швидкістю руху льодовика в даному районі. У загальному випадку, найрозвиненіші флювіогляціальні форми характерні для ділянок, де глибина прильодовикової водойми на початку формування пасма становила від 40 до 20 м, а схили підстилаючого рельєфу падали в напрямку від фронту льодовика.

Основна форма рельєфу - пасмо, складене флювіоглаціальними пісками і галькою, що зазвичай зазнали гляціотектонічної деформації і перекритими мореною з внутрішньої сторони [1]. При описі пасма виділяють зовнішню (дистальну), центральну і внутрішню (проксимальну) по відношенню до положення кордону льодовикового покриву частини.

Дистальна і центральна частина складені добре промитими і відсортованими флювіогляціальними пісками і галькою (розмір зерен від супіску до гальки і валунів). Морфологічно ці частини є непорушеними послідовностями флювіогляціальних дельт. Її формування відбувалося за рахунок скидання осадового матеріалу що було знесено потоками, прямуючими в підльодовикових тунелях, який відбувався, коли швидкість потоку падала при впадінні в Прильодовикове озеро. У міру накопичення відкладень гирла потоків мігрували уздовж краю льодовика. Після досягнення пасмом що зростає рівня поверхні водойми (якщо накопичення осаду не припинялося раніше) знову надходить осад що переносився поверхневими потоками (русла яких можна спостерігати в сучасному рельєфі) в дистальну частину пасма. Таким чином формувалися конусні зандри і зандрові плато.

У багатьох місцях первісна форма схилів пасм піддалася глибокій зміною під впливом прибережній активності різних стадій розвитку Балтійського моря. У сучасному рельєфі дистальних схилів Салпаусселькя I літоральні обриви і тераси займають домінуюче положення[3]. Крім того, зустрічаються Еолові відклади і закріплені дюни[4].

Безпосередньо до височин з проксимальноuj боку примикає велика кількість так званих живлячих оз, які є слідами підльодовикових потоків, що забезпечували транспорт осадового матеріалу до фронту льодовика. Крім порівняно невеликих живлячих озов, на території пасм зустрічаються великі протяжні ози, орієнтація яких відповідає напрямку льодовикових потоків. Такі ози можуть перетинати звичайно-моренні пасма і розташовуватися в просторі між ними, але ніколи не перетинають зовнішнє пасмо Салпаусселькя I [5][4].

Пов'язані формації[ред.ред. код]

Поряд з власне пасмами Салпаусселькя виділяють ряд утворень, походження яких пов'язане з утворенням пасм. В тилу у центральній дуги Салпаусселькя на відстані від 60 до 200 км розташовуються поля друмлін, орієнтація довгих осей яких перпендикулярно напрямку найближчої ділянки дуги. На північному сході поля друмлін впритул примикають до пасма.

Крім того, в тилу у Салпаусселькя розташована система оз, напрям яких в цілому перпендикулярно дузі і повторює напрямок льодовикових потоків. На території Озерного краю виділяють 12 основних пасм оз протяжністю в десятки кілометрів [5].

Історія формування[ред.ред. код]

Фронт відступаючого льодовика досяг південного узбережжя Фінляндії за сучасними оцінками близько 11100-11000 до Р.Х.[5].

У плані пасма Салпаусселькя I і Салпаусселькя II (разом з подібними утвореннями на північному сході) утворені трьома дугами, що повторюють обриси льодовикових язиків, які брали участь у їх формуванні: язик Балтійського моря на заході, язик Озерного краю в центрі і Північно-Карельський язик на північному сході. У місцях сполучення льодовикових язиків утворився міжязиковий масив в районі Йоенсуу.

Припускають, що в ході Аллередської осциляції 12740 ± 60[6] - 10800[7] до Р.Х. межа відступаючого льодовикового покриву досягла області, що лежить північніше (або в тилу) Салпаусселькя I[8] [9]. У ході похолодання пізнього дріасу ( (10800—9500 до Р.Х.) [5] відбувся наступ льодовика, крайнє положення якого і маркує Салпаусселькя I [5]. Слід зазначити, що амплітуда цього наступу льодовиків була вище в центральній частині льодовикових язиків, де рух льоду відбувався інтенсивніше. Тут вона досягала, за різними оцінками, від 30 [5] до 50 [1] і навіть 80 [10] км. На периферії і краях язиків амплітуда наступу становила від одного до декількох кілометрів [4].

Пасмо Салпаусселькя I почало формуватися 10260 [7] - 10250 [11] до Р.Х.

Товщина льодовикового покриву в період формування пасма Салпаусселькя I становила від 250 до 500 м на відстані 40 км від фронту льодовика [5]. Поля друмлінів в тилу центральної частини дуг свідчать про швидкий рух льодовика в цих районах і наявності води у підмурівку льодовикового покриву. Вода що танула прискорювала руху льодовикового покриву, особливо під час фінальної фази дегляціації. Вода через мережу тунелів в тілі льодовика надходила до його краю. Положення найбільших підльодовикових тунелів в даний час вказують протяжні послідовності пасм оз в тилу Салпаусселькя. Ці тунелі забезпечували живлення зони Салпаусселькя осадовим матеріалом [5].

Основна частина пасма Салпаусселькя I формувалася під поверхнею води. Глибина Балтійського льодовикового озера перед фронтом льодовика становила від 20 до 40 м [5]. Ранні шари центральної та дистальної частини пасма відкладалися в умовах мілководдя. Основна частина опадів відкладалася в умовах другого підйому рівня Балтійського льодовикового озера [3] після спуску в аллереді. Для центральної дуги в період формування Сальпаусселькя I отримані наступні оцінки глибини перед фронтом льодовика: від 0 до 25 м на північ від Лаппеенранта, від 40 до 50 м до схід від Луумякі, від 20 до 40 м від Лахті до Коувола. Найбільша глибина відзначена для регіону на південь від Коувала - від 50 до 80 м. На північ від Лаппеенранта і в районі Лахті відкладення верхніх ярусів дельт внутришньольодовикових потоків відбувалося вже на поверхні Балтійського льодовикового озера [5]. Пасмо формувалося протягом 230-250 років [4].

Пасмо Салпаусселькя II почало формуватися 9800 [12] до Р.Х. Як і у випадку зовнішнього пасма, формування Салпаусселькя II стало можливо завдяки тимчасовому припиненню відступу краю льодовикового покриву або навіть просуванню цієї межі вперед. У період відкладення Салпаусселькя II кількість таких подій розрізнялася у різних льодовикових язиках: одноразово для язика Озерного краю і до трьох разів для язика Балтійського моря на заході, що визначило відмінність в їх морфології [4].

Формування Салпаусселькя II також відбувалося в умовах озерного басейну. Край льодовика знаходився на суші тільки в районах на північний схід від Іматра і Паріккала. Крім того, у багатьох місцях дельти виростали вище рівня озера. Глибини перед фронтом льодовика становили здебільшого від 0 до 30 м, найбільша глибина, 50 м, була в районі Кюляніемі [5]. На формування пасма знадобилося 180-200 років [4], воно завершилося 9600 років до Р.Х.[12].

Припинення активності язика Озерного краю в період формування Салпаусселькя III призвело до того, що це пасмо представлено ​​тільки в південно-західній (власне Салпаусселькя III) і північно-східній (пасмо Піелісярві) дугах [1]. Пасмо Салпаусселькя III сформувалося в голоцены близько 9300 ± 50 до Р.Х. [7].

Формування пасм відбувалося асинхронно [4] [3]: за деякими оцінками, західна частина пасма почала формуватися на 350 років раніше східної для Салпаусселькя I і на 100 років раніше для Сальпаусселькя II [1].

Відмітки рівня Балтійського льодовикового озера[ред.ред. код]

Крайові флювіогляційні утворення на території пасм Салпаусселькя дозволяють визначити положення базису ерозії в момент осадонакопичення, яким для них було Балтійське льодовикове озеро. Для Салпаусселькя виділені наступні позначки рівня:

  • BI - найдавніша і найвища лінія, розташована на території Салпаусселькя I.
  • BII - лінія розташовується на 5 м нижче BI; формувалася в процесі відступу льодовика від Салпаусселькя I до Салпаусселькя II
  • BIII - розташовується на 10 м нижче BI на території Салпаусселькя II [5].

Абсолютна висота відміток залежить від величини ізостатичного підйому території в наступні епохи: лінія BI в районі Лахті знаходиться на висоті 160 м над рівнем моря, а на північ від Ладозького озера - на висоті 95 м [1]. Коли льодовик відступив на кілька кілометрів від пасма Салпаусселькя II, приблизно 9560[13] - 9590[11] до Р.Х. відбувся скид Балтійського льодовикового озера і рівень води в Балтійському басейні опустився на 28 м [5] до рівня YI.

Позначки рівня Балтійського льодовикового озера на території Салпаусселькя зіграли і продовжують відігравати ключову роль у вивченні історії та визначенні хронологічних меж існування цієї водойми [14].

Роль пасма в історії внутрішніх вод Фінляндії[ред.ред. код]

Після звільнення території Фінляндії від льодовика пасмо Салпауссельякя грало роль основного вододілу, перешкоджаючи стоку з території, що лежить на північ від пасма, у Фінську затоку. З цієї причини стік майже з усієї території сучасної Фінляндії відбувався в північному та північно-західному напрямку у Ботнічну затоку. І на початок ХХІ століття пасмо є південно-східним кордоном Озерного краю Фінляндії.

У міру гляціоізостатичного підняття північної Фінляндії росла висота порога стоку в районі озера Котаярві - і приблизно 4100 років до Р.Х. стався прорив пасма на південь від озера Пяйянне, в результаті якого з'явилася річка Кюмійокі. Пізніше аналогічний прорив пасма в районі міста Іматра привів до утворення річки Вуокси. Ці події привели до падіння рівня озер Пяйянне і Сайма на 20 м [15].

Незважаючи на прориви, пасмо і раніше діє як гребля на поверхневий стік, спрямований на південь. На зовнішній стороні Салпаусселькя на території Фінляндії практично відсутні великі озера [16].

Примітки[ред.ред. код]

  1. а б в г д е ж и к Rainio, 1998
  2. а б {{{Заголовок}}}. — ISBN 5-211-01618-1.
  3. а б в г Glückert, G. The First Salpausselkä at Lohja, southern Finland(англ.) // Bulletin of the Geological Society of Finland : статья. — 1986. — P. 45-55.
  4. а б в г д е ж Palmu, J.-P. Sedimentary environment of the Second Salpausselkä iee marginal deposits in the Karkkila-Loppi area in southwestern Finland(англ.) // Geological Survey of Finland, Report of 1nvestigation : Academic dissertation. — Espoo, 1999. — P. 91. — ISSN 0781-4240.
  5. а б в г д е ж и к л м н п Lunkka, J. P., Erikkilä, A. Behaviour of the Lake District Ice Lobe of the Scandinavian Ice Sheet During the Younger Dryas Chronozone (ca. 12 800 – 11 500 years ago) (PDF). http://www.posiva.fi/en. Posiva Oy Olkiluoto. Процитовано 2014-12-12.  Проігноровано невідомий параметр |subtitle= (довідка); Проігноровано невідомий параметр |lang= (можливо, |language=?) (довідка)
  6. Rech, J.A., Nekola, J.C., Pigati, J.S. Radiocarbon ages of terrestrial gastropods extend duration of ice-free conditions at the Two Creeks forest bed, Wisconsin, USA(англ.) // Quaternary Research : журнал. — 2012. — P. 289—292.
  7. а б в Donner, J The Younger Dryas age of the Salpausselka moraines in Finland(англ.) // Bulletin of the Geological Society of Finland : сборник. — Quaternary Research, 2010.. — P. 69 - 80.
  8. Okko, M. On the development of the first Salpausselkä west of Lahti(англ.) // Bulletin de la commission géologique de Finlande : Academical dissertation. — Helsinki, 1962. — P. 162.
  9. Rainio, 1996
  10. Rinterknecht, V.R., Clark, P.U., Raisbeck, G.M., Yiou, F., Brook, E.G., Tschudi, S., Lunkka, J.P. Cosmogenic 10Be dating ofthe Salpausselka I Moraine in southwestern Finland(англ.) // Quaternary Science Reviews. — 2004. — P. 2283-2289.
  11. а б Saarnisto, M., Saarinen, T. Deglaciation chronology of the Scandinavian Ice Sheet from the Lake Onega Basin to the Salpausselka End Moraines ¨(англ.) // Global and Planetary Change : журнал. — 2001. — P. 387—405.
  12. а б Vassiljev, J Saarse, L Timing of the Baltic Ice Lake in the eastern Baltic(англ.) // Bulletin of the Geological Society of Finland : журнал. — Helsinki, 2013. — P. 9—18.
  13. а б Andrén, T, Andrén, E, Berglund, B.E, Yu, S.-Y New insights on the Yoldia Sea low stand in the Blekinge archipelago, southern Baltic Sea(англ.) // GFF. — Stockholm, 2007. — Vol. 129. — P. 277–285. — ISSN 1103-5897.
  14. Jakobsson, M., Björck, S., Alm, G., Andrén, T., Lindeberg, G., Svensson, N-O Reconstructing the Younger Dryas ice dammed lake in the Baltic Basin: Bathymetry, area and volume(англ.) // Global and Planetary Change : журнал. — 2007. — P. 355—370.
  15. Tikkanen, M Long-term changes in lake and river systems in Finland(англ.) // Fennia - International Journal of Geography : журнал. — Helsinki : Geographical Society of Finland, 2002. — No. 1-2. — P. 31-42. — ISSN 0015-0010.
  16. Мананкова Т. И. {{{Заголовок}}}.

Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "SIL_2004", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "Marchenko-Vagapova_2012", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.
Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "Demidov_2005", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.

Помилка цитування: Тег <ref> з назвою "Grosswald_2009", визначений у <references>, не використовується в попередньому тексті.

Посилання[ред.ред. код]