Обсуждаются существующие концепции морено/тиллообразования и анализируются имеющиеся фактические данные, касающиеся этой проблемы. Делается вывод о том, что активные ледники из переносимого ими минерального вещества формируют на ложе исключительно базальные морены. Последние, сложенные материалом, который непосредственно из подошвы ледника отложен прямо на субстрат, представляют собой ледниковые диамиктоны. Принято считать, что вещество последних всегда приобретает полутвердое-твердое («жесткое») состояние. Нами выделен новый тип ледниковых отложений - «мягкие» базальные морены, к которому отнесены сравнительно недавно установленные слабоуплотненные ледниковые диамиктоны. В результате базальные морены подразделены на два комплекса фаций: морен с гляциодинамическими текстурами (обычные «жесткие» морены) и М-морен («мягкие» морены). Отложения этих комплексов формируются в разных термальных зонах (районах) ложа ледникового щита. Морены первого фациального комплекса образуются в условиях зоны оттаивания, обладают литологически разнообразным строением и переуплотнены. М-морены формируются в обстановке района талого ледникового ложа, имеют массивную текстуру и находятся в слабо (нормально) уплотненном состоянии. Среди М-морен выделены Баренцевоморский и Антарктический типы.

Базальные (основные) [Лаврушин, Эпштейн, 2000] или донные морены [Шанцер, 1966], тиллы («tills») [Flint, 1971; Goldthwait, 1971; Drewry, 1986; Lundqvist, 1989а] доминируют среди собственно ледниковых отложений [Флинт, 1963; Шанцер, 1966; Рухина, 1973 и др.]. Они широко развиты среди осадочных комплексов позднекайнозойской и более древних гляциоэр, включая и докембрийские [Шанцер, 1966; Чумаков, 1987 и др.]. Например, верхнекайнозойские (олигоцен-четвертичные) базальные морены пользуются значительным распространением не только в пределах суши, но и на большой части океанского мелководья (на гляциальных шельфах). По оценке [Goldthwait, 1971], плейстоценовые тиллы покрывают свыше 30% площади континентов, а еще десять или более процентов территории последних подстилается архейско-палеозойскими тиллитами. Базальные морены, как и другие типы собственно ледниковых отложений (абляционные и краевые [Шанцер, 1966] или конечные [Лаврушин, 1980] морены), изучаются на протяжении почти двух веков (обзор приведен в работах [Флинт, 1963; Flint, 1971; Goldthwait, 1971; Лаврушин, 1976; Dreimanis, 1976, 1989 и др.]). Им посвящено множество публикаций, в том числе ряд специальных сборников, например [Till …, 1971; Glacial …, 1976; Основные …,1978; Moraine …, 1979; Genetic …, 1989 и др.], а также крупная монография [Лаврушин, 1976]. Однако проблемы номенклатуры, классификации и процессов образования этих отложений до сих пор не разрешены и дискуссионны. Автор в течение ряда лет изучал базальные морены в восточной части Баренцева моря, на прилегающей суше и в районе Верхней Волги [Эпштейн, 1990; Эпштейн, Гатауллин, 1993; Эпштейн и др., 1983, 2011а, б; Лаврушин, Эпштейн, 2001; Леонов, Эпштейн, 2002 и др.]. Обсуждение вышеупомянутых проблем и, как итог, предлагаемые основы новой схемы типизации базальных морен и составляют предмет настоящей статьи.

ПРОБЛЕМА И ПРИНЦИПЫ ВЫДЕЛЕНИЯ БАЗАЛЬНЫХ МОРЕН КАК ГЕНЕТИЧЕСКОГО ТИПА ЛЕДНИКОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

Базальные морены/тиллы сложены несортированным самого разного размера минеральным веществом, транспортировавшимся в основании ледника (пачке мореносодержащего льда) и представляют собой ледниковые диамиктоны («glacial diamicts» [Drewry, 1986], «diamictons» [Flint, 1971]). Их строение и состав весьма изменчивы. Как правило, диамиктоны состоят их тонкозернистой основной массой (матрикса), содержащей рассеянный грубообломочный материал и отдельные включения (тела) хорошо сортированных глинисто-алеврито-песчаных и других осадков. Состав матрикса диамиктонов варьирует от существенно глинистого до существенно песчаного. Содержание грубообломочного материала колеблется от первых до десятков процентов, его величина достигает размера валунов и глыб. «Инородные» осадки (включения) в диамиктонах образуют непротяженные тела (преимущественно до первых метров) разной формы и мощности. В одних случаях они образуют тонкие (иногда миллиметровые) полосы, в других - достаточно крупные линзовидные тела мощностью до 0.5-1.0 м и более, в третьих - своего рода блоки (мощность до 3-5 м и более). Мелкие включения часто смяты в разного рода складки, а крупные - обычно обнаруживают сложные внутренние пликативные и разрывные нарушения, сохраняя при этом свою первичную слоистую текстуру Содержание включений сортированных осадков в диамиктоне весьма изменчиво по латерали и колеблется от первых процентов и менее до >30-50%. Минимальная роль включений наиболее типична для районов, где диамиктон залегает на скальном ложе. Специфической особенностью базальных морен является наличие в них системы субгоризонтальной отдельности, плоскости которой «облекают» крупный грубообломочный материал и включения сортированных осадков.

Относительно механизма образования охарактеризованных выше диамиктонов нет единой точки зрения. Существуют две основные генетические концепции, различающиеся и подходами к типизации ледниковых диамиктонов: «моногенетическая» и «полигенетическая». В основе «моногенетической» концепции лежит представление о том, что все базальные морены/тиллы сформированы активным ледником и сложены минеральным веществом, которое перенесено ледником и прямо из его подошвы отложено непосредственно на субстрат ([Шанцер, 1966, 1980; Goldthwait, 1971; Лаврушин, 1976, 1980; Lawson, 1979, 1981, 1982, 1989; Лаврушин, Эпштейн, 2000 и др.]. В рамках данной концепции термин «тилл» полностью отвечает своему «традиционному» («traditionally» [Drewry, 1986]) «узкому пониманию» («restrict definition» [Lundqvist, 1989а]). «Моногенетическая» концепция моренообразования в наиболее полной и последовательной форме рассмотрена в работе Ю.А. Лаврушина [1976]. С позиций «полигенетической» концепции разные по строению ледниковые диамиктоны (базальные морены/тиллы) формируются существенно по-разному, в том числе - в водном бассейне при некоторой сортировке минерального вещества [Dreimanis, 1989]. При этом считается, что указанным выше способом, отражающим «моногенетические» представления, образуется лишь один из типов тиллов [Dreimanis, 1989]. Естественно, что в данном случае термин тилл приобретает «широкую» («broad definition» [Dreimanis, Schlüchter, 1985]) трактовку.

Существо «полигенетической» концепции достаточно полно раскрывается в классификациях тиллов, разработанных на ее основе [Dreimanis, 1989; Brodzikovski, van Loon, 1987; Каплянская, Тарноградский, 1993 и др.]. Эти классификационные схемы несколько отличаются друг от друга, но едины в своей концептуальной основе. В максимально полном виде идея о множественности способов тиллообразования воплощена в схеме, разработанной в 1982 г. Комиссией по генезису и литологии четвертичных отложений ИНКВА под руководством А. Дрейманиса [Dreimanis, Schlüchter, 1985; Dreimanis, 1989].

В классификационной схеме Комиссии ИНКВА для выделения типов тиллов предлагается учитывать максимально возможное количество факторов, которые могли влиять на формирование отложений (табл. 1). С учетом этих факторов в данной классификации теоретически может быть выделено по крайней мере тридцать типов тиллов [Lundqvist, 1989а]. Ведущими типами отложений в схеме Комиссии ИНКВА являются 1) «тилл накопления» («lodgement till»), 2) «тилл вытаивания» («melt-out till»), 3) «деформационный тилл» («deforming till»), 4) «тилл сползания» («flow till») и 5) «водный тилл» («waterlain till») [van der Meer et al., 2003]. Тиллы трех первых типов рассматриваются как «первичные», поскольку они возникли в результате высвобождения минерального вещества непосредственно из ледника, при деятельности в основном первичных гляциальных процессов [Dreimanis, 1989]. Первичные тиллы считаются также «базальными» или «субгляциальными» [Dreimanis, 1989]. Тиллы сползания и водный классифицируются как «вторичные», поскольку образуются в процессе переотложения частиц, высвобождаемых изо льда (или переотложения минерального вещества ранее сформированных тиллов), при возможной слабой их сортировке водой [Dreimanis, 1989].

Если исключить из обсуждения вопрос о деформационном тилле (он состоит из материала, не высвобожденного из ледника), то в рассматриваемой классификационной схеме выделение основных типов тиллов, т. е. фациальная (и генетическая) интерпретация ледниковых диамиктонов, фактически базируется на представлении об универсальности механизма формирования «тилла накопления» под активным ледником. Этот способ субгляциального тиллообразования, наиболее последовательно пропагандируемый Г.С. Боултоном [Boulton, 1971, 1976; Boulton, Paul, 1976 и др.], трактуется как процесс исключительно механического, «частица за частицей» высвобождения минеральных образований из базальной пачки мореносодержащего льда (МСЛ) и накопления их на ложе в обстановке таянии льда под давлением. Предполагается, что процесс формирования тилла накопления протекает следующим способом. Обломки, выступающие из днища скользящего по ложу ледника, при трении о ложе в разной степени замедляют свое движение в зависимости от размеров и формы, что создает некоторую сортировку минеральных фрагментов. Упираясь в отдельные неровности ложа или в уже лежащие на ложе обломки, частицы прекращают движение и остаются неподвижными на ложе. В результате столкновения и скучивания обломков образуются относительно плотные скопления.

Cогласно вышеизложенному, отторженцы рыхлых отложений, содержащиеся в базальной пачке МСЛ, не могут сохранить свою целостность при формировании тилла накопления. В процессе такого тиллообразования эти отторженцы полностью разрушаются и уже в виде массы индивидуальных частиц в смеси с другими минеральными фрагментами образуют матрикс ледникового диамиктона. Именно поэтому в схеме Комиссии ИНКВА тилл накопления, который формируется в процессе охарактеризованного выше механического высвобождения минеральных частиц из базального льда и скучивания их на ложе, представляет собой однородный массивный диамиктон с несортированным песчано-алеврито-глинистым матриксом, включающим рассеянный грубообломочный материал, а иногда и небольшие «грязевые пятна» («smudges» [Dreimanis, 1989]) - обособления гомогенной тонкозернистой массы, по структуре отличающейся от матрикса. Однако, как отмечено ранее, в ледниковых диамиктонах достаточно часто присутствуют включения сортированных рыхлых (обычно песчано-алевритовых) осадков. В рамках рассматриваемой «полигенетической» концепции тиллообразования считается, что данные включения возникли исключительно во внутриледниковых или в при -, надледниковых условиях. При этом состав, количество и морфология таких включений играют решающую роль в фациально-генетической типизации ледниковых диамиктонов. Так, в тиллах накопления присутствуют лишь небольшие линзы песчано-алевритовых осадков, которые трактуются как продукты заполнения внутриледниковых временных водных каналов. Ледниковые диамиктоны с достаточно многочисленными мелкими включениями сортированных отложений классифицируются или как тилл сползания, или как водный тилл. Диагностическим признаком тилла сползания считается присутствие в нем включений, образующих складчатые формы. Типичными для водного тилла являются маломощные субгоризонтально вытянутые (полосовидные) включения песчано-алевритовых осадков. Считается, что все включения в тиллах сползания образуются в надледниковой обстановке при эпизодическом размыве кровли тилла, а в водных тиллах - в приледниковом водном (озерном или морском) бассейне в виде самостоятельных прослоев. Сложного строения ледниковый диамиктон, в котором присутствую разного размера, формы и степени дислоцированности включения песчано-алеврито-глинистых и иных отложений, в том числе и несомненные фрагменты осадков ледникового ложа, интерпретируется как тилл вытаивания. Предполагается, что в этом диамиктоне, возникшем из неподвижного ледника при таянии ледниковых масс под влиянием в основном геотермического тепла [Hambrey, 1994], сохраняются текстуры материнского МСЛ.

Классификация тиллов, разработанная Комиссией ИНКВА, вызывает много вопросов и замечаний. Очевидно, что установление геологических факторов, определяющих данную типизацию тиллов (см табл. 1), носит лишь гипотетический характер. Такой важный классификационный признак, как природа включений сортированных осадков, содержащихся в тиллах, оценивается субъективно, без каких-либо доказательств, что отмечено ранее Ю.А. Лаврушиным [1980]. Три из пяти основных типов тиллов вообще не являются собственно ледниковыми образованиями, в понимании Р. Флинта [1963], Е.В. Шанцера, [1966], Е.В. Рухиной [1973] и др. Так, деформационный тилл, к которому отнесены субгляциально дислоцированные осадки ледникового ложа, вообще не является собственно ледниковым осадком и представляет собой гляциотектоническое образование [Лаврушин, 1980; Ehler, 1983; Brodzikovski, van Loon, 1987; Ruszczyńska-Szenajch, 2001 и др.]. Подобная трактовка природы деформационного тилла допускается и одним из ведущих авторов классификации Комиссии ИНКВА (см. табл. 1). Тилл сползания, состоящий из минеральных частиц, переотложенных в субаэральных условиях, является пролювиальным образованием [Lawson, 1982, 1989; Lundqvist, 1989а], а водный тилл - не что иное, как озерно-ледниковый или гляцио-морской осадок [Lundqvist, 1989а].

Весьма спорным является базовое положение рассматриваемой классификации, согласно которому в обстановке активного ледника формируется только тилл накопления. Это положение носит субъективный характер и не подтверждается натурными наблюдениями. Механизм образования тилла «частица за частицей» в условиях движущегося ледника вызывает критику со стороны многих исследователей и считается нереалистичным [Muller, 1983] или маловероятным [Harrison, 1957]. Высказывается представление о том, что образование тилла под активным ледником осуществляется под влиянием геотермического тепла [Hallet, 1981], а также тепла, выделяемого при скольжении ледника по ложу [Drake, 1977], и происходит путем накопления на ложе вытаивающих (высвобождаемых) изо льда частиц без их взаимных перемещений. Преимущественно однонаправленная ориентировка обломков, наблюдаемая и в базальной части движущегося ледника, и в возникшем тилле, свидетельствует об очень плавном переходе стадии переноса минерального вещества в стадию его накопления [Drake, 1977]. Ряд авторов считает, что формирование тиллов под движущимся ледником является более сложным процессом. Например, согласно [Goldthwait, 1971; Lundqvist, 1989а], высвобождение из подошвы активного ледника отдельных частиц и «ледогрунтовых плит» («sheets of ice-debris mix» [Goldthwait, 1971]) может происходить при их сцеплении с ложем в условиях достижения точки таяния льда под давлением, но чаще, очевидно, может осуществляться при осаждении на ложе частиц и «слоев (полос)» внутриледникового материала в результате донного таяния ледника под влиянием геотермического тепла. По мнению [Goldthwait, 1971], комбинацию этих разных предполагаемых процессов тиллообразования, возможно, верно отражает термин «накопление» («lodgement»), отвечающий понятию «накопленная морена» («lodge moraine»), введенному Т.С. Чемберленом [Chamberlin, 1894]. Данные детального микроструктурного изучения ледниковых диамиктонов свидетельствуют о существовании единого способа субгляциального моренообразования: все сформированные ледниками субгляциальные тиллы образуются сходным образом и среди них нельзя выделять такие разновидности, как тиллы накопления и вытаивания [van der Meer et al., 2003].

Решающим аргументом, свидетельствующим о недостаточной обоснованности базового положения классификационной схемы Комиссии ИНКВА и «полигенетической» концепции в целом - представления о формировании под активным ледником исключительно тилла накопления, - является ряд характерных особенностей строения ледниковых диамиктонов и, в первую очередь, наличие в них плитчатости и отторженцев. Присутствие отторженцев в ледниковых диамиктонах - явление, достаточно широко распространенное. К примеру, изученные в разных регионах Европы базальные морены/тиллы, имеющие явные признаки формирования движущимися ледниками, часто содержат разной мощности (иногда более 1-3 м) формы и протяженности включения гравийных, песчано-алевритовых и глинистых и других осадков [Лаврушин, 1976; Lundqvist, 1977; Лаврушин, Эпштейн, 2001; Андреичева, 2002 и др.]. Они обычно дислоцированны, но сохраняют свою первичную слоистую текстуру, а иногда почти ненарушены, как в случае тиллов Германии [Ehler, 1983]. Часть, по крайней мере, этих включений является очевидными фрагментами отложений субстрата [Лаврушин, 1976; Krüger, 1979; Лаврушин, Эпштейн, 2001; Андреичева, 2002 и др.]. В районах, где ледниковое ложе сложено дочетвертичными образованиями, отторженцевая природа почти всей массы включений в базальных моренах, сформированных активными ледниками, не вызывает сомнений [Лаврушин, 1980], как, например, в восточной части Баренцева моря, где ледниковый субстрат представлен рыхлыми и слабосцементированными мезозойскими отложениями [Эпштейн, Гатауллин, 1993, Gataullin et al., 1993; Эпштейн и др., 2011б]. В работах [Ruszczyńska-Szenajch, 1987, 2001] показано, что все тиллы, образованные движущимися ледниками, содержат разного размера отторженцы осадков субстрата. Уместно заметить, что запечатленный на фотографиях диамиктон, который интерпретируется как «водный тилл» [Dreimanis, 1979; Gibbard, 1980], идентичен базальным моренам со слоевидными отторженцами алеврито-песчаных осадков, изображенным в работах [Лаврушин, 1976; Андреичева, 2002], и таковой мореной, на наш взгляд, и является. Подобное можно сказать и о «тилле сплывания», если только он не представляет собой современное пролювиальное образование.

Как уже отмечено, в ледниковых диамиктонах развита система плоскостей субгоризонтальной отдельности или сланцеватости. Эти плоскости «облекают» валуны и другие тела [Virkkala, 1952; Лаврушин, 1976; Lundqvist, 1977 и др.]. Плитчатая отдельность, особенно хорошо выраженная в диамиктонах с существенно алеврито-глинистым матриксом [Flint, 1971] и наиболее отчетливо различимая на подсушенных стенках обнажений [Шанцер, 1966; Лаврушин, 1976; Muller, 1983], является типичной [Dreimanis, 1976; Boulton, 1976 и др.] или даже универсальной [Лаврушин, 1976] особенностью рассматриваемых ледниковых отложений. Относительно природы рассматриваемой отдельности высказываются разные представления. Сторонники «полигенетической» концепции тиллообразования полагают, что в базальных моренах/тиллах этот признак образуется в основном в процессе постседиментационный изменений. Так, по мнению Г.С. Боултона, плитчатая отдельность в тиллах возникает в результате ряда явлений: освобождения осадка от ледниковой нагрузки, сжатия при высыхании, уплотнения благодаря замораживанию и разрывам во время сдвиговых деформаций [Boulton, 1976]. В то же время ряд исследователей, отстаивающих «моногенетическую» концепцию формирования морен/тиллов, считает, что эта особенность ледниковых диамиктонов является закономерной чертой их строения, обусловленной самим механизмом формирования осадков в условиях активного ледника [Virkkala, 1952; Harrison, 1957; Шанцер, 1966; Лаврушин, 1976, 1980; Lundqvist, 1977 и др.]. Данные авторы полагают, что плитчатость (сланцеватость) в ледниковых диамиктонах - реликтовые поверхности сдвигов (срывов), возникавших на границах раздела отдельных слоев или даже пакетов базального МСЛ при их дифференцированном движении в процессе переноса и накопления минеральных частиц [Virkkala, 1952; Harrison, 1957; Лаврушин, 1976, 1980]. Ю.А. Лаврушин [1976] плитчатую отдельность этих отложений рассматривает как их важнейшую гляциодинамическую текстуру, наследующую характер строения материнского МСЛ. О «реликтовом» характере плитчатости в ледниковых диамиктонах свидетельствует наличие на поверхности некоторых плоскостей отдельности отчетливо выраженной притертости [Шанцер, 1966], ледниковой штриховки и зеркал скольжения [Лаврушин, 1976, 1980; Krüger, Marcussen, 1976; Muller, 1983]. Гляциодинамическую природу плитчатости в ледниковых диамиктонах подчеркивает тот факт, что в этих отложениях все уплощенные частицы расположены согласно плоскостям плитчатой отдельности [Harrison, 1957].

Важным аргументом в пользу «моногенетической» концепции морено/тиллообразования следует рассматривать и такой признак ледниковых диамиктонов, как высокая уплотненность (полутвердое-твердое - «жесткое» состояние). Эта особенность данных отложений, подтверждаемая и нами [Эпштейн и др., 2011б], является их обычным, не зависящим от строения, свойством, например [Шанцер, 1966; Goldthwait, 1971], тогда как в рамках «полигенетической» концепции она считается присущей лишь «тиллу накопления» [Dreimanis, 1976, 1989; Boulton, 1976] (подробнее об этом в следующем разделе статьи).

Изложенные данные о характерных литологических особенностях ледниковых диамиктонов, в первую очередь, о развитой в них плитчатой отдельности и наличии отторженцев рыхлых осадков ложа, свидетельствуют о едином механизме их образования, т.е. о большей обоснованности «моногенетической» концепции морено/тилло-образования.

Сторонниками «моногенетической» концепции является российские исследователи, например [Рухина, 1961, 1966, 1973; Шанцер, 1966, 1980; Лаврушин, 1976, 1980; Андреичева, 1992, 2002]. Эту концепцию поддерживает и подавляющее большинство зарубежных специалистов, изучающих обычные «жесткие» («stiff» [Elverhøi, 1984; Anderson et al., 1984; Solheim et al., 1990; Wellner et al., 2001; Heroy, Anderson, 2005]) базальные морены/тиллы на гляциальных шельфах. Такая позиция представляется вполне закономерной и объясняется следующим. При изучении осадочного покрова океанских мелководий используется весьма эффективный метод исследований - сейсмоакустическое профилирование. Оно позволяет выяснить условия залегания и важнейшие особенности внутреннего строения осадочных тел, что в сочетании с данными опробования отложений, дает возможность достаточно объективно решать вопрос о механизме их формирования [Эпштейн, 2012]. В последние годы в установлении генезиса шельфовых осадков значительную роль начинают играть и данные многолучевой гидролокации бокового обзора, позволяющие получить детальное изображение морфологии морского дна [Solheim et al., 1990; Todd et al., 2007; Shaw et al., 2009; Todd, Shaw, 2012 и др.]. Результаты морских работ свидетельствуют о том, ледниковые диамиктоны на разных гляциальных шельфах сформированы налегавшими на ложе активно двигавшимися ледниками. Этот вывод обосновывается в вышеупомянутых работах. «Полигенетическая» концепция рассматривается лишь в единичных исследованиях, например [King, Fader, 1986; King et al., 1991; Hambrey et al., 1991; King, 1993], в которых предлагаются, по нашему мнению, субъективные модели отдельных способов тиллообразования на шельфе.

Российские исследователи и зарубежные авторы, изучающие гляциальные шельфы, для обозначения рассматриваемых ледниковых диамиктонов используют разные термины. Так, в зарубежных работах полутвердые-твердые («жесткие») ледниковые диамиктоны, развитые на гляциальных шельфах, называются «тилл» («till») [Solheim, Kristoffersen, 1984; Josenhans, Zevenhuizen, 1990; Dowdeswell et al., 2007; Evans et al., 2009; Klages et al., 2013 и др.], «базальный тилл» («basal till») [Anderson et al., 1984; Vorren et al., 1984, 1989; Solheim, Pfiman, 1985; Sættem, Hamborg, 1987; Canals et al., 2002 и др.], «субгляциальный тилл» («subglacial till») [Shipp et al., 1999; Canals et al., 2000; Batchelor et al., 2013 и др.]. Российскими авторами для обозначения ледниковых диамиктонов используются следующие термины: «основная морена» [Шанцер, 1966, 1980; Рухина, 1973, Лаврушин, 1976, 1980; Андреичева, 1992 и др.], «базальная (основная) морена» [Лаврушин, Эпштейн, 2000], «морена» [Павлидис и др., 1990, 2001; Дунаев и др., 1995; Лаврушин, Эпштейн, 2001; Murdmaa et al., 2006; Шалаева, Старовойтов, 2010 и др.], а также «моренные отложения» [Рухина, 1960, 1961], «ледниковые отложения» [Медведев, Невесский, 1975; Cтаровойтов и др., 1983; Гатауллин, Поляк, 1990; Костин, Тарасов, 2004; Гайнанов и др., 2005], «основной тилл» [Андреичева, 2002], «тилл» [Андреичева, 2012]. Представляется, что для обозначения рассматриваемого генетического типа ледниковых отложений наиболее точным и корректным является название «базальная морена». Привычный термин «основная морена» не вполне удачен, поскольку определение «основная» означает лишь «главная», «наиболее важная» [Ожегов, 1990]. Понятие «базальная» подразумевает отношение к основанию, расположение у основания [Новейший …, 2007]. Поэтому термин «базальная морена» имеет, на наш взгляд, вполне определенный генетический смысл, поскольку говорит о том, что ледниковый диамиктон сложен минеральными частицами, находившимися в нижней (базальной) части ледника и отложенными на субстрат в стадию моренообразования. Термин «базальная морена» по своей сути весьма близок к первоначальному французскому названию «moraine profonde» (донная морена), позднее, согласно [Флинт, 1963], переведенному на немецкий язык как «grundmoräne» и на английский как «ground moraine». Использование термина «тилл», получившего «широкую» [Dreimanis, Schlüchter, 1985] (полигенетическую, по нашему мнению) трактовку, всякий раз нуждается в пояснении вкладываемого в него смысла.

«МЯГКИЕ» ЛЕДНИКОВЫЕ ДИАМИКТОНЫ КАК НОВЫЙ ТИП БАЗАЛЬНЫХ МОРЕН

Исследования в основном последних 15-20 лет показали, что наряду с охарактеризованными выше обычными «жесткими» ледниковыми диамиктонами встречаются и слабоуплотненные («мягкие») [Adams, 1961; Josenhans et al., 1986; Dowdeswell et al., 2004; Heroy, Anderson, 2005; Эпштейн и др., 2010, 2011б]. Природа последних расценивается по-разному.

Первые прямые геологические сведения о «мягких» моренах (здесь и ниже для обозначения ледниковых диамиктонов используется преимущественно термин «морена») были получены в результате исследований, проведенных в одном из районов Восточной Канады и на шельфе п-ова Лабрадор. Так, в Канаде (провинция Онтарио) возле г. Корнуолл, расположенного на р. Св. Лаврентия, среди плотных «обычных» морен была обнаружена слабоуплотненная «мягкая» морена [Adams, 1961]. По мнению данного автора, эта «мягкая» морена, в отличие от «обычных», не была уплотнена во время накопления. На шельфе п-ова Лабрадор слабоуплотненной является самая молодая (верхняя) морена. Согласно [Josenhans et al., 1986], данная морена сформировалась в результате незначительного уплотняющего воздействия ледника, который, очевидно, находился на плаву, т.е. представлял собой т.н. шельфовый ледник (обоснованность предложенной модели нами не обсуждается). В течение последних 10-25 лет широкое развитие «мягких» морен установлено в Западной Антарктиде под т.н. быстрыми ледяными потоками и на ее шельфе. Однако, в отличие от работ [Adams, 1961; Josenhans et al., 1986], в которых слабая уплотненность морен считается следствием особых условий их накопления, в публикациях по Антарктике «мягкие» морены региона рассматриваются лишь как продукты постседиментационных преобразований, способствовавших разуплотнению первично «жестких» морен [Alley et al., 1986; Blankenship et al., 1987; Engelhardt et al., 1990; Atre, Bentley, 1993; Raymond et al., 2006 и др.]. В связи с этим обсудим вопрос об особенностях процесса уплотнения базальных морен/тиллов.

Уплотнение ледниковых диамиктонов происходит в процессе их субгляциального накопления и заключается, как это свойственно и всем другим осадкам [Гольдштейн, 1952; Ломтадзе, 1957; Мухин, 1968; Skempton, 1970 и др.], в уменьшении их влажности путем удаления (отжатия) поровых вод под воздействием гравитационного фактора. Под влиянием ледниковой и/или литостатической нагрузки эти отложения последовательно меняют свое физическое состояние - консистенцию (текучая-пластичная-твердая), определяемую величиной показателя текучести (табл. 2), и соответственно увеличивают значения своего важнейшего прочностного параметра - сопротивления сдвигу (в кПа) (см. шкалы на рис. 1). Для тех ледниковых диамиктонов, которые по своим водно-физическим свойствам соответствуют глинам (см. табл. 2), применимы принятые для последних следующие категории осадков: недоуплотненные, нормально уплотненные, переуплотненные [Гольдштейн, 1952; Мухин, 1968; Skempton, 1970]. При этом нормально уплотненные отложения имеют степень консолидации, которая отвечает литостатической нагрузке и закономерно увеличивается сверху вниз по разрезу в соответствии с ростом мощности и соответственно давления перекрывающих осадков. На примере показателя текучести такая зависимость эмпирически установлена и графически изображена в работе А.В. Скемптона [Skempton, 1970]. Переуплотненные отложения испытали нагрузку, превышающую нынешнюю литостатическую [Гольдштейн, 1952; Skempton, 1970]. Обычное полутвердое-твердое состояние базальных морен следует рассматривать как переуплотненное [Mickelson et al., 1979; Эпштейн и др., 2010, 2011б и др.] (см. рис. 1). Принято считать, что переуплотненное состояние базальных морен/тиллов - следствие воздействия ледниковой нагрузки, которая, однако, определяется не только мощностью (весом) ледника, но и возможностью удаления поровых вод из формирующихся гляциальных осадков. Дело в том, давление ледника на ложе и, т.о. уплотнение ледниковых диамиктонов, снижается при затрудненном дренаже (оттоке) талых вод [Moran, 1971; Mickelson et al., 1979 и др.]. Поэтому в ряде разрезов среди переуплотненных морен вышележащие несколько более консолидированы, чем залегающие ниже [Mickelson et al., 1979]. Как отмечено выше, ряд сторонников «полигенетической» концепции тиллообразования полагает, что переуплотненное состояние имеют лишь «тиллы накопления» и связано это не столько с ледниковой нагрузкой, сколько с самим механизмом их формирования. Эти авторы считают, что высокая уплотненность отложений обусловлена движением минеральных частиц по ложу и их механическим скучиванием, когда мелкие фрагменты заполняют поры между более крупными [Dreimanis, 1976, 1989; Boulton, 1976; Boulton, Paul, 1976]. При этом, в отличие от [Moran, 1971; Mickelson et al., 1979 и др.], во всех случаях допускается свободное удаление поровых вод из уплотняющегося тилла [Muller, 1983]. Базируясь на представлениях об исключительности процесса образования «тилла накопления» под активным ледником, Дж. Боултоном с соавторами была проанализирована уплотненность морены у края одного из ледников Исландии [Boulton, Dent, 1974; Boulton et al., 1974]. Сравнительно слабая уплотненность морены в верхней части изученного разреза была объяснена тем, что эти осадки, вероятно, подверглись дилатансии (увеличению объема) при субгляциальной деформации. Такой вывод не может быть признан корректным при отсутствии прямых геологических данных, обосновывающих это заключение, а также по той причине, что проведено сравнение уплотненности гранулометрически разных частей разреза морены. Верхи морены, содержащие почти в 2 раза больше алеврито-глинистых частиц, должны иметь и более низкие прочностные показатели [Easterbrook, 1964; Фролов, Короткий, 1983; Iverson et al., 1997 и др.]. Однако, в связи с авторитетностью Г.С. Боултона как исследователя четвертичных ледниковых отложений, его представление о том, морены, сформированные активными ледниками (исключительно «тиллы накопления»), могут быть слабоуплотненными лишь в результате последующей дилатансии [Boulton, Dent, 1974; Boulton et al., 1974; Boulton, 1976], было некритически воспринято целым рядом исследователей, в том числе и теми, кто позднее изучал ледниковые отложения Антарктики.

В работах, проведенных в Западной Антарктиде и на ее шельфе, почти единодушно, без какого-либо обоснования фактическим материалом, высказывается мнение о том, что развитые здесь «мягкие» морены являются субгляциально деформированными. Вначале со ссылками на указанные выше работы Г.С. Боултона, а потом и без них, слабоуплотненные морены региона стали называться «деформирующимися» («deforming» [Alley et al., 1986; Blankenship et al., 1987; Heroy, Anderson, 2005]), «деформационными» («deformation» [Canals et al., 2000; Wellner et al., 2001; Dowdeswell et al., 2004 и др.]), «способными деформироваться» («deformable» [Howat, Domack, 2003]), «испытавшими дилатансию» («dilated till», «dilatant till» [Engelhardt et al., 1990; Atre, Bentley, 1993; Ó Cofaigh et al., 2005; Raymond et al., 2006 и др.]). Лишь в одной работе [Tulaczyk et al., 1998] была допущена возможность образования такой слабоуплотненной морены (вскрыта бурением под одним из быстрых ледяных потоков Западно-Антарктического ледникового щита) непосредственно изо льда. «Мягкие» морены, подобные антарктическим, установлены нами в восточной части Баренцевоморского шельфа [Эпштейн и др., 2010, 2011а, б].

Проведенный анализ геолого-геофизической информации (по Западной Антарктиде привлечен и гляциологический материал [Эпштейн и др., 2010]) позволил сделать вывод, что «мягкие» морены/тиллы Антарктики и Баренцева моря принадлежат к особому, не выделявшемуся ранее типу базальных морен/тиллов [Эпштейн и др., 2010, 2011а, б]. Слабая уплотненность этих отложений является их первичным свойством, связанным со специфичностью условий в зоне их накопления. Подробная характеристика «мягких» морен специально дается ниже, вслед за описанием обычных морен, чтобы отчетливее показать их своеобразие.

ОСНОВЫ НОВОЙ КЛАССИФИКАЦИИ БАЗАЛЬНЫХ МОРЕН

Помимо состояния уплотненности, обычные («жесткие») базальные морены/тиллы и «мягкие» различаются многими литологическими особенностями. Для обычных морен характерно сложное изменчивое строение (краткое общее описание дано в начале статьи), наличие гляциодинамических, по Ю.А. Лаврушину [1976], текстур. Отсутствие последних и однородное сложение (без включений «инородных» сортированных осадков) являются специфической особенностью «мягких» морен [Эпштейн и др., 2010, 2011б]. Значительные различия между обычными и «мягкими» базальными моренами обусловлены особенностями их образования в обстановке разных термальных зон (районов) ледникового ложа [Эпштейн и др., 2010, 2011б]. Это дает основание рассматривать данные морены в качестве самостоятельных сообществ - комплексов фаций морен. Предлагается выделять «комплекс фаций морен с гляциодинамическими текстурами» (обычные морены) и «комплекс фаций М-морен» («мягкие» морены).

Однако прежде, чем обсуждать вопрос об условиях образования базальных морен разных комплексов фаций, следует кратко остановиться на представлениях об общей термозональности ложа ледниковых покровов. Модели термической зональности ложа современных ледниковых щитов (Гренландского и Антарктического) и плейстоценовых ледниковых покровов Северного полушария разработаны для фазы их стационарного состояния и созданы главным образом на основе теоретических и математических построений [Sugden, 1977, 1978; Hughes, 1981, 1998 и др.]. В одной из наиболее простых моделей под центром ледникового покрова существует внутренняя талая термальная зона, которая зоной замораживания отделена от внешней (краевой) мерзлой зоны. В более сложной модели, например [Sugden, 1977], к вышеупомянутым термальным зонам добавляется внутренняя мерзлая, обрамленная зонами замораживания и оттаивания, и внешняя талая зона, которая внешней зоной замораживания отделена от краевой мерзлой зоны. Имеются и другие варианты термозональности ледникового ложа, например [Hughes, 1981]. Термальные зоны ложа имеют сложное, неоднородное строение [Hughes, 1998] (рис. 2), ширина каждой из них может составлять до сотен и более километров. При движении ледника от центральной области щита к периферии температурный режим его придонной части меняется в соответствии с характером термальных зон ложа, которые он пересекает. Придонный лед имеет температуру таяния в талой термальной зоне, отрицательную - в мерзлой и меняющуюся в пределах этих значений - в зонах оттаивания и замораживания. В связи с характером термальных зон ложа ледником осуществляется тот или иной род геологической деятельности: эрозия ложа, мобилизация, перенос и накопление минерального вещества субстрата [Sugden, 1977; Hughes, 1981, 1998].

Комплекс фаций морен с гляциодинамическими текстурами

Как и другие исследователи [Sugden, 1977; Hughes, 1981], придерживающиеся «традиционных» («моногенетических») представлений о моренообразовании, полагаем, что обычные базальные морены формируются в термальной зоне оттаивания ледникового ложа, где придонная часть ледника в основном имеет температуру, приближающуюся к точке таяния под давлением. Ледник пересекает базальную термальную зону оттаивания, двигаясь от мерзлой зоны к талой. Как представляется, процесс моренообразования происходит следующим образом. В движущемся леднике базальная пачка МСЛ характеризуется обилием слоев с высоким содержанием минеральных частиц и по существу является ледогрунтовым образованием [Лаврушин, 1976, 1980; Лаврушин, Эпштейн, 2000]. В отдельных слоях концентрация частиц может быть столь высока, что лед заполняет лишь интерстиции между ними, как это наблюдается иногда в ледниках, например, Шпицбергена [Boulton, 1970] или Аляски [Lawson, 1979]. В пачке МСЛ присутствует и крупный грубообломочный материал (до валунов и глыб прочных пород), и тела отторженцев рыхлых и слабо литифицированных осадков ложа. Во время движения ледника от его подошвенной части при усиленном сцеплении с ложем отделяются «пластины» МСЛ и временно или окончательно остаются на ложе [Virkkala, 1952; Harrison, 1957; Лаврушин, 1976, 1980; Лаврушин, Эпштейн, 2000]. Кровлей каждой такой «пластины» служит зона субгоризонтального сдвига, возникающая в одном из прослоев чистого льда пачки МСЛ и сопровождающаяся его плавлением [Virkkala, 1952; Harrison, 1957; Лаврушин, 1976]. Образование гляциодинамических сдвигов по прослоям именно чистого льда объясняется меньшей прочностью последнего сравнительно со слоями, содержащими минеральные частицы [Virkkala, 1952; Евтеев, 1964; Шумский, 1969; Лаврушин, 1976], что подтверждается и экспериментально [Евтеев, 1964; Цытович, 1973]. В подошвенной пачке МСЛ какие-то зоны гляциодинамического сдвига могли быть сформированы еще до стадии моренообразования - в стадию переноса минеральных частиц. Вслед за [Лаврушин, 1976, 1980], полагаем, что основная часть наблюдаемых в ледниковых диамиктонах плоскостей отдельности с зеркалами скольжения и штриховкой возникла на стадии образования морены. В это время, при периодическом отслаивании ледогрунтовых пластин от подошвенной части движущегося ледника, на ложе наращивается ледогрунтовая толща, подвергающаяся медленному таянию в основном под действием геотермического тепла [Virkkala, 1952; Harrison, 1957; Лаврушин, 1976, 1980; Muller, 1983; Лаврушин, Эпштейн, 2000]. В итоге ледогрунтовая толща превращается в ледниковый диамиктон, сохраняющий все важнейшие особенности материнского МСЛ, в том числе отторженцы, ориентировку частиц и следы реликтовых поверхностей гляциодинамического, по [Лаврушин, 1976], сдвига (срыва) [Virkkala, 1952; Harrison, 1957; Лаврушин, 1976, 1980; Лаврушин, Эпштейн, 2000], что подтверждают результаты наблюдений, проведенных на окраине одного из ледников Аляски [Lawson, 1979, 1981]. Субгляциально формирующийся ледниковый диамиктон приобретает переуплотненное состояние. Это также, на наш взгляд, обусловлено замедленным таянием ледовой компоненты в накопившейся ледогрунтовой толще. Дело в том, что в такой обстановке поступление субгляциальных талых вод столь замедлено, что под воздействием ледниковой нагрузке из формирующихся ледниковых диамиктонов удаляется бóльшая часть возникающих поровых вод при разных (даже весьма затрудненных) условиях дренажа [Эпштейн и др., 2010, 2011б]. Примером переуплотненных обычных базальных морен могут служить морены восточной части Баренцева моря (см. рис. 1). Следует подчеркнуть, что все они содержат отторженцы [Эпштейн и др., 2010, 2011б].

Существует огромное количество публикаций, посвященных моренам. Работы последних десятилетий связаны в основном с изучением разных морфологических типов морен, сформированных активными ледниками. Рассматриваются особенности строения, общих условий образования этих форм [Zilliacus, 1989; Eklund, Hart, 1996; Hätterstrand, Kleman, 1999; Lukas, 2005 и др.], а также закономерности их пространственного распределения [Gray, Lauriol, 1985; Evans et al., 2008; Shaw et al., 2009; Stokes et al., 2008; Todd, Shaw, 2012 и др.]. Как правило, вопрос о механизме извлечения минерального вещества из подошвенной части ледника, т.е. о механизме собственно моренообразования, в этих публикациях не обсуждается. Предметом дискуссий являются, главным образом, вопросы природы тех или иных моренных форм, например, друмлинов [Hanvey, 1989; Knight, 1997; Hätterstrand et al., 2004; Hiemstra et al., 2011 и др.] или ребристых морен [Lundjvist, 1989б; Bouchard, 1989; Sarala, 2006; Lindén et al., 2008; Sutinen et al., 2010 и др.]. При этом все используемые ныне схемы типизации обычных морен были разработаны в 60–70-ые годы, когда общепринятой была «традиционная», по [Drewry, 1986], «моногенетическая» концепция моренообразования. Возникшие в это время классификации морен можно условно подразделить на «морфологические», где типизируются формы моренного рельефа, и на «литологические», в которых внимание акцентируется на особенностях состава и строения морен.

В наиболее полных «морфологических» классификациях моренные формы подразделяются на 3 основные группы: линейные, ориентированные 1) согласно с направлением течения льда, 2) перпендикулярно ему, и 3) нелинейные формы с грядово-западинным рельефом [Prest, 1968; Aario, 1977]. В первой группе выделяются друмлины или друмлизированные морены [Prest, 1968] и изборожденные морены или флютинг-морены [Лаврушин, 1976], а во второй - ребристые или Роген морены [Lundqvist, 1969, 1989б] и морены Де Геера. Все эти морфологические типы морен выделяются также Я. Лундквистом [Lundqvist, 1977, 1981].

Относительно принципов «литологической» типизации морен нет единой точки зрения. Предлагается использовать разные особенности этих отложений. В качестве таких признаков, в первую очередь, называются гранулометрический и минералого-петрографический состав отложений [Рухина, 1961, 1966; Lundqvist, 1977 и др.]. Кроме того, как самостоятельные классификационные показатели ледниковых диамиктонов рассматриваются особенности их строения (наличие сланцеватости, присутствие включений рыхлых осадков ложа) [Lundqvist, 1977]. Единственная полная схема фациальной типизации обычных базальных морен разработана Ю.А. Лаврушиным [1976]. В этой схеме выделяются динамические фации морен (используется термин «основные» морены), которые связаны с особенностями движения базальной части ледника: послойно-пластического течения льда и производного от него режима движения льда по поверхностям внутренних сколов (надвигов). Основу классификации составляют группы фаций монолитных и чешуйчатых морен. В первой группе выделены и подробно охарактеризованы фациальные типы морен: сланцеватая, плитчатая, флютинг-морена, а во второй - фациальные типы морен: чешуйчатая, ребристая и сетчато-ячеистая.

Комплекс фаций М-морен

Морены данного, впервые выделяемого комплекса фаций, обладают отчетливо выраженной отличительной особенностью - массивным сложением при отсутствии гляциодинамических текстур и отторженцев. Вполне логично было бы назвать эти морены «массивными». Однако, как отмечено в работе [Эпштейн и др., 2010], «массивной» названа одна из предположительно существующих разновидностей монолитных морен [Лаврушин, 1976]. В связи с этим рассматриваемые морены, важным специфическим признаком которых является первичное слабоуплотненное состояние, получили название «М-морены» (от лат. «мягкий» - «mitis») [Эпштейн и др., 2010]. Поскольку комплекс М-морен является новым, ниже дается характеристика составляющих его фациальных типов морен.

Судя по материалам, полученным в Западной Антарктиде, М-морены формируются на участках талого ледникового ложа. Положение этих немногочисленных районов в обширных термальных зонах оттаивания ледникового ложа (зонах накопления обычных морен) или во внешних зонах замораживания ледникового ложа, как в Антарктиде [Hughes, 1981, 1998] (см. рис. 2), определяется особенностями динамического и термального режима ледникового покрова. Судя по [Anandakrishnan, Alley, 1997; Parizek, Alley, 2002; Joughin et al., 2003, 2004], образование и стабильное положение участков талого ледникового ложа обусловлено, наряду с другими факторами, в основном постоянным подтоком в эти участки субгляциальных талых вод из внутренних областей ледникового щита. Следует заметить, что движение талых вод под ледником не связано с рельефом ложа и контролируется региональным (отчасти локальным) гидравлическим градиентом, отвечающим направлению движения ледниковых масс (уклону поверхности ледника). Препятствием для их движения могут быть лишь выступы ложа, встречные склоны которых имеют крутизну, превышающую уклон поверхности ледника более чем в 10 раз [Oswald, Robin, 1973; Ridley et al., 1993; Bindschadler, Choi, 2007]. Состояние придонной части ледника и субгляциальную обстановку на участках образования М-морен достаточно полно, на наш взгляд, характеризуют данные, полученные в результате сейсмических и буровых работ в районе Западно-Антарктического быстрого ледяного потока, получившего название В [Alley et al., 1986, 1989; Engelhardt et al., 1990 и др.] (см. рис. 2). Здесь под 1000-метровой толщей льда залегает слой водонасыщенного однородного ледникового диамиктона. Ледник у подошвы находится в состоянии таяния под давлением (–0.7°С) и под ним в основном, по-видимому, в виде тонкой пленки существуют талые воды. Из-за затрудненности дренажа последних нагрузка веса ледника («нормальное» давление, по [Moran, 1971]), составляющая 90 бар, воздействует в первую очередь и почти исключительно на талые воды и поровые воды в субгляциальном ледниковом диамиктоне, создавая в них очень высокое давление («противодавление»). Это обстоятельство резко снижает уплотняющее влияние ледника на ложе - на ледниковый диамиктон. Давление («эффективное», по [Moran, 1971]) на ложе чрезвычайно мало и оценивается в ~ 0.5 бар [Alley et al., 1986; Blankenship et al., 1987] или 0.3–1.6 бар [Engelhardt et al., 1990].

Представляется, что на участках талого ледникового ложа в обстановке, подобной охарактеризованной выше, базальное моренообразование происходит следующим образом. От подошвенной части движущегося ледника отделяются и остаются на ложе отдельные частицы, чрезвычайно небольшие талые ледогрунтовые массы и очень мелкие фрагменты отторженцев рыхлых отложений. В результате на ложе формируется водонасыщенный массивный ледниковый диамиктон, в котором отсутствуют следы текстурных особенностей материнского МСЛ и обособления «инородных» сортированных осадков. Вместе с тем, в этих отложениях сохраняется вертикальная неоднородность вещественного состава, унаследованная от материнского МСЛ. Так, для разрезов М-морен, многочисленными скважинами вскрытых в восточной части Баренцева моря, характерно незакономерное изменение содержания грубообломочного материала, а также состава и количества остатков плейстоценовых и мезозойских фораминифер. В М-морене, вскрытой под быстрым ледовым потоком В Западной Антарктиды, установлена неоднородность вертикального распределения микрофоссилий [Scherer et al., 1998; Tulaczyk et al., 1998].

При отсутствии ощутимого давления ледника на ложе уплотнение ледникового диамиктона происходит так же, как и всех других бассейновых осадочных образований, - под влиянием литостатической нагрузки. Поэтому ледниковый диамиктон приобретает нормально уплотненное состояние. Именно такое состояние, в отличие от обычных морен, свойственно М-моренам восточной части Баренцева моря [Эпштейн и др., 2010, 2011б] (см. рис.1). Уплотнение под влиянием перекрывающей литостатической нагрузки допускается для морены (сопротивление сдвигу составляет первые кПа (ср. рис. 1)), исследованной под быстрым ледяным потоком В Западной Антарктиды [Tulaczuk et al., 2001]. Слабоуплотненная «мягкая» морена Западно-Антарктического шельфа имеет величину сопротивления сдвигу обычно <20-30 кПа [Wellner et al., 2001; Dowdeswell et al., 2004; Heroy, Anderson, 2005; Ó Cofaigh et al., 2005], что позволяет оценить ее состояние в основном как текучее (см. табл. 2 и шкалы на рис. 1). Для морены характерна общая тенденция увеличение консолидации вниз по разрезу [Dowdeswell et al., 2004; Ó Cofaigh et al., 2005] (рис. 3), что свидетельствует, на наш взгляд, о литостатическом (нормальном) уплотнении этого ледникового диамиктона. Несколько повышенная степень консолидации, иногда встречающаяся у кровли «мягкой» морены, объясняется локальным уплотняющим воздействием ледника в завершающую стадию формирования последней [Ó Cofaigh et al., 2005].

Свойственные М-моренам особенности, обусловленные условиями их формирования, такие как однородное строение и своеобразный характер кровельной поверхности - позволяют уверенно диагностировать их на гляциальных шельфах. Развитые на Баренцевоморском шельфе [Старовойтов и др., 1983; Гатауллин, Поляк, 1990; Gataullin et al., 1993; Старовойтов, 1999, 2002; Эпштейн и др., 2011б] и на шельфе Западной Антарктиды [Dowdeswell et al., 2004; Heroy, Anderson, 2005; Ó Cofaigh et al., 2005, 2008] ледниковые диамиктоны, относимые нами к М-моренам [Эпштейн и др., 2010], своим акустически «прозрачным» типом записи (почти полное отсутствие внутренних отражений) существенно отличаются от окружающих обычных морен, для которых характерен «хаотический» типом волновой картины (короткие разнонаправленные некоррелируемые отражения). Представляется, что эти различия акустических свойств морен обусловлено массивным (однородным) сложением М-морен, что исключает заметные перепады акустической жесткости в пределах их тел, тогда как обычные морены характеризуются сложной пространственно изменчивой текстурой [Эпштейн и др., 2010, 2011б]. Кроме того, от обычных морен с неровной холмисто-западинной кровлей М-морены отличаются выровненной пологоволнистой обычно выпуклой, в целом, кровельной поверхностью. Благодаря специфическим особенностям сейсмоакустической записи и морфологии кровли М-морен, в восточной части Баренцевоморского шельфа установлены латеральные взаимоотношения между одновозрастными (верхневалдайскими) М-моренами и обычными моренами [Эпштейн и др., 2010, 2011а].

Комплекс фаций М-морен включает фации морен Антарктического и Баренцевоморского типов. Они характеризуют разные обстановки формирования ледниковых диамиктонов и различаются особенностями залегания.

К фации морен Антарктического типа относятся «мягкие» морены Западной Антарктиды и ее шельфа. Как уже упоминалось, в Западной Антарктиде «мягкие» морены развиты под быстрыми ледяными потоками в краевой зоне ледникового щита (см. рис. 2). Такая морена, на глубину 1-3 м вскрытая буровой скважиной под быстрым ледяным потоком В, представлена водонасыщенным массивным ледниковым диамиктоном [Engelhardt et al., 1990; Tulaczuk et al., 1998]. Mорена достигает мощности 13 м [Alley et al., 1987] и имеет относительно выровненную кровлю [Rooney et al., 1987; Alley, 1989]. О размерах ареалов развития этих морен косвенно можно судить по площади, занимаемыми отдельными быстрыми ледяными потоками Западно-Антарктического ледникового щита. Последние, согласно [Engelhardt et al., 1990], имеют ширину 30-50 км и длину 300-500 км.

«Мягкие» морены Западно-Антарктического шельфа выявлены, в первую очередь, благодаря наличию у них морфологически специфической кровли с явными признаками ледникового происхождения. Именно данное обстоятельство послужило основанием для того, чтобы эти слабоуплотненные массивные диамиктоны, которые ранее рассматривались как гляциоморские образования [Licht et al., 1999], были признаны аналогом морен, установленных под быстрыми ледяными потоками Антарктиды [Heroy, Anderson, 2005]. На шельфе «мягкие» морены перекрыты маломощным (в основном <1 м) слоем голоценовых морских осадков, в связи с чем форма их кровли прямо выражается в рельефе морского дна. Детальные изображения морфологии морского дна, полученные с помощью многолучевой гидролокации бокового обзора, показывают, что кровля рассматриваемых морен образует систему сопряженных линейно вытянутых гряд и понижений, имеющих вертикальную амплитуду ~ 2-6 м, ширину 130-400 м, длину 10-17 км [Ó Cofaigh et al., 2002; Dowdeswell et al., 2004] (рис. 4), а иногда и более крупные размеры [Canals et al., 2000; Ó Cofaigh et al., 2003]. Эти особенности морфологии кровли «мягких» морен считаются проявлением т.н. мегамасштабной ледниковой линейности [Clark, 1994]. Согласно данным непрерывного сейсмоакустического профилирования, «мягкие» морены при наличии у них пологоволнистой линии кровли обладают акустически отчетливо выраженной ровной эрозионного типа подошвой, отделяющей их от подстилающих обычных (переуплотненных) базальных морен (рис. 5). Мощность «мягкой» морены достигает 15-20 м, участками - 30-35 м [Dowdeswell et al., 2004]. Судя по особенностям распространения мегамасштабной ледниковой линейности на поверхности морского дна Западно-Антарктического шельфа (рис. 6), «мягкие» морены присутствуют здесь во всех ледниковых желобах [Heroy, Anderson, 2005]. Ареалы их развития, в виде полос протягивающиеся к бровке шельфа (см. рис. 6), достигают величины 25 × 100 км [Canals et al., 2000] и более [Dowdeswell et al., 2004]. Представляется, что, как и в случае флютинг-морен [Лаврушин, 1976; Shaw, 1980], формирование М-морен Антарктического типа, имеющих охарактеризованную выше специфическую морфологию кровли, происходило в обстановке сравнительно ускоренного («струйного») ледникового потока, в котором существовали условия поперечного сжатия.

Следует отметить, что как аналог «мягких» морен Антарктического типа рассматриваются осадки, которые в результате геофизических исследований недавно выявлены в одном из ледниковых желобов на шельфе северо-восточной Гренландии [Evans et al., 2009].

Исследованные М-морены Баренцевоморского типа [Эпштейн и др., 2011а, б] слагают два т.н. «акустически прозрачных тела» (АПТ) [Старовойтов и др., 1983; Аксенов и др., 1987; Старовойтов, 1999, 2002], которые являются самыми крупными из тех, что встречаются в разных частях Баренцевоморского гляциального шельфа (рис. 7). Одно из изученных тел залегает в Центральной впадине, другое - на Мурманской банке. Это мощные (до 60-70 м) положительные аккумулятивные образования, имеющие удлиненно-эллипсовидную в плане форму и достигающие размеров 100-110 х >280-300 км. М-морены вместе с окружающими одновозрастными обычными моренами (с «хаотическим» типом сейсмоакустической записи) слагают единый горизонт ледниковых отложений - верхневалдайский сейсмостратиграфический комплекс, являясь его сейсмофациями [Эпштейн и др., 2010, 2011а, б] (рис. 8). АПТ имеют ровную кровлю, чем отчетливо выделяются среди окружающих обычных морен с холмистой линией кровли. Подошвенная граница АПТ субгоризонтальная, кровля в целом слабовыпуклая, реже субгоризонтальная (см. рис. 8), в краевых частях «тел» иногда осложненная мелкими пологими неровностями, которые напоминают элементы мегамасштабной ледниковой линейности и вытянуты согласно удлинению АПТ. С одновозрастными обычными моренами М-морены связаны зонами сейсмофациального перехода шириной до нескольких километров, в которых происходит изменение типа сейсмоакустической записи и морфологии кровли морены (см. рис. 8). М-морены представлены массивными нормально уплотненными (см. рис. 1) ледниковыми диамиктонами, которые практически лишены отторженцев, характерных для окружающих обычных (переуплотненных) одновозрастных и более древних морен. Лишь на периферии АПТ в отдельных интервалах разреза М-морены содержат единичные мелкие включения мезозойских отложений. Сложенные М-моренами АПТ, залегающие в пределах разных морфологических элементов ложа, были сформированы во внутренней части поздневалдайского ледникового покрова, распространенного на всем Баренцевоморском гляциальном шельфе, вплоть до его бровки [Эпштейн и др., 2011б].

На наш взгляд, М-морены имеют более широкое распространение, чем это установлено в настоящее время. Примером объектов, возможно, представляющих собой М-морены, могут служить АТП, которые, будучи по своим сейсмоакустическим и морфологическим особенностям аналогичны изученным в Центральной впадине и на Мурманской банке, распространены в других районах Баренцевоморского шельфа [Эпштейн и др., 2010, 2011а, б]. Эти тела, один из поперечников которых колеблется от 15-20 км до 50-100 км, выявлены и в восточной части данного шельфа [Гайнанов и др., 2005; Костин, 2005; Эпштейн и др., 2011б], и в западной (здесь они называются «акустически прозрачные линзы/осадки») [Solheim, Kristoffersen, 1984; Kristoffersen et al., 1984; Elverhøi et al., 1990; Solheim et al., 1990 и др.] (см. рис. 7). АПТ встречаются также в северной части Карского моря (устное сообщение В.Г. Гайнанова). Возможно, М-морены развиты на шельфах п-ова Лабрадор (Восточная Канада) и о. Баффинова Земля (Северо-Восточная Канада). На шельфе Лабрадора, как отмечено ранее, самая молодая морена слабо уплотнена [Josenhans et al., 1986]. Подробные данные о характере распространения этой морены отсутствуют, но на имеющихся в работе [Josenhans et al., 1986] иллюстрациях, хотя и весьма мелкомасштабных, обращает на себя внимание ровная поверхность ее кровли. На шельфе о. Баффинова Земля в составе сложно построенного «комплекса ледниковых отложений шельфа Баффина» выделяется весьма своеобразный подтип Б [Praeg et al., 1986]. Отложения этого подтипа своим акустическим характером, неслоистым - «прозрачным», по нашему мнению, существенно отличаются от осадков другого подтипа (А) данного комплекса, который представлен несколькими моренами с обычным «хаотическим» типом сейсмоакустической записи [Praeg et al., 1986]. На внутреннем-среднем шельфе отложения подтипа Б образуют три мощных (до 100 м) положительных «мореноподобных аккумулятивных образования» [Praeg et al., 1986] изометричной и эллипсовидной в плане формы размером от 30 × 40 км до 40 × 90 км с ровной полого-выпуклой кровлей (рис. 9). Осадки, слагающие эти аккумулятивные формы, должным образом не изучены, не выяснены и их взаимоотношения с отложениями подтипа А [Praeg et al., 1986]. Однако фрагмент одного из сейсмоакустических профилей, содержащихся в работе [Praeg et al., 1986], позволяет полагать, что осадки подтипа Б одновозрастны с самой молодой (верхневалдайской) мореной подтипа А и связаны с ней зоной латерального перехода шириной 1-1.5 км. В качестве еще одного примера возможного ареала развития М-морен можно рассматривать уже упоминавшийся район возле г. Корнуолл (Восточная Канада), где установлена «мягкая» морена [Adams, 1961]. В свете вышеизложенного о морфологических особенностях кровли М-морен, особо примечательно то обстоятельство, что на участке развития этой «мягкой» морены наблюдается весьма ровный рельеф местности, тогда как окружающие «обычные» морены образуют грядовые формы [Adams, 1961].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Базальные морены/тиллы - важнейший генетический тип ледниковых отложений. Они представляют собой ледниковые диамиктоны, которые обычно состоят из сравнительно тонкозернистого матрикса с рассеянным грубообломочным материалом (до валунов, глыб) и разной формы и величины включениями сортированных рыхлых осадков, часто являющихся несомненными фрагментами отложений ледникового ложа. Относительно природы этих ледниковых диамиктонов существуют две концепции: «моногенетическая» и «полигенетическая». Согласно первой, все литологически разнообразные ледниковые диамиктоны образованы активным ледником и сложены минеральными частицами, перенесенными ледником и отложенными из его подошвы непосредственно на субстрат. В соответствии с «полигенетической» концепцией, нашедшей отражение в соответствующих классификациях тиллов, разные по строению ледниковые диамиктоны (тиллы) имеют неодинаковую природу и могут формироваться даже в водной среде при незначительной сортировке минеральных частиц. Основополагающим положением данной концепции является представление о том, что из переносимых активным ледником минеральных компонентов на ложе образуется исключительно однородный ледниковый диамиктон - «тилл накопления». Как предполагается, формирование этого тилла осуществляется следующим образом. В условиях таяния под давлением придонного МСЛ из него за счет сцепления с ложем «частица за частицей» высвобождаются минеральные компоненты. Перемещаясь по ложу, частицы сталкиваются друг с другом, скучиваются, образуя скопления. С позиции «полигенетической» концепции, ледниковые диамиктоны с разными по размеру включениями «инородных» (сортированных) осадков и неоднородной текстурой интерпретируются как «тиллы вытаивания». Их образование связывается с неактивным (стагнирующим) ледником и рассматривается как результат пассивного таяния базальной пачки МСЛ под влиянием геотермического тепла. Базовый элемент этой концепции - абсолютизация одного из теоретически возможных способов субгляциального моренообразования (формирование «тилла накопления») в условиях активного ледника - вызывают критику со стороны многих исследователей, справедливость которой подтверждается фактическими данными - особенностями строения ледниковых диамиктонов. К ним, в первую очередь, относится частое присутствие в базальных моренах/тиллах, сформированных активными ледниками, явных фрагментов рыхлых отложений ледникового ложа, а также практически повсеместное наличие систем субгоризонтальных плоскостей отдельности. Такие плоскости, на поверхности которых иногда наблюдаются зеркала скольжения и ледниковая штриховка, представляют собой реликтовые зоны сдвигов (срывов), возникших в базальной пачке МСЛ во время переноса и накопления минеральных компонентов. О гляциодинамической природе этих плоскостей отдельности свидетельствует и то обстоятельство, что в ледниковых диамиктонах все уплощенные частицы закономерно расположены согласно этим поверхностям.

С позиции «моногенетической» концепции морено/тиллообразования, объективность которой, как уже отмечено, обосновывается фактическим материалом, формирование литологически разнообразных (обычных) ледниковых диамиктонов происходит в термальной зоне оттаивания ледникового ложа и осуществляется следующим образом. При сцеплении движущегося ледника с ложем в его подошвенной части возникают зоны гляциодинамического срыва, за счет которых пластинообразные фрагменты пачки МСЛ отслаиваются от ледника и остаются на ложе. Медленное таяние накопившихся на ложе ледогрунтовых масс под действием геотермического тепла, во-первых, обеспечивает сохранение в ледниковых диамиктонах основных гляциодинамических текстур материнского МСЛ и отторженцев и, во-вторых, способствует эффективному удалению возникающих субгляциальных талых и поровых вод под действием ледниковой нагрузки, что приводит к переуплотнению отложений. По мнению сторонников обеих концепций морено/тиллообразования, переуплотненность (полутвердое-твердое - «жесткое» состояние) является непременным свойством морен/тиллов, сформированных активными ледниками.

Сравнительно недавно установлено, что помимо обычных («жестких») морен/тиллов существуют и слабоуплотненные («мягкие»). К ним, в частности, принадлежат ледниковые диамиктоны изученных нами «акустически прозрачных тел» восточной части Баренцева моря и «мягкие» морены Западной Антарктиды и ее шельфа. В отличие от бытующего мнения о том, что «мягкие» ледниковые диамиктоны Антарктики - обычные морены, подвергшиеся дилатансии (разуплотнению при деформации), мы считаем, что слабая уплотненность отложений является их первичным свойством, обусловленным особенностями условий образования. По нашему мнению, «мягкие» морены/тиллы представляют собой особый (новый) тип базальных морен.

Эти ледниковые диамиктоны формируются на участках талого ледникового ложа, где при сравнительно активном таянии придонного МСЛ на ложе поступают отдельные частицы и весьма небольшие талые ледогрунтовые массы. Быстро теряя остатки ледовой компоненты, на ложе образуется водонасыщенный массивный ледниковый диамиктон, практически лишенный текстур материнского МСЛ и отторженцев. Интенсивное таяние донного льда, а также вероятный подток талых вод из внутренних областей ледникового щита приводит к появлению большого количества субгляциальных талых вод, существенно превышающего возможность их дренажа. В этом случае давление субгляциальных и поровых вод в осадках становится столь велико, что ледник оказывается почти в плавучем состоянии и не оказывает ощутимого уплотняющего воздействия на субстрат. Находящийся на ложе ледниковый диамиктон уплотняется, как и обычные водные осадки, лишь под влиянием литостатической нагрузки, приобретая нормально уплотненное состояние. Согласно данным по Баренцеву морю, с одновозрастными обычными моренами «мягкие» морены связаны зонами фациального перехода шириной до первых километров.

Таким образом, обычные («жесткие») и «мягкие» базальные морены представляют собой два существенно различающихся сообщества морен. Представляется правомерным придать этим самостоятельным сообществам ранг комплексов фаций морен и среди базальных морен выделить комплекс фаций морен с гляциодинамическими текстурами (обычные морены) и комплекс фаций М-морен («мягкие» морены). Как отмечено [Лаврушин, 1976, 1980; Лаврушин, Эпштейн, 2000], формирование ледниковых диамиктонов первого комплекса осуществляется в условиях тесной связи стадий переноса, накопления минерального вещества и раннего диагенеза (последний проявляется, главным образом, в уплотнении осадков). В процессе образования морен второго комплекса фаций все перечисленные выше стадии литогенеза играют самостоятельную роль, как и при формировании бассейновых отложений. Несмотря на огромный фактический материал, накопленный за последние десятилетия, используемые классификации обычных морен разработаны еще в 60-70-ые годы. В комплексе фаций М-морен выделяются фации Баренцевоморского и Антарктического типа. Морены, относящиеся к этим фациям, приурочены к разным частям ледникового покрова и ложа, имеют неодинаковую форму тел, а также морфологию кровли. М-морены, очевидно, распространены значительно шире, чем установлено ныне; возможно, будут выявлены и новые типы фаций этих морен.

Представляется, что выделение двух комплексов фаций базальных морен с присущими им специфическими особенностями вносит определенный вклад в познание ледового типа литогенеза, а также создает основы новой классификации этого генетического типа ледниковых отложений.

Автор выражает благодарность Г.Ю. Бутузовой за большую редакторскую работу, существенно улучшившую статью.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Андреичева Л.Н. Основные морены европейского северо-востока России и их литостратиграфическое значение. СПб.: Наука, 1992. 125 с.

Андреичева Л.Н. Плейстоцен европейского Северо-Востока. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. 322 с.

Андреичева Л.Н. Литология верхне-среднеплейстоценовых тиллов на крайнем северо-востоке европейской части России // Литология и полез. ископаемые. 2012. № 3. С. 285-296.

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

Гайнанов В.Г., Поляк Л.В., Гатауллин В.Н., Зверев А.С. Сейсмоакустические исследования следов покровных оледенений в Карском море // Вестник МГУ. Сер. геол. 2005. № 1. С. 38-44.

Гатауллин А.Н., Поляк Л.В. О присутствии ледниковых отложений в Центральной впадине Баренцева моря // Докл. АН СССР. 1990. Т. 314. № 6. С. 1463-1467.

Гольдштейн М.Н. Механические свойства грунтов. М.: Государственное издательство литературы по строительству и архитектуре, 1952. 260 с.

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

Дунаев Н.Н., Левченко О.В., Мерклин Л.Р., Павлидис Ю.А. Приновоземельский шельф в позднечетвертичное время // Океанология. 1995. Т. 35. № 3. С. 440-450.

Евтеев С.А. Геологическая деятельность ледникового покрова Восточной Антарктиды. М.: Наука, 1964. 120 с.

Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Гляциальная геология. СПб.: Наука, 1993. 328 с.

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

Костин Д. А., Тарасов Г.А. Условия формирования четвертичных отложений южной части шельфа архипелага Земля Франца-Иосифа // Экология антропогена и современности: природа и человек. СПб.: Изд-во «Гуманистика», 2004. С. 107-113.

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 // Бюлл. МОИП. Oтд. геол. 2000. Т. 75. Вып. 6. С. 14-29.

Лаврушин Ю.А., Эпштейн О.Г. Геологические события плейстоцена на севере Восточной Европы и в южной части Баренцева моря (по материалам изучения естественных опорных разрезов) // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода. 2001. № 64. С. 35-60.

Леонов М.Г., Эпштейн О.Г. Бородулинские гляциодислокации (Русская плита) и их значение для познания механизмов структурообразования // Геотектоника. 2002. № 3. С. 22-39.

Ломтадзе В.Д. Структурно-механические свойства глинистых пород как показатель степени их литификации // Докл. АН СССР. 1957. Т. 113. № 6. С. 1344-1346.

Медведев В.С., Невесский Е.Н. История развития Белого моря в поздне-послеледниковое время // Проблемы геологии шельфа / Под ред. Невесского Е.Н. М.: Наука, 1975. С. 76-82.

Мухин Ю.В. Процессы уплотнения глинистых осадков. М.: Недра, 1965. 200 с.

Новейший словарь иностранных слов и выражений. Минск: Современная литература, 2007. 976 с.

Ожегов С.И. Словарь русского языка. М.: Русский язык, 1990. 921 с.

Основные морены материковых оледенений // Материалы международного симпозиума / Под ред. Шанцера Е.В., Лаврушина Ю.А. М.: ГИН АН СССР, 1978. 242 с.

Павлидис Ю.А., Дунаев Н.Н., Щербаков Ф.А. Актуальные проблемы четвертичной геологии Баренцева моря // Современные процессы осадконакопления на шельфе Мирового океана / Под ред. Айбулатова Н.А. М.: Наука, 1990. С. 78-93.

Павлидис Ю.А., Мурдмаа И.О., Иванова А.Е. и др. Соединялись ли 18 тысяч лет назад ледниковые покровы Новой Земли и Земли Франца-Иосифа? // Опыт системных океанологических исследований в Арктике. М.: Научный мир, 2001. С. 453-467.

Рухина Е.В. Моренные отложения и принципы их классификации // Материалы по генезису и литологии четвертичных отложений. Минск: Изд-во АН БССР, 1961. С. 64-81.

Рухина Е.В. Опыт подразделения морен по литологическим признакам // Осадочные и вулканогенные формации. Л.: Недра, 1966. С. 145–149.

Рухина Е.В. Литология ледниковых отложений. Л.: Недра, 1973. 176 с.

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

Старовойтов А.В. Cейсмоакустические 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 // Докл. АН СССР. 1983. Т. 270. № 5. С. 1179-1181.

Флинт Р. Ледники и палеогеография плейстоцена. М.: ИЛ, 1963. 576 с.

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

Цытович Н.А. Механика мерзлых грунтов. М.: Высшая школа, 1973. 446 с.

Шалаева Н.В, Старовойтов А.В. Основы сейсмоакустики на мелководных акваториях. М.: Изд-во МГУ, 2010. 256 с.

Шанцер Е.В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований // Труды ГИН. Вып. 161. М.: Наука, 1966. 239 с.

Шанцер Е.В. Некоторые общие вопросы учения о генетических типах отложений // Процессы континентального литогенеза. М.: Наука, 1980. С. 5-27.

Шумский П.А. Динамическая гляциология. Итоги науки. Гидрология суши. Гляциология. М.: ВИНИТИ, 1969. 172 с.

Чумаков Н.М. Оледенения в геологическом прошлом // Климаты Земли в геологическом прошлом. М.: Наука, 1987. С. 44-69.

Эпштейн О.Г. Обнажение Вастьянский Конь на Нижней Печоре - разрез мощного конечно-моренного сооружения в активной краевой зоне Новоземельского ледникового покрова // Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода. 1990. № 59. С. 14-28.

Эпштейн О.Г. Позднеплейстоценово-голоценовый цикл осадконакопления на гляциальных шельфах // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2012. Т. 87. Вып. 3. С. 3–19.

Эпштейн О.Г., Гатауллин В.Н. Литология и условия образования четвертичных отложений восточной (Приновоземельской) части Баренцева моря // Литология и полез. ископаемые. 1993. № 1. С. 119-124.

Эпштейн О.Г., Длугач А.Г., Старовойтов А.В., Романюк Б.Ф. Плейстоценовые отложения восточной части Баренцева моря (районы Центральной впадины и Мурманской банки). Сообщение 1. Условия залегания и основные черты строения // Литология и полез. ископаемые. 2011а. № 2. С. 132-153.

Эпштейн О.Г., Длугач А.Г., Старовойтов А.В., Романюк Б.Ф. Плейстоценовые отложения восточной части Баренцева моря (районы Центральной впадины и Мурманской банки). Сообщение 2. Литологический состав и условия образования // Литология и полез. ископаемые. 2011б. № 3. С. 249-281.

Эпштейн О.Г., Лаврушин Ю.А., Валпетер А.П. и др. Четвертичные отложения юго-востока Баренцева моря и прилегающего палеошельфа // Докл. АН СССР. 1983. Т. 272. № 1. С. 180-183.

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

Aario R. Classification and terminology of morainic landforms in Finland // Boreas. 1977. V. 6. P. 87-100.

Adams J.I. Tests on glacial till // Proc. 14th Can. Soil Mech. Conference. NRC Technical Memorandum. № 69. Ottawa, 1961. P. 37-48.

Alley R.B. Water-pressure coupling of sliding and bed deformation: II. Velocity - depth profiles // J. Glaciol. 1989. V. 35. P. 119-129.

Alley R.B., Blankenship D.D., Bentley C.R., Rooney S.T. Till beneath ice stream B. Till deformation: evidence and implication // J. Geophys. Res. 1987. V. 92. B9. P. 8921-8929.

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

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

Anderson J.B., Brake C.F., Mayers N.C. Sedimentation on the Ross Sea continental shelf, Antarctica // Mar. Geol. 1984. V. 57. P. 295-333.

Atre S.R., Bentley C.R. Laterally varying basal conditions beneath Stream B and C, West Antarctica // J. Glaciol. 1993. V. 39. P. 507-514.

Batchelor C.L., Dowdeswell J.A., Pietras J.T. Seismic stratigraphy, sedimentary architecture and palaeo-glaciology of the Mackenzie Trough: evidence for two Quaternary ice advances and limited fan development on the western Canadian Beaufort Sea margin // Quaternary Science Reviews. 2013. V. 65. P. 73-87.

Bindschdler R., Choi H. Increased water storage at icestream onset: a critical mechanism? // J. Glaciol. 2007. V. 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. V. 92. B9. P. 8903-8911.

Bouchard M. Subglacial landforms and deposits in central and northern Québec, Canada, with emphasis on Rogen moraines // Sed. Geol. 1989. V. 62. P. 293-308.

Boulton G.S. On the deposition of subglacial and melt-out tills at the margin of certain Svalbard glaciers // J. Glaciol. 1970. V. 9. P. 231-245.

Boulton G.S. Till genesis and fabric in Svalbard, Spitsbergen // Till / Ed. R.P. Goldthwait. Ohio State University Press, 1971. P. 41-72.

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

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. V. 56A. № 3–4. P. 121-134.

Boulton G.S., Dent D.L., Morris E.M. Subglacial shearing and crushing, and the role of water pressures in till from south-east Iceland // Geogr. Annaler. 1974. V. 56A. № 3-4. P. 135-145.

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

Brodzikowski K., Van Loon A.J. A systematic classification of glacial and periglacial environments, facies and deposits // Earth Sci. Rev. 1987. V. 24. P. 297-381.

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

Canals M., Casamor J.L., Urgeles R. et al. Seafloor evidence of a subglacial sedimentary system off northern Antarctic Peninsula // Geology. 2002. V. 30. P. 603-606.

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

Dowdeswell J.A., Ó Cofaigh C., Pudsey C. Thickness and extent of the subglacial till layer beneath an Antarctic paleoice stream // Geology. 2004. V. 32. P. 13-16.

Dowdeswell J.A., Ottesen D., Rise L., Craig J. Identification and preservation of landforms diagnostic of past ice-sheet activity on continental shelves from three-demensional seismic evidence // Geology. 2007. V. 35. P. 359-362.

Drake L.D. Depositional fabrics in basal till reflect alignment during transportation // Ear. Surf. Processes. 1977. V. 2. P. 309-317.

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

Dreimanis A. The problems of waterlain tills // Moraines and varves (origin, genesis, classification) / Ed. Ch. Schlüchter. Rotterdam: A.A. Balkema, 1979. P. 167-177.

Dreimanis A. Till: Their genetic terminology and classification // Genetic classification of glacigenic deposits / Eds Goldthwait R.P., Matsch C.L. Rotterdam: A.A. Balkema, 1989. P. 17-83.

Dreimanis A., Schlüchter C. Field criteria for recognition or till of tillite // Palaogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol. 1985. V. 51. P. 7-14.

Drewry D. Glacial geological processes. London: Edward Arnold, 1986. 276 p.

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

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

Eklund A., Hart J.K. Glaciotectonic deformation within a flute from the Isfallaglaciären, Sweden // J. Quat. Sci. 1996. V. 11. P. 299-310.

Elverhói A. Glacigenic and associated marine sediments in the Weddell Sea, fjords of Spitsbergen and the Barents Sea: review // Mar. Geol. 1984. V. 57. P. 53-88.

Elverhøi 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 / Eds Bleil U., Thiede J. Netherlands: Kluver Academic Publishers, 1990. P. 289-307.

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

Evans D.J.A., Clark C.D., Rea B.R. Landform and sediment imprints of fast glacier flow in the southwest Laurentide Ice Sheet // J. Quat. Sci. 2008. V. 23. P. 249-272.

Evans D.J.A., Ó Cofaigh C., Dowdeswell J.A., Wadhams P. Marine geophysical evidence for former expansion and flow of the Greenland Ice Sheet across the north-east Greenland continental shelf // J. Quat. Sci. 2009. V. 24. P. 279-293.

Flint R.F. Glacial and Quaternary geology: N. Y.: John Wiley & Sons, Inc., 1971. 892 p.

Gataullin V., Polyak L., Epstein O., Romanyuk B. Glacigenic deposits of the Central Deep: a key to the Late Quaternary evolution of the eastern Barents Sea // Boreas. 1993. V. 22. P. 47-58.

Genetic classification of glacigenic deposits / Eds Goldthwait R.P., Matsch C.L. Rotterdam: A.A. Balkema, 1989. 387 p.

Gibbard P.L. The origin of stratified Catfish Creek till by basal melting // Boreas. 1980. V. 9. P. 71-85.

Glacial till / Ed. R.F. Legget. Ottawa, 1976. 412 P. Goldthwait R.P. Introduction to till, today // Till / Ed. R.P. Goldthwait. Ohio State University Press, 1971. P. 3-26.

Gray J.T., Lauriot B. Dynamics of the Late Wisconsin Ice Sheet in the Ungava Peninsula interpreted from geomorphological evidence // Arct. Alpin. Res. 1985. V. 17. P. 289-310.

Hallet B. Glacial abrasion and sliding: their dependence on the debris concentration in basal ice // Ann. Glaciol. 1981. V. 2. P. 23-28.

Hambrey M.J. Glacial environment. London: UCL Press, 1994. 296 p.

Hambrey M.J., Ehrmann W.U., Larsen B. Cenozoic glacial record on the Prydz Bay continental shelf, East Antarctica // Proceeding of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. V. 119. College Station, Texas (Ocean Drilling Program). 1991. P. 77-132.

Hanvey P.M. Stratified flow deposits in a late Pleistocene drumlin in northwest Ireland // Sed. Geol. 1989. V. 62. P. 211-221.

Harrison P.W. A clay-till fabric: its character and origin // J. Geol.1957. V. 65. P. 275–308.

Hätterstrand C., Götz S., Näslund. O., Fabel D. et al. Drumlin formation time: evidence from Northern and Central Sweden // Geog. Ann. 2004. V. 86 A. P. 155-167.

Hätterstrand C., Kleman J. Ribbed moraine formation // Quat. Sci. Rev. 1999. V. 18. P. 43-61.

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. V. 117. P. 1497-1512.

Hiemstra J.F., Kulessa B., King E.C., Ntarlagiannis D. The use of integrated sedimentological and geophysical methods in drumlin research - a case study of Pigeon Point, Clew Bay, Northwest Ireland // Earth Surf. Landforms. 2011. V. 36. P. 1860-1871.

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

Hughes T.J. Numerical reconstruction of paleo-ice sheets // The last great ice sheets / Eds Denton G.H., Hughes T.J. N. Y.: John Wiley & Sons, 1981. P. 221-261.

Hughes T.J. Ice Sheets. N. Y.: 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. V. 16. P. 1057-1066.

Josenhans H.W., Zevenhuizen J., Klassen R.A. The Quaternary geology of the Labrador Shelf // Can. J. Earth Sci. 1986. V. 23. P. 1190-1213.

Josenhans H.W., Zevenhuizen J. Dynamics of the Laurentide Ice Sheet in the Hudson Bay, Canada // Mar. Geol. 1990. V. 92. P. 1-26.

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. V. 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. V. 50. P. 96-108.

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

King L.H., Fader G.B.J. Wisconsinan glaciation of the Atlantic continental shelf of southeast Canada // Geol. Surv. Can. Bulletin 363. 1986. 72 p.

King L.H., Rokoengen K., Fader G.B.J., Gunleiksrud T. Tilltongue stratigraphy // GSA Bulletin. 1991. V. 103. P. 637-659.

Klages J.P., Kuhn G., Hillebrand C.-D. et al. First geomorphological record and glacial history of an inter-ice ridge on the West Antarctic continental shelf // Quat. Sci. Rev. 2013. V. 61. P. 47-61.

Knight J. Morphological and morphometric analyses of drumlin bedforms in the Omagh Basin, North Central Ireland // Geogr. Ann. 1997. V. 79 A. P. 255-266.

Kristoffersen Y., Milliman J.D., Ellis J.P. Unconsolidated sediments and shallow structure of the northern Barents Sea // Norsk Polarinstitutt Skrifter. 1984. № 180. P. 25-39.

Krüger J. Structures and textures in till indicating subglacial deposition // Boreas. 1979. V. 8. P. 323-340.

Krüger J., Marcussen I. Lodgement till and flow till: a discussion // Boreas. 1976. V. 5. P. 61-64.

Lawson D.E. A sedimentological analysis of western margin of the Matanuska Glacier, Alaska. U.S. Army Cold Regions Research and Engineering Laboratory. Report 79-9. 1979. 122 p.

Lawson D.E. Distinguishing characteristics of diamictons at the margin of the Matanuska Glacier, Alaska // Ann. Glaciol. 1981. V. 2. P. 78-84.

Lawson D.E. Mobilization, movement and deposition of active subaerial sediment flow, Matanuska Glacier, Alaska // J. Geol. 1982. V. 90. P. 279-300.

Lawson D.E. Glacigenic resedimentation: Classification concepts and application to mass-movement processes and deposits // Genetic classification of glacigenic deposits / Eds Goldthwait R.P., Matsh C.L. Rotterdam: A.A. Balkema, 1988. P. 147-169.

Licht K.J., Dunbar N.W., Andrews J.T., 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. V. 111. P. 91-103.

Lindën M., Möller P., Adrielsson L. Ribbed moraine formed by subglacial folding, thrust stacking and lee-side cavity infill // Boreas. 2008. V. 37. P. 102-131.

Lukas S. A test of the englacial thrusting hypothesis of “hummocky” moraine formation: case studies from the northwest Highlands, Scotland // Boreas. 2005. V. 34. P. 287-307.

Lundqvist J. Problems of the co-called Rogen moraine // Sverig. Geol. Undersök. Ser. C, NR 648. Arsbok 64 NR 5. Stockholm, 1969. 32 p.

Lundqvist J. Till in Sweden // Boreas. 1977. V. 6. P. 73-85.

Lundqvist J. Moraine morphology // Geog. Annaler. 1981. V. 63 A. P. 127-138.

Lundqvist J. Glacigenic processes, deposits and landforms // Genetic classification of glacigenic deposits / Eds Goldthwait R.P., Matsh C.L. Rotterdam: A.A.Balkema, 1989a. P. 3-16.

Lundqvist J. Rogen (ribbed) moraine - identification and possible origin // Sed. Geol. 1989б. P. 281-292.

Mickelson D.M., Acomb L.J., Edit T.B. The origin of preconsolidated and normally consolidated tills // Moraines and varves (origin, genesis, classification) / Ed. Ch. Schlüchter. Rotterdam: A.A. Balkema, 1979. P. 179-188.

Moraines and varves (origin, genesis, classification) Ed. Ch. Schlüchter. Rotterdam: A.A. Balkema, 1979. 441 p.

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

Muller E.H. Dewatering during lodgement till // Till and related deposits / Eds. Evenson E., Schlüchter Ch., Rabassa J. Rotterdam: A.A. Balkema, 1983. P. 13-18.

Murdmaa I., Ivanova E., Duplessy J.-C. et al. Facies system of the Eastern Barents Sea since glaciation to present // Mar. Geol. 2006. V. 230. P. 275-303.

Ó Cofaigh C., Dowdeswell J.A., Allen C.S. et al. Flow Dynamics and till genesis associated with a marine-based Antarctic palaeo-ice stream // Quat. Sci. Rev. 2005. V. 24. P. 709-740.

Ó Cofaigh C., Dowdeswell J.A., Evans J., Larter R.D. Geological constrains on Antarctic palaeo-ice stream retreat // Earth Surf. Process. Landforms. 2008. V. 33. P. 513-525.

Ó 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. V. 29. № 1. P. 41-1–41-4.

Ó Cofaigh C., Taylor J., Dowdeswell J.A., Pudsey C. Palaeoice streams, trough mouth fan and high-latitude continental slope sedimentation // Boreas. 2003. V. 32. P. 37-55.

Oswald G.K., Robin G. deQ. Lakes beneath the Antarctic ice sheet // Nature. 1973. V. 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. V. 29. P. 55-1–55-4.

Praeg D.B., MacLean B., Hardy I.A., Mudie P.J. Quaternary geology of southeast Baffin Island continental shelf // Geol. Surv. Can. Paper 85-14. 1986. 38 p.

Prest V.K. Nomenclature of moraines and ice-flow features as applied to the glacial map of Canada // Geol. Surv. Can. Paper 67–57. 1968. 32 p.

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

Ridley J.K., Cudlip W., Laxon S.W. Identification of subglacial lakes using ERS-1 radar altimeter // J. Glaciol. 1993. V. 39. P. 625-634.

Ruszczyńska-Szenaych H. The origin of glacial rafts: detachment, transport, deposition // Boreas. 1987. V. 16. P. 101-112.

Ruszczyńska-Szenaych H. “Lodgement till” and “deformation till” // Quat. Sci. Rev. 2001. V. 20. P. 579-581.

Sættem J. Hamburg M. The geological implications of the upper seismic unit, southeastern Barents Sea // Polar Res. 1987. V. 5. P. 299-301.

Scherer R.P., Aldahal A., Tulaczyk S. et al. Pleistocene collapse of the West Antarctic Ice Sheet // Science. 1998. V. 281. P. 82-84.

Shaw J. Drumlins and large-scale flutings related to glacier folds // Arctic and Alp. Res. 1980. V. 12. P. 287-298.

Shaw J., Todd B.J., Brushett D. et al. Late Wisconsinan glacial landsystems on Atlantic Canadian shelves: new evidence from multibeam and single-beam sonar data // Boreas. 2009. V. 38. P. 146-159.

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 Bulletin. 1999. V. 111. P. 1486-1516.

Skempton A.W. The consolidation of clay by gravitational compaction // Quat. J. Geol. Soc. London. 1970. V. 125. №499. Part 3. P. 373-411.

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

Solheim A., Pfiman S.L. Sea-floor morphology outside a grounded, surging glacier; Bräsvellbreen, Svalbard // Mar. Geol. 1985. V. 65. P. 127-143.

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 / Eds Dowdeswell J.A., Scourse J.D. Geol. Soc. Spec. Publ. 1990. № 53. P. 253-268.

Stokes C.R., Lian O.B., Tulaczuk S., Clark C.D. Superimposition of ribbed moraines on a palaeo-ice-stream bed: implication for ice stream dynamics and shutdown // Earth Surf. Process. Landforms. 2008. V. 33. P. 593-609.

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

Sugden D.E. Glacial erosion by the Laurentide ice sheet // J. Glaciol. 1978. V. 20. P. 367-391.

Sutinen R., Jakonen M., Piekari M. et al. Electrical-sedimentary anisotropy of Rogen moraine, Lake Rogen area, Sweden // Sed. Geol. 2010. V. 232. P. 181-189.

Till / Ed. Goldthwait R.P. Ohio State University Press, 1971. 402 p.

Todd B.J., Shaw J. Laurentide Ice Sheet dynamics in the Bay of Fandy, Canada, revealed through multibeam sonar mapping of glacial landsystems // Quat. Sci. Rev. 2012. V. 58. P. 83-103.

Todd B.J., Valentine P.C., Longva O., Shaw J. Glacial landforms on German Bank, Scotian Shelf: evidence for Late Wisconsinan ice-sheet dynamics and implication for the formation of De Geer moraines // Boreas. 2007. V. 36. P. 148-169.

Tulaczuk S., Kamb W.B., Engelhard H.F. Basal mechanics of ice Stream B, West Antarctica. 1. Till mechanics // J. Geophys. Res. 2000. V. 105. B1. 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 V. 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. V. 68. P. 487-496.

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

Virkkala K. On the bed structure of till in eastern Finland // Suomi Geologien tutkimuslaitos. Bulletin. № 157. 1952. P. 97-109.

Vorren T.O., Hald M., Thomsen E. Quaternary sediments and environments on the continental shelf off Northern Norway // Mar. Geol. 1984. V. 57. P. 229-257.

Vorren T.O., Lebesbye E., Andreassen K., Larsen K-B. Glacigenic sediments on the passive continental margin as exemplified by Barents Sea // Mar. Geol. 1989. V. 85. P. 251-272.

Wellner J.S., Lowe A.L., Shipp S.S., Anderson J.B. Distribution of glacial geomorphic features on the Antarctic continental shelf and correlation with substrate: implication for ice behavior // J. Glaciol. 2001. V. 47. P. 387-411.

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

Zilliacus H. Genesis of De Deer moraines in Finland // Sed. Geol. 1989. V. 62. P. 309-317.

Ссылка на статью:

Эпштейн О.Г. Базальные (основные) морены: проблема выделения, основы новой классификации // Литология и полезные ископаемые. 2017. № 2. С. 145-168.