В Антарктиде, на ее шельфе и в Баренцевом море установлены «мягкие» морены, которые в первую очередь своей слабой (нормальной) уплотненностью резко отличаются от полутвердых-твердых (переуплотненных) обычных ледниковых отложений. Они выделяются авторами в качестве морен особого фациального типа. Эти образования приурочены к зонам интенсивного базального ледникового таяния, где обстановка накопления минерального вещества характеризуется высоким давлением субгляциальных талых вод, исключающим уплотнение осадков ледниковой нагрузкой. Несмотря на определенную пространственную обособленность, «мягкие» морены являются естественным элементом сложно построенных горизонтов ледниковых отложений. Латеральными фациальными переходами они связаны с обычными моренами, во многом сходны с ними, однако (помимо состояния уплотненности) отличаются весьма однородной в целом текстурой, прозрачной сейсмоакустической записью и некоторыми другими признаками.

Ключевые слова: морена, фациальный тип, нормальная уплотненность, переуплотненность, Антарктида, антарктический шельф, Баренцево море

.

Морены - важнейшие осадочные образования областей материкового и шельфового оледенения. Одним из неотъемлемых свойств этих отложений длительное время считалась их высокая уплотненность - полутвердое-твердое состояние. Однако недавно установлено, что в отдельных зонах ледниковых щитов формируются слабоуплотненные («мягкие») морены. Они выявлены первоначально в Антарктиде и на ее шельфе, а затем в Баренцевом море. Этим моренам, представляющим собой, по нашему мнению, новый тип ледниковых отложений, и посвящена данная статья.

Представления о механизме консолидации ледниковых отложений

Уплотнение - один из важнейших процессов диагенетического преобразования терригенных осадков. Он заключается в уменьшении влажности отложений путем отжатия свободной (несвязанной) воды под влиянием гравитационного фактора [Ломтадзе, 1957; Мухин, 1965]. Наиболее отчетливо этот процесс проявляется в осадках, содержащих значительное количество пелитовых частиц (в связных - глинистых - грунтах), и выражается в последовательном изменении их физического состояния (консистенции) от текучего через пластичное к твердому. Степень уплотненности осадков оценивается по расчетным показателям (чаще всего это показатель текучести - таблица) или по инструментально определяемым параметрам, важнейшим из которых является сопротивление сдвигу, обычно выражаемое в кПа (показатель текучести и сопротивление сдвигу связаны определенным соотношением - [Yilmaz, 2000]). Процесс консолидации наиболее хорошо изучен на примере бассейновых глинистых осадков. Установлено, что степень их уплотненности определяется величиной перекрывающей литостатической нагрузки и не связана с гидростатическим давлением в бассейне седиментации (с мощностью водяного столба), поскольку в уплотняющихся осадках давление поровых вод выше, чем гидростатическое давление в придонной части водоема [Мухин, 1965]. С учетом величины давления, оказываемого вышележащими отложениями, состояние консолидации осадков может оцениваться как нормально уплотненное, недоуплотненное и переуплотненное [Мухин, 1965]. Нормально уплотненные отложения имеют степень консолидации, которая отвечает литостатической нагрузке и закономерно увеличивается сверху вниз по разрезу пропорционально росту мощности и соответственно давлению перекрывающих осадков [Мухин, 1965]. Переуплотненные отложения испытали в прошлом нагрузку (ею может быть и ледниковая), превышающую нынешнюю литостатическую. Для нормально уплотненных осадков, которые по своим водно-физическим свойствам относятся к типу грунтов, выделяемому как глины (таблица), выявлена и графически изображена зависимость между их показателем текучести и глубиной залегания в разрезе.

Общепризнано, что переуплотненность обычных морен обусловлена консолидирующим воздействием ледниковой нагрузки. Последняя, однако, определяется не только мощностью (весом) ледника, но и возможностью удаления поровых вод из формирующихся гляциальных осадков, поскольку в условиях ледникового базального таяния затрудненность дренажа поровых вод повышает их давление и тем самым снижает эффективное давление ледника на ложе [Boulton, 1976; Mickelson et al., 1979; Moran, 1971]. Не случайно в ряде разрезов вышележащие морены более переуплотнены, чем залегающие ниже [Mickelson et al., 1979]. Существует также представление, что полутвердое-твердое состояние ледниковых отложений обусловлено не только ледниковой нагрузкой, но и самим механизмом их образования, получившим название лоджемента ("lodgement" - скопление), который создает высокую степень упаковки частиц [Boulton, 1976; Dreimanis, 1976]. Предполагается, что в обстановке базального ледникового таяния морена (лоджемент-тилл) формируется в результате механического высвобождения минеральных продуктов (частица за частицей) из подошвенной части движущегося ледника за счет их сцепления с ложем; при этом на ложе происходит скопление, скучивание частиц, когда мелкие фрагменты заполняют поры между крупными. Высказывается мнение, что данный «механический» способ моренообразования является единственным, который свойствен активным ледникам, и что только в неподвижных ледниковых массах базальная морена образуется путем вытаивания минеральных частиц из подошвенной части ледника [Boulton, 1996; Boulton, Paul, 1976]. Эта точка зрения не разделяется многими исследователями, например [Лаврушин, 1976, 1980; Ehlers, 1983; Muller, 1983; Ruszczynska-Szenaych, 2001]. По их мнению, наличие в моренах отторженцев рыхлых отложений и разнообразных текстур (гляциодинамических [Лаврушин, 1976, 1980]) свидетельствует о том, что реализация минерального вещества из подошвенной части движущегося ледника (из базального мореносодержащего льда) осуществляется в результате сложного сочетания процессов базального ледникового таяния и лоджемента. Ряд авторов полагают, что при этом от подошвы ледника происходит отслаивание ледогрунтовых масс [Лаврушин, 1976, 1980; Лаврушин, Эпштейн, 2000; Muller, 1983].

С позиции исключительности и универсальности явлений лоджемента в общем процессе моренообразования известным английским исследователем Дж. Боултоном была проанализирована уплотненность морены у края одного из ледников Исландии [Boulton, Dent, 1974]. Сравнительно слабая консолидированность морены в верхней части разреза была объяснена тем, что эти осадки, вероятно, подверглись дилатансии (увеличению объема) при субгляциальной деформации. Такой вывод не может быть признан достаточно корректным при отсутствии обосновывающих прямых геологических данных, а также по той причине, что проведено сравнение уплотненности существенно гранулометрически разных частей разреза морены. Верхи морены, содержащие почти в 2 раза больше алевритоглинистых частиц, должны, в свете данных [Фролов, Коротких, 1983; Easterbrook, 1964; Iverson et al., 1997], иметь естественно более низкие прочностные показатели. Однако мнение Дж. Боултона [Boulton, 1976; Boulton, Dent, 1974], что ледниковые отложения как исключительно лоджемент-морены могут быть слабоуплотненными лишь в результате дилатансии, было некритически воспринято рядом исследователей, в том числе и теми, кто позднее изучал гляциальные осадки Антарктики (об этом речь пойдет ниже).

Неуплотненные ледниковой нагрузкой морены Антарктики

Антарктида, расположенная в южной полярной области, на 98% покрыта мощным (до 4000 м) ледниковым щитом [Суетова, 1968]. Последний, растекающийся от центральных областей к периферии, имеет сложную базальную термальную зональность [Зотиков, 1982; Hughes, 1998; Zotikov, 1963]: широкую центральную область с талыми водами и даже озерами на ложе и внешнюю преимущественно мерзлую (рис. 1). Талые воды под ледниковым щитом текут вне связи с рельефом ложа под влиянием регионального гидравлического градиента, отвечающего направлению движения ледниковых масс (уклону поверхности ледника), и останавливаются лишь выступами ложа, встречные склоны которых имеют крутизну, более чем в 10 раз превышающую уклон поверхности ледника [Bindschadler, Choi, 2007; Oswald, Robin, 1973; Ridley et al., 1993]. Ледниковый покров Антарктиды движется в целом медленно (<7-10 м/год) и приобретает существенно большую скорость (до > 100 м/год) лишь в отдельных районах периферической зоны: в пределах выводных ледников, приуроченных к скальным долинам ложа, и в зонах так называемых быстрых ледяных потоков, обрамленных ледяными «бортами» (рис. 1, 2).

Ледяные потоки Западной Антарктиды с конца 80-х гг. прошлого столетия привлекли особое внимание исследователей. Эти потоки имеют ширину 30-80 км, длину 300-500 км и среди окружающих медленно движущихся ледниковых масс текут со скоростью на 2-3 порядка более высокой - около 1000 м/год [Engelhard et al., 1990] (рис. 2). Ледяные потоки питают шельфовые ледники (рис. 1-3) - плавучие мощные плитообразные ледниковые тела, далеко выдающиеся в прилегающую морскую акваторию (их тыловой границей считается так называемая линия налегания (рис. 3), за пределами которой они уже не касаются ложа). В своих краевых частях ледяные потоки ограничены переходной зоной шириной несколько километров, в которой происходит последовательное изменение скорости движения ледниковых масс [Jacobson, Raymond, 1998; Whillans, van der Veen, 2001]. В приповерхностной (наиболее холодной) части ледниковой толщи эта зона выражена в виде системы так называемых хаотических трещин (сдвиговых трещин отрыва) [Echelmeyer, Harrison, 1999; Whillans, van der Veen, 2001]. Сейсмическими и буровыми работами в районе ледяного потока, получившего название В (рис. 2), установлено следующее [Alley, 1989; Alley et al., 1986; Engelhard et al., 1990]. Здесь под 1000-метровой толщей льда залегает слой (до 13 м) водонасыщенных рыхлых ледниковых отложений. Подошва ледника находится в состоянии таяния под давлением (-0,7°С) и под ней в основном, по-видимому, в виде тонкой пленки существуют талые воды. Из-за затрудненности дренажа их давление столь высоко, что ледник находится в состоянии, близком к плавучести (при давлении веса ледника в 90 бар эффективное давление последнего на ложе составляет 0,5 бар). Морена с угловым несогласием залегает на плотных дочетвертичных осадках, которые близ кровли участками имеют аномально большие углы падения, обусловленные вероятными гляциогенными нарушениями [Rooney et al., 1987]. Проведенное скважинное опробование верхней части разреза морены (1-3 м) показало, что последняя представляет собой темно-серый массивный диамиктон, состоящий из тонкозернистого матрикса и рассеянного грубообломочного материала (около 10%) величиной до 5 см [Engelhard et al., 1990; Talaczuk et al., 1998]. Матрикс морены сложен песчаными (20-25%), алевритовыми (25-30%) и пелитовыми (45-50%) частицами и включает спикулы губок, смесь олигоцен-плейстоценовых морских и пресноводных диатомовых и палеозойские микрофоссилии. Грубообломочный материал, представленный преимущественно кристаллическими породами, часто обладает притертыми гранями. Морена слабо уплотнена - сопротивление сдвигу составляет первые кПа [Kamb, 1991; Talaczuk et al., 2001].

Первоначально в качестве основного механизма быстрого движения ледяных потоков рассматривалась вязкая деформация всего подстилающего их слоя морены [Alley, 1989; Alley et al., 1986]. Последующие исследования, в том числе скважин-ные эксперименты, показали, что эти ледниковые отложения ведут себя как пластичное тело и что основной процесс, контролирующий быстрое течение ледяных потоков в точке бурения, - базальное скольжение, хотя в движение может быть также вовлечена и небольшая (несколько сантиметров мощностью) прикровельная часть морены [Engelhard, Kamb, 1998; Talaczuk et al., 2000]. Выяснено также, что в базальном скольжении ледяных потоков главную роль играет наличие талых вод на ложе [Bindschadler et al., 2000]. Причем для поддержания в данных зонах таких условий первостепенное значение имеет подток талых вод (привнос тепла) из внутренних районов ледникового щита [Anandakrishnan, Alley, 1997; Joughin et al., 2003, 2004; Parizek, Alley, 2002]. Субгляциальные условия в пределах ледяных потоков не вполне однородны. Здесь встречаются отдельные участки повышенного трения ледника о ложе - так называемые точки прилипания ("sticky spot" [Alley, 1993]). Они, возможно, отвечают местам расположения выводных каналов, резко снижающих давление субгляциальных вод и усиливающих контакт ледника с ложем [MacAyeal et al., 1995] или даже соответствуют «точкам» примерзания ледника к ложу [Anandakrishnan, Alley, 1997].

Относительно слабоуплотненных осадков, залегающих под ледяными потоками Антарктиды, уже в первых исследованиях было высказано мнение, обоснованное [Boulton, Dent, 1974], что данные образования являются лоджемент-мореной, претерпевшей дилатансию при сдвиговых деформациях. В соответствии с этим морена была названа «деформирующейся» ("deforming" [Alley et al., 1986; Blankenship et al., 1987]). В последующих публикациях она с тех же позиций именуется как испытавшая дилатансию ("dilated till", "dilatant till" [Atre, Bentley, 1993; Engelhard et al., 1990; Raymond et al., 2006]). Лишь в одной работе [Talaczuk et al., 1998] была допущена возможность образования такой слабоуплотненной морены прямо изо льда.

Достаточно очевидно, что рассматриваемый рыхлый диамиктон, подстилающий ледяные потоки и с эрозионным несогласием залегающий на субстрате, представляет собой морену. Она состоит из минерального вещества, которое перенесено ледником в пачке мореносодержащего льда (МСЛ) и реализовано непосредственно из его подошвы. Как и авторы [Vogel et al., 2003], полагаем, что МСЛ, поступавший в пределы ледяных потоков, был в основном сформирован во внутренних районах ледникового щита (здесь, а также в зоне ледяных потоков В, С и D базальный МСЛ установлен бурением [Gow et al., 1979; Parizek, Alley, 2002] (рис. 2). Однако считаем, что низкая уплотненность морены в зоне ледяных потоков является ее первично седиментационной особенностью и никак не связана с какими-либо возможными процессами субгляциального дислоцирования. По нашему мнению, в участках формирования данной морены, как и сейчас, существовала обстановка в целом стабильного базального ледникового таяния, и поступление талых вод превышало возможности дренажа. Создававшееся в этих условиях высокое давление субгляциальных вод (и поровых вод в осадках) резко ослабляло эффективное давление ледника на ложе. При отсутствии заметного воздействия ледниковой нагрузки накапливавшиеся моренные отложения подверглись процессу лишь литостатического (нормального) уплотнения. Эти представления по сути подтверждаются результатами специального исследования образцов керна морены, залегающей под ледяным потоком В. Полученные данные показывают, что в изученном разрезе гляциальных отложений (1-3 м) вертикальное распределение эффективного давления, вероятно, близко к литостатическому [Talaczuk et al., 2001].

Как уже отмечено, слабоуплотненные ледниковые отложения установлены и на обрамляющем Антарктиду шельфе. Последний (рис. 1) имеет значительную ширину (до 500 км), глубину (бровка шельфа находится на отметках 400-600 м) и осложнен многочисленными ледниковыми желобами, которые являются продолжением ложбин под современными или древними ледяными потоками [Гросвальд, 1983]. В качестве примера на рис. 3 показан шельф моря Росса. Выявление слабоуплотненной морены на антарктическом шельфе стало возможным благодаря проведению здесь (в 1999-2000 гг.) батиметрического картирования ("swath bathymetry" [Canals et al., 2000; Shipp et al., 1999]), заключающегося в обработке по специальной программе данных многолучевой гидролокации бокового обзора и позволяющего получить детальное изображение рельефа морского дна. Ранее считалось, что на антарктическом шельфе в придонной части разреза (первые метры) под маломощными (< 1 м) голоценовыми морскими кремнисто-глинистыми осадками или диатомовыми илами залегают массивные диамиктоны, в разных участках имеющие ледниковый или гляциоморской генезис. Согласно величине сопротивления сдвигу - признаку, наиболее значимому в регионе для генетической типизации диамиктонов, последние со значительной уплотненностью (> 25-30 кПа) интерпретировались как основные морены, а имеющие «мягкую» консистенцию - как гляциоморские образования [Anderson, 1993]. Последние были установлены главным образом в пределах ледниковых желобов, например [Shipp et al., 1999]. Для этих отложений были установлены минералого-геохимические особенности, понимаемые как их генетические признаки [Licht et al., 1999].

Батиметрическое картирование, проведенное на шельфе Западной Антарктиды, показало, что во всех ледниковых желобах в рельефе дна отчетливо вырисовывается мегамасштабная ледниковая линейность ("mega-scale glacial lineation" [Clark, 1994]) [Heroy, Anderson, 2005]. Это система сопряженных линейно вытянутых гряд и понижений, имеющих вертикальную амплитуду около 2-6 м, ширину 130-400 м, длину 10-17 км [О’Cofaigh et al., 2002; Dowdeswell et al., 2004] (рис. 4), а иногда и более крупные размеры [Canals et al., 2000]. Ареалы развития мегамасштабной ледниковой линейности достигают величины 25x100 км [Canals et al., 2000] и более [Dowdeswell et al., 2004]. Установлено, что такую ледниковую линейность образуют пологие неровности кровли слабоуплотненного массивного диамиктона, ранее считавшегося гляциоморским. При предполагаемой скорости распространения в нем волн 1500 м/с [Dowdeswell et al., 2004] его мощность оценивается в 15-20 м (иногда 30-35 м); этот диамиктон имеет прозрачный тип акустической записи (отсутствуют внутренние отражения) и субгоризонтальную ровную подошву, отделяющую его от нижележащей плотной основной морены [Dowdeswell et al., 2004; Heroy, Anderson, 2005] (рис. 4, 5). Этот диамиктон, состоящий из темно-серого песчано-алевритоглинистого матрикса и рассеянного грубообломочного материала, признан аналогом слабоуплотненных морен Антарктиды. Следуя традиционным представлениям о механизме образования последних, данный диамиктон называется деформационной ("deformation" [Canals et al., 2000; Dowdeswell et al., 2004]), способной деформироваться ("deformable" [Howat, Domack, 2003]) или деформирующейся мореной ("deforming" [Heroy, Anderson, 2005]), а часто просто «мягкой» ("soft" [Heroy, Anderson, 2005]). Этой морене, обладающей низким сопротивлением сдвигу (обычно <20-30 кПа [Dowdeswell et al., 2004; Heroy, Anderson, 2005]), свойственна отчетливая тенденция последовательного увеличения степени консолидации вниз по разрезу, что свидетельствует о литостатическом (нормальном) уплотнении осадка (рис. 5). Подошвенная граница морены, на сейсмической записи имеющая вид четкой отражающей границы, литологически не выражена и является плотностной (рис. 5). В наиболее детально опробованном разрезе «мягкая» морена от переуплотненной нижележащей отделена переходной зоной мощностью 0,2 м; подошвенная граница «мягкой» морены здесь проведена в средней части переходной зоны [Dowdeswell et al., 2004] (рис. 5, II).

Таким образом, работы, проведенные на антарктическом шельфе, показывают следующее. В позднем валдае, когда разросшийся Антарктический ледниковый щит занимал всю континентальную окраину [Heroy, Anderson, 2005; Hughes, 1998], в западных районах последней (вплоть до бровки шельфа) наряду с обычными переуплотненными ледниковыми отложениями (имеют хаотический тип сейсмоакустической записи - короткие разнонаправленные отражения) формировались и «мягкие» акустически прозрачные морены. Латеральные взаимоотношения между этими двумя типами верхневалдайских ледниковых отложений не изучены, однако установлено, что слабоуплотненные морены приурочены к ледниковым желобам шельфа - зонам деятельности поздневалдайских ледяных потоков. «Мягкие» гляциальные осадки шельфа, как и морены под современными ледяными потоками Западной Антарктиды, представляют собой, по нашему мнению, особый фациальный тип ледниковых отложений, нормальное (не переуплотненное) состояние консолидации которых обусловлено только специфической субгляциальной обстановкой накопления. Отличительная особенность этой обстановки - стабильное интенсивное базальное ледниковое таяние, которое при затрудненности дренажа субгляциальных вод создает условия их высокого давления, в результате чего практически исключается уплотняющее воздействие ледника на формирующиеся гляциальные осадки.

«Мягкие» морены в Баренцевом море

Морены, не уплотненные ледниковой нагрузкой, установлены авторами в Центральной впадине и на Мурманской банке восточной части Баренцева моря. Этими гляциальными образованиями являются осадки («мягкие» диамиктоны) развитых в данных районах так называемых акустически прозрачных тел (АПТ) [Аксенов и др., 1987; Старовойтов, 1999, 2002; Старовойтов и др., 1983]. Эти тела - самые значительные из подобного рода образований, встречающихся в разных частях морского бассейна (рис. 6). Все они развиты вверху плейстоценовой толщи в виде крупных (до 100 км и более в поперечнике) неслоистых осадочных накоплений, которые выделяются значительной мощностью (десятки метров), акустической прозрачностью и выровненной пологовыпуклой кровлей, выраженной в рельефе морского дна. АПТ в целом слабо изучены; однако их существенное отличие от окружающих ледниковых отложений послужило основанием считать АПТ гляциоморскими образованиями, например [Павлидис, 1997; Solheim et al., 1990].

Указанные АПТ изучены авторами при проведении площадного геолого-геофизического исследования четвертичных отложений в двух крупных участках Центральной впадины и Мурманской банки (рис. 6). Здесь при участии авторов выполнено сейсмоакустическое профилирование с разрешением обычно 2-5 м (сеть профилей общей протяженностью в несколько тысяч погонных километров - АМИГЭ, г. Мурманск и ВСЕГЕИ - МГУ, Санкт-Петербург-Москва) и осуществлено бурение 25 инженерно-геологических скважин (НИС «Бавенит», АМИГЭ, г. Мурманск), почти каждая из которых вскрыла весь четвертичный разрез (рис. 7, 8).

Результаты проведенных исследований показывают следующее. В изученных районах Центральной впадины и Мурманской банки, которые расположены на глубине моря соответственно > 250-300 м и 100-250 м, развит чехол четвертичных отложений средней мощностью 20-30 м, с угловым несогласием перекрывающий различные докайнозойские (преимущественно мезозойские) толщи (рис. 7). Несмотря на существенное морфологическое различие районов, четвертичные осадки, залегающие в их пределах, имеют в целом однотипный разрез. В нем, согласно принятой нами схеме сейсмостратиграфии четвертичных отложений восточной части Баренцева моря (в кратком виде - [Эпштейн, Чистякова, 2005]), выделяются четыре сеймостратиграфических комплекса (ССК) - сверху вниз: ССК 1 - голоценовый (морские осадки), ССК II - позднеледниковый (гляциоморские отложения), ССК III - поздневалдайский (максимум последнего оледенения) и ССК V - нижневалдайский (два последних комплекса представлены моренами - ледниковыми диамиктонами). Средневалдайские морские осадки ССК IV здесь отсутствуют, так как полностью эродированы. Три верхние комплекса развиты повсеместно, а ССК V сохранился участками (рис. 7). По данным бурения, в основании четвертичного разреза, т.е. непосредственно ниже ССК V или (при его отсутствии в разрезе) ниже ССК III, залегают гляциотектониты, в которые превращены рыхлые мезозойские отложения [Эпштейн, 2007].

Гляциотектониты (мощность обычно до 5-7 м) как типично экзогенные образования характеризуются закономерным падением вниз по разрезу интенсивности развитых в них пликативных и разрывных нарушений. Акустически эти образования почти не выражены, поскольку имеют лишь отчетливую кровлю (подошву ледникового диамиктона), а вниз по разрезу постепенно переходят к ненарушенным, находящимся в коренном залегании мезозойским отложениям. На сейсмоакустических изображениях к зоне гляциотектонитов с наибольшей вероятностью могут быть отнесены те участки разреза непосредственно ниже подошвы ССК V (или ССК III), на которых прерываются, теряют отчетливость или меняют рисунок подходящие снизу наклонные отражающие границы, свойственные мезозойским отложениям. В связи с нечеткой акустической выраженностью гляциотектониты показаны только на принципиальных сейсмогеологических разрезах (рис. 7). Кровля гляциотектонитов, обычно четко обозначенная, служит акустическим основанием четвертичного разреза. Эта граница, прослеживающаяся и в других районах Баренцевоморского шельфа, получила название «верхнее региональное несогласие» ("upper regional unconformity" [Solheim, Kristoffersen, 1984]). Она парагенетически связана с перекрывающими ее ледниковыми отложениями и поэтому является полихронной.

ССК V характеризуется хаотическим типом сейсмоакустической записи и имеет мощность в основном до 30-40 м (при оценке приводимых здесь и далее мощностей четвертичных отложений приняты следующие величины скоростей распространения волн: в полутвердых-твердых диамиктонах ССК V и III - 1800 м/с, а в «мягких» диамиктонах ССК III, которые слагают рассматриваемую ниже сейсмофацию III-П, и в позднеледниково-голоценовых осадках - 1550 м/с). Этот комплекс с эрозионным несогласием залегает на мезозойских образованиях, будучи отделен от них зоной гляциотектонитов, и обладает достаточно ровной субгоризонтальной четкой, участками нечеткой подошвой (рис. 8-10).

ССК III (он, включающий АПТ, является объектом всего дальнейшего рассмотрения) залегает с отчетливым эрозионным несогласием, субгоризонтальной линией подошвы «срезая» ССК V и мезозойские образования (подстилается здесь гляциотектонитами) (рис. 7-10). Этот комплекс без размыва несогласно с облеканием, носящим, по [Милеев, 1989], прямой подобный характер, перекрывается акустически единой тонкослоистой пачкой (ССК II + I) позднеледниково-голоценовых отложений (в основном до 3-5 м) (рис. 10). ССК III латерально неоднороден и состоит из двух сейсмофаций (СФ): III-С с хаотическим типом сейсмоакустического изображения и III-П с прозрачным типом акустической записи (рис. 7-10). СФ III-С в изученных районах имеет в целом основное площадное распространение. Ей свойственны мощность от первых метров до 20-30 м и неровная холмисто-западинная кровля. Сейсмофация III-П в акваториях Центральной впадины и Мурманской банки слагает акустически прозрачные тела (соответственно Центральное и Мурманское) - огромные удлиненно-эллипсовидные в плане мощные осадочные накопления с обычно очень ровной пологовыпуклой кровлей. В пределах этих тел мощность отложений плавно увеличивается от 10-20 м в краевых зонах до 50-70 м в центральных осевых областях, вытянутых согласно удлинению АПТ (рис. 7). Сейсмофаций связаны зоной перехода (ширина до первых километров), в которой происходит постепенное изменение характера их сейсмоакустической записи и морфологии кровли (рис. 9).

СФ III-П отличается от СФ III-С некоторой неоднородностью своего пространственного строения. В ней участками присутствует внутренняя отражающая граница, а в отдельных местах краевой области АПТ наблюдается заметное усложнение рельефа кровли. В Центральном АПТ эта сейсмическая граница имеет нечеткий характер и развита локально (выявлена лишь в двух участках краевой зоны, где имеет протяженность до 16 км). Наиболее четко и широко она проявлена в Мурманском АПТ, где в виде крупного ареала (10-15 х 120-130 км), имеющего форму длинной извилистой полосы, развита в его центральной области (рис. 8). Эта граница, являющаяся в целом субгоризонтальной, находится в нижней части разреза сейсмофаций и весьма своеобразна: обычно один или оба ее окончания не соприкасаются ни с кровлей, ни с подошвой тела (рис. 8, 9). В ряде участков данная граница налегает на подошву сейсмофаций, местами касаясь выступов последней (рис. 8), что, на наш взгляд, свидетельствует об ее эрозионном (во всяком случае, частично) характере. Рассматриваемая граница, согласно результатам бурения, не имеет вещественного выражения и поэтому может быть только плотностной. Учитывая шаг опробования (1-2 м) разрезов скважин для определения физико-механических свойств отложений, этот слой уплотнения обладает, очевидно, мощностью до десятков сантиметров. Его присутствие не нарушает литологически однородного строения разреза сейсмофаций; местами он слабо деформирован (рис. 9). Такой же плотностной, по нашему мнению, характер имеет и отмеченная выше граница в Центральном АПТ. Как уже говорилось, в краевых частях АПТ кровля СФ III-П иногда приобретает усложненный (пологоволнистый) вид.

Данное явление наиболее выразительно в северной, маломощной части Центрального АПТ (рис. 10). Здесь наблюдается серия мелких пологих гряд. Поскольку последние обнаруживаются лишь на профиле, почти перпендикулярном удлинению АПТ, можно заключить, что они вытянуты вдоль длинной оси данного тела. Эти гряды имеют ширину 0,5-1,5 км и высоту 2-4 м; встречаются и отдельные разобщенные мелкие гряды шириной 100-200 м и высотой до 2 м (рис. 10). Возможно, серии пологих гряд, встречающихся в краевых частях АПТ, это своеобразное проявление мегамасштабной ледниковой линейности.

Отложения сейсмофаций III-П и III-С верхневалдайского комплекса представлены ледниковыми диамиктонами, в разрезах скважин имеющими мощность соответственно 1,5-49 и 1-26 м (рис. 11). Диамиктоны этих сейсмофаций во многом идентичны, хотя и обладают существенными отличиями. Они состоят из темно-серого тонкозернистого матрикса, рассеянного грубообломочного материала и отдельных отторженцев рыхлых мезозойских осадков. Матрикс диамиктонов имеет весьма стабильный гранулометрический состав (5-15% песчаных частиц, 30-50% алевритовых и 40-60% пелитовых) (рис. 12, III) и содержит немногочисленные остатки четвертичных и мезозойских фораминифер (до 200-300 экз. на 100 г сухого вещества). Грубообломочный материал (обычно до 7-10%) представлен литифицированными породами и твердыми мезозойскими глинами (главным образом черными меловыми). Первые имеют размер обычно до 2-3 см (хотя встречаются и валуны), а среди вторых, количественно преобладающих, доминирует фракция <3-5 мм. Обломки пород в основном угловатые (0 баллов окатанности, согласно шкале [Эпштейн, 1995]), их средний балл окатанности (СБО) составляет 0,4-0,6 балла (СБО <1,0 характерен для материала, мобилизованного ледником [Эпштейн, 1995]). Часть обломков обнаруживает отчетливую ледниковую обработку: прямолинейные ребра, шлифованные и полированные грани, покрытые штриховкой. Обломки мезозойских глин - типичные многогранники со слегка сглаженными ребрами и плоскими гранями, на которых изредка видна ледниковая штриховка. Форма этих частиц аналогична той, которую имеют индивидуальные щебнистые фрагменты, слагающие блоки брекчированных твердых глин в отторженцах. Обломки литифицированных пород в диамиктонах районов Центральной впадины и Мурманской банки по своему составу принадлежат соответственно к Новоземельской и Кольской петрографическим провинциям [Эпштейн и др., 1999]. Среди обломочного материала провинций преобладают терригенные и карбонатные породы (60-90%); однако для Кольской провинции характерны розово-красные микроклиновые граниты и гранитогнейсы (10-25%) и цветные кварциты (до 4%), полностью отсутствующие в составе пород Новоземельской провинции.

Отторженцы, заключенные в ледниковых диамиктонах, сложены твердыми-полутвердыми глинами и алевритопесчаными осадками. Они имеют мощность от сантиметров до 3,5 м, обычно сложно дислоцированы и подчеркивают развитые в диамиктонах гляциодинамические [Лаврушин, 1976] деформации. В отторженцах наблюдаются различные пликативные и разрывные нарушения; отторженцы твердых глин интенсивно брекчированы (рис. 13). Границы отторженцев четкие и нечеткие, часто имеют очень сложную форму, свидетельствующую о динамическом взаимодействии диамиктовой массы и вещества отторженцев. Один из очевидных результатов этого процесса - встречающиеся в отторженцах мезозойских отложений обломки «чужеродных» литифицированных пород (рис. 13). Маломощные отторженцы часто ориентированы субпараллельно друг другу, создавая в диамиктонах гляциодинамическую полосчатость. В диамиктонах наблюдается и другой тип полосчатости (цветовой), обусловленной многократным поинтервальным (мощность < 20-40 см) изменением в разрезе цветового оттенка матрикса (рис. 11). Следует отметить, что отторженцы характерны в основном лишь для СФ III-С. Диамиктоны сейсмофаций III-П существенно более однородны; отторженцы мезозойских отложений в них чрезвычайно редки, маломощны (до 5-7 см) и встречаются практически только в краевых частях АПТ, где наблюдается и цветовая гляциодинамическая полосчатость (рис. 11, 13). По своим водно-физическим свойствам ледниковые диамиктоны сейсмофаций III-П и III-С идентичны, соответствуя (как и диамиктон ССК V) грунтам, выделяемым как глины (рис. 12, I). Однако они имеют разное состояние консолидации (рис. 12, II). Осадки СФ III-П являются нормально уплотненными: величина сопротивления сдвигу в них последовательно увеличивается сверху вниз по разрезу в соответствии с ростом перекрывающей литостатической нагрузки и составляет в основном 20-60 кПа (рис. 12, II). Диамиктон СФ III-С как типичная основная морена находится в переуплотненном состоянии (воздействие ледниковой нагрузки) - его сопротивление сдвигу в среднем 60-110 кПа. Такое же состояние консолидации (переуплотненность) свойственно и диамиктону ССК V (сопротивление сдвигу обычно 75-150 кПа) (рис. 12, II). Диамиктоны обеих сейсмофаций ССК III имеют сходные по характеру и кровельную, и подошвенную границы. Кровля диамиктонов (граница с перекрывающими обычно тонкозернистыми слоистыми бассейновыми осадками) литологически весьма отчетлива (в исключительных случаях она устанавливается в высушенном керне); ей отвечает и скачок в степени уплотненности отложений. Нижняя граница диамиктонов выражена по-разному в зависимости от литологии подстилающих отложений. При залегании на гляциотектонитах эти осадки обладают отчетливо выраженной подошвой, которая в виде ровной или неровной линии отделяет их от нижележащих отложений иной окраски и структурно-текстурных особенностей (рис. 13). Когда осадки ССК III залегают на внешне сходном диамиктоне ССК V, они не имеют литологически обозначенной подошвы и в разрезах скважин лишь меньшей степенью консолидации отличаются от подстилающего диамиктона, будучи отделены от него переходной зоной уплотнения мощностью, очевидно, в десятки сантиметров (рис. 14). В таких случаях подошва диамиктонов ССК III условно проведена нами в средней части этой переходной плотностной зоны (рис. 11, 14).

Изложенные выше основные особенности залегания и строения диамиктонов сейсмофаций III-П и III-С свидетельствуют о том, что эти отложения слагают единый горизонт моренных образований, хотя и составляют его разные, связанные латеральными взаимопереходами части. Кратко подытожим генетические признаки осадков ССК III.

В первую очередь отметим следующее. Для рассматриваемых отложений повсеместно характерна (в условиях всех глубин моря) подошвенная граница экзарационного типа, которая при наличии ССК V в разрезе имеет плотностный характер, как это наблюдается у морен антарктического шельфа, а в других случаях представляет собой литологически отчетливую линию контакта с подстилающими гляциотектонитами. Диамиктонам ССК III свойственна холмисто-западинная или ровная кровля, без размыва несогласно с облеканием перекрытая слоистыми бассейновыми осадками ССК II+I, и присуще сложное распределение мощностей, никак не связанное с морфологией подошвенной поверхности и имеющее характер, которым не могут обладать такие же по составу (алевритоглинистые) бассейновые осадки. Последнее в наибольшей мере проявляется в поведении отложений СФ III-П, образующих отчетливо выраженные положительные аккумулятивные тела как в понижении (Центральное АПТ), так и на поднятии субстрата (Мурманское АПТ), а иногда слагающих даже мелкие разобщенные гряды (краевая зона Центрального АПТ). Важнейшими особенностями диамиктонов являются отсутствие в них слоистости при существенно однородном составе матрикса на огромных площадях, ярко выраженная ледниковая природа содержащегося грубообломочного материала и наличие в осадках дислоцированных отторженцев мезозойских отложений, подчеркивающих развитые в диамиктонах гляциодинамические текстуры. Содержащиеся в диамиктонах остатки разновозрастной морской микрофауны не несут генетической информации; они являются одним из компонентов ассимилированных рыхлых морских осадков ложа и достаточно обычны для морен, имеющих субстрат подобного типа [Эпштейн и др., 1999].

К числу показательных признаков моренной природы верхневалдайских отложений относится и переуплотненное состояние диамиктона СФ III-С. Оно может быть результатом только предшествующей ледниковой нагрузки и является естественной особенностью диамиктона СФ III-С как обычной основной морены. Нормальная уплотненность, а также некоторые другие отличительные признаки диамиктона СФ III-П, латеральными переходами связанного с отложениями СФ III-С, показывают, что он представляет иной фациальный тип ледниковых отложений. По нашему мнению, этот диамиктон сформировался в особой субгляциальной обстановке, которая сходна с существующей под ледяными потоками Антарктиды (это обстоятельство обсуждается ниже).

Условия образования рассмотренных верхневалдайских морен представляются следующими. В позднем валдае (22-15 тыс. лет назад) Баренцевоморский шельф был целиком оккупирован мощным сложно построенным ледниковым покровом [Siegert, Dowdeswell, 2004; Svendsen et al., 2004; Grosswald, 1980; Landvik et al., 1998; Polyak et al., 1995]. В восточной части шельфа основную роль играли Новоземельский и Скандинавский ледниковые щиты [Эпштейн и др., 1999] (рис. 15). На возникшей эрозионной поверхности, во многих участках подстилаемой гляциотектонитами, в условиях субгляциальной талой зоны, по [Hughes, 1998; Sugden, 1977], в изученных районах (как и других) стал формироваться моренный покров. Его составляли перенесенные в базальном мореносодержащем льде (МСЛ) продукты эрозии рыхлых плейстоценовых и мезозойских отложений шельфа и скальных пород ледниковых центров. Вследствие пространственной неоднородности субгляциального термального и гидрологического режимов в одних местах образовывались переуплотненные (обычные) морены, а в других (ареалы АПТ) - нормально уплотненные.

Обычные переуплотненные ледниковые отложения накапливались в области умеренного базального ледникового таяния в результате периодического отслаивания от подошвы движущегося ледника обогащенной минеральным веществом нижней (иногда весьма мощной) части МСЛ при ее сцеплении с ложем [Лаврушин, 1976, 1980; Лаврушин, Эпштейн, 2000]. Медленное таяние дискретно накапливавшихся на субстрате ледогрунтовых масс способствовало сохранению в осадках гляциодинамических текстур материнского МСЛ, а также благоприятствовало тому, что под действием ледниковой нагрузки происходило активное удаление поровых вод из формирующихся моренных отложений и последние приобретали переуплотненное состояние.

Ареалы развития нормально уплотненных морен Центральной впадины и Мурманской банки своим удлинением указывают на направление движения сформировавших их ледниковых масс. В пределах ареалов АПТ (ААПТ) условия интенсивного базального ледникового таяния были достаточно стабильны за счет вероятного подтока талых вод (поставки тепла) из внутренних районов ледниковых щитов. Очевидно, наиболее активными явления таяния были в центральных осевых зонах ареалов. Поступление в пределы ААПТ значительного количества субгляциальных талых вод при затрудненности дренажа резко повышало давление последних и делало почти нулевым эффективное давление ледника на ложе. В этих условиях весьма маломощные, видимо, талые массы придонной части МСЛ последовательно отделялись от подошвы движущегося ледника и оставались на ложе. В результате на субстрате накапливались ледогрунтовые массы практически без различимых текстур МСЛ и с очень небольшими фрагментами отторженцев рыхлых мезозойских отложений. Эти массы, в основном содержащие, видимо, сравнительно небольшое количество терригенного материала, быстро теряли остатки ледовой фазы, в результате чего минеральные частицы могли менять свое положение, тем самым делая еще более однородной текстуру формирующихся гляциальных осадков. Возможно, в процессе приобретения последними массивной текстуры определенную роль играло также и то обстоятельство (оно предполагается для морен под ледяными потоками Антарктиды - [Talaczuk et al., 2000]), что непосредственно у подошвы ледника могло постоянно происходить некоторое перемещение кровельной части (первые сантиметры) пластичной «мягкой» морены. При отсутствии давления ледника накапливающиеся гляциальные отложения уплотнялись лишь под литостатической нагрузкой. В пределах ААПТ ледник почти не воздействовал на ложе, чем, вероятно, объясняется и значительная выровненность кровли «мягкой» морены. Лишь в краевых частях данных участков, где несколько снижалось давление субгляциальных вод (возможно, еще и за счет того, что здесь движение ледниковых масс приобретало «струйный» характер), при незначительном налегании ледника на осадки их кровля приобрела форму пологих гряд, вытянутых в направлении движения ледника (ММЛЛ). Условия накопления этих ледниковых отложений не были полностью стабильны. В краевых частях ААПТ эпизодически возникали условия моренообразования, сходные с теми, что характерны для накопления обычных гляциальных отложений. Здесь образовывались отдельные маломощные слои, сохранившие первичные гляциодинамические текстуры. Кроме того, в связи, очевидно, с одним из поздневалдаиских климатических событий [Frontal et al., 1995; Knies et al., 1999], повлиявшим на баланс массы, а, следовательно, и на особенности динамики Новоземельского и особенно Скандинавского ледниковых щитов, на значительной площади ААПТ (главным образом Мурманского) произошло сравнительно кратковременное изменение субгляциальной обстановки (такие явления установлены в зоне ледяных потоков Антарктиды [Anandakrishnan, Alley, 1997; Conway et al., 2002; Parizek, Alley, 2002]. В результате в отдельных частях ААПТ повысилось эффективное давление ледников на ложе, вызвавшее уплотнение маломощного слоя осадков. При этом здесь происходили и процессы локального эродирования и даже дислоцирования «мягкой» морены. Однако эта кратковременная флуктуация субгляциальных условий не нарушила общего хода накопления нормально уплотненных морен.

Как уже отмечено, акустически прозрачные тела достаточно многочисленны на Баренцевоморском шельфе (рис. 6); значительное количество подобных образований (в случайных пересечениях их поперечник в среднем составляет 5-15 км) наблюдается и в Карском море (устное сообщение В.Г. Гайнанова). Возможно, что по крайней мере часть из этих тел имеет природу, аналогичную изученным Центральному и Мурманскому АПТ.

Заключение

Таким образом, в отдельных районах Антарктиды, ее шельфа и Баренцева моря установлены «мягкие» морены, которые рядом своих особенностей существенно отличаются от обычных ледниковых отложений (подробная классификация и литолого-фациальная характеристика последних даны в работах Ю.А. Лаврушина [1976, 1980]). По нашему мнению, эти слабоуплотненные гляциальные образования представляют собой особый, новый, фациальный тип морен. Он связан с зонами интенсивного базального ледникового таяния, для которых характерен специфический субгляциальный гидрологический режим, препятствующий уплотнению осадков ледниковой нагрузкой. Совокупность данных по Антарктике и Баренцеву морю позволяет этому типу ледниковых осадков дать достаточно полную характеристику.

Тела, слагаемые рассматриваемыми гляциальными отложениями, являются естественным элементом латерально сложно построенных моренных горизонтов. В виде положительных аккумулятивных образований они залегают на субгоризонтальной экзарационной поверхности и фациальными переходами связаны с обычными одновозрастными переуплотненными моренами, обнаруживая характерные признаки последних в краевых частях ареалов своего развития. Наблюдаемое литологическое своеобразие «мягких» морен обусловлено тем, что их накопление происходит существенно иначе, чем обычных ледниковых отложений. Для процесса образования последних характерна сложная тесная связь стадий накопления и переноса гляциального вещества, в результате чего текстуры возникших моренных осадков отражают динамические режимы формирования материнского МСЛ [Лаврушин, 1976, 1980; Лаврушин, Эпштейн, 2000]. Стадия же накопления «мягких» морен является достаточно самостоятельной; она соотносится со стадией переноса минерального вещества в основном почти так же, как это свойственно водным осадкам. Весьма незначительная мощность последовательно отделяющихся от подошвы движущегося ледника талых ледогрунтовых масс и накопление гляциальных продуктов в условиях существенно обводненной среды приводят к тому, что формирующиеся осадки приобретают массивное сложение, не обнаруживающее следов гляциодинамических текстур. При отсутствии уплотняющего воздействия ледника эти моренные отложения консолидируются лишь под влиянием литостатической («нормальной») нагрузки. Одной из отличительных особенностей «мягких» морен является и их акустическая прозрачность. Последняя не связана со степенью консолидации данных осадков, поскольку состояние уплотненности отложений не определяет тип сейсмоакустического изображения [Антипов и др., 1992; Сейсмическая..., 1982]. Акустическая прозрачность этих морен - следствие пространственной однородности их сложения, исключающей заметные флуктуации акустической жесткости [Антипов и др., 1992; Сейсмическая..., 1982; Шлезингер, 1998]. В то же время обычные морены на гляциальных шельфах [Carlson, 1989; King, 1993; Stewart, Stoker, 1990], в том числе Баренцевоморском [Девдариани и др., 1993; Дунаев, 1987; Старовойтов, 1999, 2002; Эпштейн, Гатауллин, 1991], имеют в основном хаотический тип сейсмоакустической записи. Судя по [Сейсмическая..., 1982], это объясняется именно тем обстоятельством, что данные морены обладают сложным пространственно неоднородным строением - отчетливо выраженными разнообразными гляциодинамическими текстурами.

Важнейшими литологическими особенностями «мягких» гляциальных осадков зон интенсивного базального ледникового таяния являются их слабая уплотненность и однородная (массивная) текстура. Учитывая то обстоятельство, что термин «массивная» уже использован для обозначения одного из фациальных типов обычных морен [Лаврушин, 1976], рассматриваемые ледниковые отложения логично назвать М-моренами (от лат. "mitis" - мягкий).

В Антарктике М-морены связаны с относительно высокоскоростными «струйными» ледяными потоками, приуроченными к желобам краевой зоны ледникового щита. В плане они имеют вид вытянутых сравнительно узких полос; их кровле, во всяком случае (как установлено) на шельфе, свойственна мегамасштабная ледниковая линейность. В Баренцевом море М-морены сформировались во внутренней части ледникового покрова, где ледниковые массы в основном двигались, по-видимому, с умеренной скоростью и лишь участками (главным образом в краевых зонах ААПТ) проявляли «струйный» характер. Данные морены возникли во впадине и на поднятии субстрата. Их ареалы имеют удлиненно-эллипсовидную форму; кровля морен в основном исключительно ровная (лишь в отдельных участках наблюдаются вероятные элементы мегамасштабной ледниковой линейности). Все это дает основания выделять две фациальные разновидности М-морен зон интенсивного базального ледникового таяния: антарктическую и баренцевоморскую.

Выявление нового фациального типа морен, обладающего существенной литологической спецификой, расширяет представления о характере ледового типа литогенеза, по Н.М. Страхову [1960], и имеет важное значение для изучения областей оледенений и в первую очередь для исследования гляциальных шельфов, где тесно связаны процессы ледникового и гляцио-морского седиментогенеза и где (при ограниченной возможности получения прямых геологических дан¬ных) вопросы генетической типизации отложений приобретают особую остроту.

Авторы выражают признательность АМИГЭ (г. Мурманск) и ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) за предоставление геолого-геофизических материалов и благодарят А.Е. Шлезингера за большую консультативную помощь.

ЛИТЕРАТУРА

Аксенов А.А., Дунаев Н.Н., Ионин А.С. и др. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1987. 278 с.

Антипов М.П., Шлезингер А.Е., Штеренберг Л.Е. Зависимость волнового поля от особенностей стратиграфического разреза // Докл. АН. 1992. Т 327, № 2. С. 243-247.

Гайнанов В.Г., Поляк Л.В., Гатауллин В.Н., Зверев А.С. Сейсмоакустические исследования следов покровных оледенений в Карском море // Вестн. Моск. ун-та. Сер. Геол. 2005. № 1.С. 38-44.

Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.

Грунты. Классификация. ГОСТ 25100-82. Госстрой СССР. М: Изд-во стандартов, 1982. 9 с.

Девдариани Н.А., Старовойтов А.В., Рыбалко А.Е., Стручков В.А. Типы волновой картины и условия залегания ледниковых отложений Белого и Баренцева морей по данным непрерывного сейсмопрофилирования // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1993. Т. 68, вып. 3. С. 117-122.

Дунаев Н.Н. Вещественно-генетическая интерпретация сейсмограмм НСП в связи с сейсмостратиграфией // Проблемы геофизики океанского дна: Тез. докл. I Всесоюз. конф. мор. геофиз. М: Изд-во АН СССР, 1987. С. 155-156.

Зотиков И.А. Теплофизика ледниковых покровов. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 288 с.

Костин А.Д. Геологическое строение, сейсмостратиграфия и условия формирования четвертичных отложений северо-восточной части Баренцева моря: Автореф. канд. дис. Мурманск: ММБИ КНЦ РАН, 2005. 26 с.

Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. М.: Наука, 1976. 237 с.

Лаврушин Ю.А. Некоторые общие вопросы моренного седиментогенеза // Процессы континентального литогенеза. М.: Наука, 1980. С. 123-135.

Лаврушин Ю.А., Эпштейн О.Г. Особенности ледового типа литогенеза // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2000. Т. 75, вып. 6. С. 14-29.

Ломтадзе В.Д. Структурно-механические свойства гли¬нистых пород как показатель степени их литификации // ДАН СССР. 1957. Т. 113, №6. С. 1344-1346.

Милеев B.C. Морфологическая классификация стратиграфических несогласий // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1989. Т. 64, вып. 6. С. 15-28.

Мухин Ю.В. Процессы уплотнения глинистых осадков. М.: Недра, 1965.200 с,

Павлидис Ю.А. Палеогеография и оледенение Арктического шельфа в позднем плейстоцене // Океанология. 1997. Т. 37, №6. С. 910-914.

Сейсмическая стратиграфия. Т. 1,2. М.: Мир, 1982. 846 с.

Старовойтов А.В. О максимальном позднеплейстоценовом оледенении восточной части шельфа Баренцева моря // Докл. АН. 1999. Т. 364, № 2. С. 227-230.

Старовойтов А.В. Сейсмоакустические исследования ледниковых отложений восточной части шельфа Баренцева моря // Разведка и охрана недр. 2002. № 1. С. 27-31.

Старовойтов А.В., Калинин А.В., Спиридонов М.А. и др. Новые данные о позднекайнозойских отложениях южной части Баренцева моря // ДАН СССР. 1983. Т. 270, № 5. С. 1179-1181.

Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. Т. I. Типы литогенеза и их размещение на поверхности Земли. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 212 с.

Суетова И.А. Основные морфометрические характеристики Антарктиды. М.: Наука, 1968. 72 с.

Фролов А.В., Коротких И.В. Инженерная геология. М.: Недра, 1983. 333 с.

Шлезингер А.Е. Региональная сейсмостратиграфия. М.: Научный мир, 1998. 143 с.

Эпштейн О.Г. Усовершенствованная пятибалльная шкала для визуальной оценки окатанности обломочного материала и некоторые полученные результаты // Литология и полезные ископаемые. 1995. № 6. С. 654-666.

Эпштейн О.Г. Гляциотектониты - базальная зона четвертичного покрова юго-восточной части Баренцева моря // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. М.: ГЕОС. 2007. С. 477-480.

Эпштейн О.Г., Гатауллин В.Н. Литологическая интерпретация сейсмоакустических материалов (опыт изучения четвертичного покрова Баренцева моря) // Современные методы геологических исследований: Тез. докл. 3-й Всесоюз. школы мор. геол. Калининград, 1991. С. 93-94.

Эпштейн О.Г., Романюк Б.Ф., Гатауллин В.Н. Плейстоценовые Скандинавский и Новоземельский ледниковые покровы в южной части Баренцева моря и на севере Русской равнины // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 1999. №63. С. 132-155.

Эпштейн О.Г., Чистякова И.А. Печороморский шельф в позднем валдае-голоцене: основные седиментологические и палеогеографические события // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 2005. № 66. С. 107-123.

Alley R.B. Water-pressure coupling and bed deformation: I. Water system // J. Glaciol. 1989. Vol. 35. P. 108-118.

Alley R.B. In research of ice-stream sticky spots // J. Glaciol. 1993. Vol. 39, N 133. P. 447-454.

Alley R.B., Blankenship D.D., Rooney S.T., Bentley C.R. Deformation of till beneath ice stream B, West Antarctica // Nature. 1986. Vol. 322. P. 57-59.

Anandakrishnan S., Alley R. Stagnation of ice stream C, West Antarctica by water piracy // Geophys. Res. Lett. 1997. Vol. 24, N 3. P. 265-268.

Anderson J.B. Antarctic glacial-marine sedimentation // Workshop on Antarctic glacial marine and biogenic sedimentation notes for a shortcourse. Pt. 1. Glacial-marine sedimentation. Florida State University. Sediment. Res. Lab. Contribution. 1993. N 57. 103 p.

Aire S.R., Bentley C.R. Laterally varying basal conditions beneath Stream В and C, West Antarctica // J. Glaciol. 1993. Vol. 39, N 133. P. 507-514.

Bindschdler R., Chen X., Vornberger P. The onset area of Ice Stream D, West Antarctica // J. Glaciol. 2000. Vol. 46. P. 95-101.

Bindschdler R., Choi H. Increased water storage at ice-stream onset: a critical mechanism? // J. Glaciol. 2007. Vol. 53. P. 163-171.

Blankenship D.D., Bentley C.R., Rooney S.T., Alley R.B. Till beneath ice stream B. Properties derived from seismic travel times // J. Geophys. Res. 1987. Vol. 92, N B9. P. 8903-8911.

Boulton G.S. The development of geotechnical properties in glacial tills // Glacial till. Ottawa. 1976. P. 292-303.

Boulton G.S. Theory of glacial erosion, transport and deposition as a consequence of subglacial sediment deformation // J. Glaciol. 1996. Vol. 42. P. 43-62.

Boulton G.S., Dent D.L. The nature and rates of post-depositional changes on recently deposited till from south-east Iceland // Geogr. Annaler. 1974. Vol. 56A, N 3-4. P. 121-134.

Boulton G.A., Paul M.A. The influence of genetic processes on some geotechnical properties of glacial tills // Quat. J. Engineer. Geol. 1976. Vol. 9. P. 159-194.

Canals M., Urgeles R., Calafat A.M. Deep sea-floor evidence of past ice streams off the Antarctic Peninsula // Geology. 2000. Vol. 28. P. 31-34.

Carlson P.R. Seismic reflection characteristics of glacial and glacimarine sediment in the Gulf of Alaska and adjacent fjords // Mar. Geol. 1989. Vol. 85. P. 391-416.

Clark C.D. Large-scale ice-moulding: a discussion of genesis and glaciological significance // Sediment. Geol. 1994. Vol. 91. P. 253-268.

Conway H., Catania G., Raymond C.F. et al. Switch of flow direction in an Antarctic ice stream // Nature. 2002. Vol. 419. P. 465-467.

Dowdeswell J.А., О Cofaigh C, Pudsey C. Thickness and extent of the subglacial till layer beneath an Antarctic paleo-ice stream // Geology. 2004. Vol. 32, N LP. 13-16.

Dreimanis A. Till: their origin and properties // Glacial till. Ottawa, 1976. P. 11-49.

Easterbrook D.J. Void ratio and bulk densities as means of identifying Pleistocene tills // GSA Bull. 1964. Vol. 75. P. 1-34.

Echelmeyer K.A., Harrison W.D. Ongoing margin of Ice Stream B, Antarctica // J. Glaciol. 1999. Vol.45. P. 361-369.

Ehlers J. Different till types in North Germany and their origin // Till and related deposits. Rotterdam: A.A. Balkema, 1983. P. 61-80.

Elverhai A., Nyland-Berg M., Russwurm L., Solheim A. Late Weichselian ice recession in the Central Barents Sea // Geological history of Polar Ocean: Arctic versus Antarctic. Kluwer Academic Publishers, Netherlands, 1990. P. 289-307.

Engelhard H., Humprey N., Kamb В., Fahnestock M. Physical conditions at the base of fast moving Antarctic Ice Stream // Science. 1990. Vol. 248, N 14. P. 57-59.

Engelhard H., Kamb B. Basal sliding of Stream B, West Antarctica // J. Glaciol. 1998. Vol. 44. P. 223-230.

Frontal Т., Jansen E., Bloemendal J., Johnsen S. Ocean evidence for coherent fluctuation in Fennoscandian and Laurentide ice sheets on millennium timescale // Nature. 1995. Vol. 374. P. 443-446.

Gow A.J., Epstein S., Sheehy W. On the origin of stratified debris in ice cores from the bottom of the Antarctic Ice Sheet // J. Glaciol. 1979. Vol. 23. P. 185-192.

Grosswald M.G. Late Weichselian ice sheet of northern Eurasia // Quat. Res. 1980. Vol. 13. P. 1-32.

Heroy D.C., Anderson J.B. Ice-sheet extent of the Antarctic Peninsula region during the Last Glacial Maximum (LGM) - Insights from glacial geomorphology // GSA Bull. 2005. Vol. 117. P. 1497-1512.

Howat I.M., Domack E.W. Reconstruction of western Ross Sea palaeo-ice-stream grounding zones from high-resolution stratigraphy // Boreas. 2003. Vol. 32. P. 56-75.

Hughes T.J. Ice Sheets. New York: Oxford University Press, 1998. 343 p.

Iverson N.R., Baker R.W., Hooyer T.S. A ring-shear device for the study of till deformation: tests on tills with contrasting clay contents // Quat. Sci. Rev. 1997. Vol. 16. P. 1057-1066.

Jacobson H.P., Raymond C.F. Thermal effects on the location of ice stream margins // J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103, N B6. P. 12111-12122.

Joughin J.R., Tulaczuk S., Engelhard H.F. Basal melt beneath Whillans Ice Stream and Ice Streams A and C, West Antarctica // Ann. Glaciol. 2003. Vol. 36. P. 257-262.

Joughin J., Tulaczuk S., MacAyeal D.R., Engelhard H. Melting and freezing beneath the Ross ice stream, Antarctica // J. Glaciol. 2004. Vol. 50, N 168. P. 96-108.

Kamb B. Rheological nonlinearity and flow instability in the deforming bed mechanism of ice stream motion // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96, B10. P. 16585-16595.

King L.H. Till in the marine environment // J. Quat. Sci. 1993. Vol. 8. P. 347-358.

Knies J., Vogt C., Stein R. Late Quaternary growth and decay of the Svalbard/Barents Sea ice sheet and paleoceanographic evolution in adjacent Arctic Ocean // Geo-Mar. Lett. 1999. Vol. 18. P. 195-202.

Landvik J.Y., Bondevik S., Elverhøi A. et al. The Last Glacial Maximum of Svalbard and the Barents Sea: ice sheet extent and configuration // Quat. Sci. Rev. 1998. Vol. 17. P. 43-75.

Licht K.J., Dunbar N.W., Andrews J.Т., Jennings A.E. Distinguishing subglacial till and glacial marine diamictons in the western Ross Sea, Antarctica: implication for a last glacial maximum grounding line // GSA Bull. 1999. Vol. 111. P. 91-103.

MacAyeal D.R., Bindschadler R.A., Scambos T.A. Basal friction of Ice Stream E, West Antarctica // J. Glaciol. 1995. Vol.41. P. 247-262.

Meer J.J.M. van der, Menzies J., Rose J. Subglacial till: the deforming glacier bed // Quat. Sci. Rev. 2003. Vol. 22. P. 1659-1685.

Mickelson D.M., Acomb L.J., Edit T.B. The origin of preconsolidated and normally consolidated tills // Moraines and varves (origin, genesis, classification). Rotterdam: A.A. Balkema, 1979. P. 179-187.

Moran S.R. Glaciotectonic structures in drift // Till. A Symposium. Ohio State University press, 1971. P. 127-148.

Muller Е.Н. Dewatering during lodgement till // Till and related deposits. Rotterdam: A.A. Balkema, 1983. P. 13-18.

O’Cofaigh C., Pudsey C.J., Dowdeswell J.A., Morris P. Evolution of subglacial bedform along a paleo-ice stream, Antarctic Peninsula continental shelf // Geophys. Res. Lett. 2002. Vol. 29. Art. no 41-1.

Oswald G.K., Robin G. de Q. Lakes beneath the Antarctic ice sheet // Nature. 1973. Vol. 245. P. 251-254.

Parizek B.R., Alley R.B. Sub-catchment melt and long-term stability of ice stream D, West Antarctica // Geophys. Res. Lett. 2002. Vol. 29, N 8. Art. no 55-1.

Polyak L., Lehman S.J., Gataullin V., Jull A.J.T. Two-step deglaciation of the southeastern Barents Sea // Geology. 1995. Vol. 23, N6. P. 567-571.

Raymond C.F., Catania G.A., Nereson N., Veen C.J. van der. Bed radar reflectivity across margin of Whillans Ice Stream, West Antarctica, and implication for margin processes // J. Glaciol. 2006. Vol. 52. P. 3-10.

Ridley J.K., Cudlip W., Laxon S. W. Identification of subglacial lakes using ERS-1 radar altimeter //J. Glaciol. 1993. Vol. 39, N 133. P. 625-643.

Rooney S.T., Blankenship D.D., Alley R.B., Bentley C.R. Till beneath ice stream B. Structure and continuity // J. Geophys. Res. 1987. Vol. 92, N B9. P. 8913-8920.

Ruszczynska-Szenaych H. "Lodgement till" and "deformation till" // Quat. Sci. Rev. 2001. Vol. 20. P. 579-581.

Shabtaie S., Bentley C.R. Ice-thickness map of the West Antarctic ice streams by radar sounding // Ann. Glaciol. 1988. Vol. 11. P. 126-136.

Shipp S., Anderson J., Domack E. Late Pleistocene-Holocene retreat of the West Antarctic Ice-Sheet system in the Ross Sea; Part 1. Geophysical results // GSA Bull. 1999. Vol. 111. P. 1486-1516.

Siegert M.J., Dowdeswell J.A. Numerical reconstruction of the Eurasian Ice Sheet and climate during the Late Weichselian // Quat. Sci. Rev. 2004. Vol. 23. P. 1273-1283.

Solheim A., Kristoffersen Y. Sediments above the upper regional unconformity: thickness, seismic stratigraphy and outline of glacial history // Norsk Polarinst. Skr. 1984. N 179B. 26 p.

Solheim A., Russwurm L., Elverhøi A., Berg M.N. Glacial geomorphic features in the northern Barents Sea: direct evidence for grounded ice and implications for the pattern of deglaciation and late glacial sedimentation // Glacimarine Environments: Processes and Sediments. Geol. Soc. Spec. Publ. 1990. N 53. P. 253-268.

Stewart F.S., Stoker M.S. Problems associated with seismic facies analysis of diamicton-dominated, shelf glacigenic sequences // Geo-Mar. Lett. 1990. Vol. 10. P. 151-156.

Sugden D.E. Reconstruction of the morphology, dynamics, and thermal characteristics of the Laurentide ice sheet at its maximum // Arc. Alp. Res. 1977. Vol. 9. P. 21-47.

Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quat. Sci. Rev. 2004. Vol. 23. P. 1229-1271.

Tulaczuk S., Kamb W.B., Engelhard H.F. Basal mechanics of ice Stream B, West Antarctica. 1. Till mechanics // J. Geophys. Res. 2000. Vol. 105, N В1. P. 464-481.

Tulaczuk S., Kamb W.B., Engelhard H.F. Estimate of effective stress beneath a modern West Antarctic ice stream from till preconsolidation and void ratio // Boreas. 2001. Vol. 30. P. 101-114.

Tulaczuk S., Kamb W.B., Scherer R.P., Engelhard H.F. Sedimentary processes at the base of a West Antarctic Ice Stream: Constrains from textural and compositional properties of subglacial debris // J. Sediment. Res. 1998. Vol. 68, N 3. P. 487-496.

Vogel S.W., Tulaczuk S., Joughin I.R. Distribution of basal melting and freezing beneath tributaries of Ice Stream C: implication for the Holocene decay of the West Antarctic ice sheet // Ann. Glaciol. 2003. Vol. 36. P. 273-282.

Whillans I.M., Veen C.J. van der. Transmission of stress between an ice stream and interstream ridge // J. Glaciol. 2001. Vol. 47, N 158. P. 433-440.

Yilmaz I. Evaluation of shear strength of clayey soils by using their liquidity index // Bull. Engineer. Geol. Environ. 2000. Vol. 59, N 3. P. 227-229.

Zotikov I.A. Bottom melting in central zone of the ice shield on the Antarctic continent and its influence upon the present balance of the ice mass // Intern. Assoc. Sci. Hydrol. Bull. 1963. Vol. 8. P. 36-44.

"SOFT" TILLS IN ARCTICA AND ANTARCTICA: NEW FACIAL TYPE OF GLACIAL SEDIMENTS

O.G. Epshtein, A.V. Starovoytov, A.G. Dlugach

In Antarctica, on its shelf and in the Barents sea a "soft" tills or the weakly (normally) consolidated rocks are sharply differ from semisolid-solid (overconsolidated) usual glacial deposits are established. They are considered by authors as tills of special facial type. These formations dispose in zones of intensive basal glacial thawing where conditions of accumulation of mineral particles is characterized by a high pressure subglacial meltwaters, excluding compaction of deposits by glacial loading. Despite of the certain spatial isolation, "soft" tills are natural element of complicate constructed horizons of glacial deposits. By lateral facies transitions they are connected with usual tills, in many respects are similar to them, however (besides a condition of consolidation) differ rather homogeneous structure as a whole, transparent seismoacoustic record and some other attributes.

Key words: till, facial type, normally consolidation, overconsolidation, Antarctica, Antarctic shelf, Barents Sea.

. 

Ссылка на статью:

Эпштейн О.Г., Старовойтов А.В., Длугач А.Г. «Мягкие» морены в Арктике и Антарктике – новый фациальный тип ледниковых отложений // Бюллетень Московского общества испытателей природы. Отд. геол. 2010. Т. 85. Вып. 2. С. 23-44.