Глава 1

СОВРЕМЕННЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПРОЦЕССАХ ОЛЕДЕНЕНИЯ, ЭНЕРГЕТИКЕ, МЕХАНИЗМЕ ДВИЖЕНИЯ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ ПОКРОВНЫХ, ГОРНЫХ И ПЛАВУЧИХ ЛЬДОВ

В соответствии с традиционными, существующими уже более 100 лет представлениями о контурах распространения позднекайнозойских ледниковых покровов Европы, неоднократно надвигавшихся из Скандинавии на равнины Прибалтики, северные и центральные регионы континента, граница максимального продвижения наиболее мощных из них - ранне- и среднеплейстоценовых, как уже отмечалось, достигала в бассейне Днепра территории современного Днепропетровска, а в долине Волги - района, находящегося несколько севернее Волгограда. Таким образом, от центра оледенения, располагавшегося, как считают ныне, в крайней северной части акватории Ботнического залива, лед продвигался на расстояние соответственно 1900 и 2000 км, оставив после отступления по всей территории глыбы, валуны и более мелкие обломки характерных скандинавских пород: гранитов рапакиви, гнейсов, порфиритов, кварцитов, ультраосновных и щелочных пород.

Даже последний по времени, наиболее детально изученный позднеплейстоценовый валдайский (вюрмский) ледниковый покров, существовавший, по данным новейших радиоуглеродных датировок отложенных им осадков, в интервале от 23 до 10 тыс. лет назад, продвинулся, как показано на многочисленных картах, до вершин Валдайской возвышенности (г. Осташков), а также северной Беларуси и бассейна Вислы, т. е. на 1000 и 1100 км.

Проблемам, связанным с условиями возникновения и движения горных и покровных ледников, посвящено множество работ. В этих публикациях подробно проанализирован целый комплекс вопросов. Авторы использовали математический аппарат, данные о механических и физических свойствах льда, результаты моделирования, а также многолетних натурных наблюдений на ледниках ряда горных систем, на арктических островных архипелагах и на современных ледниковых щитах Антарктики, Гренландии, Исландии, Северной Земли и др.

Первая группа вопросов относится к определению условий возникновения и развития горных и покровных ледников. Среди них нужно назвать следующие: преобразование снега в фирн и лед; структура и ориентировка ледяных кристаллов; влияние колебаний климата, температур, влажности, направления воздушных потоков на состояние баланса массы ледников, изменение их мощности, формы, размеров; тепловой режим ледников, в том числе распределение температур по всей толще льда от поверхности до основания; время начала позднекайнозойских похолоданий и оледенений; расчет времени, требующегося для накопления и стаивания горных и покровных ледников. Сюда же относится и проблема гляциоизостазии - величины прогибания и компенсационного поднятия земной коры под ледниковой нагрузкой и при ее снятии.

Вторая группа вопросов связана с динамикой - движением ледников. Исследованы условия скольжения льда по ложу, определены роль и влияние талой воды в его основании; произведены многочисленные измерения скорости движения ледников - горных и покровных по всей толще льда от поверхности до основания; определена зависимость скорости движения от мощности (толщины) льда, угла наклона его поверхности, наклона ложа и его рельефа, температурного режима и структуры льда, степени насыщенности его обломочным материалом. Описаны деформации, происходящие в ледяной толще при ее движении, отмечены напряжения, возникающие при этом на разных ее участках.

Третья группа вопросов относится к геологической деятельности ледников различных типов, к формированию экзарационных и аккумулятивных форм рельефа, к условиям транспортировки обломочного материала.

Все эти вопросы рассматриваются нами предельно кратко, в перечисленном порядке.

Проблемы условий образования, и особенно динамики и геологической деятельности плавучих и донных льдов, в современной научной литературе по геологии и палеогеографии позднего кайнозоя освещены гораздо скромнее, однако интерес к ним со времен М.В. Ломоносова и Ч. Лайеля не ослабевает. Области их современного распространения и масштабы геологической деятельности весьма значительны. Еще большими они были в эпохи похолоданий.

1.1. УСЛОВИЯ ВОЗНИКНОВЕНИЯ И РАЗВИТИЯ ГОРНЫХ И ПОКРОВНЫХ ЛЕДНИКОВ ПОЗДНЕГО КАЙНОЗОЯ

Преобразование снега в фирн и лед. Этот процесс рассматривается в ряде работ П.А. Шумского, Л. Ллибутри, У. Патерсона и многих других исследователей.

Снег до превращения его в лед проходит стадию фирна. Последний становится льдом, когда воздушные поры между зернами приобретают изолированность, а плотность его, постепенно возрастая, с глубиной увеличивается от значений 0,40-0,80 до 0,85-0,91 г/см³. Лед ледников не пропускает воздух и воду; воздух присутствует в нем в виде пузырьков.

Эти преобразования в зонах талого и сухого снега происходят неодинаково. На леднике Гренландии на 77° с.ш. фирн становится льдом на глубине 80 м; в более южных широтах их граница располагается между глубинами 75 и 35 м. С учетом скорости аккумуляции снега для этого требуется 100 и более лет [Патерсон, 1972]. Аналогичные данные для Антарктического ледника приводятся в работах П.А. Шумского. Здесь превращение фирна в лед происходит у края ледникового покрова на глубине 10-20 м за 20-30 лет, а в центральной части щита глубина границы фирн - лед достигает 150 м, причем время превращения фирна в лед оценивается в этом случае в 1-1,5 тыс. лет (по Иванову, [1967]).

Структура и ориентировка кристаллов льда в ледниках. В процессе накопления льда в леднике и при его движении происходит постепенное упорядочение ориентировки кристаллов, изменение их формы и уменьшение размеров. Наиболее отчетливы такие явления вблизи кромки покровных или вблизи бортов долинных, горных ледников, что представляет собой следствие повышающихся здесь напряжений сдвига - результата торможения льда стенками или неровностями ложа. При этом лед расщепляется на тонкие слои - образуются их серии с несколько различной ориентировкой кристаллов.

Баланс массы ледников - горных и покровных. Этому вопросу, особенно для горных ледников, посвящено едва ли не наибольшее количество исследований, что связано с его важнейшим практическим значением.

Вода ледников предгорных территорий стран Скандинавии, Центральной и Южной Европы (Альпы), региона юга бывшего СССР (Кавказ, Тянь-Шань, Фергана, Алтай и др.) - это основа жизни населения, существования сельскохозяйственных угодий, работы гидроэлектростанций и т.д.

Измерения баланса массы позволяют определить общий объем накопившегося льда, скорость его расходования, общие тенденции состояния ледников каждого конкретного региона. Среди многих методов определения баланса ледников, описанных в работах ряда исследователей, едва ли не наиболее информативным и объективным можно считать появившийся в последние десятилетия метод последовательного аэро- и космофотографирования. Составленные при этом карты в комплексе с данными гидрологических, метеорологических, топографо-геодезических и геофизических исследований дают наиболее точные результаты, позволяют следить за тенденциями изменений изучаемых во времени и пространстве объектов.

Баланс ледников - покровных и горных, по данным произведенных исследований, изменение их размеров и мощности зависят от следующих основных факторов: 1) годовых и вековых колебаний климата - повышения и понижения среднегодовых и сезонных (лето - зима) температур, влажности, количества осадков, а также его долгопериодических колебаний (эпох похолоданий - ледниковий и потеплений - межледниковий); 2) скорости и величины годовой аккумуляции и абляции (комплекса процессов, благодаря которым снег и лед теряются ледниками вследствие таяния, испарения, перемещения снега ветром, отрыва айсбергов, обвалов и т.п.). Соотношения между этими факторами дают короткопериодичные годовые и вековые колебания баланса. Долгопериодичные колебания в эпохи похолоданий приводят к мощному разрастанию ледников, сменяющемуся их сокращением и исчезновением в эпохи потеплений.

Кроме перечисленных факторов на баланс массы льда горных и покровных ледников оказывают влияние их местонахождение (в высоких или низких широтах), гипсометрическое положение поверхности ледника (абсолютная высота над уровнем моря), направление воздушных потоков, несущих влагу, а зимой, кроме того, сметающих снег с поверхности льда. Для горных ледников существенное значение имеет их экспозиция. Ледники южных склонов по сравнению с находящимися на северных склонах хребтов на протяжении летнего сезона сокращаются значительно интенсивнее, хотя в некоторых горных странах (Гималаи) это компенсируется увеличенным привносом влаги в остальные времена года.

Все названные параметры введены в математические формулы, используемые гляциологами при расчетах балансов ледников. Получаемые величины аккумуляции и абляции достаточно близки к величинам, определяемым с помощью непосредственных замеров; более того, для ряда горных районов удается достаточно точно составлять прогноз баланса ледников на несколько лет вперед.

Современное состояние горных ледников изучается весьма детально [Максимов, 1972]. За время наблюдений (100-150 лет) основная часть ледников, расположенных в хребтах Средней Азии, Горного Алтая, Саян, Кавказа, Альп, Скандинавских гор, Хибин, испытывают общее ритмическое стадиальное отступание, уменьшается мощность льда. Темп отступания, например для ледников Горного Алтая (Катунский и. другие хребты), колеблется от 5-7 до 17-19 м в год; за 130-летний срок наблюдения площадь больших ледников сократилась здесь в среднем на 9 %, малых - на 15-30 %.

В близком к указанному темпе сокращаются подавляющее большинство ледников и других горных стран. Едва ли не самая значительная скорость отступания и уменьшения мощности льда характеризует ледники Тянь-Шаня. Так, за 15 лет наблюдений, до 1970 г., они стали короче на 1-1,5 км, а мощность льда отдельных ледников сократилась на 36-50 м. В последующие годы эти процессы усилились. Деградация оледенения, хотя гораздо менее интенсивная, чем указанная выше, происходит и на архипелагах Полярного бассейна - Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа, на Новой и Северной Земле. Увеличение площади и мощности отмечено лишь для ледников западного склона Полярного Урала, в то время как на восточном его склоне объем слагающего их льда видимых изменений не претерпевает [Троицкий, 1975].

Для покровных ледников приводятся следующие данные. Покровные и полупокровные ледники Исландии в течение последних 300 лет сокращаются, хотя скорости отступания краев ледников здесь существенно ниже, чем у высокогорных ледников. Насколько можно судить по публикациям, освещающим основные итога исследований баланса ледника Антарктики [Иванов, 1967; Липенков, 1988 и др.], их автора склоняются в выводу, что баланс его массы в 1960-1980-е it. положителен. Вместе с тем, поскольку большинство данных указывает на то, что в XIX и XX вв. преобладали утончение периферийных частей щита от 8 до 100 м [Шумский, 1960] и отступание его края главным образом из-за разрушения шельфового барьера, постольку прирост массы щита следует относить на счет его центральной части. Однако факты, подтверждающие это, неоднозначны, а сами выводы вызывают некоторые сомнения. Расчеты, сделанные В.Я. Липенковым [1988] по результатам измерения пористости керна льда, свидетельствуют, что в начале голоцена (10 тыс. лет назад) на расстоянии 200-250 км от берега ледниковый покров мог быть мощнее современного на 400-500 м, а в середине голоцена (5 тыс. лет назад) - на 70 м. Конечно, приведенные цифры не являются вполне точными, однако в нервом приближении они могут быть приняты.

Общие сведения по Гренландскому леднику [Игнатьев, 1956 и др.] появились с заселением острова норманнами в конце X в. (985 г.), более детальные были получены в период от начала научных исследований этого покрова (1888 г., пересечение ледника Ф. Нансеном) до настоящею времени.

Годовой баланс Гренландского ледника подсчитывался неоднократно (Ф. Леве, А. Этьен, В. Альманн, А. Бауэр). Результаты этих подсчетов достаточно близки [Игнатьев, 1956] и позволяют сделать вывод о том, что аккумуляция снега, фирна и льда здесь заметно превышает абляцию. Однако если включить сюда и расход льда, отделяющегося в виде айсбергов, то названная разность окажется минимальной. Поэтому все исследователи, занимавшиеся такими расчетами, делают однозначный вывод о том, что, по крайней мере в последние 50-60 лет, Гренландский ледник находится в почти стационарном состоянии или испытывает лишь очень незначительные сокращения. Этот же вывод может быть распространен и на весь тысячелетний интервал с момента заселения острова норманнами. Но нужно заметить, что в XV-XVIII вв. вследствие достаточно длительного похолодания климата, отмечаемого также на территории всей Северной Европы и Азии, происходило некоторое разрастание размеров и мощности Гренландского ледника, выдвижение краев щита по сравнению с его современными контурами. Именно это похолодание, вызвавшее увеличение ледовитссти Северного, Норвежского и Гренландского морей, привело к почти полному, а затем и полному прекращению связи гренландских поселений с Европой и, вероятно, явилось причиной гибели переселившихся на остров норманнов в конце XV в.

Тепловой режим ледников. Распределение температур по всей толще льда от его поверхности до основания. Наиболее значимые физические свойства льда существенно зависят от его температуры. В частности, это один из важнейших параметров, регулирующих скорость движения ледника, о чем будет подробнее сказано ниже.

Температурный режим ледников детально изучался на щитах Антарктики и Гренландии, а также на горных ледниках Центральной и Южной Европы и Южной Азии. Подробные сводки этих материалов для Гренландского и Антарктического щитов представлены в публикациях У. Патерсона [1972], В.Б. Иванова [1967], В.Н. Богословского [1960], Б. Фриструпа [1964], а для ледников островных архипелагов Северного Ледовитого океана и горных районов бывшего СССР, Скандинавии и Центральной Европы - в сборниках материалов гляциологических исследований. Коротко остановимся на полученных результатах.

Температура льда близ поверхности ледника меняется в течение года в зависимости от сезонных колебаний температур над его поверхностью. На глубине 15-20 м на покровных ледниках Гренландии и Антарктики и на ледниках всех горных стран сезонные колебания температур в снежно-фирново-ледовой толще затухают. Установившиеся температуры близки к средней годовой температуре поверхности снега или прилегающего к ней слоя воздуха. На покровных ледниках эта температура закономерно понижается по мере удаления от краев ледника и увеличения абсолютной высоты его поверхности. Градиент понижения температуры на 100 м подъема по вертикали растет, например в Антарктиде, в пределах от 1,1 до 4,1°С. В центральной части щита он составляет всего лишь 0,5°С на 100 м подъема [Иванов, 1967]. На основании материалов по измерению температур в близповерхностных слоях Антарктического ледника В.М. Котляков [1961] составил карту средних годовых температур на его поверхности. В результате новейших исследований, проведенных антарктическими экспедициями, к этой карте сделаны дополнения: установлено, что в самой высокой части щита температура составляет минус 59,2, а на полюсе недоступности - минус 57,2 °С.

Аналогичные или близкие данные о распределении температур в верхней 15-20-метровой толще льда имеются и для покровных ледников Гренландии и Исландии, и для горных ледников ряда стран. Глубже уровня проникновения сезонных колебаний (в Гренландском леднике обычно до глубины 120-150 м, а в Антарктике - до 170 м и более) прослеживается отрицательный вертикальный температурный градиент, который постепенно сокращается и глубже сменяется на положительный. С глубиной он постепенно растет и ниже 1200 м равен почти 23 м/град. Это указывает на то, что придонные части ледниковых щитов Гренландии и Антарктиды на участках, где мощность льда достигает 2000-2400 м, имеют нулевую или близкую к ней температуру, т.е. подстилаются водой. Данный вывод, теоретически предсказанный еще П.А. Шумским [1960], был подтвержден в 80-х гг. материалами бурения, проведенного на Антарктическом щите. И.А. Зотиков [1977], К.С. Лосев [1982] и ряд других исследователей указывают, что донное таяние характерно для 70% его подледной площади в границах суши.

Для Гренландского щита прямых сведений об этом в имеющейся литературе нам найти не удалось. Однако при анализе карты мощности льда названного ледника с учетом материалов Б. Фриструпа [1964] оказалось, что и здесь процент площади подледной территории, имеющей мощность более 2000 м, т.е. находящейся в зоне нулевых или близких к ним температур, соизмерим с таковой для Антарктики, хотя и несколько уступает ей. Учитывая, что значительная часть поверхности льда этого щита имеет более высокие температуры, чем в Антарктике, глубина залегания слоя нулевых температур здесь составляет, вероятно, несколько менее 2000 м.

Данные о температурном режиме покровных и полупокровных ледников Северной Земли, где глубина залегания талого слоя менее 800 м, приводит Л.С. Говоруха в ряде своих работ [1970, 1977 и др.]; по ледникам Земли Франца-Иосифа и Шпицбергена такие материалы опубликованы М.Г. Гросвальдом, А.Н. Кренке [1961, 1970] и другими исследователями.

Сведения о температурном режиме придонных слоев горных ледников Средней Азии, Кавказа, Алтая и Тянь-Шаня, Альп и гор юга Азиатского субконтинента весьма отрывочны и неполны. Установлено, что нижние концы ледников, их языки, опускающиеся ниже снеговой линии или располагающиеся несколько выше ее, имеют в основании в течение весенне-летнего и осеннего сезонов слой воды, т.е. температура на границе ложе - лед в этой части ледников равна или выше нулевой. Зимой и здесь, даже в наиболее южных горных районах Азии (Гималаи, Каракорум), таяние почти прекращается, ледники, кроме, вероятно, наиболее мощных, примерзают к ложу.

Как объясняется наблюдаемый феномен - появление слоя воды под ледником? Исследователи, занимающиеся этой проблемой, считают, что он представляет собой результат суммарного действия геотермического потока глубинного тепла, аккумулирующегося вследствие низкой теплопроводности льда в его придонной части, а также тепла, выделяющегося при движении ледника и при давлении самой толщи льда, которое понижает температуру плавления на 0,69 °С на каждую 1000 м его мощности (по Чувардинскому [1988]). Установлено, что нормальный геотермический тепловой поток расплавляет около 6 мм льда в год. Кроме того, тепло, выделяемое в процессе скольжения, может растопить еще примерно такое же количество льда.

Время начала позднекайнозойских похолоданий и оледенений. История климата Арктических и Антарктических регионов Земли является предметом дискуссии уже несколько десятилетий, с тех пор как начались систематический отбор и изучение донных осадков океанов [Белов, Лапина, 1961; Оськина, Иванова, Блюм, 1982; Лисицын, 1961, 1981 и др.] и, в частности, донных колонок Арктического бассейна [Херман, 1984].

Полученные материалы в корне изменили прежние представления о времени начала великих оледенений, возникновения ледников Гренландии, Антарктиды, щитов Скандинавии, Канады и других регионов, которое, как считалось ранее, совпадало с началом четвертичного (ледникового) периода, т.е. определялось в 800-650 тыс. лет назад. Донные осадки дали бесспорные свидетельства существования, по крайней мере в течение последних 5-6 млн. лет, трех длительных эпох крупных глобальных похолоданий, отразившихся в разрезе характерными, обогащенными кластическим материалом осадками, содержащими специфический обедненный комплекс арктических и бореальных видов фораминифер, моллюсков и диатомей. По И. Херман [1984], первая из этих эпох (горизонт I донных колонок) охватывает, с учетом абсолютных датировок, в том числе полученных палеомагнитным методом, возрастной интервал от 5-6 до 2,9-3 млн лет назад. В Южном полушарии происходило мощное разрастание Антарктического ледникового щита (возникнуть оно могло, по некоторым данным, 10 млн лет назад) и синхронно с ним резкое похолодание, охватившее высокие широты Северного полушария. Как показали исследования, в то время Северный Ледовитый океан был холодным, но свободным от постоянного ледового покрова. Лед покрывал лишь Гренландию, Канадский архипелаг и, по-видимому, острова российского сектора Арктики и Шпицберген.

По данным изучения ископаемых почв и лессов М.Ф. Веклич [1987] приводит палеоклиматическую кривую по 45-46° с.ш. территории Украины. На ней четко фиксируются два длительных похолодания в интервале 5,0-4,7 и 4,3-3,7 млн лет назад. Примерно 3,5 млн лет назад началась постепенная перестройка океанической циркуляции, усилилось влияние Гольфстрима, повысился приток атмосферной влаги. Около 3 млн лет назад началось глобальное потепление. Его отражает в донных колонках Арктического бассейна характерный горизонт II. Исследования содержащегося в нем комплекса планктонных фораминифер, диатомовых водорослей, выявленные особенности литологического состава осадков позволили установить снижение солености поверхностного слоя вод вследствие разбавления их талыми ледниковыми водами, а также общее повышение их температуры.

Эта эпоха потепления, прерывавшаяся кратковременными локальными похолоданиями, продолжалась почти 1,5 млн лет, охватывая конец плиоцена и начало эоплейстоцена (см. табл. 1).

Следующее глобальное похолодание, прослеживаемое в разрезах донных колонок и Южного океана, и Арктического бассейна, началось около 1,5 млн лет назад. Ледниковые щиты в ту эпоху достигли максимальных размеров, а Арктический бассейн, как считают ряд американских (И. Херман и др.) и отечественных (В.С. Зархидзе и др.) исследователей, был покрыт сплошным ледовым покровом, край которого постепенно перемещался к югу, в Северную Атлантику и северную часть Тихого океана. Это привело к значительному сокращению притока влаги к околополюсному арктическому пространству и явилось причиной того, что льды в арктическом секторе Земли начали деградировать. В пределах Антарктики и окружающих ее морей процесс сокращения оледенения, потепления климата также проявлялся, но был выражен несколько менее четко. М.Ф. Веклич [1987] для континентальных районов Восточной Европы отмечает значительные похолодания 2,1-2,0, 1,7-1,6, и 1,1 млн лет назад.

Верхняя часть изученных донных колонок, объединенных в состав горизонта III, соответствует возрастному интервалу от 900 тыс. лет до настоящего времени, отражающего новый ледниковый этап. Здесь достаточно однозначно удалось выделить девять 100 000-летних циклов, каждый из которых включает похолодания и потепления (ледниковья и межледниковья). Глубокие похолодания фиксируются в интервалах 1,0-0,9 млн лет, 510-430 и 290-240 тыс. лет назад [Веклич, 1987]. В этой работе названо несколько крупных эпох потеплений для плиоцена и плейстоцена.

Таковы в предельно кратком изложении итоги исследования донных колонок океанов, позволившего установить время и продолжительность эпох глобальных колебаний климата, возраст крупнейших ледниковых покровов. Ныне эти данные являются практически общепризнанными.

Время, необходимое для накопления толщи льда покровных и горных ледников. Этот вопрос рассматривается в ряде работ. Так, Р. Флинт [1963] указывает, что для образования Антарктического ледникового покрова мощностью 4 000-4 500 м в условиях, аналогичных современным, достаточно было от 15 000 до 50 000 лет. По расчетам Дж. Виртмана [Weertman, 1964], покровному леднику для достижения максимальных размеров и мощности необходимо 15 000-30 000 лет. Не исключено, что приводимые оценки возраста толщи льда сильно занижены. По новейшим расчетам [Maccines, Radoc, 1984], в районе Южного полюса возраст придонных слоев составляет 250 000 лет. В.М. Котляков и К. Лориус [1989] приводят сведения о скважине, пробуренной у ледораздела вблизи станции Восток. Пройдено 2200 м, что соответствует возрасту 160 тыс. лет. Причем толщина льда в этом месте равна 3490 м, значит, ниже глубины скважины залегают еще более древние льды.

Для полного исчезновения мощных ледниковых щитов, таких, как Канадский и Скандинавский, имевших мощности от 2,5 до 4 км и более, по Дж. Виртману, требуется не менее 9000 лет [Кукал, 1987]. Эти цифры достаточно близки к расчетам В.Г. Ходакова [1982], который определяет время разрастания поздневалдайского (осташковского) ледника до его максимальной мощности (3200-3300 м) и размеров в 21 300 лет или даже несколько меньше, а время его исчезновения - в 10 000 лет. При этом, однако, заметим, что для реализации данного процесса нужно, чтобы лето в период дегляциации было теплее современного в тех же широтах на 2°С, что, как отмечает Дж. Виртман, заведомо неверно (учитывая данные палеоботаников, восстанавливающих с достаточной точностью характер растительности названного возрастного интервала). Если же, как он пишет далее, климат того времени принять таким же, как современный, что ближе к истине, то «отступание ледника... растянулось бы на несколько десятков тысяч лет» (с. 60).

Следовательно, даже при наиболее благоприятных условиях для разрастания и полного растаивания этого, казалось бы, наиболее детально изученного ледника (точнее, связанных с ним поясов краевых образований) необходимо как минимум. 45-50 тыс. лет. Однако время его существования, как уже отмечалось, составляет примерно 14-16 тыс. лет. В.Г. Ходаков пытается сгладить это несоответствие, регулируя значения 17 использованных им расчетных параметров, рассматривая 5 вариантов формы и мощности ледника, климатических условий и других факторов, в частности отбрасывая величину гляциоизостатического прогибания. Однако даже в оптимальном варианте снизить расчетное время существования ледника до установленной его продолжительности автору не удалось.

Гляциоизостазия, или величина прогибания земной коры под ледниковой нагрузкой. Данный вопрос является предметом длительной дискуссии, продолжающейся более 100 лет, начиная с работ Г. Де-Геера и Ф. Нансена. Считается, что ледниковые покровы вызывали крупные прогибания земной коры амплитудой в несколько сот метров, которые сменялись при их таянии близкими по величине ее поднятиями. Были сделаны многочисленные теоретические расчеты величины прогибания земной коры под ледниковой нагрузкой. Так, С.А. Ушаков [1960 а,б] указывает, что при мощности льда в 3000 м полное изостатическое прогибание в центральной части ледника могло достигать 1000 м, т.е. одной трети от его мощности. Ряд исследователей несколько уменьшают эту величину, полагая, что максимальное прогибание достигало в срединной части Скандинавского ледника, у северного берега Ботнического залива, величины 550-700 м, т.е. составляло около четверти или пятой части от его вероятной мощности (3-4 км). Практически все приведенные расчеты исходят из амплитуды современного неотектонического поднятия Скандинавского п-ова, считающегося компенсационным следствием снятия ледовой нагрузки. При этом не учитывается, что ряд щитов (Украинский, Анабарский массив и др.), в том числе те, где оледенений не было, также имеют аналогичные или соизмеримые величины амплитуд неотектонических поднятий.

Едва ли не крайнее выражение данные взгляды получают в работе Е.Н. Былинского [1988], где с названным процессом помимо вздыманий щитов, колебаний уровня Мирового океана, трансгрессий и регрессий, которые он считает гляциоэвстатическими, связываются также и крупные перестройки рельефа и гидросети Русской равнины, Западно-Сибирской низменности, Канады. Автор приходит к выводу, что гляциоизостатический фактор для плейстоцена, т.е. для последних 1,8 млн лет, был одним из ведущих в развитии Земли наряду с тектоникой плит, резкими изменениями климата и экзарационной деятельностью ледников.

Одновременно с работами, в которых подчеркивается весьма значительная роль гляциоизостатических движений в плейстоцене, в последние годы появляется все больше публикаций геологов и геофизиков, занимающихся проблемами динамики литосферы, в которых авторы решительно отрицают сколько-нибудь значительный масштаб гляциоизостазии и гляциоэветатики как причины поднятий и опусканий ряда крупных участков земной коры и колебаний уровня Мирового океана. Отмечается, что это уже давно не соответствует наблюдаемым фактам, теоретическим расчетам, которых теперь имеется множество и по различным регионам. Такая ситуация возникла потому, что сторонниками гляциализма практически полностью игнорируется собственно тектонический фактор. Наиболее подробно и полно эти данные рассмотрены и обобщены в работах Е.В. Артюшкова [1967], С.А. Евтеева, Г.И. Лазукова [1964], С.А. Евтеева [1964], А.Н. Ласточкина [1981], Б.Л. Афанасьева, И.Д. Данилова, В.А. Дедеева [1988] и в целом ряде докладов, прозвучавших на Всесоюзном совещании по неотектонике и современной динамике литосферы, проходившем в 1982 г. в Таллине. Здесь нескольким сообщениям сторонников прежних представлений (П.С. Воронов, Б.И. Кошечкин, Е.В. Рухина, А.С. Лавров) были противопоставлены многочисленные, весьма информативные доклады геофизиков, геологов-тектонистов, геодезистов, специалистов по геодинамике, геоморфологов (В.И. Богданов, Б.Л. Афанасьев, И.Л. Кузин, А.А. Ференс-Сороцкий, И.Л. Зайонц, Н.К. Булин и др.), доказывавших, что в общей сумме движений земной коры и колебаний уровня океана роль этого фактора крайне мала и осторожно может быть оценена (по разным расчетам) в пределах от 1-3 до 8-10 %.

Едва ли не наиболее четко такие выводы прозвучали в докладе В.В. Орленка [1982], показавшего необходимость критического пересмотра распространенных представлений о существовании, в частности, гляциоизостатических поднятий на шельфах Арктики и Антарктики. Он отметил, что «...масса 2-3 км призмы льда плотностью 0,97 г/см³ составляет менее 1 % от массы 100 км каменной оболочки со средней плотностью 3,5 г/см³, на которую этот лед давит так, что она вжимается в астеносферу. Но последняя отсутствует под щитами, а давление легкого льда более чем в два раза меньше нормального горного давления, создаваемого осадочной толщей той же мощности. Следовательно, ни о какой изостазии не может быть и речи. Мы можем допустить лишь сжатие первых сотен метров гранито-метаморфических пород. При средней пористости порядка 1 % величина сжатия составит всего 10 м для толщи мощностью 1000 м. Поскольку с глубиной давление нагрузки быстро уменьшается по экспоненциальному закону, было бы большим преувеличением экстраполировать ее на глубины более 100 км» (с. 158). Сделанное заключение в комментариях не нуждается.

1.2. ДИНАМИКА ЛЕДНИКОВ

Условия скольжения льда по ложу. Роль и влияние талой воды в его основании.

Как указывают J.J. Weertman [1964], П.А. Шумский [1969], У. Патерсон [1972], И.А. Зотиков [1977, 1982], П.А. Шумский, М.С. Красс [1983] и ряд других исследователей, движение ледника по ложу зависит от механизма и процессов его деформации, от его структуры, величины напряжения, температуры, наклона и рельефа ложа.

Скольжение происходит только в тех ледниках, в которых лед в придонной его части находится при температуре таяния под давлением, тогда как ледник, промерзший до ложа, не скользит. Это подтверждено как натурными наблюдениями на ледниках Гренландии и Северной Земли, так и многочисленными лабораторными исследованиями, которые показали, что на поверхности раздела твердого льда и пород ложа возникает тангенциальное напряжение, в 10 раз превышающее предел текучести. На поверхности раздела движущегося ледника находится пленка толщиной в несколько десятков микрометров или слой воды от нескольких миллиметров до 10 см [Weertman, 1964], затапливающей неровности ложа или углубления, иногда образующей в них подледные озера. В соответствии с его расчетами пленка воды может существенно увеличивать скорость скольжения, играя роль смазки. В связи с этим, как отмечают ряд исследователей, под основной частью покровных ледников мерзлых пород нет.

При прочих равных условиях, чем холоднее ледниковый покров, тем больше должны быть его мощность и глубина залегания горизонта нулевых температур. Она колеблется, как упоминалось выше, от 2000-2400 м в Антарктике до примерно 600-800 м на ледниках Исландии и Северной Земли. Для горных ледников эта величина, зависящая, как указывалось ранее, от многих факторов (абсолютная высота ледника, его экспозиция, местоположение, мощность льда, уклон ложа и т.д.), по-видимому, не превышает 500 м.

По неровному ложу скольжение льда происходит путем сочетания двух процессов: 1) режеляции (таяния на проксимальных склонах при повышенном давлении) и перетекания воды с последующим ее замерзанием на дистальных склонах, где давление резко снижается; 2) обтекания льдом рельефа ложа.

В тех ледниках, где температура придонного слоя близка к нулевой, пограничный с ложем лед, имеющий консистенцию сыра, сглаживает (пломбирует) неровности рельефа, что обеспечивает удержание водной пленки и сохраняет условия скольжения льда по ложу. Более подробно этот вопрос проанализирован в работе В.Г. Чувардинского [1988].

Скорость движения покровных и горных ледников. На основании построения идеальной математической модели изотермического ледника с горизонтальным ложем с использованием теории пластичности установлено, что скорость движения льда определяется главным образом его температурой и наклоном поверхности щита.

Скорость льда пропорциональна его толщине примерно в четвертой степени и углу наклона поверхности - в третьей степени. Бурение и сейсмическое зондирование дали в основном точные сведения о толщине льда в пределах Антарктического щита (максимальная - 4500, средняя - 1720 м), Гренландского (максимальная - 4500, средняя, неточно, - 1300 м) и других менее мощных щитов (Исландия, Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Северная Земля), где она не превышает 700-1200 м. Форма поверхности щитов, определяющаяся в основном вязкопластическими свойствами льда, имеет вид купола, ограниченного правильной эллиптической кривой (рис. 1, 2). Средний наклон поверхности (Антарктика, Гренландия) составляет здесь 4-8 м на 1 км, т.е. менее 30, причем в самой крутой краевой части он достигает 15-17 м на 1 км, т.е. 1°, а на отдельных участках и более - до 2-3°. Как указывает П.А. Шумский [1960], такая форма профиля идеальна для ледника растекания на плоском горизонтальном основании.

Напряжения, возникающие в его толще, - результат гравитационной нагрузки. Происходит медленное растекание льда по закону течения вязкопластичных тел, при этом поведение льда под нагрузкой имеет сходство с поведением металлов несколько ниже точки их плавления.

Что касается горно-долинных ледников, то здесь основной фактор, обусловливающий их движение, - наклон ложа. Он и вызывает течение льда - пластичное или глыбовое, по плоскостям сколов или непосредственно по поверхности ложа. Как отмечают П.А. Шумский [1969], У.Ф. Бадд [1975], У. Патерсон [1972] и многие другие исследователи, одной из самых важных особенностей движения ледников - и покровных, и горных - является то, что придонные слои льда перемещаются значительно (в 2-10 и более раз) медленнее, чем его вышележащие и поверхностные слои. Так, например, придонные слои Антарктического ледникового щита в районе полюса, как установили американские гляциологи Б. Маккинес и В. Радок в начале 80-х гг., движутся в 100 раз медленнее, чем вышележащая толща, несмотря на то, что лед близ ложа находится здесь в режиме плавления (по Чувардинскому [1988]). Кривые зависимости скорости движения льда от глубины, выбранные нами из многих аналогичных, представлены на рис. 3 (для покровных ледников) и рис. 4 (для горных). Как пишет В.Г. Чувардинский [1988], при этом «...верхние и средние толщи льда в процессе движения будут постоянно сползать к основанию ледника, упреждая продвижение придонных слоев, блокируя их. При таком механизме движения остается нерешенным вопрос: перемещение валунов донными частями ледников на существенное расстояние» (с. 68). На этом вопросе мы более подробно остановимся ниже, при анализе геологической деятельности ледников.

Детальные исследования с применением топографических засечек реперов, вмороженных в лед, позволили получить точные данные о скорости движения поверхностных слоев покровных ледников. Была установлена следующая общая закономерность. Если исключить участки выводных ледников, скорости движения их колеблются от нулевых или весьма близких к ним в центре купола до 100-200 м в год (редко больше), причем скорости нарастают до определенного предела, а затем, у края ледника, в 40-60 км от него, снижаются, если ледник заканчивается на суше, или, наоборот, значительно возрастают, если ледник с суши спускается на шельф.

Эту закономерность иллюстрирует расчетная таблица, заимствованная нами из работы У. Патерсона [1972, с. 191], максимально приближенная к условиям Антарктического щита, к сделанным здесь натурным замерам (табл. 2).

В табл. 2 отсутствует расчет скоростей на последнем 50-километровом участке купола. Данные, содержащиеся в ней, удивительно точно совмещаются с материалами, полученными Советской Антарктической экспедицией, приводимыми в статье В.Б. Иванова [1967]: «...на основании повторных геодезических наблюдений установлено, что на профиле Мирный - Пионерская скорость движения поверхности ледникового покрова в направлении к краю ледника по мере увеличения наклона поверхности - возрастает. Так, на 44-м километре от берега она составляет 133 м/год, на 29-м - 146 м/год. Однако еще ближе к берегу, в районе нунатаков (скальных выходов, выступающих из льда) и станции, она сокращается до 20-40 м/год (с. 12).

Табл. 2 и материалы прямых измерений скоростей на профиле Мирный - Пионерская показывают, что при идеальных условиях частице льда в поверхностной части ледника для того, чтобы пройти путь от центра купола до точки, находящейся от него всего в 500 км, нужно около 75 000 лет, а до края ледника (1000 км) - более 85 000 лет. П.А. Шумский [1969], производивший аналогичные расчеты, увеличивает эту продолжительность в 5 раз (400 тыс. лет на 750 км).

Для придонных слоев, тех, в которых происходит перемещение обломочного материала, скорость, как отмечалось ранее, во много раз (от 2-10 до 100) меньше. Следовательно, частице, находящейся в основании ледника, требуется для перемещения на расстояние в 1000 км от 150 тыс. до нескольких миллионов лет. Вывод поразительный, однако он совпадает с рассмотренными выше современными данными о возрастных интервалах проявления позднекайнозойских похолоданий и оледенений, но абсолютно противоречит сохраняющимся представлениям о продолжительности существования ледников, в частности Скандинавского центра, и ареалах распространения отложенных ими осадке».

В краевых частях Антарктического щита, в пределах выводных ледников - своеобразных ледовых рек шириной от десятков до 100-160 км, текущих по понижениям рельефа (руслам), вместе с потоком талой воды в их основании - скорость движения поверхностных частиц ледника резко повышается. По весьма многочисленным измерениям она колеблется в пределах от 370 - ледник Эймери до 700 м/год - ледник Лазарева [Барков, 1971]. По этим же данным еще значительнее скорость движения шельфовых ледников, которые являются их продолжением. Средняя скорость, установленная, например, для гигантского ледника Росса, составляет 1240 м/год, хотя для большинства других ледников этого типа она колеблется в пределах от 300-350 до 700-800 м/год.

В.М. Котляков, К.С. Лосев, И.А. Лосева [1977] приводят следующие обобщенные данные различных исследователей: средние скорости движения недифференцированного края Антарктического ледникового покрова равны около 100 м/год, выводных ледников - 600, фронта всех шельфовых ледников - 500 м/год. Делается вывод, что средняя взвешенная скорость движения Антарктического ледникового покрова составляет 350 м/год ± 25 %, т.е. от 250 до 450 м/год.

Для ледников Гренландии данных о скорости движения льда меньше. Исследователи этого покрова указывают, что только центральная его часть находится в условиях купола, точнее, - двух куполов параболического профиля, лежащих на близком к горизонтальному слабовогнутом основании, разделенных пологой седловиной. Скорости движения поверхностных слоев льда, как показали топографические привязки реперов, здесь весьма близки к приводившимся ранее для Антарктического покрова или соизмеримы с ними. Как и там, в средних частях куполов скорости практически равны нулю, затем, медленно повышаясь, они достигают максимальной величины близ их периферии. Однако снижение скоростей в краевой зоне здесь не фиксируется. Это связано с тем, что значительные пространства куполов окаймлены горами и лед по межгорным понижениям стекает в режиме очень крупных выводных ледников, которых насчитывается примерно двадцать. Скорости, измеренные здесь, в общем такие же, как и в выводных ледниках Антарктики, они колеблются от 300 до 700 м/год.

Шельфовые ледники в Гренландии имеют сравнительно ограниченное распространение, располагаясь в глубине узких и длинных фьордов. Их скорости колеблются от 0,3 до 40 м/сут. Весьма важные наблюдения проведены на леднике Гренландии (район Туле) в его придонной части, где лежащая на ложе толща льда мощностью до 6 м (обычно меньше) содержит обломочный материал и мелкозем. Как отмечает С.А. Евтеев [1964], непосредственными замерами установлено, что скорость движения толщи мореносодержащего льда в 2-4 раза меньше скорости поверхностных слоев ледника, имеющего здесь мощность, по-видимому, не более нескольких сот метров (определения выполнены нами по карте), а на контакте с коренными породами даже в 10 раз меньше, что совпадает с другими данными, которые мы приводили выше.

Как известно из материалов гляциологических исследований, скорости движения приповерхностных частей льда покровных и полупокровных ледников Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой и Северной Земли в общем близки к указанным ранее для ледников Антарктики, хотя и несколько превосходят их, что связано с более высокими температурами их поверхности и большими углами наклона ложа выводных ледников.

Для горных ледников измерения скорости их движения весьма многочисленны. Они имеются практически для всех средне- и высокогорных районов Европы, Азии и других континентов. Эти материалы свидетельствуют об отчетливой зависимости величины скорости движения приповерхностных слоев льда от угла наклона ложа, а также от сезона, в который проводятся замеры (лето - зима).

Так, например, на Кавказе летом на ледниках южного склона скорости колеблются в пределах от 12 до 24 см/сут (в переводе на годовую скорость они составляли бы от 350 до 700 м); на Алтае - от 16 до 32 см/сут; на ледниках Тянь-Шаня - до 5 см/сут. Зимой во всех этих районах на тех же ледниках скорости в среднем на 20 % ниже.

Исследователи ледников приводят два возможных объяснения сезонных изменений скорости. Во-первых, они могут быть результатом изменения толщины льда - уменьшения ее после летнего таяния. Во-вторых, действует эффект смазки ледникового ложа, более обильной летом - осенью. Кроме того, зимой значительные участки придонных частей примерзают к ложу, вследствие чего движение приповерхностных частей резко замедляется, а придонные вообще прекращают движение.

Наряду с обычными, средними скоростями для ряда горных ледников отмечаются аномально высокие скорости, достигающие 5-10 м/сут и более. З. Кукал [1987] указывает на подобные и даже большие скорости (до 120 м/сут) на одном из Гималайских ледников. Очень высокая скорость, по его данным, была зафиксирована и в других регионах. Так, установлено, что поверхностные слои одного из горных ледников Шпицбергена двигались со скоростью 7 км/год. У. Патерсон [1972], подробно проанализировавший эти факты, пишет, что столь высокие скорости вызываются так называемыми кинематическими ледниковыми волнами, приводящими к утолщению ледника за короткий интервал. Это утолщение (вздутие) перемещается, охватывая всю толщу льда, в направлении от его верхней части к основанию. Измерения, произведенные на леднике Французских Альп, показали, что движение происходит со скоростью около 800 м/год.

В последние десятилетия в ряде горных стран происходили катастрофически быстрые подвижки ледников, смещающихся со скоростью, в 1000 раз превышающей обычную для них, достигающей порядка нескольких километров в год. Эти аномальные периоды их развития длятся недолго, как правило, всего несколько месяцев. Причина такого явления пока не совсем понятна; ряд исследователей, (У. Патерсон и др.) считают, что оно возникает, вероятно, после того как достигается определенная степень упорядоченности ориентировки кристаллов льда. Другая группа гляциологов связывает эти подвижки с тектоническими толчками, землетрясениями или крупными обвалами. К числу таких ледников в нашей стране относится ледник Медвежий на Памире, эффект аномально быстрого скольжения которого, периодически повторяющийся, впервые был отмечен и описан Л.Д. Долгушиным, С.А. Евтеевым и другими в 1963 г.

Деформации, происходящие в ледяной толще при ее движении. Как указывают С.А. Евтеев [1964], У. Патерсон [1972], К.С. Лосев [1982] и многие другие исследователи, лед способен деформироваться даже при весьма небольших нагрузках, если они действуют в течение длительного времени, при этом происходит взаимное перемещение пакетов элементарных пластин, из которых состоит лед, относительно друг друга.

Если напряжение касательное и превышает 1 кг/см², лед лопается, вдоль плоскостей сколов отмечается скольжение пластин и пластов льда. Если при этом присутствуют значительные гравитационные нагрузки, а лед находится при температуре, близкой к нулю, вдоль плоскостей сколов происходит частичное плавление, способствующее скольжению.

Весьма характерно и ярко процесс движения пластин и пластов льда по поверхности скатов проявляется в краевых частях покровных (Гренландия, Исландия, Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Северная Земля) и горных ледников (Памир, Алтай, Тянь-Шань, Кавказ и другие районы). Здесь образуются сложнодислоцированные и разорванные на блоки массивы льда, а также особенно часто наблюдаемые крутонаклоненные, до стоящих вертикально, пласты льда, чередующиеся с прослоями морены - суглинками и глинами с обломками коренных пород. Образование таких сколов - чешуйчатых надвигов связано с напором вышележащих толщ льда на потерявшие движение краевые части ледника. Наблюдения В.Г. Чувардинского [1988] на ледниках Северного Кавказа Алибек и Домбай показали, что «...песчано-гравийно-галечный материал, перемещаемый по плоскостям сколов, находится внутри пластов режеляционного и режеляционно-инфильтрационного льда, т.е. как бы упакован в эти вторичные льды. Это способствует скольжению полос мореносодержащего льда по сколам ... а надвигово-чешуйчатая природа его создает в отдельных частях ледниковых языков имитацию большой мощности придонной морены» (с. 71) - рис 5. Весьма подробное описание этих структур приводится в работе М.Г. Гросвальда и А.Н. Кренке [1961], изучавших их на о. Гукера (Земля Франца-Иосифа). В толще льда, слагающего купол, ими выделяются центральный массив и краевая антиклиналь, различающиеся по характеру взаимного залегания слоев, мощности и дислоцированности, а также по степени динамометаморфизма льда (кливаж и т.д.). Они разделяются зоной глубинного разлома, образованной системами наклонных надвигов и сдвиго-надвигов, которые, достигая ледникового ложа, выводят по возникающим здесь разрывам и взбросам на поверхность куполов донную морену. Аналогичные и сходные структуры были установлены на Северной Земле, Шпицбергене, в Исландии и Гренландии.

Немецкие, польские и скандинавские исследователи объясняют образование вертикальных и крутопадающих пластов льда и чередующихся с ними моренных прослоев, достигающих в отдельных случаях мощности до 2 м в краевых частях изучавшихся ледников, выдавливанием находящегося в пластичном состоянии подледникового грунта в придонные трещины под тяжестью льда. Однако сохранность первичной слоистости, как указывают представители иной точки зрения, противоречит этому, поскольку при выдавливании она была бы нарушена или уничтожена.

В настоящее время большинство исследователей [Троицкий, 1975; Гросвальд, 1970; Лаврушин, Гептнер, Голубев, 1986 и др.] связывают включение и подъем обломочного материала с ложа внутрь ледника с развитием во льду в процессе его движения плоскостей разрывов и чешуйчатых сколов, по которым поднимаются и блоки льда, и зажатый между ними рыхлый материал ложа. Нам представляется, что в краевых частях ледников могут происходить оба процесса - и выжимание подстилающего лед рыхлого субстрата в придонные трещины, и внедрение его при движении по плоскостям разрывов и сколов. Кроме того, моренный и особенно флювиогляциальный материал, как это наблюдается в ряде регионов, может попадать и сверху, проваливаясь и затекая в открытые трещины, особенно в период деградации ледника.

1.3. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ГОРНЫХ И ПОКРОВНЫХ ЛЕДНИКОВ

Геологическая деятельность ледников, формирование создаваемых ими денудационных (экзарационных) и аккумулятивных форм рельефа, транспортировка и накопление влекомого льдом и талыми водами обломочного материала - процессы, которым посвящены многие сотни статей и книг, появившихся только за последние десятилетия; они рассматриваются и в учебниках по физической географии, геоморфологии, общей геологии. В основе подавляющего их большинства лежат перечисленные нами ранее постулаты классической ледниковой теории.

В соответствии с ними в границах областей, покрывавшихся ныне исчезнувшими ледниками, еще со времен П.А. Кропоткина выделяются зоны сноса (экзарации) и аккумуляции. Эти идеи были развиты Р. Флинтом [1963], обосновавшим в пределах древнего Канадского ледникового щита внутреннюю область, для которой, как он указывает, характерна слабая экзарация, - среднюю зону интенсивной экзарации, а также внешнюю, где преобладает аккумуляция обломочного материала, доставленного сюда ледником и талыми водами.

Дальнейшая разработка и детализация этих представлений принадлежит А.А. Асееву [1974], не только выделившему в границах вероятного распространения Скандинавского ледникового щита зоны преобладания эрозии и аккумуляции, но и расчленившему каждую из них на ряд подзон.

Научная полемика о масштабах экзарации, о воздействии движущегося ледника на ложе ведется начиная со второй половины XIX в. Ранее ее проявления считались огромными, а распространение сглаженных скал, покрытых бороздами и штриховкой, использовалось (а многими исследователями используется и доныне) в качестве едва ли не основного доказательства существования материковых оледенений.

Среди признаков, связываемых с геологической деятельностью ледников при их движении, мы кратко рассмотрим только те, которые относятся к зоне экзарации, в том числе:

1) штриховку, шрамы, борозды на сглаженных и отполированных скальных поверхностях и их происхождение;

2) образование таких форм рельефа, как «бараньи лбы», «курчавые скалы», а также троговые долины;

3) условия сохранения кор выветривания на коренных породах в основании ледникового щита.

Процессы, происходящие за пределами зоны экзарации в широком поясе распространения валуносодержащих отложений, которую сторонники гляциальной теории относят к области ледниковой аккумуляции, будут рассмотрены в следующих главах. Мы остановимся на таких вопросах, как строение и условия накопления развитых здесь осадков, дислокации и вторичные изменения, наблюдаемые в них, генезис форм рельефа этих территорий, и ряде других.

Штриховка, борозды и шрамы на поверхности коренных пород и обломков. По образному выражению видного американского исследователя Дж. Дайсона, «... ледник, несущий донную морену, действует как огромный напильник. Он разрушает дно долины, по которой движется, отщепляет от него кусочки породы, в свою очередь шлифующие материал, который попадается им на пути. Самые тонкие ледовые инструменты - ил и песок, полируют ложе ... более крупные обломки пород царапают его, делают в нем выемки, сами одновременно шлифуясь о породы ложа» [Даниелян, 1976, с. 7].

Однако в работах второй половины XX в. все чаще фигурируют данные, которые заставляют значительно более осторожно подходить к масштабам и всеобщности этого процесса. К числу важнейших из них, рассматривающих воздействие ледника на ложе, относятся публикации Э. Мартонна [1945], М.И. Ивероновой [1952], А.В. Сидоренко [1958], Н.И. Апухтина [1961, 1978], С.А. Евтеева [1964], Б. Фриструпа [1964], А.П. Афанасьева [1972], А.Д. Арманда, М.К. Граве [1966], Н.А. Шило [1981], И.И. Киселева [1976, 1981], Н.А. Шило, И.Д. Данилова [1984]. Особо следует назвать серию весьма содержательных, насыщенных фактическими данными публикаций Ш.А. Даниеляна [1971, 1972, 1976] и В.Г. Чувардинского [1968, 1984 а,б], материалы которых широко использованы нами при написании этого раздела. Ш.А. Даниеляном осуществлено теоретическое изучение энергетических возможностей покровных ледников, произведены их математические расчеты; В.Г. Чувардинским исследовано возникновение и развитие царапин и шрамов на скалах беломорского побережья Кольского п-ова, Северной Карелии и ряда районов, где оледенения не было, - Крым, Казахстан (рис. 6, 7).

Штрихи, шрамы и борозды встречаются на валунах, глыбах и даже песчинках, но главным образом на поверхности скал, где, как отмечает Р. Флинт [1963], их глубина колеблется от нескольких миллиметров до 30 м, а длина - от нескольких сантиметров до 1,5 км. Первоначально предполагалось, что они наносятся песчаными зернами, обломками гравийной и щебенчатой размерности, своеобразными «резцами», вмерзшими в лед. В дальнейшем такое представление было опровергнуто, поскольку эти «резцы», прежде чем нанести царапину, сами были бы вжаты в лед, имеющий в придонных частях покровных ледников очень невысокую плотность вследствие температур, близких к нулевым. Р. Флинтом было предложено следующее объяснение: песчаные зерна к коренной породе прижимает не сам лед, а вмерзшие в него крупные валуны.

Подробно рассматривая вопрос о вероятности нанесения царапин на ложе песчаными и гравийными зернами, Ш.А. Даниелян [1976] убедительно доказывает невозможность этого по следующим причинам.

1. Шероховатость ложа и неправильная форма валунов, прижимающих к нему мелкие обломки, не могут создать плотного сочленения. Между ними всегда будет свободное пространство.

2. В том случае, если песчинка окажется под огромным давлением между валуном и скальной породой, она будет раздавлена, разрушена.

3. Даже если бы валун был снабжен специальными выступами - «державками» для песчинки или крупного обломка, то и тогда они не могли бы нанести на коренную породу царапину или бороздку длиной в десятки или сотни метров, так как были бы быстро стерты и разрушены. Кроме того, валун, помещаемый над песчинкой-резцом, как это известно из натурных наблюдений и теоретических расчетов, вследствие разности скоростей в ниже- и вышележащих слоях льда (что упоминалось нами ранее) испытывает вращательное движение и потому «резец» будет касаться ложа прерывисто и, нанеся несколько коротких и неглубоких царапин, окажется разбитым или полностью вдавленным в лед. Это, безусловно, исключает возможность появления непрерывных штрихов, тем более таких, о которых пишет Р. Флинт.

В дополнение к сказанному нужно учесть и крайне низкие скорости придонного слоя льда (о чем мы тоже писали выше), что резко уменьшает возможности его воздействия на ложе. В заключение Ш.А. Даниелян, ссылаясь на С.А. Евтеева [1964] и др., указывает, что в пределах Антарктики и Гренландии на поверхности нунатаков (скальных выходов коренных пород ложа среди льда) штриховка отсутствует, что объясняется исследователями названных регионов высокой плотностью пород и воздействием интенсивного их выветривания. Это, на наш взгляд, крайне неубедительно, так как на поверхности пород Скандинавского щита, отнюдь не менее плотных и подвергающихся поверхностному выветриванию, уже с конца последнего оледенения, около 10 000 лет, даже на новейших картах [Hirvas et al., 1986] показано множество штрихов и борозд.

Их образование здесь, на Балтийском щите, анализирует В.Г. Чувардинский [1984а]. Автор с исчерпывающей подробностью описьшает изучавшиеся им на отполированных поверхностях гранитогнейсов и гранитов береговых скал Беломорья штрихи, борозды, серповидные выемки и их системы: их глубину, форму, размеры, взаимное расположение, преобладающие простирания и другие особенности. Все это иллюстрируется фотографиями (рис. 8, 9, 10). На них отчетливо видно, как гладкие, полированные поверхности, покрытые штрихами и бороздами, серповидными выемками и сколами, «уходят» под лежащие на них блоки. Видно также, что штрихами и царапинами покрыты обе соприкасающиеся поверхности - и верхняя, и нижняя. Ориентировка борозд, как отмечает В.Г. Чувардинский, совпадает с ориентировкой их в соседних блоках и соответствует расположению полей тектонических напряжений в восточной части Балтийского щита, в полосе западного берега Белого моря. Рассматриваемые микроформы наблюдаются не только на слабонаклонных и горизонтальных плоскостях, но и на вертикальных - разделяющих блоки. На некоторых из них развиты характерные стресс-минералы (вторичный кварц и др.).

Все эти формы, как убедительно заключает автор, являются результатом тектонических смещений по плоскостям взбросо-надвигов и сдвигов и представляют собой не что иное, как типичные зеркала скольжения, обычно описываемые в руководствах по общей и структурной геологии. Борозды и штрихи на них прочерчены обломочным материалом, зажатым между плоскостями разрывов. Серповидные же выемки возникают на начальных этапах образования тектонических трещин скалывания и отрыва. Любопытно, что В.Г. Чувардинский указывает на нахождение совершенно аналогичных серповидных и лунообразных выемок, а также борозд и штрихов и на гранитном массиве в районе оз. Балхаш в Казахстане, т.е. заведомо вне пределов распространения покровных ледников. Отмечены они в исследованных районах и на отдельно лежащих валунах.

Что касается областей распространения горных ледников, то здесь, как показывают свидетельства ряда геологов и гляциологов, борозды и штрихи иногда наблюдаются близ их верховьев, там, где глетчер сжат в узкой долине, днище которой имеет крутой уклон, а борта сложены относительно менее твердыми породами - мергелями, известняками, доломитами, песчаниками, алевролитами, аргиллитами. Здесь лед с вмерзшими в него обломками пород наносит на выступы скал неглубокие и короткие штрихи и царапины.

Таково же действие речного льда в период весенних ледоходов, встречающееся повсеместно, в том числе и описанное В.Г. Чувардинским [1984а], в горных долинах Урала, Верхоянья, Алтая и Саян. Распространение их строго ограничено высотой максимального уровня паводка. Эти штрихи и борозды, неглубокие (1-3 мм) и короткие (до 1 м в длину, а обычно значительно меньше), особенно отчетливо видны на стенках скал, сложенных известняками и песчаниками, они отмечаются в местах поворота долины, у так называемых «прижимов».

Штрихи и царапины наносит на прибрежные скалы и припайный лед крупных озер в периоды весенних штормов, что видно, например, на Байкале в районе Слюдянки. Подобные микроформы образуются под влиянием не только ледников и плавающего льда, но и многих других причин, наиболее частыми среди которых являются оползни, обвалы, солифлюкционные и селевые потоки и иные факторы, включая техногенные.

Как долго могут сохраняться описанные штрихи, царапины и шрамы на поверхности скал? Насколько они долговечны? Это зависит прежде всего от петрографического и литологического состава породы, ее плотности и устойчивости к агентам выветривания (вода, перепады температур, действие ветра, мерзлоты, химические процессы и т. д.). Как указывает З. Кукал [1987], точных данных о скоростях уничтожения следов экзарации (царапин и шрамов), производимых ледниковым щитом, нет. Что касается всех остальных перечисленных агентов выветривания, то скорости их таковы, что даже крепчайшие архейско-нижнепротерозойские гранито-гнейсы и граниты, наиболее широко распространенные на поверхности Скандинавского и Канадского щитов, особенно в тех случаях, когда они длительное время находятся на поверхности и не прикрыты наносами, разрушаются достаточно быстро. И.С. Щукин [1960], изучавший распространение полировки и штриховки в шхерах Финляндии, указывает, что до высоты 5 м над уровнем моря шлифовка «бараньих лбов» совершенно свежая, прибой не затронул ее. Выше шлифованные поверхности начинают обнаруживать следы некоторого выветривания, так что наиболее тонкие штрихи и борозды здесь исчезают; еще выше и глубокие борозды оказываются разрушенными выветриванием.

Если учесть, как он отмечает далее, что скорость неотектонического поднятия составляет здесь 4-6 мм/год, то выветривание полированных и штрихованных поверхностей, поднятых на высоту 5-10 м, а прежде находившихся под уровнем моря и защищавшихся от выветривания толщей воды, произойдет всего за 1000-2000 лет.

Как указывает В.Г. Чувардинский, на Кольском п-ове полировка и царапины на поверхности кристаллических пород наблюдаются в зоне развития взбросо-надвигов и сдвигов независимо от их высоты над уровнем моря, т.е. они имеют весьма молодой возраст. Эти же выводы следуют и из анализа степени сохранности так называемых писаниц - рисунков, выбитых человеком раннего голоцена на поверхности скал.

Таким образом, возраст существующей ныне полировки и штриховки скальных поверхностей, по-видимому, в подавляющем большинстве случаев не выходит за пределы голоцена (10 тыс. лет), т.е. связь их с воздействием даже самого молодого из покровных ледников маловероятна.

Образование экзарационных форм рельефа. «Бараньи лбы» и «курчавые скалы», троговые долины. «Бараньи лбы» - скалистые выступы коренных пород, сглаженные и отполированные ледником; «курчавые скалы» - группы небольших по размерам «бараньих лбов». Таково определение этих форм, описанных во множестве работ. Они имеют очень широкое распространение в пределах как Канадского, так и Скандинавского щита. На площади последнего они многочисленны в Швеции, Норвегии, Финляндии, а в границах нашей страны - в Карелии (в Приладожье и Прионежье) и на Кольском п-ове. Форма их весьма характерна и, действительно, в профиле напоминает голову барана. Пологий выровненный склон, обычно северной или северо-западной экспозиции, заканчивается закругленной вершиной, переходящей в крутой склон чаще всего южных румбов. Подобные формы изображены на множестве карт, отечественных и иностранных, в том числе - новейших [Hirvas et al., 1986]. Их происхождение до конца 60-х гг. не вызывало сомнений, оно объяснялось истирающим и полирующим воздействием покровного ледника на скальные выступы рельефа ложа.

Однако детальные геологические исследования не только морфологии, но и внутреннего строения так называемых экзарационных форм рельефа, осуществлявшиеся в процессе ведения многолетних поисковых и разведочных работ в Карелии и Мурманской области В.Г. Чувардинским, позволили ему предложить иной механизм их образования, обоснование которого составляет содержание целой серии его публикаций [1967, 1968, 1973 и особенно подробной 1984б]. Он перечисляет ряд особенностей их расположения и строения, не позволяющих связать генезис этих форм с воздействием ледника.

1. Наиболее ярко «бараньи лбы» и «курчавые скалы» представлены вдоль побережий Баренцева и Белого морей и по берегам Онежского и Ладожского озер, где их формирование, и это отчетливо видно на приведенных фотографиях, происходит под воздействием шлифовки слагающих их магматических и метаморфических пород взвешенными в воде и перемещаемыми ею минеральными частицами волноприбойной зоны. Некоторую роль, как нам представляется, играет, кроме того, и плавающий лед.

2. Ориентировка пологих сглаженных склонов «бараньих лбов», как показали массовые замеры их простираний, различна даже в пределах одного района и большей частью не совпадает с «установленным» направлением движения ледника.

3. Эта ориентировка зависит от петрографического состава, текстуры, структуры, особенностей залегания и главным образом простирания серий докембрийских пород, из которых состоит «бараний лоб», от простирания и наклонов тектонических трещин, в том числе и кливажа. Наиболее широко эти трещины развиты в гранитах, гранито-гнейсах, габброидах, перидотитах, значительно менее отчетливо и закономерно - в кварцитовидных песчаниках и кварцитах.

Механизм их образования, как отмечает автор, анологичен тому, который уже был рассмотрен выше при описании штрихов, борозд и шрамов. Это зеркала скольжения, образовавшиеся при взаимном перемещении блоков. В ряде случаев на оглаженной поверхности, слагающей пологий склон «бараньего лба», сохраняются пленки и корочки стресс-минералов, образующихся на ультраосновных и основных породах в процессе серпентинизации и хлоритизации, на пегматитах и гнейсах - эпидотизации и микроклинизации, на амфиболовых гнейсах - в процессе оталькования. По сколам этих плоскостей видно, как они уходят в толщу коренной породы.

Таким образом, по В. Г. Чувардинскому, «бараньи лбы» и «курчавые скалы» имеют тектоническое происхождение и лишь частично смоделированы процессами абразии в волноприбойной зоне. Однако нам представляется, что автор излишне категоричен в своем заключении и недостаточно оценивает роль абразионных процессов, в том числе и действие плавающего льда. Если учесть многократные и весьма значительные (по вертикальной амплитуде достигавшие нескольких сот метров) колебания уровня Мирового океана на протяжении плиоцена и антропогена, то эти процессы должны были проявляться очень мощно и охватьшать обпшрные пространства щита.

Кроме того, вовсе не исключено, что в достаточно широкой зоне, обрамляющей несомненно существовавший Скандинавский центр оледенения, в пределах Норвегии, Швеции, Северной и Центральной Финляндии, а возможно, и сопредельных с ними территорий Северной Карелии помимо указанных им процессов проявлялось и воздействие двигавшегося покровного ледника. Его роль, вероятно, сводилась к очистке поверхности выступов скального фундамента от рыхлого, созданного процессами денудации элювиально-делювиального плаща, несомненно, перекрывавшего его и состоявшего из мелкозема, обломков и глыб, и перемещению этих материалов в понижения рельефа.

В ряде публикаций последних десятилетий, относящихся к областям современных горных оледенений, подвергается сомнению или вообще отвергается связь с выпахивающей деятельностью ледников даже таких форм рельефа, как троговые долины. Наиболее подробно этот процесс рассмотрен Н.А. Шило [1971, 1981], исследовавшим названные формы при поисках россыпей в горах северо-восточной части России, а также наблюдавшим их на Кавказе, во Французских Альпах, в Скалистых горах (США) и в Японии. Он указывает, что образование трогов происходит не путем «выпахивания» их ледниками, как до сих пор считают гляциологи и геоморфологи, а в результате перигляциальных процессов, сменяющих при возникновении горного ледника делювиальный снос и аллювиальный смыв. Ледник лишь удаляет и цементирует обломочный материал в краевой зоне, где скорости движения льда резко замедлены, для последующей транспортировки его к своему нижнему краю. Так происходит разрушение склонов на уровне ледника и последующее их бронирование льдом, способствующее выработке крутых профилей. Следовательно, отмечает автор, «...троги нельзя связывать с прямым механическим воздействием льда на ложе и борта долины; они формируются под действием морозного выветривания (термоденудации), которое проявляется на гипсометрических уровнях, соответствующих поверхности ледника, т.е. при устойчивой его положительной динамической реакции и резко подавленных абляционных процессах. Соответственно и плечи трога фиксируют стадии более или менее длительной стабилизации уровня льда в долине... Плечи трога образуются в моменты уравновешенной динамической реакции ледника, а не интенсивного воздействия его на склоны. В процессе формирования трога уровень ледника выступает в качестве базиса нивальной денудации» [1971, с. 13].

Что касается днища троговой долины, то и здесь, к немалому удивлению исследователей, не удалось установить следов выпахивающего и истирающего действия выполняющего ее ледника. С.В. Калесник [1963] в 20-х гг. описал скопления обломочного материала под ледником Федченко, где они достигают мощности 200-290 м, и под ледником Туюк-Су (160-200 м).

Еще более поразительные факты отсутствия следов экзарации приводил в своих докладах 60-х гг. Г.А. Авсюк, изучавший в горах Тянь-Шаня участки днищ долин близ концов ледяных языков, незадолго до проведения его исследований испытавших резкое сокращение. Он, в частности, указывал, что в некоторых случаях на таких участках сохраняется нетронутой даже дернина (почвенный слой, состоящий из корней трав). Этот же факт сохранения дернины на днищах долин на участках недавно отступивших ледников южного склона Кавказа отмечает и Ш.А. Даниелян [1972].

Об отсутствии сколько-нибудь заметного воздействия горного ледника на подстилающее ложе авторам сообщили В.Г. Чувардинский, изучавший названный вопрос на быстро деградирующих ледниках северного склона Кавказа (Алибек, Амманауз, Домбай) и подтвердивший эти сведения показом весьма убедительных фотографий (рис. 11), а также сотрудник ВНИИОкеангеологии В.Я. Слободин, наблюдавший аналогичные факты на Северной Земле.

Коры выветривания. На площади Балтийского щита, этой обширной территории, считающейся центром великих четвертичных оледенений, входящей в зону экзарации, рыхлые коры выветривания кристаллического фундамента, лежащие в основании толщи валуносодержащих отложений (морен), были открыты и изучены на Кольским п-ове А.В. Сидоренко [1956, 1958]. Затем они описывались А.П. Афанасьевым [1966], В.Я. Евзеровым, Г.С. Рубинраутом [1976], Н.И. Апухтиным [1978] и рядом других ученых. Однако наиболее подробно и всесторонне доантропогеновые коры выветривания Кольского п-ва, их гранулометрический, петрографический, минералогический и химический состав, условия залегания исследованы И.И. Киселевым [1984 и др.] в процессе ведения многолетних детальных геологических съемок и поисковых работ. Им были вскрыты полные разрезы этой толщи, определен возраст слагающих ее горизонтов, составлена карта ареала распространения кор выветривания (рис. 12). Он наблюдал указанные образования и в пределах Финляндии при совместных маршрутах с геологами этой страны.

В результате им были уточнены закономерности пространственного размещения кор, исследован полный разрез толщи, в ее основании выделена мезозойско-палеогеновая каолиновая кора, имеющая сравнительно ограниченное распространение, и выше - миоцен-нижнеплиоценовая глинисто-дресвянистая ее часть, которая имеет линейно-площадной характер залегания.

Мощность коры выветривания на Кольском п-ове оказалась весьма непостоянной. Она изменяется в пределах от 1-3 до 50 м и очень постепенно переходит в коренные породы. Наиболее широкие поля ее распространения отмечаются в западной и центральной частях полуострова, тяготея к возвышенным участкам территории. Отсутствует она вдоль побережий Баренцева и Белого морей, в полосе шириной 30-50 км, ниже гипсометрических отметок 150-180 м - границы зоны трансгрессий плиоценовых и плейстоценовых морей. На коре выветривания залегает достаточно мощный и разнообразный по генезису комплекс осадков плейстоцена и голоцена, заключающий до четырех горизонтов валуносодержащих отложений (морен), разделенных безвалунными толщами.

Наличие остаточных кор выветривания, их широкое линейно-площадное и площадное распространение позволили И.И. Киселеву сделать вывод о длительных эпохах химического выветривания коренных пород и образования продуктов выветривания, которые могли сохраниться только вследствие весьма слабого ледникового воздействия. Он отмечает, что невысокая активность маломощных автономных ледников существовавших, по его мнению, на возвышенностях западной и центральной частей Кольского п-ова (Мончетундра, Хибинская тундра и др.), « ...была самой характерной их особенностью и явилась причиной и условием сохранения кор выветривания и продуктов их переотложения» [1978, с. 20]. Близких взглядов на масштабы и роль ледниковой экзарации в пределах Кольского п-ова придерживаются и все указанные выше исследователи этих сохранившихся здесь образований.

Ныне площади распространения кор выветривания коренных пород установлены и на западе Архангельской области в бассейне Северной Двины [Филиппов, 1987], и несколько севернее южной границы показываемого на картах ареала распространения днепровского языка [Кошик, Тимофеев, Комлев и др., 1987; Комлев, 1988]. Как указывают авторы, на Украине в его пределах какой-либо экзарации - уничтожения кор выветривания, разрушения россыпей, срезания рыхлых лессовых толщ неогена - не установлено. Это дает им основание отрицать ледниковый генезис валунных суглинков, относившихся ранее к отложениям днепровского ледника, и считать их отложениями, сформировавшимися в озерном бассейне с относительно суровым ледовым режимом.

Однако едва ли не наиболее широкое распространение имеют коры выветривания, сохранившиеся вблизи современных покровных ледников на архипелаге Северная Земля. В 1988 г. эти образования наблюдались здесь В.Я. Слободиным. Было обнаружено, что коры выветривания, развитые на дислоцированных отложениях нижнего и среднего палеозоя, практически сплошным чехлом перекрывают все водоразделы островов, кроме их береговых зон, до отметок 150-200 м, где они были уничтожены при трансгрессии моря. Коры выветривания прослежены до самых краев существующих ныне ледниковых шапок. Весьма неожиданным оказалось и отсутствие на поверхности коры моренного материала, который был встречен лишь в немногих пунктах [Говоруха, Макеев, Малаховский, 1978; Макеев, Большиянов, 1986]. Все это убедительно показано на серии цветных диапозитивов, которые были продемонстрированы участникам рабочего совещания по стратиграфии позднего кайнозоя, проходившего в Тюмени в мае 1989 г. Эти материалы наглядно подтвердили выводы о весьма незначительной активности развитых здесь покровных ледников, сделанные ранее рядом исследователей данного региона - Н.Г. Загорской, Л.С. Говорухой и др.

1.4. УСЛОВИЯ ВОЗНИКНОВЕНИЯ, ДИНАМИКА И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПЛАВУЧИХ ЛЬДОВ

Классификация плавучих льдов. Льды принято классифицировать по признакам, основными из которых являются генетический, динамический, возрастной и морфологический.

В генетическом отношении, т.е. по происхождению, плавучие льды подразделяются на хорошо различающиеся классы: морские, озерные, речные. Их краткая характеристика приведена в работе Л.А. Жукова [1976]. Морской лед образуется из морской воды и бывает поверхностным и внутриводным. Материковый лед образуется на суше и при отламывании оползающих ледников, попадает в океан в виде айсбергов, их обломков и так называемых ледяных островов. Основная масса ледникового льда попадает в Мировой океан из антарктических ледников. В меньшем количестве он встречается в Северном Ледовитом океане. Речной лед образуется в реках, затем течением, преимущественно при весеннем ледоходе, его сносит в море. Основная его масса встречается в морях Северного Ледовитого океана, куда он выносится из многочисленных рек. В течение лета практически весь речной лед тает.

Особую группу составляет донный лед. Предполагается, что переохлажденная вода может в силу разных обстоятельств достигать дна водоема и при соприкосновении с ядрами кристаллизации замерзать. Например, донный лед, накапливаясь вокруг валунов и галек, может сливаться с поверхностным льдом, чем обусловливает вмерзание в него и перенос минеральных включений во время ледохода. Обычно донный лед образуется в относительно мелких водоемах на глубине до 10-15 м и нарастает снизу, т.е. со дна [Пидопличко, 1956]. Он чрезвычайно чувствителен к малейшему повышению температуры воды, в связи с чем во многих случаях отделяется от дна и всплывает. Разновидностью донного является лед, образующийся на нижней поверхности многолетнего пакового льда. Если этот процесс повторяется в течение нескольких лет, то вся толща льдины может наполниться минеральным материалом.

В динамическом отношении выделяются два класса льдов: подвижные и неподвижные. Подвижные (дрейфующие) под действием ветра и течений меняют свое положение на акватории. К неподвижным льдам относят припай и стамуху. Припай представляет собой морской лед, прикрепленный к берегу или к отмели и испытывающий лишь вертикальные колебания при изменениях уровня моря. Ширина и длина припая могут быть до сотен километров, он может взламываться и переходить в дрейфующий лед. Стамухой называют сидящее на мели ледяное нагромождение. Часто стамуха образует систему параллельных берегу валов льда и благоприятствует нарастанию припая.

По возрасту морской лед подразделяется на пять категорий [Бушуев, Волков, Лощилов, 1974]: 1) начальные виды льда в форме ледяных игл, ледяного сала, снежуры, шуги; 2) ниласовые льды толщиной до 10 см; 3) молодые льды толщиной до 30 см (часто ломаются, образуя торосы - паковый лед); 4) однолетний лед толщиной более 30 см, просуществовавший не более одной зимы; 5) старый лед, не успевший растаять в течение по крайней мере одного лета, толщиной от 0,5 до 1,5 м и более. Чем толще лед, тем медленнее идет нарастание его толщины, поэтому обычно мощность льда в пределах Северного Ледовитого океана не превышает 4 м. Однако там, где в приполярных районах лед формируется вдоль берегов, его мощность часто превышает 15 м. Такие массы льда образуются не в результате непосредственного замерзания океанской воды, а благодаря тому, что в лед превращаются водяные брызги, которые летят от волн во время штормов и засыпают прибрежный лед.

В морфологическом отношении плавучий лед подразделяется на ледяные поля, представляющие собой плоские льдины размером более 20 м в поперечнике, и битый лед.

Дрейф льда. Морской лед на большей части акватории является дрейфующим. По наблюдениям Ф. Нансена и Н.Н. Зубова, направление движения льдов отклоняется от направления ветра из-за силы Кориолиса вправо на 28°, а скорость дрейфа составляет 1/50 скорости ветра. Дрейф происходит примерно вдоль изобар атмосферного приземного давления, оставляя область повышенного давления справа, а пониженного - слева. Полная теория дрейфа с учетом сопротивления воды впервые была разработана в 1938 г. В.В. Шулейкиным.

Современное распространение плавучих льдов. По продолжительности сохранения ледяного покрова и его происхождению В.С. Назаров [1970] разделил акваторию Мирового океана на шесть зон. К первой он отнес те области, в которых ледяной покров присутствует круглый год, несмотря на некоторое уменьшение его сплоченности в теплый период. Это центральная часть Арктического бассейна, северные районы большинства морей Северного Ледовитого океана, моря Амундсена, Беллинсгаузена, Уэдделла. В названной зоне зимой образуется больше льда, чем успевает растаять летом, и обновление ледяного покрова в результате дрейфа и действия термических факторов происходит за несколько лет. В следующие зоны включаются акватории, на которых льды или меняются ежегодно, или лишь приносятся из других регионов. Общий объем морского льда в период его максимального развития оценивается В.С. Назаровым в 22,5 • 10³ км³ в Северном полушарии и в 30 • 10³ км³ - в Южном.

По данным Ч. Лайеля, Л.А. Ячевского, Л.П. Владимирова, В.И. Арнольда-Алятьева, С.А. Советова, В.Я. Альтберга, И.Г. Пидопличко, Н.Г. Чочиа и др., прямыми наблюдениями установлено образование донного льда в таких реках, озерах и морях, как р. Св. Лаврентия в Северной Америке; pp. Темза, Сена, Эльба, Висла, Неман, Волхов, Нева, Свирь, Днепр, Буг в Европе; pp. Енисей, Подкаменная Тунгуска, Ангара, Кутукас, Нижняя Сурмиха, Вороговка, Толи в Азии; проливы Большой Бельт и Зунд и Балтийское море в целом, Ладожское, Онежское озера и др. Таким образом, можно сказать, что донный лед образуется во всех реках, озерах и мелководных морях арктического и бореального поясов [Пидопличко, 1956]. Можно также с уверенностью утверждать, что в холодные эпохи позднего кайнозоя этот процесс имел более широкое распространение.

Геологическая работа айсбергов. А.П. Лисицын [1961] пишет, что скорость накопления айсберговых осадков на антарктическом шельфе колеблется в пределах от 1 до 16 см и более за тысячу лет, а на всем его пространстве, площадь которого составляет 11,3 млн км², накапливается в среднем около 2700 млн т осадков в год.

Результаты этих расчетов достаточно близки к масштабам денудации (объема обломочного материала, выносимого с материка Антарктиды), оцененным С.А. Евтеевым [1964]. Он отмечает, что ежегодно с поверхности этого континента, площадь современного оледенения которого составляет 13 млн км², сбрасывается 0,69 км³, т.е. 1925 млн т обломочного материала (уд. вес - 2,79), образующего на дне окружающих его морей слой осадка толщиной 0,05 мм (1 мм в 20 лет). Указывается, что в 1 км льда (1 млрд м³) антарктических айсбергов этого материала содержится в среднем 1,63 млн т. С поверхности Гренландии (площадь современного оледенения - 1830 тыс. км²) выносится в год от 269 до 350 млн т породы. Таким образом, по С.А. Евтееву, только айсберги Антарктики и Гренландии при их таянии ежегодно «поставляют» на дно окружающих их акваторий 2185-2279 млн т раздробленных коренных пород. О.К. Леонтьев [1982] приводит более скромную цифру - около 1,4 млрд т.

Подобный подсчет произведен С.А. Евтеевым и для ряда архипелагов Арктики. Так, Новая Земля ежегодно сбрасывает 2 км³ льда, острова Земли Франца-Иосифа и Северной Земли - по 1,2 км³ льда в год. Суммарная площадь ледников этих трех архипелагов составляет 50 000 км².

По островам Канадского архипелага и Шпицбергена таких данных в названной работе нет. Ориентировочные подсчеты, произведенные нами по картам этих регионов, показали, что площадь ледников на их поверхности составляет соответственно 155 тыс. и около 40 тыс. км². Следовательно, объем сползающих с них льдов примерно в 3-4 раза превышает тот, который был определен С.А. Евтеевым для всех трех перечисленных выше архипелагов, и, по-видимому, достигает 12-15 км³ в год. Значит, общая масса льда, стекающего ежегодно со всех архипелагов Северного Ледовитого океана, равна примерно 16-20 км³, а количество сбрасываемого ими обломочного материала - 26-32 млн т. Вместе с обломочным материалом Гренландского ледника, с учетом данных С.А. Евтеева, оно составит от 300 до 350 млн т. О.К. Леонтьев [1982] сокращает эту цифру более чем вдвое - до 140 млн т.

Следует отметить, что все эти данные, взятые из работ А.П. Лисицына, С.А. Евтеева, О.К. Леонтьева, являются пока достаточно приблизительными; приводимые в них подсчеты объема сбрасываемых айсбергами осадков существенно различаются и в дальнейшем, несомненно, будут уточняться. Вместе с тем они убедительно показывают порядок величины накопления несортированных осадков, выпадающих из плавающих льдов, порождаемых современными материковыми ледниками (айсбергами), даже без учета (при очень неполном учете) всех остальных их разновидностей - припайных, речных и донных льдов.

От этих материалов, относящихся к Мировому океану, перейдем к несколько более подробному анализу ледово-морского (бассейнового) осадконакопления на шельфах морей Российской Арктики - Белого, Баренцева и Карского, акватории которых находятся в пределах рассматриваемой нами площади. Характеристика данного процесса приводится в работах П.Л. Безрукова, Н.А. Белова, А.Д. Гершановича, Т.И. Горшковой, В.И. Гуревича, В.Д. Дибнера, М.В. Кленовой, Р.Б. Крапивнера, Н.И. Куликова, Н.Н. Лапиной, А.П. Лисицына, Г.Г. Матишова, Е.Е. Мусатова, Р.Л. Самойловича, М.А. Спиридонова, З.Г. Щедриной, Д.С. Яшина и многих других.

Результаты их исследований дают возможность включить в анализ проблемы айсбергового разноса, влияние которого на всех этих акваториях, как было показано выше, охватывает главным образом площади, прилегающие к архипелагам Шпицбергена, Земле Франца-Иосифа, Новой Земле. Его роль в формировании мореноподобных осадков, по крайней мере в современную эпоху, является наиболее значительной в прибрежных частях этих морей. Очень ценные наблюдения о разносе обломочного материала айсбергами на Северной Земле содержатся в публикации В.Г. Чигира [1963]. Кроме того, в ней описывается действие припайного, речного и донного льдов.

Припайный лед. Наиболее подробно процесс формирования современных ледово-морских осадков, связанных с действием припайного льда, исследован В.Г. Чувардинским [1966, 1985] при многолетних наблюдениях Кандалакшского залива (губы) Белого моря, берега которого на значительном протяжении сложены скальными породами.

В этих публикациях, насыщенных фактическим материалом, рассмотрены следующие вопросы: особенности динамики припайных льдов, зависящие от строения литорали, характера и величины приливо-отливных явлений; процессы захвата мелко- и крупнообломочного материала этим льдом со дна литорали и зоны осушки; условия расположения материала в основании, внутри и на поверхности льдин как результат его намерзания и примерзания; постепенное или резкое перемещение-выталкивание мелкозема, обломков, валунов и глыб на поверхность льдин (рис. 13).

Подробно, с повторными наблюдениями, проанализированы разнос припайного льда по акватории залива и вынос его части непосредственно в море, роль в этом стоковых и приливо-отливных течений и действия ветра. Наконец, сделан достаточно полный и обоснованный расчет количества грубо- и мелкообломочного материала ледового захвата. Он составляет 100-110 т на 1 км береговой линии, покрытой припайным льдом, а дрифтовый вынос обломочного материала - около 40 % от общей загрузки льда, так как часть его остается на месте.

Выполненные расчеты позволили определить общий объем и массу обломочного материала, ежегодно выносимого в пределы акватории припайным льдом, с учетом участков берега, свободных от него. В среднем для всей береговой линии залива дрифтовый вынос равен 16 м³ с 1 км припая. Протяженность береговой линии только в границах Кандалакшского залива, включая острова и отмели в его пределах, составляет 1400 км, и, следовательно, ежегодный объем материала дрифтового разноса валунов, гальки, щебня и мелкозема равен 20 тыс. м³ - 50 тыс. т. С учетом детальности наблюдений эти цифры могут считаться достаточно обоснованными.

Если исходить из скорости осадконакопления, оцениваемой И.К. Авиловым [1956] для разных, в том числе срединных, частей Белого моря (от 1,7 до 40 см за 1000 лет), то, как отмечает В.Г. Чувардинский, суммарный разнос материала, осуществляемый припайным льдом, будет составлять в общем балансе морского осадконакопления от 1 до 30 %, а для акватории Кандалакшского залива, в разных его частях, - от 10 до 40 %. Логично допустить, что с теми или иными поправками условия формирования припайного льда и насыщения его обломочным материалом, характерные для Кандалакшского залива, могут быть распространены и на береговую линию Белого, Баренцева и Карского морей, для тех участков их побережий, которые сложены выступающими на поверхность плотными коренными породами. Это почти все западное побережье Белого моря, а в Баренцевом и Карском морях часть не покрытых ледниками берегов Земли Франца-Иосифа, берег Кольского п-ова - от Варангер-фьорда до горла Белого моря, Канин Нос, Пай-Хой, о. Вайгач, берега Новой Земли, а также Таймыра и частично Северной Земли. Кроме того, в какой-то мере близкими по условиям образования и деятельности припайного льда на перечисленных скальных побережьях являются те, которые существуют и на берегах приморских равнин Архангельского Севера, Больше- и Малоземельской тундр и всего побережья Западно-Сибирской низменности, вдоль которых тянутся морские террасы, сложенные глинами, алевритами и песками, насыщенными щебнем, галькой и валунами, интенсивно разрушаемые термоабразией.

Мы не располагаем сколько-нибудь точными данными о протяженности береговой линии названных морей, включая и обрамляющие их архипелаги, но она, несомненно, достигает нескольких десятков тысяч километров, и, следовательно, количество обломочного материала, ежегодно сбрасываемого дрейфующими припайными льдами в прибрежную часть их акваторий, достигает 1-2 млн т или более и доля его в общем балансе морского осадконакопления, выраженного в процентах, по-видимому, будет близка к той, которую указывает В.Г. Чувардинский. Расстояние от берегов, на которое припайный лед разносит обломочный материал (от валунов до частиц глины), как показывают наблюдения большого числа исследователей, составляет многие десятки и даже первые сотни километров. Так, Ф. Нансен и Г.И. Ушаков отмечали, что на расстоянии 15-30 км от берегов островов архипелагов Земли Франца-Иосифа и Северной Земли находилось множество обломков и отдельных валунов размером от 0,6 до 1,1 м в поперечнике и значительное количество пыли (глины), покрывавшей припайные льды так, что, по их словам, даже сани плохо скользили [Чигир, 1963]. Обломочный материал, поступавший с припайных льдов, детально изучен А.В. Яковлевым в пределах Новоземельского шельфа на большом расстоянии от берега с помощью подводного фотографирования поверхности дна.

Гравий, галька и даже мелкие валуны обнаружены в донных осадках и в центральной части Арктического бассейна, куда они поступают, транспортируемые не только айсберговым, но и припайным льдом, площадь которого, по И.Д. Данилову [1991], составляет здесь около 20 % всей поверхности ледового покрова. Связь этого материала в срединных частях Баренцева и Карского морей с припайным льдом вскрывается также в публикации В.И. Гуревича, Н.И. Казакова, Е.Е. Мусатова [1987] и др.

В заключение отметим, что, по подсчетам О.К. Леонтьева [1984], айсберги и паковый (припайный) лед ежегодно поставляют только в Северный Ледовитый океан 180 млн т осадков, что, как указывает автор, почти равно его привнесу в виде твердого стока рек, оцениваемого им в 200 млн т.

Речной лед. В моря Западного сектора Российской Арктики вливаются воды множества рек, среди которых и такие крупные и крупнейшие, как Онега, Северная Двина, Мезень и Печора (впадают в Белое и Баренцево моря), Обь, Надым, Пур, Таз, Енисей и Пясина (в Карское море). Они выносят массу терригенного материала, состоящего из тонких взвешенных иловатых глинистых частиц и более крупных - песка и гравия, щебня и гальки, валунов и глыб, влекомых придонным течением и весенним льдом.

А.П. Лисицын [1974] приводит расчеты ежегодного поступления терригенного материала со стоком рек в океаны, моря и многие озера Земли. Вот некоторые из них: для Северной Двины твердый сток составляет 4,5, Печоры - 7,2, Енисея - 13,2, Оби - 15,8 млн т.

Следовательно, масса осадков, ежегодно выносимых только названными четырьмя реками на акватории Белого, Баренцева и Карского морей, равна 40,7 млн т, что в 3-4 раза превышает их объем, доставляемый в эти бассейны суммарно айсбергами и припайным льдом. Однако главная часть и взвешенного в воде, и транспортируемого речным льдом обломочного материала оседает в пределах глубоко вдающихся в сушу заливов и губ, к которым приурочены устья этих и многих других рек. Только сравнительно небольшая его доля достигает открытого моря. Каких-либо количественных подсчетов объема терригенных осадков речного (в том числе и ледового) выноса, достигающих в современную эпоху открытых пространств шельфа этих морей, в литературе нам найти не удалось.

Геологическая деятельность озерного льда. Если мелководье на озере протягивается на некоторое расстояние от берега, лед примерзает ко дну, соединяясь с замерзшей водой, которая находится в осадках на дне озера, и тогда лед, покрывающий озеро, припаивается к промерзшим берегам. При изменениях температуры лед расширяется и сжимается. Когда происходит сжатие, он растрескивается и трещины заполняются водой, которая тоже замерзает и расширяется. Если температура повышается незначительно, лед расширяется и в результате возникают горизонтальные силы, которые действуют в направлении береговой линии и заставляют осадочный материал надвигаться на берег. После того как лед растает, этот обломочный материал выглядит, как стенка из песка, гравия и более крупных обломков, повторяющая очертания береговой линии. А. Аллисон и Д. Палмер [1984] приводят сведения о сотнях ледниковых озер в Северной Америке, обрамленных озерными валами, которые сформировались именно таким образом. Они сложены несортированным материалом, и их крутые склоны обращены к озеру. Например, по берегу оз. Мендота (округ Мадисон, штат Висконсин) проходит озерный вал высотой 2-3 м. Эта стенка, сложенная обломками валунов, была вытолкнута на берег льдом во время стадии расширения, причиной которой послужила короткая февральская оттепель.

Есть все основания полагать, что подобные явления были широко распространены в приледниковых водоемах в эпохи позднекайнозойских похолоданий, а также в период ингрессий. Однако мы не располагаем какими-либо сообщениями об изучении данных процессов на исследуемой территории.

Донный лед. Названная разновидность льда, образующегося при кристаллизации переохлажденной воды на дне рек, озер и на мелководьях в прибрежной части арктических морей, всплывающего при повышении температуры, остается пока слабо изученной. Это особенно относится к выяснению его роли в транспортировке лежащего на дне обломочного и иного материала, что показала и практика строительства подводных сооружений в Заполярье. Достаточно привести только один пример.

В 60-х гг. один из авторов данной главы - Н.Г. Чочиа вместе с большой группой исследователей принимал участие в составлении технико-экономического обоснования (ТЭО) строительства газопровода от незадолго до того открытых месторождений на левобережье Енисея (Мессовское и др.) до Норильска. На участке перехода через Енисей, располагавшегося у г. Игарки, где ширина реки составляла почти 7 км, а максимальная глубина на стрежне - 36 м, было решено расчленить единую трубу большого диаметра, проходившую по тундре, на несколько труб меньшего диаметра. Водолазы промыли на дне реки параллельные траншеи, куда были уложены эти трубы и накрыты бетонными пригрузами-плитами. Газопровод начал успешно действовать, что позволило решить проблему снабжения энергией города и всего Норильского горно-промышленного комплекса. Однако в начале следующей весны несколько из плетей на отрезках длиной в сотни метров вместе с покрывавшими их мощными бетонными пригрузами были вырваны донным льдом из траншей, подняты на поверхность и разорваны. Восстановление газопровода, длившееся несколько месяцев, едва не приведшее к остановке металлургического процесса на заводах Норильска, было проведено с учетом действия донного льда, энергетические возможности которого оказались значительно более мощными, чем это предполагалось ранее.

Приведенный пример убедительно показывает, что участие донного льда в транспортировке обломочного материала, поднимаемого им со дна водоемов, является среди процессов осадконакопления в бассейнах севера Евразии существенно более важным, а распространенность - гораздо более широкой, чем принято считать. Однако это предмет будущих исследований.

1.5. ПИТАЮЩИЕ ПРОВИНЦИИ - ИСТОЧНИК ЭРРАТИЧЕСКИХ ОБЛОМКОВ

Понятие эрратического и местного материала, руководящих валунов, питающих провинций. Валуносодержащие толщи (ледниковые, ледово-морские и др. - диамиктон, миктит) в значительной степени сложены так называемыми эрратическими валунами, коренные выходы на поверхность которых (области питания) нередко находятся на весьма большом удалении. Иногда термин «эрратические валуны» употребляется в литературе в значении «магматические горные породы из удаленных питающих провинций». Однако это далеко не так. Мы разделяем точку зрения Л.И. Маруашвили, в соответствии с которой эрратические валуны (блуждающие камни) представляют собой «горные породы, перенесенные из таких регионов, откуда их транспортировка в настоящее время (при ныне действующих факторах) неосуществима» [1985, с. 296]. Следовательно, это могут быть обломки любых горных пород из любых питающих провинций.

С изучением геологического строения питающих провинций связано решение многих палеогеографических и стратиграфических задач: определение путей движения ледника, познание закономерностей, обусловливающих состав и свойства валуносодержащих толщ, установление различий и сходства разновозрастных отложений и т.д. На важность изучения питающих провинций при палеогеографических и стратиграфических исследованиях указывал еще П.А. Кропоткин [1876].

Питающая провинция - это «пространственно ограниченная площадь, сложенная комплексом пород и связанных с ними минеральных ассоциаций, продукты размыва которых участвуют в формировании осадков терригенно-минералогической провинции» [Геологический словарь, 1973, т. 2, с. 143]. Анализируя теоретические и методологические основы литолого-палеогеографических исследований, Н.Г. Судакова [Судакова, Введенская, Воскресенская и др., 1987] показала большое значение исследования понятия питающих провинций. Она подчеркивала, что основой такого анализа является разработанное В.П. Батуриным учение о терригенно-минералогических провинциях осадочных пород, позволяющее учитывать пространственные закономерности их вещественного состава и его связь с питающими провинциями. В традициях этого направления проводятся литологические исследования различных генетических типов четвертичных отложений: аллювиальных (Г.И. Горецкий, С.Л. Шиманович и др.), ледниковых (С.Д. Астапова, Б.Н. Гурский, А.В. Матвеев, Е.В. Шумилова и др.), лессовых (В.К. Лукашев и др.), морских (А.П. Лисицын). Дальнейшее развитие это направление получило в ряде последующих работ Н.Г. Судаковой [1990 и др.] как районирование областей с валуносодержащими толщами по типу питающих провинций.

Для выявления источников сноса обломочного материала и путей движения эрратических обломков разработан и четко сформулирован принцип руководящих валунов: «Валуны руководящие - валуны и глыбы различного происхождения (ледниковые, аллювиальные, делювиальные и др.), состоящие из относительно редко встречающихся пород, в том числе и полезных ископаемых (руд, бокситов, угля), или пород, содержащих характерные палеонтологические остатки, по которым можно определить направления путей разноса валунов и места коренных выходов этих пород» [Геологический словарь, 1973, т. 1, с. 93]. При анализе руководящих разновидностей изучаются обломки, имеющие ограниченную и хорошо изученную область распространения, когда районы их происхождения можно установить прямым сравнением с коренными породами. Обычно число руководящих валунов не превышает 5-7.

А.И. Гайгалас и В.К. Гуделис [1965] предлагают использовать для определения руководящих валунов следующие критерии: а) их коренные выходы должны иметь ограниченное и неповторяющееся распространение в области питания; б) они должны обладать хорошо различимыми чертами минералого-петрографического состава, структуры и текстуры; в) иметь одинаковую стойкость против истирания и дробления; г) встречаться в достаточном количестве для построения веера рассеивания.

На наш взгляд, наибольшую роль играют первые два требования - ограниченная площадь коренного залегания и хорошая различимость. Остальные же при выявлении источников сноса обломочного материала и путей движения транспортирующей среды имеют хотя и важное, но все-таки вспомогательное значение.

Различают удаленные, транзитные и местные питающие провинции. Учитывая тематику исследования, мы будем рассматривать прежде всего удаленные и транзитные питающие провинции, а также источники валунов только магматических и метаморфических пород.

Источники эрратических валунов на Русской равнине и Западно-Сибирской низменности. К настоящему времени в геологии и палеогеографии антропогена наиболее широко распространенной является точка зрения о Скандинавском и Урало-Новоземельском источниках эрратических валунов. Впервые наиболее полно она была представлена С.А. Яковлевым [1956], который, опираясь на многочисленные литературные источники и собственные исследования, составил карту разноса руководящих валунов. Позднее эти представления получили развитие в ряде работ, была сформулирована гипотеза о Новоземельском и Скандинавском ледниках [Карпухин, Лавров, 1974]. Для некоторых регионов были составлены различные карты питающих провинций [Разрезы..., 1977; Судакова, 1987 и др.]. Материалы, содержащиеся в названных работах, позволяют сделать вывод, что ледниковый покров, занимавший значительную часть Русской равнины, не был однородным, а представлял собой сложное образование из трех ледниковых покровов: Скандинавского, Новоземельского и Новоземельско-Уральского. При этом, как правило, не учитывались такие потенциально возможные источники крупнообломочного материала магматических и метаморфических пород, как районы Украинского щита, Белорусского выступа кристаллического фундамента, Тиманский кряж, широко распространенные на Русской равнине верхнепермские и нижнетриасовые отложения, содержащие крупнообломочный материал горных пород с Урала. Названные регионы выделены нами на рис. 14. При этом необходимо заметить, что петрографический состав всех представленных питающих провинций весьма схож.

* * *

Таким образом, суммируя накопленные к настоящему времени данные об условиях, времени возникновения и развитии ледников, их тепловом режиме, об энергетике и механизме движения льда, об эффекте гляциоизостазии, а также о результатах их геологической деятельности, мы неизбежно приходим к выводу о том, что такие постулаты классической ледниковой теории, как первый - о чередовании оледенений и межледниковий в интервале 800-900 тыс. лет, третий - о разносе эрратического материала из центров оледенений на расстояние до двух и более тысяч километров и пятый - об огромной экзарационной и транспортирующей способности ледников (см. Введение), требуют решительного пересмотра.

В пользу такого утверждения свидетельствуют, например, теоретические и эмпирические данные о скорости растекания льда. Исследования доказали, что скорость движения мореносодержащего льда в несколько раз меньше, чем чистого, из-за снижения пластичности. Расчеты и прямые наблюдения показывают, как отмечалось выше, что для формирования ледникового щита радиусом 1000 км требуется от 45 до 85 тыс. лет, а по П.А. Шуйскому [1969], даже более 400 тыс. лет. Об этом же говорит и возраст придонных слоев льда Антарктиды, составляющий около 250 тыс. лет. Таким образом, чтобы допустить возможность широкого разноса крупнообломочного материала материковым льдом, необходимо увеличить продолжительность ледниковых эпох. Современные данные не исключают этого в некоторых случаях, так как похолодания начались, по крайней мере, 10 млн лет назад, а ледники в Северном полушарии появились около 5 млн лет назад.

Вызывает сомнение и значительная экзарационная деятельность материкового льда. Штриховки, борозды и шрамы на поверхности коренных пород и обломков во многих случаях являются результатом тектонических смещений, работы прибрежного льда, оползней и т.п. Кроме того, геологические материалы позволяют заключить, что возраст наблюдаемой ныне полировки и штриховки скальных поверхностей в подавляющем большинстве случаев не выходит за пределы голоцена. О незначительной экзарационной деятельности ледников или их отсутствии говорит и установление коры выветривания коренных пород на Кольском п-ове, западе Архангельской области и севере Украины.

Как же тогда объяснить широкое распространение эрратических валунов на просторах Русской равнины и Западно-Сибирской низменности? Для этого выдвигается гипотеза о сочетании похолоданий и связанных с ними оледенений (существенно меньших по площади, чем полагают сторонники ледниковой теории) с обширными морскими трансгрессиями, способствовавшими первичному разносу валуносодержащего материала. Как показывают актуалистические наблюдения, эродирующая, транспортирующая и аккумулятивная деятельность ледово-морских покровов весьма значительна и вполне может объяснить столь большое распространение диамиктона.

Эти новые представления, обусловливающие необходимость пересмотра классической ледниковой теории, основанные на новейшем материале, и составят содержание последующих глав.

 ОГЛАВЛЕНИЕ