6. ПАССИВНЫЕ ЛЕДНИКИ И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ ПЕРИГЛЯЦИАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ

6.1. СОВРЕМЕННЫЕ ПАССИВНЫЕ ЛЕДНИКИ

6.1.1. Современные пассивные ледники в Арктике

Вышеизложенные материалы показывают, что современные арктические ледники покровного типа в целом слабы в механическом воздействии на подстилающее ложе вследствие низких температур на границе раздела лед - ложе. Ни Гренландский ледниковый щит, ни ледниковые купола Северной Земли или Баффиновой Земли не образуют таких грандиозных построек ледникового рельефа, какие приписываются покровным ледникам прошлого. Кроме пассивных ледниковых щитов и куполов, на арктических пространствах обнаружен еще один тип скопления льда, для которого вообще не характерны структуры растекания. Некоторые массы льда, фирна и снега накапливаются и исчезают без каких-либо видимых влияний на подстилающий субстрат. Вернее сказать, что это влияние чрезвычайно трудно заметить, если не знать о таких скоплениях льда. Впервые подобные явления описаны автором на архипелаге Северная Земля.

Малые ледниковые тела с горизонтальным напластованием льда, залегающие как на суше, так и на краях современных ледниковых куполов, обнаружены на архипелаге Северная Земля в результате дешифрирования аэрофотоснимков периода интенсивной абляции, когда структура ледников отчасти видна с поверхности. Ввиду малой мощности эти ледниковые тела вносят наибольший вклад в современное сокращение площади оледенения архипелага. С начала пятидесятых годов XX столетия исчезло несколько таких ледниковых тел с островов Пионер и Комсомолец. Вокруг отступающих ледников образуются маргинальные каналы стока талых ледниковых вод. На одном из таких малых ледниковых тел, налегающих на край ледника Академии Наук в юго-западной его части (рис. 31), удалось провести исследования структуры льда и отобрать пробы льда в мелких скважинах ручного бурения. Результаты исследования [Большиянов, Макеев, 1995] свидетельствуют о значительных различиях в строении соприкасающихся ледников и в изотопном составе кислорода льда. Если для льда края ледника Академии Наук изотопный состав кислорода характеризуется величинами δ¹⁸О -17-19 ‰, то лед налегающей ледниковой шапки величинами -22-23 ‰. Такие же значения характерны и для погребенных под флювиальными отложениями ледяных тел в долинах острова Комсомолец. Сравнивая изотопный состав кислорода льда ледниковой шапки, погребенного льда и эту же характеристику льда, вскрытого глубокой скважиной в центральной части ледника Академии Наук [Клементьев и др., 1992], можно заметить, что они одинаковы по величине на отрезке глубокого керна, соответствующего по времени Малому ледниковому периоду.

Структура пассивных ледниковых тел на островах резко отлична от строения ледниковых куполов. Пассивные ледниковые тела имеют горизонтальную слоистость льда, свидетельствующую о динамическом покое данных тел, т.е. еще не начавшемся растекании льда, как происходит во всех ледниках, так как ледник по определению [Гляциологический словарь, 1984] - это движущаяся масса льда. Еще одна необычная особенность обнаруженных ледниковых тел - это способность налегания мертвого льда на лед, имеющий движение. Например, на край ледникового купола, для которого характерны тектонические структуры задирания пластов в краевой зоне [Большиянов, Макеев, 1995]. Это свойство исследуемых объектов говорит о том, что и возраст льда ледниковых куполов и мертвых ледниковых тел, которые залегают на куполах, несопоставим. На рис. 32 показано современное распространение мертвых ледниковых тел на островах архипелага Северная Земля.

Видел ли кто-либо еще такие ледниковые явления? Да, предшествующие исследователи описали такие объекты в различных частях Арктики. Л.С. Говоруха [1971] в горах Бырранга наблюдал налегание на более древний ледник молодого голоценового ледникового образования. То же явление описано П.А. Шумским [1939] на острове Генриетты. При этом налегании обе части ледника не смешиваются и остаются как бы совершенно разными ледниковыми телами со своей структурой.

В других районах Арктики мертвые ледниковые тела находятся преимущественно в погребенном состоянии. На полуострове Таймыр чрезвычайно широко распространены погребенные льды различного происхождения. Это и ледяные жилы, о которых в данном исследовании речь не идет. Однако множество пластовых тел вскрыты в естественных обнажениях и скважинах. Исследование этих льдов началось только в настоящее время. Имеющиеся данные по содержанию изотопов кислорода и водорода из немногочисленных пока анализов льда свидетельствуют о том, что погребенный пластовый лед полуострова Таймыр имеет различный генезис. Если в районе полуострова Оскара иногда встречается лед, формировавшийся в морских условиях (на дне моря), то в разрезах озер Барометрических, низовьев реки Верхней Таймыры, в долине реки Шренк, по берегам залива Терезы Клавенес толщи льда имеют ледниковое происхождение. Толщина вскрываемого льда достигает 60 м, и это дает основание предположить, что мощность ледников-снежников, лишенных движения, некогда покрывавших различные части п-ова Таймыр, составляла несколько десятков метров. Если бы они были более мощными, то их воздействие на подстилающий рельеф было бы иным.

Еще один тип пассивных ледников описан на территории Шпицбергена. Это краевая часть ледника Альдегонда, расположенного на восточном берегу Грен-фьорда. Здесь на дне ледника, на контакте его с ложем, практически не обнаружено обломков горных пород. По предположению Б.Р. Мавлюдова [Мавлюдов, 2002], эта часть ледника является наледной, т.е. образованной в результате промерзания талых ледниковых вод.

6.1.2. Современные пассивные ледники в Антарктиде

Хорошим примером распространения мертвых ледниковых тел является оазис Бангера в Восточной Антарктиде. Там накопление пассивных ледников и снежников обусловлено климатическими условиями и орографией. Режим ветров в оазисе определяется прохождением циклонов. Наибольшая повторяемость и скорость у ветров восточного квадранта. Часто они имеют штормовую и ураганную силу [Русин, 1961]. В силу этого выпадающий снег сдувается с основной площади оазиса и концентрируется в ветровой тени скал, образуя узкие и длинные (сотни метров) снежные скопления субширотного направления. В результате исследования распространения этих снежно-ледовых скоплений по территории оазиса в разные годы замечено, что многолетний режим накопления и таяния таких ледников-снежников подвержен циклическим колебаниям. Это подтверждено и исследованиями донных озерных отложений оазиса [Большиянов, 1990].

Наиболее выразительными и изученными из таких пассивных ледниковых тел являются описанные в разделе 4.2 ледниковые плотины мощностью до 110 м, которые отделяют от потерявшего в настоящее время движение ледника Апфела приледниковые озера, постоянно покрытые льдом: Полянского и Белых Дымов (рис. 12 Приложения). Геоморфологические свидетельства ранее (несколько лет назад) существовавших скоплений льда и снега в долинах оазиса выражены в виде валунных скоплений, которые под гнетом масс снега и льда приобретают вид валунных мостовых перед фронтом еще не стаявших остатков льда или уже без контакта со льдом и снегом.

Совершенно удивительным комплексом пассивных ледников, по-видимому, является ледниковый комплекс шельфового ледника Шеклтона в Восточной Антарктиде (рис. 33). Скважина, пройденная советскими исследователями в 1978 г., вскрыла всю толщу шельфового ледника на глубину 195,7 м [Саватюгин, Вайкмяэ, 1999]. Изотопный состав льда показал, что толща ледника целиком состоит из льда атмосферного происхождения. Это означает, что этот шельфовый ледник сформировался не в результате стока льда с Антарктического ледникового щита, как принято считать для шельфовых ледников Антарктиды, а за счет местных ресурсов атмосферных осадков и, возможно, за счет накопления льда на ледниковом куполе Массон (см. рис. 33). Возраст льда составляет десятки, может быть, первые сотни лет [Саватюгин, Вайкмяэ, 1999]. Следовательно, шельфовый ледник Шеклтона в его внешней части (севернее острова Массон) - это образование Малого ледникового периода. Именно в этом месте Антарктического побережья и в настоящее время наблюдаются наибольшие выпадения твердых осадков в результате встречи теплых морских циклонов с холодным антарктическим воздухом [Петров, 1975]. Возникнув во время последней активизации оледенения, этот пассивный ледник существует и в настоящее время.

Такого же типа ледники существуют и в Арктике. У северного побережья острова Элсмир сохранились небольшие шельфовые ледники, которые в настоящее время деградируют и, иногда откалываясь, вступают в круговорот Северного Ледовитого океана в виде обширных ледяных островов [Кессель, 2004]. Их рост и активное распространение также, по-видимому, были характерны для Малого ледникового периода.

Пассивные ледники, находящиеся в явно неблагоприятном для увеличения массы состоянии, широко развиты в горах Антарктиды. Например, скопления льда и снега мощностью до нескольких десятков метров на наветренных склонах обрыва Моусона - стены выходов коренных пород вдоль восточного края ледника Ламберта (рис. 16 Приложения). Резкая граница в одной из долин оазиса Эймери на высоте 300-400 м показана на рис. 17 Приложения. Единственное пока и логичное объяснение этой границы заключается в том, что на площади в левой половине снимка совсем недавно залегало скопление льда и снега, практически затушевавшее полигональную структуру поверхности, которая характерна для этого места. Поверхность в правой части снимка была лишена скопления льда. Никакого механического воздействия это ледниковое скопление на подстилающую поверхность не оказало. Под ледником полигональность мерзлых пород в значительной мере исчезла. Судя по отсутствию эрозионных форм на площади, находившейся под скоплением льда и снега, стока талых вод с этого ледника не существовало. Пассивный ледник исчез в результате сублимации льда и снега в условиях, неблагоприятных для накопления его массы. Свежесть подледного микрорельефа свидетельствует о том, что исчезновение ледника произошло в последние годы, может быть, за последние десятки лет.

Иной тип льда, по сравнению с поверхностным, обнаруживается иногда в результате радиолокационного профилирования антарктического ледникового покрова. В краевой его части, на границе с оазисом Ларсенманна, на глубине несколько десятков метров обнаружена совершенно ровная граница, отразившая радиолокационный сигнал. Эта граница не может быть ледниковым ложем, как по геоморфологическим, так и по физическим соображениям [Darovskikh et al., 1991]. Она не может быть и поверхностью подледникового озера из-за низких температур под краем антарктического ледникового покрова. Это граница в толще льда, и, возможно, она разделяет лед различного возраста и различной степени мореносодержания. Значит, и в Антарктиде, так же как и в Арктике, можно ожидать налегание друг на друга совершенно различных по структуре, а возможно, и по возрасту ледниковых тел.

Таким образом, пассивные ледниковые тела образуются в результате различных механизмов накопления льда: непосредственно выпадающих из атмосферы осадков (на суше и на море) или в результате вторичного замерзания талой ледниковой воды.

6.2. ЭРОЗИОННЫЕ ПРОЦЕССЫ, ОПРЕДЕЛЯЕМЫЕ СТОКОМ ТАЛЫХ ЛЕДНИКОВЫХ ВОД И ПРИЛЕДНИКОВЫЕ БАССЕЙНЫ

В отличие от свидетельств слабой механической и аккумулятивной деятельности ледников в Арктике, следы воздействия на рельеф талых ледниковых вод присутствуют повсюду, и их масштаб, и распространенность заставляют принять их главным рельефоформирующим агентом перигляциальных ландшафтов. Роль талых ледниковых вод в выработке рельефа перигляциала отмечают многие исследователи. Н.В. Башенина считала, что талая ледниковая вода образует локализованные борозды стока перед фронтом отступающих в настоящее время ледников и деградировавших в конце ледникового периода, например, в области коренных пород балтийского щита [Башенина, 1965].

В низкогорьях и на равнинах Арктики речная эрозионная сеть развита необычайно густо и глубина эрозионных врезов необычайно велика, что не соответствует современным площадям водосборов и гидрологическому режиму водотоков. Так, например, в горах Бырранга на полуострове Таймыр глубокие эрозионные формы V-образной в профиле формы развиты практически от современных водоразделов и даже рассекают их. Глубоко расчленены радиальной эрозионной сетью отдельные возвышенности (Тулай-Киряка, Балахня на Восточном Таймыре, плато Лодочникова на севере полуострова). В целом горы Бырранга интенсивно расчленены эрозионной сетью. Многие долины очень молоды. Долины архипелага Северная Земля испытали глубокий эрозионный врез в конце позднего неоплейстоцена, что было связано с низким положением базиса эрозии и большим количеством воды, поступавшей с таявших сартанских ледников. Необычное соотношение глубины и густоты расчленения, с одной стороны, и современных малых площадей водосбора и небольших руслоформирующих расходов рек с другой стороны, предполагает особенный режим водотоков в прошлом. Источником большого количества воды, в результате воздействия которой могла сформироваться эрозионная сеть, были таявшие ледниковые тела. Следы быстрых катастрофических эрозионных врезов наблюдаются повсюду, где можно предположить наличие подобных ледников в прошлом. На островах Северной Земли за время деградации Сартанского оледенения долины углубились на 40-50 м [Большиянов, Макеев, 1995].

В областях современного и древних оледенений широко распространены маргинальные каналы стока талых ледниковых вод. Они представлены различными морфологическими типами [Большиянов, Веркулич, 1990]. Характерными чертами их строения являются: отсутствие площади водосбора; бесприточность; пересечения каналов друг с другом, причем часто днища каналов в точках пересечения залегают на различных высотных отметках; трапециевидный и корытообразный поперечные профили. Многие каналы заложены на склонах эрозионных долин в виде псевдотеррас и канав (рис. 34). На склонах возвышенностей зачастую образованы лестницы террас - свидетельства последовательного отступления ледников и снежно-ледовых масс, ранее перекрывавших эти возвышенности. Подобные террасы давно объясняются эрозионным врезом талых ледниковых вод ледников, прислонявшихся к таким возвышенностям, например, в южной Швеции [Mannerfelt, 1946]. Они широко распространены в районах современного оледенения: на острове Большевик (архипелаг Северная Земля (см. рис. 34)) или на островах архипелага Новая Земля. Многие из таких маргинальных каналов-террас охарактеризованы предшествующими исследователями в высоких широтах как гольцовые террасы [Обручев, 1937]. Можно предположить, что многие криопланационные или нагорные террасы образованы не без эрозионного влияния стока талых ледниковых вод на границе возвышенностей и окружавших их ледников при деградации последних.

Кроме эрозионных форм талых ледниковых вод в современном рельефе свидетелями катастрофического стока с таявших ледников являются конусы выноса, располагающиеся у подножия возвышенностей и в долинах рек. В горах Бырранга днища многих магистральных долин заняты отложениями конусов выноса боковых притоков. Они сформированы катастрофическими паводками с выносом большого количества обломочного материала. Например, в долинах рек Боотанкага и Красной (гряда Центральная гор Бырранга) конусы выноса перекрывают речные террасы с возрастом около 8 000 лет (см. раздел 3.6.3.4). Значит, и ледниковое событие, имевшее место в начале голоцена, также близко этому возрасту. Более значительные конусы выноса имеют место в долинах полуострова Таймыр на абсолютной высоте около 100 м, и они фиксируют интенсивный сток с тающих ледников в морской бассейн во время казанцевской трансгрессии [Moller et al., 1999]. В донных отложениях глубоких озер, характеризующихся в целом спокойным накоплением ленточно-слоистых осадков, периодически встречаются песчаные прослои, свидетельствующие о катастрофических выбросах обломочного материала с площади водосбора. Такие особенности осадконакопления характерны для озер оазиса Бангера, Северной Земли, гор Бырранга, и они фиксируют те же события ледникового стока, но меньшего масштаба. Более подробно такие проявления стока талых ледниковых вод рассмотрены в разделе 7.3 настоящей работы.

По распространению каналов стока талых ледниковых вод можно реконструировать площади былых оледенений описываемого типа. Так, например, построены схемы максимального распространения ледников на архипелаге Северная Земля [Большиянов, Макеев, 1995]. Маргинальные каналы хорошо дешифрируются во многих районах прошлых оледенений: в горах Бырранга, на возвышенности Киряка-Тас (Восточный Таймыр), на южном и северном островах архипелага Новая Земля, на острове Врангеля, в оазисе Бангера. Несколько затушеваны активными склоновыми и эрозионными процессами, но проявляются такие формы на полуостровах: Ямал, Гыдан, Канин; в других районах Арктики. Для полуострова Таймыр в целом характерны песчано-галечные эрозионные останцы, занимающие господствующие высоты на территории низменностей. Они образовались в результате интенсивного размыва талыми ледниковыми водами чехла прибрежно-морских и дельтовых отложений трансгрессии первой половины позднего неоплейстоцена. В Большеземельской тундре в районе возвышенности Вашуткиных озер в результате таяния малоподвижного ледника образована очень густая сеть каналов стока талых ледниковых вод. В нормальных условиях их формирование невозможно, хотя бы потому, что площадь водосбора очень мала и ни при каких максимумах выпадения жидких осадков воды не хватило бы для размыва и формирования столь густой и глубоко врезанной гидрографической сети.

Густая эрозионная сеть и аккумулятивные образования (зандровые поля) талых ледниковых вод характерны для площади шельфа к западу от Шпицбергена. Ее возникновение связывается [Матишов, 2002] со стоком талых вод с деградировавших поздневюрмских ледников в условиях осушенного шельфа.

Подобные природные явления характерны для других планет. При просмотре снимков Марса, например [Atlas of Mars, 1991], видны явные черты сходства в морфологии маргинальных каналов островов Большевик и Комсомолец (архипелаг Северная Земля) и сети марсианских каналов (рис. 35). Вероятно, общность их происхождения связана с таянием обширных полей льда, которые покрывали и покрывают полярные области Марса. Правда, по времени эти события разделены миллиардами лет. Но, возможно, и меньшим промежутком времени, т.к. и в настоящее время в северной полярной шапке Марса лед присутствует не только в виде углекислоты, но и воды, а под ледниковым покровом возможно нахождение воды в жидком виде [Rice, 1998].

С деятельностью талых ледниковых вод связано и формирование узких, протягивающихся на значительные расстояния, форм рельефа, которые в районах бывших оледенений принято называть озами. Анализ геологического строения озов и геоморфологического строения территорий бывших оледенений дает право связывать формирование части таких форм не с аккумулирующей, а с эрозионной деятельностью потоков талых вод. По существу, такие формы являются лишь эрозионными останцами, выработанными в существовавшем некогда чехле четвертичных отложений. Одним из примеров таких озоподобных форм рельефа является многокилометровый эрозионный останец субмеридиональной ориентировки на гряде Пай-Хой, образовавшийся в результате стока талых ледниковых вод с Пай-Хоя на междуречье притоков р. Коротаихи - Хэйяхи и притоков последней.

Талые ледниковые воды в понижениях рельефа образовывали обширные и мелководные бассейны, иногда подпруженные ледниками. Следы этих бассейнов обнаруживаются повсюду в полярных районах. Наиболее эффектными примерами подпруживания пассивными ледниками пресноводных водоемов могут служить современные озера по южной границе оазиса Бангера. В настоящее время можно исследовать строение запирающих их ледников, мощность которых достигает здесь 100 и более метров.

Под действием интенсивного стока с таявших ледников и запирающем их влиянии в неровностях рельефа всегда образовывались приледниковые водоемы, длительность существования которых определялась временем существования запруды. Некоторые из озер спускались постепенно, другие - в результате быстрого сброса огромных количеств воды. Один из примеров последних - спуск серии приледниковых водоемов в долину реки Море-Ю (Большеземельская тундра), которая, судя по возрасту разрезанных эрозией торфяников в бровках долины, была откопана на глубину до 60-70 м в голоцене. Один из примеров более спокойного спуска неглубокого озера - осушение позднеголоценового бассейна Верхнепонойской депрессии (Кольский п-ов). Оно произошло 1300-1500 л.н., что привело к образованию современной долины р. Поной [Pavlova et al., 1998]. Вопрос о запруживании в недавнем прошлом этого бассейна слабо подвижным ледником открыт, но такая вероятность не исключена. Следов существования других подпрудных водоемов при внимательном анализе рельефа обнаруживается очень много. Некоторые из этих палеоводоемов продолжают существовать и в настоящее время, пережив различные стадии развития, в том числе стадии подпруживания ледниками, например озера Таймыр, Лама и др. Большинство из них спущены, и об их существовании свидетельствуют древние береговые линии. Авторы проекта «Евразийские ледниковые щиты», как и многие предшествующие исследователи, считают, что подпруженные ледниковые бассейны имели грандиозные размеры, например приледниковое озеро Коми, имевшее продолжение и на запад и на восток в результате подпруживания стока сибирских и североевропейских рек баренцево-карским ледниковым щитом 90 тыс. л.н. [Mangerud et al., 2004]. Позволим себе не согласиться с такой рисовкой береговых линий огромного приледникового водоема по нескольким причинам. Во-первых, потому, что береговые линии этого бассейна в настоящее время располагаются на уровнях около 100 м, а это уровень казанцевской или бореальной трансгрессии на этих территориях. И никто пока не доказал, что береговые линии относятся именно к пресноводному приледниковому бассейну. Во-вторых, рисовка единого приледникового бассейна на территории полуострова Таймыр невозможна в связи с тем, что действительно существовавшие пресноводные бассейны, запруженные местными ледниками, располагались на различных высотных уровнях, как и положено изолированным в различных частях полуострова озерам. Иногда эти уровни находятся на высоте, близкой береговым линиям казанцевской трансгрессии. Для разделения тех и других требуется всесторонний анализ бассейновых отложений, но такого анализа обычно нет, что и ведет к путанице уровней приледниковых озер и моря [Alexanderson et al., 2002]. В-третьих, датирование отложений этого самого приледникового озера Коми, как было показано в разделе 3.4 настоящей работы, чрезвычайно расплывчато и лежит в пределах 63-116 тыс. лет, что не является сильным аргументом для доказательства его существования.

6.3. ГЛЯЦИОКАРСТОВЫЕ ОЗЕРА

Механизм образования многочисленных термокарстовых озер на местных водоразделах во многих районах Арктики пока неясен. Например, озера Барометрические и Астрономические в бассейне р. Нижней Таймыры (см. рис. 7), группа озер на водоразделе к югу от озера Таймыр, озера острова Арга-Муора-Сисе в дельте р. Лены, озера мыса Барроу, озерная сеть северных районов Большеземельской тундры и множество других, характерной особенностью которых являются: переуглубление центральной части озера; мелководная, часто обширная терраса, окружающая глубокую впадину; а также часто определенная ориентировка озерных ванн. На рис. 36 представлены несколько таких озер, изученных автором. Их происхождение определенно связывается с вытаиванием подземного льда. Иногда отложения, в которых выработаны ванны, не содержат такого количества льда, таяние которого могло бы привести к образованию озер. Так, например, озера острова Арга-Муора-Сисе выработаны в слабо льдистых песках [Григорьев, 1993]. Мелкое бурение песков, в которых образовано озеро, не обнаружило льда [Shwamborn et al., 2000]. Более серьезное бурение, предпринятое воркутинскими геологами по профилям, показало наличие погребенного льда в котловине озера Лядхей-То [Комплексная инженерно-геологическая съемка…, 1979], расположенного у подножия Полярного Урала. Оно имеет практически одинаковое строение с озером Николай-Кюеле. Схожесть строения заключается в наличии переуглубленных котловин в центре озер и широкого мелководья, окружающего котловины. Озера на водоразделе к югу от озера Таймыр: Русанова, Рязанское, Валдатурку и др. (см. рис. 8 Приложения) также выработаны в морских песках, содержащих мало льда. Очень большое количество озер такого типа в тундрах Евразии хорошо заметно на космических и аэрофотоснимках (см. рис. 8 Приложения). Кроме переуглубленной центральной части, эти озера часто имеют очень неровный рельеф дна, обусловленный вытаявшим или продолжающим вытаивать льдом, как, например, в озерах Астрономических (полуостров Таймыр, см. рис. 9 Приложения) или в озере Капчук у подножия плато Путорана (см. рис. 20). Эти озера выглядят на снимках местности как оспины на кожном покрове и часто связаны с холмистым рельефом, образованным в результате таяния местных, пассивных ледников, благодаря которым они и образовались. Озерные отложения начали накапливаться в озере Николай-Кюеле на острове Арга-Муора-Сисе 7 000 л.н. [Schwamborn et al., 2002], в озере Лядхей-То у подножия Полярного Урала - 11 тыс. л.н. [Wiscer et al., 2002]. Эти данные о возрасте донных озерных отложений показывают, что вытаивание льда и формирование котловин началось во время потепления начала голоцена, при стаивании масс льда, накопившихся во время поздненеоплейстоценового похолодания.

Наблюдения за вытаиванием погребенного ледникового льда в долине ручья Замкнутого, обнаруженного в гряде Главной гор Бырранга (см. рис. 7 Приложения), свидетельствуют о том, что остатки маломощных ледников-снежников, вытаивающие при благоприятных условиях вскрытия или климатических факторах, способны производить размыв вмещающих отложений и образовывать на своем месте отрицательные формы рельефа, заполняющиеся талой водой.

Довольно часто гляциокарстовые озера имеют определенную ориентировку не только одного вытянутого озера, но всей группы озер. Такие ориентированные озера некоторые исследователи связывают с выпахивающей деятельностью ледниковых щитов, надвигавшихся на сушу с шельфов [Grosswald et al., 1999]. Однако, как доказано для Севера Восточной Сибири, ледниковых щитов там не было в позднем неоплейстоцене. С другой стороны, новые данные о строении озер и их возрасте также не согласуются с гляциальным механизмом их происхождения. Т.е. движущийся лед не мог выпахать такие переуглубленные котловины, какие были приведены в качестве примеров для острова Арга (озеро Николай-Кюеле) или озера Лядхей-То. Только взгляд из космоса [Grosswald et al., 1999] и в этом случае недостаточен для объяснения происхождения ориентированных озер. Важны исследования батиметрии озер и их осадков. С другой стороны, в гипотезе о ледниковом происхождении многих озер есть зерно истины. Они образовались в результате вытаивания скоплений мертвого льда. Почему озера часто ориентированы? Можно предложить еще одну точку зрения на их происхождение, связанную с ветровой деятельностью. Например, для озер острова Арга-Муора-Сисе механизм мог быть следующим. Здесь развивалось пассивное покровное оледенение, как показал Д.М. Колосов [1947] (см. рис. 22). На поверхности аллювиально-морской равнины образовывались скопления фирна и льда. Они могли быть вытянуты и ориентированы благодаря нескольким факторам. Во-первых, по долинам имевших мест водотоков или в результате деятельности ветра. Ветровое перераспределение снега на поверхностях - довольно частое явление. Для примера можно привести оазис Бангера, где и в настоящее время образуются только снежно-фирновые и ледниковые скопления в виде вытянутых с востока на запад дамб. Последующее погребение снежников и мертвого льда, а затем их вытаивание с образованием котловин наследовало первичную ориентировку снежно-ледовых скоплений, обусловленную деятельностью ветра. Во всяком случае, ориентированные и неориентированные гляциокарстовые и термокарстовые озера не могли иметь ледниковое происхождение в прямом смысле, т.е. не могли быть выпаханы ледником, даже если иметь в виду те механизмы воздействия ледников на ложе, которые приняты в ледниковой геологии.

6.4. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОЩАДЕЙ СУШИ, ЗАНИМАВШИХСЯ БЫВШИМИ ПОКРОВАМИ ПАССИВНЫХ ЛЕДНИКОВ

Исходя из принятой гипотезы о значительной роли пассивных ледников в рельефоформировании, можно попытаться реконструировать площади, ранее занятые пассивными ледниковыми шапками, по наличию в рельефе исследуемых территорий признаков - показателей деградации пассивного оледенения. Для примера опишем процесс выявления признаков пассивного оледенения на полуострове Ямал, где к тому же температуры мерзлых пород заставляют задуматься об изолирующем влиянии снежников и ледников от выхолаживания атмосферой в период Последнего ледникового максимума [Большиянов и др., 2004].

Анализ рельефа полуострова Ямал проведен по космическим снимкам Landsat 5, полученным в 1995 г. и обработанным в центре дистанционных исследований ВСЕГЕИ.

При реконструкции пассивного оледенения п-ова Ямал кроме каналов стока талых ледниковых вод использовались и другие черты строения рельефа. Значительная заозеренность территории связана с вытаиванием пассивного льда, который при исчезновении оставлял после себя гляциокарстовые котловины. Можно предположить, что наиболее крупные озера полуострова имеют именно такое происхождение. Даже на космических снимках видно, что некоторые из них имеют очень неглубокую подводную террасу по периметру озер и глубокий провал в центре, что характерно для гляциокарстовых озер. Ориентированные с северо-запада на юго-восток озера острова Белого также, вероятно, имеют гляциокарстовое происхождение, а их ориентировка может быть связана с вытянутостью снежных дамб именно в этом направлении под действием ветрового перераспределения снега и формированием грядового рельефа поверхности снежников при их накоплении. Такие же формы широко распространены и в других районах Арктики (мыс Барроу, остров Арга-Муора-Сисе, вокруг которого формируется дельта реки Лена, и др). В оазисе Бангера и сейчас можно наблюдать формирование снежниковых дамб, ориентированных под действием преобладающих восточных ветров.

Еще одним признаком интенсивного эрозионного расчленения полуострова Ямал являются водоразделы, состоящие из песчаных отложений и имеющие облик эрозионных останцов, образовавшихся в результате таяния заметного количества снега и льда. На ограниченных площадях водоразделов не могло выпадать такого значительного количества жидких осадков, и, значит, есть возможность предположить, что источником воды для эрозии являлись стаивавшие шапки пассивного льда.

Итак, по трем признакам (ориентировка маргинальных и магистральных каналов стока талых ледниковых вод, концентрация гляциокарстовых озер, наличие на водоразделах интенсивно расчлененного эрозионного рельефа) произведена попытка оконтурить те области полуострова Ямал, которые в прошлом были заняты пассивными ледниковыми шапками (рис. 37).

На острове Белом выявлены ориентированные озера, и на основании этого признака сделано предположение, что преобладающие северо-западные ветры и снегонакопление создали на острове ориентированные в юго-восточном направлении снежно-ледниковые тела, после таяния которых озера приняли определенную ими ориентировку.

В северной части полуострова маргинальные каналы довольно короткие (до нескольких километров). Вероятно, это обусловлено ограниченными площадями распространявшихся полей пассивного льда.

К югу развивалось обширное поле пассивного льда диаметром до 150-160 км, которое своим западным краем налегало на осушившуюся часть подводного берегового склона Карского моря вдоль полуострова. По юго-восточному краю этого поля развивалась система магистральных каналов, которые при таянии ледникового тела отводили сток в долину Венуйеуо, в результате чего сформировался обширный конус выноса этой реки с мысом Поруй.

К востоку от Шараповых Кошек существовало несколько более мелких ледниковых полей.

В южной половине полуострова развивалось обширное поле пассивного ледника, простиравшееся от озер Нейто на севере до озер Ярото на юге. Восточный край этого поля контролировался изгибом возвышенности Хой, лишь слегка выступая за него на восток. Оба берега Байдарацкой губы, тогда не существовавшей, были скрыты ледниковой шапкой. На юго-западе пассивное оледенение контактировало с выводными ледниками (например, с ледником, спускавшимся по долине реки Щучьей) и ледниками подножий Полярного Урала. Самая южная часть полуострова интенсивно эродировалась талыми ледниковыми водами, стекавшими по магистральным долинам таких рек, как Танловаяха, Ядаяходыяха, Хадытаяха, Салета и др., радиально растекавшихся в соответствии с уклоном рельефа от стаивавшего покрова пассивного льда. Таким образом, пассивное оледенение полуострова Ямал было несколько асимметричным. В основном оно было сконцентрировано по оси полуострова и было приурочено к максимальным его отметкам. На западном побережье оно распространялось и на дно Байдарацкой губы, бывшее тогда сушей. На востоке полуострова в прибрежной полосе снега и льда накапливалось заметно меньше. Южная часть полуострова - до дельты реки Оби - была практически свободна от пассивного льда.

Оценивая мощность пассивного покровного оледенения, необходимо ориентироваться на следующие факторы. Оно не могло быть больше критической мощности, при которой начинается активное движение ледника и появляются соответствующие формы рельефа, характерные для движущихся ледников. Погребенные в настоящее время ледяные тела, как на полуострове Ямал (Бованенково), так и на полуострове Таймыр (берега залива Терезы Клавенес, устье реки Малиновского и др.), не превышают 50-65 м. Поэтому, обсуждая мощность пассивных ледников, нельзя, вероятно, оценивать их толщину величиной более 100 м. На территории полуострова Ямал их мощность не была равномерной и колебалась от нескольких метров до нескольких десятков метров в зависимости от рельефа, направлений преобладавших воздушных масс, приносивших осадки. Наибольшие мощности льда (несколько десятков метров), вероятнее всего, были характерны для западной части пассивных ледниковых шапок (район Байдарацкой губы). К водоразделу (возвышенность Хой) на востоке ледниково-фирновые скопления становились тоньше.

По результатам дешифрирования снимков нельзя утверждать, что пассивные ледники имели сплошное распространение. Каналы стока ледниковых вод и др. формы рельефа могут свидетельствовать и о разобщенных более мелких массивах пассивных ледниковых тел.

Причина образования обширных пассивных ледников и снежных полей - понижение нижней границы хионосферы до поверхности Земли, ее задержка на некоторое время (десятки - сотни лет) и подъем, что вызывало деградацию пассивных ледников. Пассивность оледенения с точки зрения непосредственного механического воздействия на подстилающую поверхность также была вызвана низкими температурами на границе раздела лед-ложе. Ледниковые эмбрионы примерзали к ложу.

О точном времени формирования пассивного оледенения на полуострове Ямал можно только догадываться, т.к. редко предоставляется возможность датирования эрозионных форм рельефа. Однако наиболее благоприятным временем был конец позднего неоплейстоцена (поздний валдай или сартанское время), когда было достаточно холодно и нижняя граница хионосферы могла снижаться до поверхности полуострова Ямал. Не исключено, что такие эпизоды появлялись и в голоцене, о чем говорят значительные флуктуации климата голоцена, которые будут рассмотрены в разделе 7.

С проведением математического моделирования, учитывающего интереснейшую картину распределения температур вечной мерзлоты на полуострове Ямал (см. раздел 3.5), уверенность в том, что для сохранения достаточно теплых вечномерзлых пород на севере Ямала было необходимо наличие на поверхности тундры теплоизолирующего фирнового или ледяного покрова, укрепилась [Большиянов и др., 2004]. Эти выводы моделирования хорошо согласуются с данными о геоморфологическом строении полуострова.

Таким же способом дешифрирования космических снимков определены границы пассивных ледниковых тел на полуострове Канин (см. рис. 37).

С учетом выводов предшественников [Авенариус, Дунаев, 1999; Galabala, 1997; Атлас палеогеографических карт…, 1991] и на основе собственных исследований Арктики, а также дешифрирования космических и аэрофотоснимков, автором построена схема развития ледников-снежников во время последнего ледникового максимума на территории Российской Арктики (рис. 38).

 ОГЛАВЛЕНИЕ