Глава 2

ЛИТОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСАДКОВ, ФОРМИРОВАНИЕ КОТОРЫХ СВЯЗАНО С ЛЕДНИКАМИ И ДРЕЙФУЮЩИМ ЛЬДОМ

В составе континентальных и морских осадков плиоцена и антропогена, развитых в северной половине Евразии и на дне морей Арктического бассейна, выделено множество генетических типов, подгрупп и групп. Их классификация рассматривается в работах А.П. Павлова [1888], а также Н.И. Николаева [1946], Д.В. Наливкина [1955], Е.В. Шанцера [1957, 1966], Н.М. Страхова [1960-1962, т. 1-3], П.Л. Безрукова, А.П. Лисицына [1960], О.В. Суздальского [1969], Л.Б. Рухина [1969], К.И. Лукашева [1971], Г.И. Лазукова, Н.Г. Чочиа [1973], Г.И. Лазукова, Н.Г. Чочиа, Н.Я. Спасского [1976], Н.И. Логвиненко [1980], О.К. Леонтьева [1982] и других отечественных и зарубежных исследователей.

Среди них нами будут рассмотрены только собственно ледниковые отложения - морены, а также ледово- и ледниково-морские мореноподобные осадки, именуемые в новейших работах диамиктоном или миктитом. В монографии приведены их литолого-геохимические характеристики, подчеркнуты черты сходства и различия.

Эти отложения - глинистые, глинисто-алевритовые, алевритопесчаные, реже песчаные - занимают обширнейшие территории севера, северо-запада и некоторых центральных областей нашей страны и сопредельных с ней стран, они повсеместно развиты на дне Арктических и Антарктических морей. Все они содержат единичные проявления или массовые скопления обломков горных пород (местных или принесенных издалека) - щебня или гальки, валунов и глыб, иногда достигающих почти десятка метров в поперечнике и массы 500-700 т.

С начала нашего века и до 50-х гг. эти толщи описывались практически всеми учеными как отложения покровных, а вблизи гор и в горах - горных ледников. Среди них выделялись основные, краевые или конечные морены, а также приледниковые - флювио- и лимногляциальные (ледниково-речные и озерно-ледниковые) осадки. Большинство исследователей и сейчас относят их к ледниковой формации. Этим осадкам посвящена огромная по объему литература, в которой приведена детальнейшая их характеристика, рассмотрены сложенные ими формы рельефа, осуществлена реконструкция ледниковых покровов, их вероятных мощностей и т.д.

Из работ XIX в., освещающих эти вопросы, важнейшие принадлежат создателю ледниковой теории, основанной на материалах по северу и западу России, П.А. Кропоткину [1876], а также С.Н. Никитину [1885], впервые нанесшему на карту европейской части страны южную границу распространения эрратических валунов, главным образом гранитов и гнейсов, которая отождествлялась и до настоящего времени отождествляется с контуром максимального распространения ледника (ледников), двигавшегося из Скандинавии. В первой трети XX в. эти валуносодержащие осадки и сложенные ими формы рельефа подробно описываются в работах И.П. Герасимова, Г.И. Горецкого, С.В. Калесника, К.К. Маркова, А.И. Москвитина, Н.Н. Урванцева, И.С. Щукина, С.А. Яковлева и многих других исследователей.

В 40-80-х гг. названные вопросы анализировались в монографиях и статьях Н.И. Апухтина, С.А. Архипова, А.А. Асеева, А.Б. Басаликаса, Г.С. Бискэ, С.Г. Боча, А.А. Величко, Л.Н. Вознячука, А.И. Гайгаласа, Г.С. Ганешина, И.Я. Даниланса, В.Я. Евзерова, Е.П. Зарриной, О.М. Знаменской, В.А. Зубакова, И.И. Краснова, Н.И. Кригера, А.С. Лаврова, Ю.А. Лаврушина, В.А. Лидера, А.Д. Лукашова, К.И. Лукашева, Д.Б. Малаховского, Ю.А. Мещерякова, Е.Е. Милановского, К.В. Никифоровой, К.К. Орвику, А.В. Раукаса, Б.В. Рухиной, Л.Б. Рухина, В.Н. Сакса, С.А. Стрелкова, Н.Г. Судаковой, С.Л. Троицкого, Н.С. Чеботаревой, Ю.Ф. Чемекова, С.Б. Шацкого и многих других последовательных сторонников классической ледниковой теории. Они описаны также во множестве работ ученых Западной и Северной Европы, Северной Америки и Новой Зеландии.

Наряду с приверженцами этого научного направления в нашей стране, а в последние годы и в Северной Америке, Скандинавии растет число исследователей, которые либо резко сокращают масштабы покровных оледенений, либо развивают на основе новейших материалов отвергнутую еще в конце XIX в. гляциалыю-морскую теорию, связывающую нахождение крупнообломочного материала в осадке с разносом его дрейфующим льдом. Важнейшее значение при этом имели и имеют появившиеся в последние 2-3 десятилетия данные морской геологии, а также результаты исследований палеонтологов и геохимиков.

2.1. ОТЛОЖЕНИЯ ПОКРОВНЫХ И ГОРНЫХ ЛЕДНИКОВ И ИХ ХАРАКТЕРНЫЕ ПРИЗНАКИ

Отложения горных ледников. Эти отложения развиты во всех горных странах, где проявляется современное и проявлялись позднекайнозойские оледенения. В нашей стране и сопредельных с ней странах они детально изучены на Кавказе, Памиро-Алае, Тянь-Шане, Алтае, в горных районах северо-востока и юга Сибири, на Северном и Полярном Урале, в горах Скандинавии и в горных массивах Кольского п-ова. Они исследованы в пределах архипелагов Северного Ледовитого океана от Гренландии и Шпицбергена на западе до Северной Земли на востоке, а также в горных районах многих стран всех континентов. Им посвящено огромное количество работ.

В составе рассматриваемых отложений описаны основные и краевые морены. Среди основных морен горных ледников выделяются морены долинных ледников и морены ледников подножий. Совершенно аналогичные по литологическим и текстурным признакам (рыхлая или слабоуплотненная смесь крупных и мелких угловатых обломков и глыб, перемешанных со щебнем, песком и тонкой глиной - так называемой ледниковой мукой), они, однако, различаются своей формой, а также размерами покрываемых ими площадей и мощностью. Так, морена долинного ледника соответствует конфигурации днища долины, а морена ледников подножий обычно имеет веерообразные или языковидные очертания, что зависит от мощности выводного ледника и ряда других причин (рельефа, климата).

У современных («живых») ледников развиты поверхностная морена (боковая и срединная), внутренняя, донная, а также конечная морена, отлагающаяся у их краев. У отмершего, растаявшего ледника первые три разновидности объединяются и описываются как основная морена. Если ледник сокращался и продолжает сокращаться резко, скачкообразно, с длительными интервалами стационарного расположения края, то кроме основной морены удается выделить и конечную, которая, имея ряд литологических особенностей, фиксируется в рельефе конечно-моренными грядами. Они представляют собой пологие валы, обычно ориентированные поперек долины, а также беспорядочные всхолмления, усеянные большими и малыми угловатыми глыбами, смешанными со щебнем и мелкоземом. В высокогорьях это каменистые пустыни. Характернейшими признаками основных морен горных ледников, как отмечают Д.В. Наливкин [1955] и многие другие исследователи, служат четыре «отрицания»: неоднородность, неслоистость (или, очень редко, неясная слоистость), неокатанность и несортированность слагающего их материала. Особо подчеркивается исключительная сложность обособления моренных отложений горных ледников от об альных, осыпных, пролювиальных (селевых) и солифлюкционных накоплений, практически неотличимых от морены и часто принимаемых за последнюю.

Именно такая ситуация рассматривается Н.А. Шило [1981] для некоторых горных районов на северо-востоке России. Как уже отмечалось в предыдущей главе, осуществленный им с помощью специально поставленных работ пересмотр генетической принадлежности развитых здесь по бортам долин мощных накоплений, принимавшихся за морену, позволил ему доказать их гравитационную природу. Было установлено, что названные осадки являются коллювиальными (осыпными, обвальными, частично лавинными), солифлюкционными и делювиальными накоплениями. Это послужило обоснованием для существенного увеличения оценок объема и массы дезинтегрированных горных пород, которые могут быть введены в промышленную переработку - промывку с целью получения редких металлов, что и было успешно реализовано.

Мощность основных морен в горах альпийского типа достигает иногда нескольких десятков и даже одной - двух сотен метров. В арктических и субарктических горных районах - в Скандинавских горах, на Кольском п-ове (Хибинская тундра и Мончетундра), на островах Полярного бассейна она обычно не превышает 10-20 м.

Краевые морены - это скопление обломочного материала в виде валов, гряд и холмов, образовавшихся при стационарном положении края ледника или при прерывистом, с остановками, его отступании. По своему литологическому составу и строению они в целом идентичны осадкам основной морены. В качестве дополнительного и характерного признака краевых морен горных ледников и ледников подножий выдвигается наличие в их разрезе прослоев и пачек косо- и реже горизонтально-слоистых песчаных, песчано-гравийно-галечниковых и алевритопесчаных водно-ледниковых флювиогляциальных и речных отложений, обычно включающих и крупнообломочный материал - валуны и глыбы достаточно высокой степени окатанности, а также отторженцы, масса которых достигает десятков тонн.

Здесь наблюдаются также линзы озерно-ледниковых (лимногляциальных) песча-но-алевритоглинистых осадков, обладающих тонкой и правильной слоистостью.

Исследования солевого состава мелкозема морен горных ледников показывают, что они в подавляющем большинстве случаев являются ультрапресными, но иногда имеют слабощелочной состав легкорастворимых солей. Из органических остатков в них встречаются редкие фрагменты растений и костей наземных животных, а также споры и пыльца. Во флювио- и лимногляциальных пачках отмечены находки пресноводных диатомовых, а также пресноводных и наземных моллюсков.

На островах Полярного бассейна, на участках, приближенных к побережьям, в них в ряде случаев имеются прослои и пачки пород, содержащих морскую фауну - результат эвстатических колебаний уровня океана.

Мощность краевых морен горных ледников и ледников подножий обычно заметно превышает мощность основной морены. У наиболее крупных ледников Средней Азии (Памиро-Алай, Горный Алтай, Тянь-Шань) она достигает 30-50 м и более.

Таким образом, установление генетической принадлежности комплекса осадков, как современных, так и позднекайнозойских горных ледников, включая ледники подножий, обычно является достаточно однозначным.

Вместе с тем, как упоминалось выше, за них в ряде регионов принимаются широко распространенные в горах осадки совершенно иной, гравитационной группы - коллювий обрушения и оползания (осыпные, обвальные, лавинные и солифлюкционные накопления), делювий и особенно часто - селевые образования, по своему составу и строению неотличимые от морен.

Распространение осадков гравитационной группы, как показывают исследования последних десятилетий, аэрофото- и космические съемки, имеет в ряде горных районов огромные масштабы, казавшиеся еще совсем недавно совершенно невероятными. Так, площади, покрываемые ими, исчисляются многими десятками, сотнями и первыми тысячами квадратных километров (Кавказ, горы и предгорья Средней Азии). Иногда они достигают даже десятка тысяч квадратных километров (горные массивы Кордильер и Анд в пределах Перу, Чили и Колумбии). В качестве примера можно привести гигантский сель, образовавшийся при извержении вулкана Аренас в Колумбии 15 ноября 1985 г., перекрывший грязекаменной массой площади четырех городов и десятков поселков.

Почти столь же огромными по масштабам были селевые потоки, обрушившиеся летом 1987 г. на межгорные впадины и предгорные равнины северного и южного склонов Кавказа, а также Средней Азии (Таджикистан, Узбекистан). Масштабы названных явлений увеличиваются в связи с уничтожением горных лесов и распашкой склонов.

Поиски четких критериев и признаков распознавания этих совершенно различных по генезису групп осадков - задача будущих исследований.

Отложения покровных ледников. Наиболее детально отложения, относимые подавляющим большинством исследователей к основным моренам покровных ледников плейстоцена, изучены в Северной Европе в пределах Скандинавии и стран бассейна Балтийского моря, на Кольском п-ове, в Карелии и на Русской равнине, вплоть до южной границы распространения эрратических валунов. Они выделяются многими географами и некоторыми геологами и в азиатской части нашей страны, на равнинах Западной и в горах и плоскогорьях Восточной Сибири. Столь же подробно они исследованы и в пределах Северной Америки - в Канаде и США.

Морены современных покровных ледников изучались и изучаются по периферии Антарктического, Гренландского и Исландского ледниковых щитов, а также на островах Полярного бассейна.

Если принять во внимание факт столь широкого распространения ледников, то можно предположить, что мощность основной морены зависит от многих причин, в том числе и от прочности пород ледникового ложа. На плотных кристаллических породах морена обычно имеет минимальную мощность, на рыхлых она заметно увеличивается. Мощность морены зависит и от рельефа ложа [Асеев, 1974]: максимальные ее величины характерны чаще всего для впадин и понижений на его поверхности. Мощность основной морены, как правило, колеблется от 1-5 до 10 м (Балтийский щит), иногда достигая 20-30 м (Русская равнина), а в отдельных случаях - 100 и даже 200 м (Беларусь) [Лукашев, 1971], при общей мощности четвертичных осадков, составляющей здесь 300 м и более [Цапенко, 1957].

Важнейшие литологические и геохимические признаки основных морен покровных ледников в общем аналогичны отмечавшимся выше для морен горных ледников. Это те же четыре «отрицания»: 1) неоднородность - связь и зависимость состава обломков от петрографического и литологаческого состава пород области питания ледника и подстилающих его отложений, захваченных и включенных в него в процессе движения льда; 2) несортированность - смешанность обломков различного размера - от глыб и валунов до алевритовых и пелитовых частиц; 3) неокатанность (или часто - слабая окатанность) слагающего материала - от наиболее крупных обломков до мелкозема включительно; 4) неслоистость (или неясная слоистость) толщи.

Однако по сравнению с моренами горных ледников все эти признаки выражены здесь менее отчетливо. В дополнение к перечисленным Е.В. Шанцер [1957, 1966], С.Л. Троицкий [1975], ряд исследователей Карелии, Прибалтики, Беларуси приводят еще четыре литологаческих признака морен: 5) наличие своеобразной сланцеватости - распадение породы на субгоризонтально ориентированные и черепитчато налегающие ромбовидные отдельности толщиной от нескольких миллиметров до двух - трех сантиметров; 6) ориентировка длинных осей многих или большинства обломков в теле основной морены - от валунов и глыб до псаммитовых и даже пелитовых зерен - в реконструируемом направлении движения ледника. Такое же направление имеют и большинство шрамов и царапин как на обломках в морене, так и на подстилающих ее коренных породах; 7) нахождение в морене значительного числа валунов утюгообразной формы, что связывается с истирающим воздействием движущегося льда с заключенным в нем мелкоземом и обломками твердых пород; 8) повышенная уплотненность глинистых и суглинистых морен, заметно отличающая их не только от всех остальных, близких по литологии четвертичных толщ, но и от многих мезозойских и даже некоторых палеозойских глин. Этот показатель по отношению к уплотненности современных (голоценовых) озерных ленточных глин выше в 2-4 и более раз. Названные авторы объясняют такую уплотненность давлением огромного по мощности ледникового щита.

В 70-80-х гг. в результате углубленного литолого-геохимического изучения морен Русской равнины, Беларуси и на европейском севере СССР, а также современных покровных ледников Антарктиды, Гренландии, Исландии, Шпицбергена, помимо перечисленных выше, были установлены еще две дополнительные особенности основных морен покровных (и горных) ледников. Наиболее подробно они рассмотрены в ряде работ Ю.А. Лаврушина [1976 и др.], в частности в одной из последних, написанной им совместно с А.Р. Гептнером и Ю.К. Голубевым [1986]. Так, в составе морены Русской равнины этими учеными были установлены и изучены следующие признаки морен: 9) наличие многочисленных карбонатных новообразований, корочек на валунах, конкреций, а также участков в рыхлой толще мелкозема морены, сцементированных карбонатным, гипсовым и железистым цементом (авторы связывают их формирование с диагенетическими преобразованиями в процессе литогенеза, происходящими в основании ледникового щита или под ним, на контакте с ложем, в результате циркуляции насыщенных карбонатами вод, отжимаемых из толщи морены под тяжестью льда; этому, по их мнению, способствует также их периодическое оттаивание и замерзание. Близкие по составу корочки карбоната были отмечены и описаны ими и в горизонтах плейстоценовых морен Беларуси); 10) нейтральная, слабокислая или слабощелочная среда ионно-солевого состава толщи основных морен покровных ледников Русской равнины и Беларуси, состава заключенных в них легкорастворимых солей.

Вместе с тем, как указывают Ю.А. Лаврушин, А.Р. Гептнер, Ю.К. Голубев [1986], исследование химического состава газовых включений во льду Гренландии, окружающих ее островов и Антарктиды (до глубины 100 м) показало их типично морской ионный состав. Как предполагает Б.А. Савельев [1971], он образовался за счет привноса соответствующих солей воздушными ветровыми потоками с океана. Это позволило Ю.А. Лаврушину и некоторым другим исследователям сделать предположение о подобной природе ныне повсеместно установленной засоленности валуносодержащих толщ на севере Печорской низменности.

Таким образом, к настоящему времени выделено десять основных литологических и геохимических признаков, которые сторонники классической ледниковой теории - гляциалисты считают характерными для морен покровных ледников. Все эти признаки в перечисленной последовательности более подробно будут описаны нами ниже.

Однако для того, чтобы более четко и выпукло показать все основные особенности валуносодержащих горизонтов, мы рассматривали их отдельно для двух регионов - своеобразных эталонов, где они исследованы наиболее полно и где их генезис считается достаточно убедительно доказанным.

Первый регион включает Кольский п-ов, Карелию, страны Балтии, северо-западные и центральные области Русской равнины, Беларуси и крайний север Украины. Подавляющее большинство исследователей признают, что развитые здесь моренные горизонты отложены покровными ледниками, двигавшимися из Скандинавии.

Во второй регион вошли огромные пространства арктических, субарктических и северных территорий нашей страны. Он простирается от восточного берега Белого моря и западной границы Архангельской области, захватывает Печорскую и северную половину Западно-Сибирской низменности, проходит через Енисей-Хатангскую низменность до дельты Лены. К нему относятся также акватории всех полярных морей и побережья расположенных здесь островов. В пределах этой территории, а также акватории Полярного бассейна развитые мореноподобные толщи (диамиктоны, миктиты) большинство работающих здесь исследователей определяют как ледово- и ледниково-морские (бассейновые) отложения.

Переходя к рассмотрению перечисленных выше признаков валуносодержащих толщ (морен, диамиктона, миктита), примем для каждого из очерченных регионов предварительно, до полного анализа всех данных тот их генезис, который признан ныне большинством исследователей.

Однако, прежде чем перейти к описанию этих десяти признаков, образующих литолого-геохимическую группу, следует указать, что при подразделении осадков эпох оледенений (похолоданий) и осадков межледниковых эпох (потеплений) широко используются еще три группы признаков, которые мы условно называем тектонической, геоморфологической и палеонтологической.

Первая из них - тектоническая характеризует механизм формирования сложных дислокаций и блокового строения валуносодержащих толщ, состоящих в ряде регионов из наволоков и чешуй, включающих крупные и гигантские отторженцы. Вторая группа - геоморфологическая предполагает анализ комплекса форм рельефа - гряд, изолированных холмов, сочетаний гряд и холмов, террасовидных уступов, озерных котловин и т.д., происхождение которых связывается с действием ледника и потоков талой воды, образующихся при его деградации. Третья группа - палеонтологическая, она объединяет условия залегания, частоту встречаемости, состав, а также сохранность остатков наземной, морской и пресноводной фауны, микрофауны, микрофлоры, спорово-пыльцевых комплексов, которые, по утверждению исследователей-гляциалистов, имеют в ледниковых, моренных горизонтах повсеместно смешанный, переотложенный характер, так как были захвачены из межледниковых горизонтов или морских осадков в процессе движения ледника по дну моря.

Три эти группы признаков будут подробно рассмотрены в последующих главах. Здесь же мы проанализируем лишь признаки, составляющие литолого-геохимическую группу.

2.2. ЛИТОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ВАЛУНОСОДЕРЖАЩИХ ОСАДКОВ, ОТНОСИМЫХ К ОТЛОЖЕНИЯМ ПОКРОВНЫХ ЛЕДНИКОВ - МОРЕНАМ

Неоднородность. Валуносодержащие отложения, относимые большинством исследователей к моренам и распространенные на Кольском п-ове и в Карелии, представляют собой смесь мелкозема и обломков кристаллических и метаморфических пород Балтийского щита - гранитов, гнейсов, амфиболитов и т.д. Южнее, в Прибалтике, в северо-западных и центральных областях России, в Беларуси и на крайнем севере Украины к ним последовательно добавляются породы коренного ложа - вендские и кембрийские глины и песчаники, ордовикские и силурийские доломиты и известняки, девонские красноцветные мергели и песчаники, карбонатные и кремнистые отложения карбона и нижней перми, а также глины и пески мезозоя, палеогена и неогена (рис. 15).

В центральных районах России, а также в границах Балтийского щита (на Кольском п-ове, в Карелии, сопредельных районах Финляндии), как указывают В.Г. Легкова и Л.А. Щукин [1986], они слагают 70 % поверхности территории и уменьшается с 15-20 до 7-5 % (Литва, Латвия) от общего содержания валуносодержащей толщи, а в Беларуси и центральных областях России снижается до 3-2 %, составляя на крайнем юге, у южной границы распространения эрратических валунов, менее 1 %. Соответственно возрастает роль местных пород - доломитов, известняков, плотных песчаников [Лукашев, 1971; Гайгалас, I960; Вонсавичус, Гайгалас, Даниланс и др., 1986]. Последовательное изменение процентного соотношения магматических и метаморфических пород Балтийского щита и местных коренных осадочных пород отмечается и для щебнисто-галечной, гравийной и песчаной фракций. Однако иногда (на юго-востоке площади распространения) наблюдаются и значительные отклонения от этой закономерности.

Отметим, кроме того, что для некоторых районов Скандинавского центра оледенения, например Норвегии, Финляндии, Кольского п-ова, установлен перенос валунов в направлении, обратном предполагаемому движению ледников. Об этом пишут в своих работах А.А. Никонов [1971], И.Д. Данилов [1978а], а также В.Г. Чувардинский и И.И. Киселев [1969].

Проведенные исследования позволили выявить большую пространственную изменчивость соотношения обломков различных пород, окатанности, выветрелости и ориентировки крупнообломочного материала в моренах Верхней и Средней Волги [Евдокимов, 1975; Евдокимов, Маскайкин, Рунков, 1990]. Существенная пространственная изменчивость литологических показателей морен свойственна также сравнительно небольшим регионам и отмечается даже в пределах одного разреза. Так, например, в моренах Ростовской низины показатели глинистости и опесчаненности колеблются соответственно от 5 до 20 и от 9 до 47 %, а в разрезе у д. Черемошник гранулометрический состав морен изменяется от валунных тяжелых суглинков до валунно-гравийных песков [Евдокимов, Парамонова, 1976].

Большая пространственная изменчивость литологических показателей ледниковых отложений снижает их стратиграфо-генетическую и палеогеографическую значимость, тем более что оказалось весьма сложно выявить закономерности территориальной изменчивости состава отложений, обусловленной различными взаимодействующими факторами литогенеза. Для преодоления этих трудностей наиболее плодотворным оказалось литолого-палеогеографическое районирование территории по типу питающих провинций в их тесной связи с прочими палеогеографическими факторами литогенеза [Судакова, 1980, 1990; Судакова, Введенская, Воскресенская и др., 1987].

Наиболее подробная сводка пространственной неоднородности ледниковых отложений европейской части бывшего СССР и ее теоретическое обоснование с инженерно-геологических позиций даны в работе Г.К. Бондарика, М.И. Горальчука, Е.Н. Иерусалимской [1985].

Несортированность. Как отмечают ряд исследователей (достаточно подробный, хотя и неполный список их работ мы приводили выше), гранулометрический состав морен представляет собой результат проявления двух процессов - экзарации пород ложа и истирания переносимого льдом материала.

Смешанность гранулометрического состава, присутствие в моренах всех компонентов - от коллоидных частиц до глыб отражают их несортированность. Считается, что это характернейший признак морены. Его весьма выразительно иллюстрирует диаграмма, заимствованная нами из работы Е.В. Рухиной [1973], изучавшей фракции от песчаной до пелитовой (рис. 17).

Здесь видно, что точки, фиксирующие гранулометрический состав, рассеяны по всему полю диаграммы, но в целом формируют широкую изогнутую зону, протягивающуюся от песков до глин. Отмечается, что литологический характер морены покровных ледников, количественное соотношение включенного в нее обломочного материала изменяются в очень широких пределах и зависят главным образом от литологии коренных пород того региона, по которому двигался или двигается ледник. Это отчетливо видно на территории Балтийского щита и его южного обрамления. Так, в области развития гранитов и гранитогнейсов, весьма твердых метаморфических и осадочных пород архея и протерозоя (Финляндия, Карелия, Кольский п-ов) морена насыщена крупнообломочным материалом - валунами и глыбами, масса которых иногда достигает десятков и даже одной - двух сотен тонн. Она является в своей основе гравелито-песчаной. Содержание валунного материала колеблется здесь от 8 до 21 %.

В полосе распространения венд-кембрийских песчаников и глин (Ленинградская область, север Эстонии) горизонты морены становятся супесчано-глинистыми или глинистыми. Валуны пород Фенноскандии и здесь развиты весьма широко.

В полосе развития доломитов, известняков и мергелей ордовика, силура и частично девона (Прибалтика, Новгородская, Псковская области, Беларусь) залегающие на них горизонты морен превращаются в рыхлый щебневый валуносодержащий известковый суглинок или в валуносодержащие мергелистые глины. Указывается, что в районах распространения пород, обогащенных органикой (горючие сланцы ордовика, торфяные массивы доледникового возраста), морена значительно насыщается органическим веществом, приобретает темно-серый цвет.

Содержание щебнисто-галечной фракции (10-100 мм) колеблется от 15 до 25 % на выходах и у выходов кристаллических пород Балтийского щита, снижаясь до 5-10 % в центральных районах Русской плиты и составляя менее 2-3 % на севере Украины и в Воронежской области. При этом уменьшение содержания кристаллических пород в составе данной фракции при удалении от края щита происходит даже заметнее, чем у более грубых фракций. Основная часть щебня и галек образована здесь из местных коренных пород.

Гравийная фракция (1-10 мм) в моренах Карелии и стран Балтии является одним из основных компонентов, составляя 5-25 и даже 30-40 % (чаще всего 15 %) всей ее массы [Раукас, Рейнтам, 1965]. Близкие величины отмечаются у морен северных областей Беларуси [Астапова, 1985] и Карелии. В южных районах Русской равнины содержание гравия постепенно снижается до 3-5 % и лишь иногда превышает эти значения.

Песчаная (1-0,1 мм) и алевритовая (0,1-0,01 мм) фракции преобладают в моренах всех рассмотренных регионов, причем в южном направлении роль этой фракции заметно возрастает. В ряде работ отмечается отчетливая связь ее содержания в морене с составом коренных пород, например, в пределах Главного девонского поля (Псковская область, Беларусь), где разрез девона сложен преимущественно песчаниками, в морене также резко повышено содержание песка.

Пелитовая фракция (< 0,01 мм) достаточно широко распространена в моренах Карелии, Прибалтики и более южных и восточных регионов. На ее долю, по разным источникам, приходится от 10 % и менее (Карелия) до 30 % объема породы. Ее количество также зависит в основном от литологического состава подстилающих коренных пород. Например, в полосе распространения глин венда и кембрия (от Ладоги до Эстонии) доля этой фракции в отдельных изученных разрезах достигает 70 % от общего объема морены и даже более. На ряде участков она здесь настолько глиниста, что если бы не редкая вкрапленность гравия, щебня и валунов, она была бы неотличима от венд-кембрийских глин.

От состава подстилающих морену коренных пород зависит не только гранулометрический и механический состав мелкозема и крупнообломочного материала, но и цвет основной морены - серый или темно-серый, зеленоватый, бурый, коричневый и даже красноватый (в полосе развития девонских красноцветов), а также ее физико-химические свойства (рис. 18).

Изучение геохимического и минерального состава морен проводилось большим коллективом геологов [Попов, 1986; Легкова, Щукин, 1986 и др.] на территории всего северо-запада нашей страны с целью разработки методических основ массовых валунных и шлиховых поисков [Четвертичный покров..., 1987]. Наиболее важным его результатом явилось следующее: сравнение минерального и петрографического состава мелкозема и обломочного материала морен с составом парагенетических ассоциаций подстилающих пород и фундамента обнаруживает их тесную связь. По содержанию тяжелой фракции территория разделяется на две провинции - восточную, с высоким ее содержанием, и западную - с низким [Попов, 1986]. При наличии двух и более горизонтов морен (например, по периферии Хибин) фиксируются некоторые различия для каждого из них в петрографическом составе как обломков, так и мелкозема [Киселев, 1984]. Для нижнего из моренных горизонтов здесь, как мы уже отмечали, ярко выражена связь с составом неоген-раннечетвертичных кор выветривания, перекрывающих породы фундамента и имеющих на Балтийском щите (в том числе и в Финляндии) площадное или линейное распространение.

Близкие или аналогичные результаты дали исследования состава морен Прибалтики [Вонсавичус, Гайгалас, Даниланс и др., 1986] и Беларуси [Астапова, 1985; Вознячук, 1961; Санько, 1980].

Окатанность крупнообломочного материала. В составе морены рассматриваемого региона от Скандинавии до Беларуси и Северной Украины крупнообломочный материал (глыбы, валуны, щебень и галька) имеет самую различную степень окатанности. По классификации А.В. Хабакова [1948], она изменяется от 0-I класса до III и даже IV, наиболее высокого. Мы проанализировали большое количество публикаций по литологии четвертичных отложений, содержащих крупнообломочный материал, но не встретили в них строгого количественного подсчета по всем классам окатанности, как это сделано для Ярославского Поволжья [Карпухин, 1973; Евдокимов, 1975]. В работах указывается лишь на то, что из обломков перечисленных размерностей во всех этих регионах наибольшее их количество имеет II или, несколько реже, III класс окатанности. В сумме на обломки такой окатанности приходится, по-видимому, около половины (от 40 до 60 % - для разных регионов) от общего их числа. Неокатанные и слабо оглаженные обломки (0 - I классы) составляют примерно 20-30 %.

Доля хорошо и весьма хорошо окатанных обломков (III и IV классы) в некоторых районах, например в северо-западных областях страны и в Прибалтике, колеблется от 10 до 15-20 %. Наименьшее содержание обломков III и IV классов окатанности отмечается для морен Карелии, наибольшее (до 50-60 %) - для крайних южных обнажений валуносодержащих горизонтов на Северной Украине и, по нашим наблюдениям, в Воронежской области (район с. Костенки). По нашим данным, в моренах и мореноподобных отложениях Ярославского Поволжья коэффициент окатанности составляет 45-50 (преобладает II класс окатанности) и в разновозрастных толщах для всего петрографического спектра он оказался почти одинаковым.

В связи с этим любопытно сравнить их с основными моренами, отлагающимися ныне вокруг современных ледниковых щитов Антарктиды, Северной Земли, а также Гренландии и Исландии.

По материалам С.А. Евтеева [1964], изучавшего морены Восточной Антарктиды, и А.П. Лисицына [1961], описавшего обломочный материал на прилегающем шельфе, эти морены выглядят так. Слагающий их каменный материал глыбовой, валунной и щебнистой размерности обычно имеет неправильную, чаще удлиненную форму. В его составе преобладают обломки с неровной поверхностью излома: это дробленый камень, почти нет мелкозема, песка, алеврита, глин. Среди глыб, валунов и гальки следы очень слабой окатанности (округленность граней I класса, по А.В. Хабакову) имеют не более 1% от общего их числа. Обломков II и III классов окатанности не зафиксировано. Полированные поверхности отсутствуют; штрихи и борозды есть только на единичных обломках из нескольких тысяч просмотренных. Галька и валуны утюгообразной формы не обнаружены. Несколько иной характер у морены в приледниковых зонах Исландии и Гренландии [Лаврушин, Гептнер, Голубев, 1986]. Здесь помимо преобладающих удлиненных угловатых (неокатанных) обломков встречены такие, у которых отмечаются шлифованные поверхности и шрамы. В названной работе указывается, что изометричные валуны имеют «более или менее окатанную форму, внешне напоминающую аналогичные формы водной обработки» (с. 42). Это заставляет авторов сделать оговорку о том, что они могут быть заимствованы из слагающих ложе ледника аллювиальных и водно-ледниковых отложений.

Морены Северной Земли детально изучены Н.Г. Загорской [1959], Л.С. Говорухой, В.М. Макеевым, Д.Б. Малаховским [1978], а также В.М. Макеевым и Д.Ю. Большияновым [1986]. Здесь на абсолютных отметках более 150-200 м в зоне распространения палеозойских красноцветных пород они образуют маломощный (1-3 м) чехол, представленный супесью буровато-красного цвета, включающей неокатанные и несортированные гравий, гальку и валуны размером до 3-4 м в поперечнике, покрывающий холмы и гряды.

Вдоль долин, спускающихся к морю, на отметках ниже 150-200 м (максимальный уровень трансгрессии) в толще этой морены появляются линзы гравия и гальки с обломками и целыми раковинами четвертичных морских моллюсков. Здесь же встречены и крупные (до 10 х 50 м) отторженцы слоистых алевритов и глин, содержащих обильную фауну подобных моллюсков.

Таким образом, степень окатанности обломочного материала морен современных ледников, за исключением тех участков, где они приближены к побережью, а значит, подвергались водной обработке при поднятиях и опусканиях береговых зон и изменениях уровня моря, резко отличается от того, что наблюдается в моренных горизонтах на всем пространстве - от края Балтийского щита до южной границы распространения эрратических валунов.

Слоистость. Выше отмечалось, что отсутствие слоистости или иногда появление ее неясных следов - это один из четырех самых характерных признаков морены. Движущийся лед по самой своей природе создать ее не может; слоистость образуется в воде. Однако в ряде работ последних десятилетий у многих, если не у большинства, детально изучавшихся основных морен областей Прибалтики, Беларуси, Польши, северо-западных и центральных частей Русской равнины фиксируется слабо намечающаяся, заметная, а иногда достаточно отчетливая их слоистость (рис. 19). Неслоистые их разности встречаются, видимо, реже перечисленных.

По наблюдениям С.А. Евтеева [1964], в Антарктиде мореносодержащий лед поднимается в глубь ледника по плоскостям скола. Его движение осуществляется не только по плоскостям разрывов на контакте слоев, но и за счет пластического течения внутри слоев [Шумский, 1955; Евтеев, 1964]. В результате образуется полосчатость мореносодержащего льда, а затем в отложенных моренах текстурная слоеватость. С процессами уплотнения связываются иногда наблюдаемые вдоль поверхностей скольжения по разрывам специфические текстуры плитчатости, сланцеватости и развальцевания [Асеев, 1974]. По мнению Ю.А. Лаврушина [1969], разнообразные гляциодинамические текстуры составляют характерную генетическую особенность морены.

Однако, по нашему мнению, все эти наблюдения относятся к первичному состоянию моренного материала и не учитывают последующего его изменения под действием мерзлоты, размыва и проработки талыми водами, гравитационных преобразований и др.

Сланцеватость, черепитчатость и распадение породы на угловато-ромбовидные отдельности. Ряд исследователей - Е.В. Шанцер, С.Л. Троицкий, Ю.А. Лаврушин и другие полагают, что эта особенность основных (донных) морен обусловлена давлением массы ледника. Работами литологов и мерзлотоведов, проводившимися в течение последних десятилетий, было установлено, что появление и развитие подобных текстур - сетчатых, решетчатых, черепитчатых и т.д. - происходит в результате сингенетического и эпигенетического промерзания осадка [Баулин, 1965; Попов, 1967а; Катасонов, 1973; Романовский, 1977 и др.]. Различные типы таких текстур являются индикаторами условий его формирования, указывают на соотношение процессов осадкообразования и промерзания в зависимости от фациальных условий. В монографии И.Д. Данилова [1983а] приведена детальная классификация этих криогенных текстур.

Ориентировка удлиненных обломков. В ряде работ, описывающих современные покровные ледники Антарктиды [Евтеев, 1964] и других районов современного покровного оледенения, указывается, что удлиненные и уплотненные валуны, щебень и даже, как пишет Ю.А. Лаврушин [1976], зерна песчаной, алевритовой и пелитовой размерности вытянуты во льду по направлению его движения или в близком к нему направлении. Реже в их ориентировке такой закономерности не наблюдается.

Определенная упорядоченность с разбросом значений до 20-30°, совпадающая с предполагаемым направлением движения ледника или близкая к нему, отмечается для основных морен Кольского п-ова и Карелии [Лукашов, 1986 и др.], Латвии, Литвы, Эстонии [Вонсавичус, Гайгалас, Даниланс и др., 1986], Беларуси [Лукашев, 1971] и для северо-западных областей Русской равнины [Рухина, 1973; Яковлева, 1963; Легкова, Щукин, 1986] (рис. 20). На упорядоченность ориентировки валунов центральных районов Русской равнины указывают Е.В. Шанцер [1966], Ю.А. Лаврушин [1976] и некоторые другие исследователи. Для морен Канады и Северной Америки она описана в работах [Flint, 1971; Holmes, 1941; Glen et al., 1957].

Любопытно, что для некоторых из районов, где в обнажениях наблюдается одновременно два или даже три горизонта валунных глин и суглинков, преобладающие простирания удлиненных обломков для каждого из них имеют заметные различия. Более того, даже в едином пласте валунных суглинков видны существенные изменения простираний удлиненных обломков для разных его частей. Так, С.П. Евдокимов [1975] и Ю.А. Лаврушин [1976] описывают единый моренный горизонт в районе Углича - Рыбинска, в котором ориентировка вытянутых обломков весьма различна для его верхов, середины и нижней части.

Подобные факты у названных авторов находят следующее объяснение. В процессе движения мореносодержащий лед с вмерзшими в него ориентированными обломками постепенно настолько насыщается материалом, что превращается в слабольдистую плотную моренную массу, в которой обломки сохраняют то же положение, какое они имели в леднике. Однако ледники разных эпох оледенений (днепровской, московской, валдайской) двигались с разных направлений - то с северо-запада, то с севера, то с северо-востока или запада. Это и привело к тому, что в разных горизонтах морен валуны имеют разные простирания. Что же касается единой толщи, части которой содержат неодинаково ориентированные валуны, то это считается следствием растекания льда у конца ледниковых лопастей, идущего по различным, иногда противоположным направлениям, в разные стадии и фазы оледенения (рис. 21).

Вместе с тем в значительном числе работ 70-80-х гг., в которых очень подробно с использованием методов статистики описывается текстура морен и, в частности, специально рассматривается ориентировка валунов, этот признак либо вообще не упоминается, либо отмечается, что он не получает достаточно строгого подтверждения (разброс значений достигает 40-50°), либо указывается, что ориентировка совершенно не наблюдается. Это, в частности, отмечает Е.В. Рухина [1973], пересмотревшая свои прежние выводы, которые базировались на менее репрезентативном материале, а также Ю.А. Лаврушин, А.Р. Гептнер и Ю.К. Голубев [1986]. Последние, анализируя модель процесса формирования основных морен, пишут: «Отклонение в ориентировке длинных осей обломочного материала от направления движения ледника... может быть обусловлено самыми разнообразными причинами: наличием близко расположенных валунов, рельефом ледникового ложа, особенностями движения льда и даже внутренней динамической структурой ледового потока» (с. 26). Далее они перечисляют эти факторы: бульдозерный эффект движущегося ледникового края, латеральное выжимание, формирование гляциодиапиров, гляциодаек, чешуи (гляциодинамических текстур пластического течения) и процессы абляции. Эту концепцию признают ныне даже наиболее последовательные защитники ориентировки обломков как важного палеогеографического признака. Так, некоторые из них указывают, что замеры ориентировки длинных осей валунов целесообразно проводить только на площадях с ненарушенным залеганием, где не проявляются отмеченные процессы.

Отсюда естественно следует вывод: наблюдающаяся и описываемая в ряде перечисленных выше работ относительно упорядоченная ориентировка удлиненных обломков гравийной, галечной и валунной размерности в валуносодержащих толщах вероятнее всего, имеет иную, неледниковую природу. Все более решительно утверждается, что она может быть обусловлена направлением течения водных потоков, транспортировавших обломки, может быть связана с простиранием береговых линий бассейнов, направлением вдольбереговых течений, т.е. с факторами и процессами, детально изученными и описанными в трудах, посвященных фациальному анализу, учению о россыпях, рассматриваемых в курсах морской геологии.

Утюгообразная форма валунов. Нахождение валунов утюгообразной формы, иногда покрытых микроштриховкой, царапинами и шрамами, срезанных с одного края, отмечалось в ряде работ Е.В. Шанцера, С.Л. Троицкого, С.В. Яковлевой, А.С. Лаврова, Л.М. Потапенко, О.Г. Эпштейна и многих других исследователей регионов Прибалтики, северо-западных и центральных областей Русской равнины. Считается, что это результат истирающего воздействия льда, включавшего обломки твердых пород. Подобные валуны обычно украшают витрины всех геологических музеев страны, где демонстрируются осадки четвертичной системы.

В работах конца 70-х - 80-х гг., в десятках просмотренных нами публикаций, в том числе и специально посвященных результатам валунных поисков месторождений [Четвертичный покров..., 1986], или ничего не говорится об утюгообразных валунах, или отмечается крайне редкая их встречаемость. При этом указывается на возможную корреляцию подобной их формы с первичной формой обломков, обусловленной кливажем, отдельностью или происхождением обломка из тектонической зоны с включением поверхности зеркала скольжения.

Среди работ 80-х гг. лишь в книге В.П. Вонсавичуса, А.И. Гайгаласа, И.Я. Да-ниланса и др. [1986] названный признак традиционно приводится в качестве весьма характерного для морен Прибалтики и связывается с результатом ледниковой обработки.

Насколько нам известно, лабораторные исследования самой возможности формирования утюгообразных валунов в основании ледникового покрова не проводились, хотя они возможны. Для образования такой формы, как минимум, необходимы его полная неподвижность, плотная «зажатость» в трещине или углублении ложа и весьма большая продолжительность временного интервала, на протяжении которого происходит «сострагивание» его поверхности и нанесение на нее царапин и шрамов. Трудно представить себе возможность всего этого даже теоретически, например для гранитного или гнейсового валуна в поле распространения относительно мягких пород палеозоя - доломитов, известняков, песчаников, развитых на пространстве к югу и юго-востоку от края Балтийского щита. Вероятно, именно поэтому подобные работы и не проводились, хотя моделирование названного процесса особых сложностей не представляет.

Повышенная уплотненность. По мнению Е.В. Шанцера [1966], Ю.А. Лаврушина [1976], ряда исследователей морен северо-запада Русской равнины и Прибалтики, заметная уплотненность валуносодержащих глин и алевритов является одним из наиболее характерных признаков донных морен, тем более значительным, чем глинистее морена. Авторы объясняют это динамическим воздействием - давлением мощных ледниковых покровов. Однако за последние 20 лет представления о причинах повышенной плотности валуносодержащих толщ (морен) в корне изменились.

Итоги весьма скрупулезно проведенных лабораторных инженерно-геологических исследований моренных горизонтов - оснований крупных промышленных и гидротехнических объектов в Прибалтике и на северо-западе Русской равнины [Марцинкявичус, 1974; Рухина, 1973 и др.], мореноподобных пород бассейна Печоры со всей очевидностью показали, что их высокая плотность определена особенностями гранулометрического состава самой породы, а именно - неоднородностью и несортированностыо материала, содержанием отдельных фракций, создающих условия оптимальной их «упаковки» в осадке. Достаточно убедительных признаков уплотнения, обусловленных динамическим воздействием ледниковой нагрузки, не отмечено. Не удалось установить и ориентировки псаммитовых и пелитовых частиц в теоретически предполагаемом направлении движения ледника. Подтверждена лишь закономерная связь повышения значения плотности в зависимости от увеличения глинистости морены (циамиктона, миктита).

Карбонатные новообразования, конкреции. Выше мы отмечали, что в составе морены некоторых районов Русской равнины и Беларуси Ю.А. Лаврушиным, А.Р. Гептнером и Ю.К. Голубевым [1986] были встречены участки, сцементированные карбонатным, гипсовым и железистым цементом, а также карбонатные корочки на валунах и такого же состава конкреции, формирование которых авторы связывают с циркуляцией насыщенных карбонатами и сульфатами вод, отжимаемых из толщи морены под тяжестью льда в зоне его контакта с подстилающими породами.

Описанные в названной книге конкреции, карбонатные и гипсовые корочки в валуносодержащих толщах, действительно, являются следствием циркуляции насыщенных солями вод, подобно тому как это происходило и происходит ныне в толще лессов юга Русской равнины, в осадках элювиального и делювиального генезиса (в том числе - в корах выветривания и почвах), в озерных, болотных и аллювиальных отложениях, а также в морских осадках.

Указанные процессы имели и имеют широчайшее распространение, они весьма детально изучены, в частности почвоведами, мерзлотоведами, гидрогеологами, инженерами-геологами. Краткий анализ итогов их изучения будет приведен нами ниже - в разделе, где рассматриваются литолого-геохимические признаки бассейновых мореноподобных осадков. Однако уже здесь необходимо заметить, что привлечение к объяснению давления толщи покровного ледника носит искусственный характер.

Солевой состав. Этот параметр осадка также используется Ю.А. Лаврушиным, А.Р. Гептнером и Ю.К. Голубевым [1986] в качестве одного из признаков основных морен горных (Кавказ, Средняя Азия) и покровных ледников. При описании последних авторы привлекают материалы исследователей ледников Антарктиды, Норвегии, островов Канадского архипелага и данные собственных наблюдений в Южной Гренландии (с. 9-11). Они указывают, что для льдов и горных, и покровных ледников характерна кислая, слабокислая, нейтральная или слабощелочная среда. Отсюда, казалось бы, следует, что такой же ионный и солевой состав должны иметь и морены, отложенные этими ледниками, что и наблюдается в ряде горных стран и в моренах Русской равнины и Беларуси.

Однако авторы отмечают, что на солевой состав морен оказывают влияние и ассимилируемые ледником осадки, и принос типично морских солей ветровыми потоками с поверхности океана. При этом они делают предположение, что те же процессы ветрового привноса и ассимиляции происходили и в пределах Скандинавского щита (где на Кольском п-ве и северо-востоке Карелии в моренах также установлен солевой состав, близкий к составу морской воды), и на территории Печорской низменности. А.Н. Симоновым [1973] был подтвержден установленный здесь еще в 50-60-х гг. рядом исследователей (А.А. Ференс-Сороцкий, П.Н. Сафронов, М.К. Трошина, И.Д. Данилов и др.) аналогичный солевой состав валуносодержащей роговской свиты.

Отмеченные процессы - и ветровой принос, и ассимиляция солей из подстилающих отложений в результате циркуляции растворов, а также захвата материала, безусловно, участвовали в формировании солевого состава морен, особенно в тех регионах, где ледники спускались или спускаются к уровню моря. Однако, как будет показано в следующем разделе, в формировании солевого состава валуносодержащих толщ они играли второстепенную роль. Главная же причина широчайшего распространения «соленых морен» - непосредственное их формирование в морской воде, в эпохи обширных трансгрессий Мирового океана, неоднократно проявлявшихся на протяжении позднего кайнозоя.

Таков, в свете новейших данных, анализ всех десяти литолого-геохимических признаков валуносодержащих толщ, относимых к отложениям покровных ледников. Приведенный материал показывает, что ни каждый из них, взятый в отдельности, ни даже их комплекс не позволяют достаточно строго и однозначно определить их ледниковый генезис.

2.3. ЛИТОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОТЛОЖЕНИЙ ДРЕЙФУЮЩЕГО ЛЬДА ЛЕДОВО- И ЛЕДНИКОВО-МОРСКИЕ (БАССЕЙНОВЫЕ) МОРЕНОПОДОБНЫЕ ОСАДКИ (ДИАМИКТОН, МИКТИТ)

Распространение ледово- и ледниково-морских осадков. За последние три десятилетия позднекайнозойские гляциально-морские осадки установлены многочисленными океанографическими исследованиями на акваториях всех Арктических и Антарктических морей, Атлантического, Тихого, Индийского и Северного Ледовитого океанов, субарктических территориях бывшего СССР, США, Канады, а также островов Арктики и Антарктики.

Зона распространения айсбергов, включающих обломочный материал (от тонких глин, алевритов и песков до многотонных валунов и глыб), охватывает в настоящее время акватории общей площадью около 80 млн км², в том числе 60 млн - в Южном и 20 млн - в Северном полушарии (по А.П. Лисицыну, [1961]). Сделанные нами подсчеты площади распространения плавающего льда, в том числе айсбергов, дали значительно более скромные цифры, так как относились только к шельфу [Лазуков, Чочиа, Спасский, 1976, с. 76], однако для Северного Ледовитого океана они приближаются к приведенным выше. На шельфе и в батиальной зоне по периферии Антарктического ледникового щита они занимают площадь, достигающую 11-12 млн км², на акватории шельфа Арктического бассейна она достигает 4 млн км². Кроме того, этот тип осадков слагает основную или значительную часть разреза плиоцен-антропогеновых отложений в прибрежной зоне континентов: на территории бывшего СССР - на пространстве от крайнего запада Кольского п-ова до устья Лены, на побережьях Чукотки и Камчатки; он установлен в Северной Америке - на арктическом побережье Аляски и в заполярной Канаде, а также на свободных от льда площадях островов Арктики, частично включая и Гренландию, что составляет еще около 3 млн км². По данным Г.Г. Матишова [1987], в настоящее время осадочное вещество, принесенное древними айсбергами, встречается на более чем 20 % поверхности дна океана, что превышает 72 млн км². Еще больше площадь айсбергового осадконакопления по О.К. Леонтьеву [1982]: для Южного полушария - 6,4 млн км², для Северного - 0,2 млн км². Но даже если принять и минимальные оценки, то все равно ледово- и ледниково-морские отложения являются одним из наиболее широко распространенных типов позднекайнозойских осадков на нашей планете.

Ледово- и ледниково-морские осадки на шельфах и батиали только Арктического бассейна бывшего СССР, их литология и фауна описаны П.Л. Безруковым, Н.А. Беловым, А.Д. Гершановичем, Т.И. Горшковой, В.И. Гуревичем, М.В. Кленовой, Н.И. Куликовым, Р.Б. Крапивнером, Н.Н. Лапиной, А.П. Лисициным, Г.Г. Матишовым, Е.Е. Мусатовым, Р.Л. Самойловичем, М.А. Спиридоновым, З.Г, Щедриной, Д.С. Яшиным и многими другими исследователями.

Работы, посвященные рассматриваемому типу осадков, развитых почти по всему северу территории России и на островах Арктики, - еще многочисленнее. Среди важнейших должны быть отмечены публикации А.П. Астапова, Б.Л. Афанасьева, О.Ф. Барановской, В.И. Белкина, Р.А. Биджиева, К.К. Воллосовича, П.П. Генералова, И.Г. Гладковой, М.Н. Григорьева, В.И. Гудиной, Н.Г. Загорской, И.Л. Зайонца, В.С. Зархидзе, В.А. Зубакова, М.С. Калецкой, Б.И. Кима, И.И. Киселева, Т.М. Климовой, А.С. Красножен, И.Л. Кузина, Ю.Н. Кулакова, М.А. Лавровой, Г.И. Лазукова, О.М. Лев, В.М. Макеева, Т.А. Матвеевой, Н.Н. Милюковой, Г.Н. Недешевой, И.А. Одесского, И.Г. Пидопличко, А.И. Попова, И.В. Рейнина, В.В. Рогожина, В.Н. Сакса, В.Я. Слободина, П.Н. Сафронова, Ю.П. Семенова, Н.С. Спиро, Л.А. Тверской, С.Л. Троицкого, Б.Г. Федорова, А.А. Ференс-Сороцкого, В.В. Филиппова, Н.Г. Чочиа, В.Г. Чувардинского и ряда других авторов, главным образом сторонников гляциомаринизма. Однако наиболее глубокая и всесторонняя характеристика этих осадков приведена в многочисленных работах И.Д. Данилова и О.В. Суздальского.

Впервые широчайшее распространение ледово- и ледниково-морских осадков на всем арктическом циркумполярном пространстве было показано на Карте четвертичных отложений (ред. Н.Г. Загорская, [1965]), а также на Геоморфологической карте Западно-Сибирской равнины (ред. И.П. Варламов, [1969]).

Наиболее полно ледово- и ледниково-морские (бассейновые) мореноподобные позднекайнозойские осадки изучены на севере Западной Сибири, к северу от Сибирских Увалов, в Печорской низменности и в последнее десятилетие - на севере Архангельской области. Мощность этих толщ, включающих пачки и прослои глин и песков, изменяется здесь от нескольких десятков метров до часто фиксируемых 200-300 м и даже более.

Вместе с тем на акваториях Баренцева и западной части Карского морей, по материалам В.И. Гуревича и Е.Е. Мусатова [1987], данный показатель более чем на половине всей их площади колеблется в пределах от 0-5 до 25-50 м (наиболее часто 20-40 м). Мощности от 50 до 100 м локализуются в пределах узких грядообразных полос в прибрежной полосе Кольского п-ова и Северной Норвегии, Северного о. Новой Земли и Шпицбергена, в прибрежной части Печорского моря между берегами материка, о. Колгуев и Пай-Хоем, а также в Белом море; мощность толщи достигает 200-250 м.

Мореноподобные бассейновые осадки (далее в тексте они будут именоваться диамиктоном) внешне весьма похожи, а иногда без специального проведения микропалеонтологических, литологических и геохимических исследований вообще неотличимы от отложений покровных ледников. Для них типичны все те же десять приведенных выше основных признаков осадков, относимых к отложениям покровных ледников - моренам. Поэтому при описании их литолого-геохимических особенностей нами принята та же последовательность рассмотрения каждого признака.

Неоднородность. Несортированность. Гранулометрический, петрографический и минеральный состав диамиктона. Толща диамиктона Севера Европы и северной половины Западной Сибири, а также Енисей-Хатангской низменности такая же, как и у валуносодержащих горизонтов (морен) Прибалтики, Русской равнины и Беларуси. Она представляет собой неоднородную и несортированную смесь глинисто-алеврито-песчаного материала (мелкозема), в котором рассеяны щебень, галька, валуны пород различного петрографического и литологаческого состава.

На севере Архангельской области (Беломорско-Кулойское плато, бассейны Северной Двины, Пинеги, Мезени) все эти параметры осадка в течение десяти лет очень подробно изучались В.В. Филипповым [1986, 1987, 1988]. Проведенное им исследование гравийно-галечного и частично валунного материала диамиктона, содержащего многочисленные остатки морской фауны, позволило установить, что по петрографическому и литологическому составу он представлен главным образом оса дочными, а также метаморфическими породами. Это различные известняки, доломиты, мергели, песчаники, кварциты и кремни венда, нижнего и верхнего палеозоя и триаса. В крайних северо-западных частях области, на Беломорско-Кулойском плато, встречаются обломки водорослевых доломитов, кварцитов и кварцитовидных песчаников рифея. В зоне, приближенной к Северному Тиману (р. Пинега), в заметном количестве наблюдаются обломки красноцветных песчаников и алевролитов триаса и верхней перми, гальки окремненных известняков и кремней с остатками определенной нами фауны девона, среднего и верхнего карбона и нижней перми (ассель-артинский ярус), характерной для разрезов палеозоя Тимана, Северного и Приполярного Урала.

Из магматических пород, играющих существенную роль в составе обломочного материала, наиболее часто фиксируются граниты и гранитоиды, реже встречаются диориты, сиениты, габбро, диабазы и очень редко - пироксениты и дуниты.

Каких-либо значительных колебаний в относительном содержании названных пород по всему послойно изученному разрезу плиоцен-антропогена, в составе которого диамиктон образует мощные толщи, залегающие в интервале абсолютных отметок от плюс 280-290 м до почти минус 100, не установлено. Автор специально подчеркивает этот вывод, заметно расходящийся с заключениями А.С. Лаврова [1976], А.С. Лаврова, Л.М. Потапенко [1978] и М.Н. Григорьева [1987], относящих данные осадки к моренам - отложениям покровных ледников, двигавшихся в разные эпохи то с севера - из Баренцева моря, то с запада - с Балтийского щита, то с северо-востока - Новой Земли, то с востока - Северного и Полярного Урала и Пай-Хоя.

Результаты исследования песчано-алевритоглинистого материала диамиктона, нанесенные В.В. Филипповым на треугольную диаграмму (тригонограмму), показали его смешанность, несортированность (рис. 22). Построение графиков распределения частиц по фракциям позволило установить, что среди них преобладают осадки с би- или полимодальными растянутыми кривыми. Один из максимумов у всех образцов соответствует глинистой фракции (> 0,005 мм), а второй - либо грубоалевритовой (0,05-0,1 мм), либо тонкопесчаной (0,1-0,05 мм) разностям (рис. 23).

Подобные тригонограммы и двухвершинные графики, как отмечает В.В. Филиппов, аналогичны или весьма близки к таковым для современных осадков шельфа морей Северного Ледовитого океана.

Для Печорской низменности И.Д. Данилов [1983а, с. 13] также приводит треугольную диаграмму и графики гранулометрического состава диамиктона, насыщенного фауной, составленные по результатам многочисленных анализов. Эти диаграммы и графики практически аналогичны приведенным выше. Они столь же четко отражают постоянство соотношения основных групп фракций: пелитовой, алевритовой и псаммитовой, фиксируя очень невысокую степень сортированности и близкое количественное содержание песка, алеврита и глины.

И.Д. Данилов отмечает, что сравнение гранулометрического состава мелкозема диамиктона Печорской низменности, севера Западной Сибири (нижнее течение Енисея) и валуносодержащих толщ (морен) Прибалтики, Подмосковья и Украины с донными осадками Карского моря показывает, что они вполне сопоставимы (рис. 24).

Столь же близкие, почти аналогичные результаты дали очень детальные исследования гранулометрического состава мелкозема диамиктона (миктита) Баренцева моря, проведенные при геологическом картировании его акватории в 1982-1985 гг. большим коллективом сотрудников ВНИИОкеанологии под руководством В.И. Гуревича. Ими установлена зависимость степени сортированности (в целом низкой) от гидродинамических условий формирования и изменения донных отложений [Гуревич, Казаков, 1987].

Минеральный и петрографический состав мелкозема Печорской низменности тесно связан с составом подстилающих пород (юрских), а на крайнем ее севере и на акватории южной части Баренцева моря - также и нижнемеловых, преимущественно глинистых, осадков, что четко фиксируется, в частности, по содержанию и составу минералов тяжелой фракции. Этот вывод сделан независимо друг от друга И.Д. Даниловым и исследователями ВНИИОкеангеологии.

Содержание гравийной, щебнисто-галечной и валунной фракций в диамиктоне Печорской низменности, по данным ряда исследователей [Лавров, 1976; Лавров, Потапенко, 1978; Данилов, 1978а], испытывает значительные колебания и по разрезу, и по площади, но обычно не превышает 5-6 % от общего объема породы, уменьшаясь к ее срединной части.

В его составе заметно преобладают доломиты и известняки, а также кварциты и кварцитовидные песчаники, слагающие разрез верхнего протерозоя (рифея и венда) и всего палеозоя Тимана и Урала. В заметном количестве здесь присутствуют также валуны и гальки пород Балтийского щита. В приуральской части низменности к этим породам примешиваются обломки песчаников и плотных алевролитов угленосной толщи триаса  и органогенных известняков карбона, нижней перми.

В составе донных осадков Баренцева и Белого морей, а также крайней западной части Карского моря содержание щебнисто-валунной фракции может быть определено пока главным образом лишь косвенно: по характеру записи на сейсмограммах, по акустически неоднородной записи, по присутствию локальных участков повышенной мощности плиоцен-плейстоценовой толщи, не связанных с депрессиями донного рельефа и т.д., а также по небольшому количеству донных проб.

Удалось установить [Гуревич, Казаков, Мусатов, 1987], что относительно увеличенное количество крупно- и грубообломочного материала (щебень, галька, гравий, валуны) тяготеет к подошве и кровле плиоцен-четвертичной толщи. Этот материал концентрируется в нескольких районах: вдоль западного берега Белого моря, вдоль северного побережья Кольского п-ова и побережья Норвегии, вокруг Шпицбергена, о. Медвежий, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли, островов Адмиралтейства, Ушакова и Визе, обрамляя их на пространстве шириной от 3-5 до 25-30 км. Кроме того, скопления названного материала обнаружены также на нескольких подводных плато - наиболее приподнятых мелководных участках Карского шельфа (Персей). На всей остальной акватории этих морей он имеет незначительное распространение [Поляк, Алексеев, Кошелева, 1986].

Для северной половины Западной Сибири гранулометрический, петрографический и в целом литологический состав крупнообломочного материала диамиктона описан во множестве работ. Среди них наиболее информативными являются публикации П.П. Генералова [1979], П.П. Генералова, И.Л. Кузина [1979], И.Л. Кузина [1979], И.Д. Данилов [1978б, 1983б].

Распределение обломочного материала в этом огромном регионе четко оконту-ривает две основные питающие провинции - Уральскую на западе и Среднесибирско-Тунгусскую на востоке, причем здесь отчетливо наблюдается постепенное уменьшение относительного количества и среднего размера обломков от бортов к срединной части региона, где в междуречье Пура и Таза валунов практически нет.

На территории западной провинции - от Восточного Зауралья и почти до меридиана Пура преобладает крупнообломочный материал преимущественно уральского происхождения - различные амфиболиты, перидотиты, гнейсы, граниты, кварцитовидные песчаники и кварциты. Восточнее Пура и до Енисея крупнообломочный материал (от гравия до валунов) представлен почти исключительно породами траппового комплекса - диоритами, базальтами, долеритами, габбро-диабазами, порфиритами, а также множеством хорошо окатанных галек опала и халцедона, выполняющих на Среднесибирском плоскогорье жеоды и образующих конкреции в толще траппов.

В срединной части севера низменности, в широкой полосе между pp. Таз и Надым, крупнообломочный материал имеет смешанный характер - встречаются обломки как Уральской, так и Среднесибирской питающих провинций. Как указывает И.Д. Данилов [1983б], здесь примерно в равных количествах или с переменным преобладанием в разных разрезах содержатся амфиболы (до 30-35 %), пироксены (до 10-15), минералы группы эпидота-цоизита (до 10-15), циркон (до 10), гранат (до 10), рутил (5-7), лейкоксен (5-7 %). Содержание рудных минералов в отдельных пробах достигало 40-50 %.

Однако смешанный состав характеризует не только срединную часть севера низменности. Так, по данным П.П. Генералова и И.Л. Кузина [1979], гальки халцедона и опала, наиболее устойчивых и наиболее типичных минералов Среднесибирской питающей провинции, были повсеместно найдены и в обнажениях диамиктона по Оби на участке от г. Ханты-Мансийска до г. Салехарда, т.е. почти до восточного склона Урала.

Кроме того, И.Л. Кузин [1979, 1981], детально изучив относительное содержание и состав крупнообломочного материала почти по всему разрезу мезо-кайнозойского чехла севера Западной Сибири от верхов юры и нижнего мела до плиоцена включительно и сравнив его с составом крупнообломочного материала антропогенового диамиктона, пришел к выводу, что валуны, гравий и галька последнего по составу, степени окатанности и по размерности полностью соответствуют крупнообломочному материалу, содержащемуся в обнажающихся непосредственно на поверхности или залегающих в основании антропогена толщ палеогена (корликовская свита), и главным образом миоцена и плиоцена (валунные конгломераты в основании пелымской свиты мио-плиоцена, валуны в основании абросимовской свиты нижнего миоцена и др.). На это указывает также и повышенное содержание в диамиктоне особо устойчивых к выветриванию пород, и степень выветрелости (разрушенности) части галек и валунов. Так, многие из них, сложенные базальтами, гранитами и т.д., настолько сильно разрушены, что режутся лопатой, часто они представляют собой дресву или порошок, окрашенный в яркие фиолетовые, зеленые, желтые и другие цвета.

Результаты исследований И.Л. Кузина [1979] показаны на составленном им весьма информативном графике (рис. 25). Анализируя собранные данные, он заключает: «...большая часть объема эрратического крупнообломочного материала, содержащегося в четвертичных отложениях севера Западной Сибири, образована за счет переотложения его из неогеновых и более древних отложений. Непосредственно из районов горного обрамления на равнину в четвертичное время принесена лишь незначительная по отношению ко всей массе часть крушюобломочного материала ... мореноподобных отложений» (с. 90).

Этот вывод о второстепенной роли обломочного материала, принесенного с Урала и со Среднесибирского плоскогорья, представляется нам излишне категоричным; распространять его на весь север Западной Сибири, по нашему мнению, неправомерно.

По нашим наблюдениям, крупнообломочный материал, поступавший из толщ палеогена и главным образом миоцена и нижнего плиоцена за счет их размыва и переотложения, преобладает или, по крайней мере, играет заметную роль в составе диамиктона только на площадях наиболее интенсивных неотектонических (неоген-антропогеновых) поднятий. К ним относятся вся широтная зона Сибирских Увалов от Оби до истока Таза, почти вся полоса вдоль левобережья Пура - огромная уренгойская система поднятий, а также некоторые другие, сравнительно небольшие по площади участки, показанные на современных картах неотектоники Западной Сибири.

Окатанность крупнообломочного материала. Крупный гравий, щебень и галька, валуны и глыбы толщ диамиктона севера Восточно-Европейской равнины, севера Западной Сибири и Енисей-Хатангской низменности по этому признаку не отличаются или почти не отличаются от крупнообломочного материала валуносодержащих (моренных) горизонтов рассмотренных выше районов Карелии, северо-запада России, Прибалтики и центральных областей Восточно-Европейской равнины.

Для севера Архангельской области специальное изучение степени окатанности крупного гравия и гальки (размер от 1-2 мм до 6-7 см) из толщ диамиктона проведено В.В. Филипповым и изложено в его диссертационной работе, где имеются фотоснимки нескольких сотен обломков. Он указывает, что среди них по частоте встречаемости преобладают зерна с шероховатой, матовой (ровной) и ямчатой (неровной) поверхностью. Степень их окатанности, судя по фотографиям, колеблется от I-II до III (редко) и IV (очень редко) классов. Кроме того, он указывает, что И.С. Воскресенским [1980] были найдены единичные зерна со штрихованной поверхностью. Форма и степень окатанности обломочного материала, изученного В.В. Филипповым в разрезах естественных обнажений и скважинах, не имеет существенных различий ни по площади, ни по разрезу. Не характерно и наличие обломочного материала в виде «ледогранников» или обломков утюгообразной формы. Тот же облик имеют, по нашим наблюдениям, и более крупные обломки - крупная галька и мелкие валуны (до 15-20 см в поперечнике). Крупные валуны (от 1 до 1,5 м и несколько более в поперечнике) встречаются здесь редко. Для всех валунов также обычна сравнительно слабая окатанность (I-II, редко III класс).

Для Печорской низменности и побережья п-ова Канин Нос и о. Колгуев окатанность обломочного материала, входящего в состав диамиктона, рассматривается в работах И.Д. Данилова [1978а,б], в ряде публикаций А.С. Лаврова [1976 и др.], А.С. Лаврова, Л.М. Потапенко [1978], особенно подробно в статье М.Н. Григорьева [1984], а также в публикации О.Г. Эпштейна [1986], где, однако, анализируется только материал щебнисто-галечной размерности (от 1 до 10 см).

Проведенное О.Г. Эпштейном изучение множества валовых проб пород этого класса размерности показало, что они в большинстве случаев (от 45 до 70 %) представлены угловатыми обломками, часто с режущими краями (0 и I классы окатанности). Обломки II и III классов редки, во многих пробах они вообще отсутствуют. Одновременно встречены и отдельные, как считает автор (придерживающийся представления о ледниковом генезисе толщи), гальки пляжевого генезиса, ассимилированные, по его мнению, из подстилающих отложений. Существенной особенностью щебня и галек диамиктона этого региона является, как он полагает, наличие стесанных граней и притертых плоскостей, на которых видна хорошо выраженная штриховка. Вместе с тем О.Г. Эпштейн не указывает петрографический состав изучавшихся обломков. Наличие микроштриховки различных направлений на поверхности многих галек и валунов, основная часть которых представлена карбонатными породами, констатирует и М.Н. Григорьев [1984].

Для валунов названного региона, как отмечается в работах А.С. Лаврова, И.Д. Данилова, В.И. Гуревича и ряда других исследователей, характерны низкая и средняя окатанность (I-II классы). Валуны III и особенно IV класса окатанности относительно редки. В отдельных случаях на поверхности валунов присутствуют царапины и бороздки. Такую же окатанность имеют валуны, поднимаемые тралами со дна Баренцева моря; их фотографии и краткое описание приведены в известной книге М.В. Кленовой [1948].

Петрографический состав крупнообломочного материала, поднятого с ряда участков дна Полярного бассейна и, в частности, Баренцева моря, описан в книге Н.А. Белова и Н.Н. Лапиной [1961, с. 40-43]. Здесь указывается, что обломки пород и галечно-щебнистой, и валунной размерности имеют различную степень окатанности, их поверхность несет следы подводного выветривания. Основная масса крупнообломочного материала состоит из пород, слагающих близлежащие острова, однако встречаются обломки, принесенные из более удаленных районов.

Окатанность частиц песчаной размерности подробно рассматривается в публикации Г.А. Тарасова и В.Б. Хасанкаева [1974]. Ими установлено, что она прямо соответствует гранулометрической крупности и снижается при удалении от берега.

Для севера и центральной части Западной Сибири окатанность крупнообломочного материала специально анализируется только в работе И.Л. Кузина [1979, с. 86-89]. Он делает это, используя данные по обширному региону, охватывающему всю широтно вытянутую зону Сибирских Увалов и территории, прилегающие к ней с юга и севера, - бассейны Большого Югана и Пура. Автор исследовал окатанность гравия, галек и валунов из свит палеогена, миоцена, нижнего плиоцена, а также из диамиктона (мореноподобных отложений) антропогена. Им же установлена различная степень окатанности крупных обломков для западной и восточной частей севера Западно-Сибирской равнины. В западных районах, в бассейне Нижней Оби, этот материал окатан слабо (средний коэффициент окатанности К₀ составляет 0,7). В восточных районах севера Западной Сибири, восточнее меридиана Пура, крупная галька и валуны диамиктона до 0,3-0,4 м окатаны значительно лучше (K₀ = 2,2). Подавляющее большинство обломков имеет здесь II-IV классы окатанности; реже встречаются галька и валуны I и III классов. Все это очень выразительно иллюстрируется графиком (рис. 26).

И.Л. Кузин объясняет неодинаковую степень окатанности обломков на западе и на северо-востоке низменности различной продолжительностью их обработки в сравнительно коротких горных реках восточного склона Урала и в значительно более протяженных реках, спускавшихся со Среднесибирского плоскогорья, выносивших этот материал на равнины севера Западной Сибири в течение палеогена и неогена. В антропогене он был за свачен и разнесен плавающим льдом по всей акватории морского бассейна и вошел в состав дилмиктона, сохранив в целом его исходные различия не только в литологическом и петрографическом составе, но и в степени его окатанности. Выше мы уже отмечали несколько излишнюю категоричность этого оригинального и достаточно солидно аргументированного вывода, недооценивающего, однако, как нам представляется, роль антропогенового этапа, на протяжении которого Урал и Среднесибирское плоскогорье поставляли, как в конце олигоцена, так и в неогене, огромные массы крупнообломочного материала. Данный вопрос будет рассмотрен нами подробнее в последующих главах.

Слоистость. По этому признаку валуносодержащие отложения (морены), развитые в Карелии, Прибалтике, на Русской равнине, в Беларуси, несколько отличаются от диамиктона, распространенного в пределах всего циркумполярного пространства бывшего СССР - от Кольского п-ова до Чукотки и Камчатки, а также в Северной Канаде.

На севере европейской части России, Кольском п-ове, в пределах Архангельской области, Мало- и Большеземельской тундр развитые здесь мощные толщи диамиктона, расслоенные пачками и слоями песков и глин, характеризуются неясной или чаще вполне отчетливой слоистостью, хотя отдельные пачки имеют массивную текстуру. Это отмечают все без исключения гляциалисты и маринисты, начиная с работавших во второй половине XIX - начале XX в. (А.Г. Шренк, А.А. Штукенберг, Ф.Н. Чернышев, В.П. Амалицкий) и кончая исследователями второй половины нашего века (И.И. Краснов, Б.Л. Афанасьев, М.С. Калецкая, А.И. Попов, В.С. Зархидзе, А.С. Лавров, О.В. Суздальский, А.А. Ференс-Сороцкий, В.В. Филиппов и др.).

Слоистость всей плио-плейстоценовой толщи подчеркивается чередованием мощных пачек диамиктона и слоев валуносодержащих глин, алевритов, песков и реже линзообразных прослоев гравийных песков и гравия. Кроме обычной горизонтальной, тонкой и правильной - ленточной слоистости иногда присутствуют и косослоистые серии, как правило, образованные крупнозернистыми и гравийными песками с линзами гравия. В обнажениях часто наблюдается изгибание слоев тонких глин под валунами и облекание их вышележащими слоями [Данилов, 1964]. Почти повсеместно, но несколько менее четко выражена слоистость в толщах и пачках диамиктона на всем пространстве севера Западной Сибири и Енисей-Хатангской низменности; только в некоторых случаях фиксируется неясная или едва различимая слоистость. Как и на европейском севере, здесь среди неяснослоистых толщ также развиты прослои глин с тонкой и правильной горизонтальной (до ленточной) слоистостью, а в отдельных частях разреза, сложенных песками и гравийными песками, наблюдается косая слоистость (рис. 27).

Описание слоистости диамиктона или хотя бы упоминание о ее повсеместном присутствии содержится во многих десятках работ, опубликованных за последние 30-40 лет, поэтому мы решили не приводить здесь перечня авторов, а ограничиться только ссылкой на очень выразительные фотографии наиболее характерных типов слоистости диамиктона, помещенных в капитальной монографии Г.И. Лазукова [1970, с. 38, 39]. Слоистыми являются также диамиктоны северо-востока России и севера Канады [Херман, 1984].

Сланцеватость, черепитчатость. Распадение породы на угловато-ромбовидные отдельности. При рассмотрении этого признака основных морен, считавшегося прежде характерным и объяснявшегося давлением толщи ледяного щита, мы уже указывали, что ныне благодаря детальным исследованиям мерзлотоведов обнаружена связь подобных текстур с сингенетическим и эпигенетическим промерзанием толщи осадка. Различие их форм - сетчатых, решетчатых, черепитчатых - позволяет устанавливать соотношение процессов осадконакопления и промерзания и расшифровывать фациальные условия, в которых они происходили.

Наиболее широко эти текстуры проявляются в толщах диамиктона именно районах севера Евразии, на всем пространстве от восточного берега Белого моря устья Лены. Ареал их наиболее типичного и почти повсеместного проявления на севере Восточно-Европейской равнины и в Западной Сибири в общем близок к контуру площади современного распространения многолетней мерзлоты. Наиболее заметно он смещен южнее этой границы в пределах Архангельской области и в западной части Печорской низменности.

Ориентировка удлиненных обломков. Изучение множества работ, посвященных описанию плиоцен-четвертичных и четвертичных толщ диамиктона севера Архангельской области, Печорской, севера Западно-Сибирской и Енисей-Хатангской низменностей, а также северо-востока России, показало, что в большинстве из них oб ориентировке обломков и зерен не упоминается вообще и только в некоторых из публикаций указывается, что установить ее не удалось.

Вместе с тем в ряде монографий и статей геологов и мерзлотоведов (Г.И. Лазуков Н.Г. Чочиа, А.И. Попов, И.Д. Данилов и др.) подчеркивается, что если упорядоченность ориентировки удлиненных валунов, щебня и более мелких частиц и могла теоретически возникать при вытаивании из льда, нагруженного обломками пород, то в дальнейшем она была бы неизбежно нарушена последующими диагенетическими процессами, происходящими в рыхлой толще при ее уплотнении, обезвоживании, при оседаниях, оползаниях, в результате морозного выветривания, проявлений , мерзлотного пучения и просадок, солифлюкции, суффозии, глиняной диапиризма. Иначе говоря, сохранение первичной ориентировки обломков такой, какую они могли бы иметь в толще движущегося льда, практически крайне маловероятно и может рассматриваться только как редчайшее исключение.

Утюгообразная форма валунов. Выше мы уже отмечали, что среди работ исследователей антропогена севера и северо-востока бывшего СССР имеется несколько публикаций [Лавров, Потапенко, 1978; Эпштейн, 1986; Троицкий, 1975 и др.], где описываются крупный щебень и валуны утюгообразной формы, зафиксированные на них стесанные и притертые грани и плоскости, иногда покрытые штриховкой и царапинами. Однако ни в одной из них нет сравнения частоты встречаемости обломка подобной формы в диамиктоне и в составе делювия коренных пород в пределах площадей предполагаемого их сноса.

Такие наблюдения были проведены нами на покрытых осыпями восточных склонах Полярного Урала в бассейнах pp. Хулга и Сарото. Здесь при внимательном анализе конфигурации обломков среди неправильных, чаще всего плитообразных, глыб и щебня всегда присутствуют единичные фрагменты, по форме близкие к утюгообразным.

Сравнение формы обломков, слагающих делювий, с торчащими среди осыпей выходами коренных пород, из которых они состоят, позволило установить, что их конфигурация строго совпадает с расположением плоскостей кливажа, дробящего породу (в данном случае это были габбро-диабазы) на аналогичные по форме отдельности. На поверхности коренных выходов удалось найти куски породы утюгообразной формы с острыми, режущими, как бы стесанными гранями, причем на их плоскостях в нескольких случаях были видны бороздки и царапины - результат оседаний и просадок склона и, возможно, тектонических подвижек с образованием зеркал скольжения.

Повышенная уплотненность. Специальное, основанное на обширнейшем материале изучение характера уплотненности (объемной плотности) толщ диамиктов северных территорий европейской части России проведено в Архангельской области В.В. Филипповым [1987], в Печорской низменности, в бассейне Печоры, - А.И. Юдкевичем [1971]. Ранее изученные ими толщи относились к осадкам соответственно валдайского и московского ледника.

Полученные ими выводы кратко сводятся к следующему.

1. Возраст валуносодержащих осадков антропогена не оказывает заметного влияния на их объемную плотность.

2. Плотность этих отложений зависит от их структуры - определенного соотношения в них различных фракций. Чем более разнороден диамиктон, тем выше его плотность; максимальную степень уплотнения имеют, по А.И. Юдкевичу, наиболее тощие из связных мореноподобных грунтов - супеси, по В.В. Филиппову - алевритоглинистый или глинисто-алевритовый песок. Их плотность достигает 2,68 г/см³.

3. Образование наиболее плотной, оптимальной смеси зависит от режима среды осадконакопления и от состава поступающих в бассейн осадков. Кроме того, на уплотнение оказывают влияние и процессы дегидратизации, цементации и некоторые другие.

Аналогичные выводы получены исследователями севера Западной Сибири и Енисей-Хатангской низменности - геологами, гидрогеологами и инженерами-геологами при изысканиях вдоль трасс газо- и нефтепроводов, железных дорог.

Изучение диамиктона, покрывающего шельф Баренцева и Карского морей [Яшин, Кошелева, 1986], показало, что его плотность колеблется от 1,76 до 2,02 г/см³, увеличиваясь вниз по разрезу. Указанные авторы подчеркивают отсутствие данных о динамических воздействиях ледника на процесс регионального уплотнения осадка.

Карбонатные новообразования, конкреции. Проблемы конкрециеобразования и формирования различных минеральных новообразований в плейстоценовых осадках зоны полярного типа литогенеза наиболее подробно, с использованием обширнейшего комплекса современных методов (электронная микроскопия, изотопный анализ и т.д.) рассмотрены в работах А.В. Македонова [1966], А.И. Попова [1967б], О.В. Суздальского [1976], И.Д. Данилова, О.В. Суздальского [1975], П.П. Генералова, А.И. Сидоренкова [1973], в ряде статей и монографий И.Д. Данилова [1970а,б; 1974; 1976; 1978а,б; 1983а,б], а также в статьях специалистов по морской геологии [Чистякова, 1987 и др.].

Названные авторы изучили не только конкрециеобразование в современных осадках арктических морей, холодных и приледниковых озер, но и осадки плиоцена и плейстоцена, в том числе и валуносодержащих, мореноподобных толщ (диамиктона) всего севера России, формировавшихся в условиях полярного климата, установили широчайшее распространение этого процесса. Ими проанализированы и детально описаны форма, строение, минеральный и химический состав конкреций, их внутренняя структура: исследовано их взаимоотношение с вмещающими породами, проведено изучение их изотопного состава и радиоуглеродное датирование некоторых разновидностей.

В подавляющем большинстве случаев конкреции состоят из терригенного вещества вмещающих их пород и новообразований цемента: сульфидного (гидротроилит-пиритного), карбонатного (кальцитового, арагонитового, доломитового с изоморфной примесью железа и марганца - родохрозита), фосфатного, окисного железомарганцовистого. В их ядрах обнаруживаются обломки растительного детрита, раковины морских моллюсков. При изучении состава конкреций и их взаимоотношения с вмещающими породами, нередко включающими богатые фаунистические и микро-фаунистические комплексы, микрофлору диатомовых, спорово-пыльцевые спектры и растительные остатки, были определены условия формирования вмещающих толщ - ледово-морские, прибрежно-морские, лагунно-морские, лагунные, озерные, а для некоторых минеральных образований - даже аллювиальные и связанные с процессами лессообразования [Конищев, 1964].

Своеобразные комплексы конкреций в ряде случаев являлись надежным корреляционным признаком, позволявшим, например, проводить обоснованные сопоставления некоторых плиоценовых и плейстоценовых толщ в условиях южной половины Западной Сибири. На всем этом огромном пространстве не удалось установить лишь бесспорной связи формирования конкреций и минеральных новообразований с процессом осадконакопления под толщей покровного ледника.

Ионно-солевой состав. Наиболее подробно ионно-солевой состав осадков антропогена, в том числе пачек насыщенного микрофауной диамиктона на севере Архангельской области, изучен В.В. Филипповым [1986]. Для всех остальных регионов севера Евразии - от Печорской и Западно-Сибирской низменностей до Чукотки - он с почти исчерпывающей детальностью рассмотрен в монографиях И.Д. Данилова [1978а, 1983а, с. 93-115].

В.В. Филиппов обобщил результаты множества анализов водных вытяжек из керна описанных им скважин, пробуренных в низовьях Северной Двины и по Мезени. Изучались их химический состав, общая минерализация, распределение ионов, в том числе концентрация ионов водорода. Все эти данные позволяют расчленить разрез, охватывающий интервал от низов плиоцена до голоцена включительно, на ряд трансгрессивных и регрессивных фаз, установить пульсационный ритм трансгрессий, выделить части разреза, имеющие нормально-морской (трансгрессивная фаза) и континентальный характер (фаза опреснения, или регрессивная), что подтверждается для каждой из них составом фауны, микрофауны и микрофлоры диатомовых, а также литологическим составом осадка, в том числе и распространением пачек диамиктона. При этом наиболее надежным показателем концентрации вод древних водоемов является прежде всего содержание ионов хлора и натрия.

В.В. Филиппов делает следующий вывод: «Несмотря на смены гидрохимического режима осадконакопления с неизбежным взаимодействием морских и пресных вод, с промывом ими отложений морского генезиса, все же каждому стратиграфо-генетическому типу осадка в настоящее время присущ конкретный ионно-солевой состав, отражающий условия их седиментации и последующий диагенез... Основные закономерности состава легкорастворимых солей осадков... сохраняются, что в комплексе с другими аналитическими материалами позволяет использовать их... для уточнения условий осадконакопления... Признаков, подтверждающих отжатие разновозрастными ледниками минерализированных вод из подстилающих отложений, не выявлено» [1986б, с. 16] - рис. 28.

И.Д. Данилов [1983а] не только рассмотрел химический состав и распределение по разрезу воднорастворимых солей, но и вычислил гипотетический состав солей бассейна, в котором происходило накопление толщи осадка (низовья Печоры и Енисея) - рис. 29, 30. Им проведено сравнение полученных графиков для морских осадков (состав солей анализировался в дельтовых и лагунных осадках Чукотского моря) с солевым составом осадков пресноводных озер Малоземельской и Приенисейских тундр. Проанализированы состав поглощенных оснований, а также содержание микроэлементов глинистых осадков, которые в процессе диагенеза на дне морских бассейнов адсорбируют многие элементы, в том числе йод и фтор, которые считаются характерными для морских пород и поэтому нередко используются при диагностике морских и пресноводных отложений.

Автор приходит к следующему заключению: хотя современное содержание солей в породе и не является точным отражением их количества и состава в иловых водах осадка, поскольку претерпевает существенные изменения в процессе диагенеза, оно позволяет, особенно в условиях длительного существования криолитозоны, с достаточной точностью определять фациальные обстановки осадконакопления.

Материалы названных исследователей, как и данные других авторов [например, Валяшко, 1963; Ренгартен, 1974], сделанные ими заключения, основывающиеся на огромном количестве анализов, вступают в противоречие с выводами Ю.А. Лаврушина, А.Р. Гептнера и Ю.К. Голубева [1986], приводившимися выше. Эти исследователи объясняют формирование солевого состава валуносодержащих отложений Севера прежде всего циркуляцией растворов под толщей ледника, ветровым приносом солей с поверхности моря, ассимиляцией их из подстилающих отложений в результате захвата материала.

* * *

Изложенные в данной главе материалы свидетельствуют о высокой степени литолого-геохимической изученности отложений покровных ледников и дрейфующих льдов. Их толщи значительно отличаются от отложений другого генезиса по комплексу из десяти характерных признаков. Вместе с тем исследования многих авторов выявляют большую пространственную изменчивость различных литолого-геохимических свойств диамиктона, что делает затруднительными их стратиграфическое расчленение и дальние корреляции. Кроме того, проведенное рассмотрение литолого-геохимических признаков ледово- и ледниково-морских (бассейновых) мореноподобных осадков диамиктона огромных территорий и акваторий Арктики и Субарктики приводит к заключению, что многие из них весьма близки, а чаще аналогичны описанным выше, характеризовавшим валуносодержащие толщи региона, охватывающего Балтийский щит я пространство, расположенное к югу от него - до Беларуси и севера Украины, где они подавляющим большинством исследователей относятся к отложениям покровных ледников - моренам. Это указывает на то, что для уверенного определения их генезиса необходимы дополнительные критерии.

Н.Г. Судакова, А.И. Введенская, Т.Н. Воскресенская и др. [1987] подчеркивают, что трудности литологического анализа усугубляются гипотетичностью происхождения того или иного осадка, неизвестностью области сноса материала и характера его доставки. Поэтому нужно прорабатывать не одну, а несколько версий источников и способов поступления материала, которые могут взаимно исключать друг друга. Для повышения эффективности использования литологического анализа в стратиграфо-палеогеографических исследованиях предлагается выполнять литолого-палеогеографическое районирование по типу питающих провинций и в связи с другими факторами литогенеза. Отсюда следует вывод о необходимости выполнить такую работу исход не только из представлений ледниковизма, но и на основе гипотезы формированы диамиктона дрейфующим льдом. Истина может быть найдена только в процесс дискуссий.

 ОГЛАВЛЕНИЕ