Ладожское озеро


О ледниковой теории
Происхождение образований ледниковой формации

Автор: В. Чувардинский
Рецензент: доктор геолого-минералогических наук, профессор Н. Г. Чочиа (Горный институт, Санкт-Петербург).
Источник: Апатиты, 1998. (“Мурмангеолком”, ОАО “Центрально-Кольская экспедиция”). УДК 551.24:551.248:551.4:551.87
Публикуется в сокращении.
Полный вариант в формате PDF (19Mb)

ГЛАВА 1
ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИЕ ПРОЦЕССЫ

1.1. Динамика и геологическая деятельность ледников

Лишь с очень малым основанием можно говорить о леднике, как факторе подготавливающем материал морен, т. е. эродирующем.
Проф. К. К. Марков (1986)

Согласно ледниковой теории, в четвертичном периоде ледники переместили из Фенноскандии валуны кристаллических пород на расстояние в сотни и тысячи километров, дислоцировали отложения мезозоя и палеозоя, выпахали глубокие ложбины в коренных породах.

Яркие следы экзарационной деятельности ледника приводятся для территории Балтийского и Канадского щитов: полировка и штриховка скал, бараньи лбы и курчавые скалы, шхеры, фиорды, озерные котловины. Представления о ледниковом разносе валунов положены в основу методики валунных поисков.

Поэтому рассмотрение вопросов динамики и геологической деятельности современных ледников важно для понимания критериев, лежащих в основе ледниковой теории.

Динамика ледников

Движение ледников обусловлено несколькими механизмами деформации льда, которые зависят от его структуры, величины напряжений, температуры, наклона ложа и формы поверхности ледников.

В ледниковых щитах, лежащих на плоском основании, движение льда определяется наклоном (формой) поверхности ледника. Здесь действует гравитационная нагрузка льда, а касательные напряжения близ ложа близки к нулю или незначительны. В таких ледниковых куполах происходит медленное растекание льда по закону течения вязкопластичных тел.

В горно-долинных ледниках, где ледяные массы движутся по наклонному ложу, наряду с гравитационным давлением, у ложа возникают заметные касательные напряжения. Совокупность этих напряжений, а также особенности температурного режима льда и вызывают движение глетчеров.

Лед способен деформироваться даже при приложении очень малой нагрузки, если она действует длительное время (Гляциологический словарь, 1984). Это, видимо, и приводит к тому, что природные массы льда по своей структуре представляют пакеты тонких и тончайших элементарных пластинок, которые под воздействием даже небольших напряжений легко перемещаются относительно друг друга (Евтеев, 1964; Шумский, 1969).

При касательных напряжениях порядка 1 кг/см2 во льду образуются более крупные сколы и происходит скольжение пластин льда вдоль плоскостей сколов. При сочетании подобных касательных напряжений с большими вертикальными нагрузками и температурами льда, близкими к нулю, на плоскостях скольжения происходит плавление льда, что способствует скольжению как элементарных пластинок, так и пластов льда по внутриледниковым сколам (Шумский, 1969).

Вязкопластичное движение ледниковых масс, смещения по внутриледниковым сколам – будь то элементарные ледяные пластинки или пакеты пластинок, не обеспечивают выпахивания ложа и перемещения валунов в донных частях ледников. Поэтому установленные гляциологами закономерности движения ледяных масс, вызвали скептицизм геологов и географов палеогеографического направления. Не соглашаясь с современной теорией динамики льдов, П. С. Воронов и М. Г. Гросвальд (1966) писали: “движение льда по плоскостям внутриледниковых сколов, иными словами, скольжение льда по льду ничего объяснить не могут”.

При вязкопластичном движении ледников возможно смещение в режиме скольжения. В этом случае можно ожидать перемещения обломочного материала придонными частями ледника. Этот вопрос, а также вопросы экзарации ложа будут рассмотрены ниже.

Для понимания особенностей динамики масс льда важными являются результаты изучения движения льда в разрезе ледников. Наблюдения за искривлением ствола скважин в ледниках и расчетные данные выявили следующую особенность: нижние слои льда в 2-10 раз движутся медленнее, чем вышележащие ледяные толщи. Такое движение льда присуще покровным и горно-долинным ледникам, несмотря на то, что последние имеют значительный уклон ложа (Бадд, 1975; Патерсон, 1972; Шумский, 1969).

Схема эпюры скоростей движения льда
Изменение скоростей движения льда

На рис.1, 2 приводятся эпюры скоростей движения льда в поперечном сечении материкового и долинных ледников. На графиках видно, что скорость перемещения льда резко снижается и почти прекращается в придонных частях ледника. Из анализа эпюр следуют важные выводы:

1) движение верхних и средних горизонтов льда сильно опережает перемещение приподошвенных слоев ледника; 2) верхние и средние толщи льда в процессе движения будут постоянно сползать к основанию ледника, упреждая продвижение придонных слоев, блокируя их. При таком механизме движения остается нерешенным главный вопрос: перемещение валунов донными частями ледников на существенное расстояние.

Рассмотренные примеры относятся к ледникам, у которых идет процесс донного таяния и возможно скольжение льда у ложа, т. е. к так называемым теплым (умеренным) ледникам.

А какова динамика придонных частей ледника при отсутствии донного плавления? Мнение гляциологов на этот счет вполне определенно: “если температура у ложа ниже плавления льда, то скорость скольжения льда у ложа равна нулю”, пишет И. А. Зотиков (1977). У. Патерсон, П. А. Шумский, Л. Ллибутри, Б. А. Савельев, У. Бадд, К. Ф. Войтковский и другие гляциологи также пришли к выводу, что придонные слои ледников, имеющих температуру ниже точки плавления (под данным давлением) не движутся, они приморожены к ложу. П. А. Шумский и М. С. Красс (1983) в связи с эти указывают: скорость скольжения льда по дну может отличаться от нуля лишь при условии донного таяния льда, так как прочность смерзания льда с горными породами превышает прочность льда и при отрицательных температурах движение возможно только при разрывах внутри льда. То есть при отрицательных температурах льда под данным давлением, нижние части ледника неподвижны.

Вследствие отрицательных температур на дне, и отсутствия донного таяния даже такой мощный ледниковый щит как Гренландский, приморожен к ложу и его придонные части не участвуют в общем движении льда (рис.3) (Фриструп, 1964).

Схема Гренландского ледникового покрова

Выводы Б. Фриструпа подтверждаются результатами определения возраста придонных слоев льда из ледяного керна скважины на станции Дай-3 – 125-150 тыс. лет (Marshall, Kuivinen, 1981). Придонные слои льда в этой части Гренландии простояли на месте всю вюрмскую ледниковую эпоху и не выполняли работу по выпахиванию ложа.

Резюмируя изложенное, можно еще раз подчеркнуть, что холодные ледниковые щиты и ледниковые купола не производят экзарацию ложа и перемещение валунов в своей донной части. Вследствие отрицательных температур и отсутствия донного таяния нижние слои таких ледников приморожены к ложу и консервируют рельеф. Движение масс льда в таких ледниках идет по плоскостям внутриледниковых сколов в виде смещения элементарных пластинок льда или более мощных ледяных пластов. Неучастие нижних слоев льда в движении ледниковых масс связано с эффектом агдезии: прочность смерзания льда с подстилающими грунтами в несколько раз превышает прочность льда и при действии сдвиговых напряжений происходит разрыв не по границе лед-грунты, а внутри льда.

Малая прочность льда на скалывание по сравнению с обломочными, а тем более кристаллическими породами, приводит к тому, что ледник не может дислоцировать и перемещать подстилающие породы. Приложение напряжений сдвига к границе лед-грунт неизбежно вызывает скалывание внутри льда, а не в толще грунтов. Более того, те части ледника, к подошве которых примерзают грунты (заморененный лед) отсекаются от ледника. Согласно П. А. Шумскому и М. С. Крассу (1983), другим гляциологам, скольжение может иметь место в чистом льду или при малом содержании в нем минеральных частиц. В заморененном льду резко возрастает сила сухого трения, скольжение прекращается, происходит скалывание льда и движение его поверх заморененных частей.

Более сложна динамика теплых ледников, т. е. ледников, имеющих температуры льда, близкие к положительным значениям. В придонных частях таких ледников идет таяние льда. Донное таяние имеет место и в таком казалось бы сверххолодном леднике, как Антарктический ледниковый щит, где оно характерно для 70% подледной территории (Гляциологический словарь, 1984; Зотиков, 1977). Этот феномен объясняется действием геотермического потока тепла, которое в сочетании с большой мощностью льда (порядка 2.7-3 и более км), его низкой теплопроводностью, вызывает повышение температуры льда на дне, вплоть до его плавления. Определенную роль в этом играет сила трения (там, где она имеет место) и давление толщи льда, которое понижает температуру плавления льда на 0.69° на каждые 1000 м толщины ледникового щита.

Донное таяние в Антарктиде обеспечивает существование водной смазки на ледниковом ложе и следовательно возможность движения ледниковых масс в режиме глыбового скольжения. Однако, если такое скольжение и имеет место, скорость его крайне незначительна. По данным И. А. Зотикова (1977) в центрально-ледниковой зоне Антарктиды для продвижения льда на расстояние всего 50 км требуется более 1 млн. лет (т. е. на столь незначительное продвижение ледника не хватает продолжительности четвертичного периода). Несколько быстрее перемещаются льды в районе ст. Восток. По тем же расчетам расстояние 150 км они преодолевают за 150-200 тыс. лет.

Наличие донного плавления не обязательно означает, что льды перемещаются путем глыбового скольжения всей своей массы. По расчетам Б. Маккинеса и У. Радока (1984) в районе Южного полюса, где толщина льда порядка 2500 м, возраст придонных слоев льда около 250 тыс. лет, а на глубине 200 м от дневной поверхности около 2-2.2 тыс. лет, т. е. устанавливается более чем 100-кратное отставание (или удревление) нижних горизонтов льда от движения верхней части антарктического ледника. Здесь очень трудно говорить о возможности переноса валунного материала придонными частями льда из центра оледенения к его периферии, как это принято безоговорочно считать в приложении к четвертичным “ледниковым лишаям”.

Само по себе движение льдов в режиме скольжения еще не означает обязательного выпахивания ложа и перемещения масс обломочного материала в их придонной части. В Антарктиде об отсутствии экзарации и валунопереноса свидетельствует наличие подледных бассейнов, которые существуют, как полагают, уже миллионы лет (Зотиков, 1977; Лосев, 1982, 1986; Оswald, Robin, 1984).

При принятой скорости таяния у ложа порядка нескольких миллиметров в год, за это время здесь должна была растаять толща льда мощностью в несколько тысяч метров. Поэтому эти исследователи правомерно приходят к выводу о крайне слабой ледниковой эрозии и ничтожном содержании моренного материала в донной части Антарктического ледника (по крайней мере там, где развиты озера), иначе эти озера были бы давно засыпаны мореной.

В работах, посвященных теории движения ледников (И. Вертман, П. А. Шумский, Л. Ллибутри, Дж. Най, У. Кемб), необходимым условием скольжения льдов является наличие на ложе водной смазки, т. е. необходим процесс донного таяния. Толщина этой водной пленки, как полагают, составляет порядка микрона, но она способствует тому, что ледник при своем движении испытывает пренебрежительно малое сопротивление. По этим же авторам скольжение ледника по неровному ложу происходит путем сочетания двух процессов: 1) режеляции – таяния на проксимальных склонах при повышенном давлении, перетекании воды по пленке и замерзании ее на дистальных склонах при понижении давления; 2) обтекания льдом неровностей рельефа.

Таким образом, для движения ледника в режиме донного скольжения необходимо как можно меньшее (“пренебрежительное малое”) трение льда о ложе. Что касается мелких неровностей рельефа, то согласно этим же работам, ледник обтекает их, а не срезает, как это принято трактовать в рамках ледниковой теории.

Представляется, что в “теплых” ледниках на границе лед-ложе может существовать некоторый буферный слой льда с температурой плавления или близкой к ней. Этот слой пломбирует и сглаживает неровности рельефа, способствуя удержанию водной пленки на выровненной, сглаженной поверхности и, тем самым, скольжению ледника. Эти условия могут рассматриваться как один из вариантов теории скольжения.

Таким образом, имеющиеся модели движения ледников не дают основания приписывать им большую экзарационную деятельность и способность перемещать донно-моренный материал на значительное расстояние.

В случае с холодными ледниками (Гренландский ледниковый щит) придонные части ледника не участвуют в общем движении масс льда, они приморожены к ложу и не выполняют необходимой экзарационной и транспортирующей работы.

В то же время особенности движения “теплых” глетчеров и Антарктического ледникового щита, находящегося в режиме донного таяния, таковы, что наличие водной или водно-ледниковой смазки на их ложе хотя и может обеспечить режим скольжения, но и одновременно сводит к минимуму трение и предохраняет ложе от экзарации. Эти выводы довольно близки выводам гляциолога В. Г. Ходакова, который на основании изучения современных ледников, констатирует: при ламинарном типе движения, характерным для покровных ледников, “сила донного трения так велика, что пограничный с ложем слой льда неподвижен, и поэтому ледник не воздействует на ложе. В случае чистого скольжения (идеальная смазка на ложе) донные скорости максимальны, но ледник тоже не воздействует на ложе из-за слишком малого трения” (В. Г. Ходаков, 1969, с.72).

Движение ледника в режиме трения и экзарации может, видимо, происходить в горных ледниках на участках их очень крутого падения. Такое движение льда подобно движению оползневых масс (в том числе и каменных глетчеров) и подобно оползням оно может вызвать некоторое изборождение поверхности пород, в том числе и образование отдельных штрихов, борозд, выбоин и т. п.

В горных условиях возможно и подледниковое оползание разжиженных рыхлых отложений, особенно глинистых. Ледник в таких случаях может смещаться вместе с этими оползающими массами – на их поверхности, как на своеобразной ленте транспортера. Следует, однако, иметь ввиду, что, как показывают натурные исследования, наличие водной смазки и крутое падение ледникового ложа еще не обуславливает скольжение ледника по ложу. Более того, даже пульсирующий ледник Медвежий (Памир) во время своих быстрых подвижек смещался путем скольжения верхней части по нижней по крупным внутриледниковым сколам, а не по ложу (Долгушин, 1982). И только в языковой части ледника избыточные массы льда двигались по грунтам.

Концевым частям ледников, особенно горно-долинным и выводным, присуще восходящее перемещение обломочного материала по плоскостям внутриледниковых сколов. Образование сколов (чешуйчатых надвигов) связано с давлением вышележащих масс льда на потерявшие движение языковые части льда, что вызывает их восходящие движения. Нередко этот процесс идет с перемещением обломков пород и пластов грунта, примерзших к плоскостям скользящих чешуй льда.

Наши наблюдения на ледниках Алибек и Аманауз (Северный Кавказ) показывают, что песчано-галечный материал, перемещаемый по плоскостям сколов, находится внутри пластов режеляционного и режеляционно-инфильтрационного льда, как бы упакован в эти вторичные льды. Это способствует скольжению полос мореносодержащего льда по внутриледниковым сколам с минимальным трением.

Надвигово-чешуйчатая природа мореносодержащего льда в отдельных частях ледниковых языков создает имитацию большей мощности придонной морены.

Моренный материал в ледниках

Ледники горно-долинного типа на своей поверхности транспортируют большое количество обломочного материала. Этот материал поставляется с горных склонов, нависающих над ледником, в результате осыпей, обвалов, лавинной транспортировки и т. п. Определенное количество каменного материала попадает и на поверхность выводных ледников, если они стекают по фиордообразным долинам или на их пути имеются нунатаки. Рельефообразующая роль долинных глетчеров хорошо известна. Они формируют конечные, боковые и срединные моренные гряды, а также абляционные морены. На многих ледниках поверхностная морена постепенно погружается в лед, иногда достигая его дна, а частью сгружается в поперечные ледниковые трещины, переходя во внутреннюю и донную морену.

На поверхности ледниковых щитов и куполов моренный (осыпной) материал практически отсутствует, за исключением участков горных вершин, выступающих из-под льда. В то же время изучение разрезов ледников с помощью бурения и в естественных обнажениях показывает, что моренный материал в нижней части покровных и горных ледников имеется. Как правило, мощность мореносодержащего льда невелика. В Антарктиде она составляет не более 6-7 м и достигает 40 м в районе оазиса Бангера (Евтеев, 1964), на участке слияния выводных ледников.

Процентное содержание моренного материала в слое мореносодержащего льда в Антарктиде низкое – в среднем 1.6% (Евтеев, 1964). Еще ниже среднее содержание моренного материала в мореносодержащем льду в Гренландии. В скважине в Кэмп-Сенчури, пробурившей ледниковый щит на всю его толщину, ледяной керн только последних 15.7 м содержал мелкий минеральный детрит, средняя весовая концентрация которого составляла 0.24%. Остальная толща (1360 м) льда минеральных включений не имела (Herren, Langway, 1979).

Таяние Антарктических льдов, с отмеченной мощностью мореносодержащего льда, даст слой морены всего 0.1-0.7 м, а Гренландского и того меньше.

Крайне низкое содержание обломочного материала характерно для донных частей меньших по размеру покровных ледников Арктики. Чаще всего моренный материал в их придонной части отсутствует. Так, по данным бурения в леднике Вавилова (Северная Земля) в донной его части морены практически нет, если не считать за нее отдельные минеральные зерна размером до 3 мм (Морев и др., 1981). Ранее на фактическое отсутствие донной морены в ледниках Северной Земли указывала Н. Г. Загорская (1961). Бурение ледника на о. Гукера на Земле Франца-Иосифа также показало отсутствие в нем моренных включений (Суходровский, 1967). Недавним разбуриванием ледникового покрова на Шпицбергене (плато Ломоносова) установлено, что “на ложе ледника в районе скважины мелкозема нет, нижние слои льда также не содержат включений, различимых невооруженным глазом, а контакт забоя пришелся на монолитную коренную породу” (Материалы гляциологических исследований, вып. 50, М., 1984).

В скважине на ледоразделе ледников Гренфьорд Восточный и Фритьоф в придонных частях льда зафиксированы только отдельные минеральные частицы (Загороднов, Зотиков, 1981).

Наблюдения показывают, что в долинных и выводных ледниках мореносодержащий лед имеется в тех их частях, где ледники движутся по рыхлым отложениям. На тех же участках, где ледники проходят по коренным породам, толщина мореносодержащего льда резко уменьшается и сходит на нет.

Ж. Валло, в течение ряда лет многократно проникавший под ледник Мер де Глас в Альпах, установил, что в основании ледника, движущегося по коренным породам, донной морены нет, а на скальном ложе имеются только единичные обломки пород (Мушкетов, 1907). По наблюдениям М. И. Ивероновой (1952) в ледниках Тянь-Шаня там, где лед контактирует с коренными породами, донная морена отсутствует.

В Гренландии в выводном леднике, ползущем по скалам (бараньи лбы) Бреди-Фиорда Ю. А. Лаврушин (1976) отмечает “практически полное отсутствие в основании ледника моренного материала”.

Наши наблюдения на ледниках Алибек и Двуязычный на Северном Кавказе также показывают отсутствие включений обломочного материала в донных частях льдов на участке их движения по коренным породам (рис.4).

Подошва ледника

Итак, в донных частях ледников на участках их смещения по кристаллическим породам минеральные включения трудно обнаружить “невооруженным глазом”, или они “практически отсутствуют” (рис.5). Теоретически же моренный материал в днище ледников должен быть и на таких участках, иначе каким образом льды, следуя канонам ледниковой теории, будут бороздить скальное ложе, формировать бараньи лбы, выпахивать фиорды. Ведь чистый лед, и это признают все гляциологи, не может производить эти работы.

Донный ледник

К тому же отсутствие валунного материала в днище ледника и на его ложе – на участках выходов коренных пород само по себе указывает на то, что если и допускать перемещение морены в донной части ледников, то этот процесс малозначителен.

О крайне малых масштабах ледникового перемещения терригенного материала, содержащегося в придонных частях льдов, говорят и факты резкого изменения толщины мореносодержащего льда при движении ледника по неровному мелкохолмистому ложу. Так, Ю. А. Лаврушин (1969) пишет, что в разрезах ледника Норденшельда (Шпицберген) можно видеть, что мощность мореносодержащего льда (загрязненный минеральным детритом лед), достигающая в понижениях рельефа 3.5-5 м, на соседних возвышениях составляет всего 0.3-0.4 м. Судя по фотографии, приводимой Ю. А. Лаврушиным (1969). эти возвышения представляют мелкие неровности рельефа с перепадом высот 3-6 м. Такие неровности рельефа на пути движения скандинавского ледникового щита существуют почти беспрерывно (не говоря о более крупных) и, следовательно, перемещение ледником донно-моренного материала на расстояние даже в сотни метров весьма проблематично.

Вопрос о возможности перемещения обломочного материала донными частями ледников является одним из главных в ледниковой геологии, но он до сих пор не решен. Имеется в виду не сопровождающие учебники схемы строения ледников, где уверенно изображаются мощные донные морены в их основании, а реальное положение вещей.

До сих пор гляциологи исследуют не моренные включения в днище ледника, а преимущественно валунные отложения вблизи ледника или в нижележащих долинах, рассматривая их в качестве донных морен.

Между тем валунно-глыбовый материал и мелкозем в этих отложениях полигенетический. Часть его – производное поверхностных, надледниковых морен, часть осыпного, лавинного, флювиогляциального происхождения. В горных условиях эти отложения постоянно находятся под воздействием таких мощных явлений как сели. Эти грязе-каменные потоки перемешивают и смещают на десятки километров вниз по долине огромные массы накопившегося материала и формируют толщи несортированных валунно-глыбовых (в смеси с песком и глиной) отложений, неотличимых от морен. Их-то нередко и принимают за настоящие морены, строя далеко идущие палеогеографические выводы (рис.6).

Отложения селевых потоков

Пробел в деле изучения переноса донно-каменного материала ледниками в значительной мере уменьшился благодаря детальным многолетним работам, проведенным Э. Эвенсоном и М. Клинчем (1987) на ледниках Аляски – одном из самых динамичных горно-ледниковых районов Земли. Исследования охватили одиннадцать ледников Аляски, но особенно детально велись на ледниках Макларен и Галкана. Для количественной оценки вклада различных механизмов переноса каменного материала ледниками проводилось:

1) детальное картирование боковых и конечно-моренных отложений;
2) изучение путей переноса материала к границам ледников; 3) генетический анализ надледниковых, внутриледниковых и подледниковых отложений.

В результате Э. Эвенсон и М. Клинч установили, что главным агентом в перемещении обломочного материала являются флювиальные процессы.

У исследованных ледников 90% материала, отложенного в краевых частях ледников, принесены водными потоками с вышерасположенных участков ледников и окружающих склонов. Наледниковые поверхностные и срединные морены поставляют около 10% обломочного материала, а количество материала, поступающего из нижних горизонтов льда – из придонной морены пренебрежительно мало.

Таким образом, даже в таких благоприятных для ледникового транспорта условиях, каковыми являются горно-долинные ледники с их крутыми уклонами ложа, перемещение ледником донно-моренного материала “пренебрежительно мало” и почти 100% обломочного материала перемещается иными процессами. И если значительная часть материала в горных ледниках перемещается в виде поверхностных и срединных морен, то на ледниковых щитах, перекрывающих равнинные страны, таковых отложений практически не имеется. Перемещение же валунов придонными частями материковых льдов, лежащих на плоском основании, конечно, более проблематичная задача, чем в условиях горнодолинного оледенения. В этом плане существенное значение имеют данные, полученные при изучении крупнейших шельфовых антарктических ледников – Росса и Фильхнера-Ронне. Как известно, эти ледники сформировались посредством сползания в море масс материкового льда, частично они нарастают сверху за счет снежных осадков и снизу – путем намораживания морской воды. Если материковые льды перемещают морену, то эта морена должна быть и в разрезе шельфовых ледников. Однако, сквозное бурение ледника Росса (его толщина на участке бурения 416 м) и сквозное разбуривание ледника Фильхнера-Ронне (толщина льда 465 м) не выявило каких-либо моренных включений ни в том, ни в другом леднике (Grotts, Stiver, 1985; Engelgardt, Determann, 1987).

Описание строения шельфового ледника Росса (по скважине на ст. Джей Найн) дано И. А. Зотиковым и В. С. Загородновым (1980). Каких-либо моренных прослоек или даже мелких моренных частиц в разрезе ледника не обнаружено.

В публикации И. А. Зотикова, А. А. Гау и С. С. Джекобса (1985) также указывается, что в ледяном керне скважины пробурившей шельфовый ледник Росса насквозь, отсутствуют видимые на глаз следы моренных частиц. Надо подчеркнуть, что шельфовый ледник Росса питают мощные выводные ледники, прорезающие трансантарктический хребет – Бэрд, Нимрод, Бирдмор (по которому поднимался Р. Скотт по пути на Южный полюс), Шеклтон, Аив, Скотт, причем три последних из них впадают в шельфовый ледник напротив скважины. Если выводные ледники и сам Антарктический покров перемещают морену, то она обязана быть в шельфовом леднике, тем более, что согласно “Гляциологическому словарю” (1984) он является продолжением и порождением ледникового покрова Антарктиды. Эти непонятные с точки зрения ледниковых канонов факты указывают, что достаточно существенного перемещения донно-моренного материала покровные льды не производят.

Айсберги, откалывающиеся от шельфовых ледников, являются главной статьей расхода льда Антарктического ледникового покрова (К. С. Лосев, 1982; В. М. Котляков, 1986). Основываясь на этих достаточно хорошо известных данных, М. Г. Гросвальд (1983) приходит к выводу, что “более 95% продуктов разрушения коренного ложа, переносимых льдом Антарктиды в виде влекомых морен, выносятся в океан и отлагаются на его дно, образуя различные фации ледниково-морских отложений” (1983). Не оспаривая цифру 95%, можно еще раз подчеркнуть, что в разрезе шельфовых ледников, поставляющих айсберги, влекомая морена пока не обнаружена.

Что касается моренных включений в айсбергах Антарктического ледникового щита, одна из таких публикаций широко известна и ссылки на нее приводятся во многих научных трудах. Имеется ввиду описание Б. А. Савельевым (1960) перевернувшегося айсберга в районе станции Мирный. В его придонной части имелась маломощная прослойка моренного материала с размерами частиц не более 20 мм (2 см) и с относительной концентрацией частиц в этой прослойке порядка 1%. Причем эта прослойка занимала место между слоем намороженного (конжеляционного) льда и 130-метровой толщей чистого ледникового льда. Такие прослойки вполне реальны, и как уже отмечалось, периодически встречаются в керне скважин в придонных частях ледников. И хотя некоторые ученые (например, Э. А. Левков (1980) именуют указанную прослойку в айсберге около Мирного “слоем морены” вряд ли такие мизерные содержания материала песчано-галечной размерности могут подтвердить теорию большой ледниковой экзарации и существование тех мощных толщ донной морены в основании ледника, которые принято изображать на схемах в учебниках и научных трудах.

В целом, обобщая данные по шельфовым ледникам и антарктическим айсбергам можно констатировать, что Антарктический ледниковый покров консервирует свое ложе и 95% продуктов его экзарации настолько мало, что их выявляют лишь изредка, да и то в мизерных количествах. Сказанное подтверждается также следующими данными.

В 113 рейсе “ДЖОЙДЕС Резолюшн” в результате бурения морских отложений в море Уэделла были получены новые данные, показавшие, что оледенение Антарктиды начало развиваться еще в миоцене и приняло близкие к современным размеры в плиоцене и, что рост оледенения Антарктиды постепенно приводил к уменьшению поступления терригенного материала в море, и особенно это заметно для плейстоцена. Следовательно, это еще раз указывает, что вопреки установившимся представлениям об огромной выпахивающей и транспортирующей роли материковых льдов, они фактически консервируют, предохраняют рельеф от выветривания и эрозии.

В этом плане представляют интерес специальные расчеты влекущей силы ледников, выполненные Ш. А. Даниеляном (1971). Он пришел к следующим выводам: 1) влекущая сила ледников имеет отрицательные значения и ледники фактически не могут перемещать валуны в придонной своей части; 2) влекущая сила ледников не возрастает, а убывает при увеличении мощности льда; 3) несмотря на то, что с увеличением уклонов возрастает и влекущая сила ледников, она все же оказывается недостаточной для перемещения донного валунного материала.

Выводы Даниеляна не нашли понимания у сторонников оледенений. Но ранее к близкому заключению пришел американский гляциолог Д. Дайсон (Dyson, 1952), согласно наблюдениям которого активные горно-долинные ледники альпийского типа Снерри и Гринелл (Скалистые горы, штат Монтана) неспособны перемещать даже небольшие валуны, лежащие на ледниковом ложе или наполовину выступающие из грунта.

Выше отмечалось, что в донной части ледников нередко имеются включения обломочного материала. Каков механизм включения этого материала в ледник? Нет ли противоречия между выводами о крайне малой влекущей силы ледника и фактическим наличием таких включений. На этот счет распространено мнение, что процесс включения в лед обломочного материала сводится к выпахиванию, выламыванию ледником пород ложа. Более того, ряд ученых считает, что ледник вообще преобразует породы ложа в готовую морену, уплотняет ее, создает сланцеватость, закономерно ориентирует и стесывает валуны, штрихует, перемалывает их в муку (Лаврушин, 1976; Лавров, 1970 и др.).

Однако, прямые наблюдения показывают, что отложения ложа не перерабатываются ледником, а примерзают к нему. Этот процесс хорошо выражен в ледниках, где идет донное таяние и повторное замерзание талых вод. Процесс намораживания вторичного льда и примерзание к нему терригенного материала наблюдался нами на ледниках Алибек и Аманауз (рис.7).

*

Судя по литературным данным, он распространен как в теплых, так и холодных ледниках – при условии подтока вод за счет режеляции и инфильтрации. Так, исследование керна скважины, пробурившей толщу льда в Западной Антарктиде (ст. Берд), показали, что минеральный детрит в придонные слои льда был включен за счет примерзания его к вторичным, режеляционным льдам (Gow, Epstein, Sheewy, 1979). Похожий процесс наблюдался и на выводных ледниках района Мак-Мердо, с той разницей, что примерзание терригенного материала к ложу ледников здесь идет за счет талой воды, поступающей под ледник со склонов долин (Selby, 1973). Специальные исследования в Гренландии показали, что минеральный детрит, включенный в нижнюю часть материкового льда, имеет четкие признаки субаэрального выветривания (но не ледниковой обработки, как того требует теория). Этот материал включен в ледник путем примерзания (Whalley, 1982).

Донное намораживание песчаных грунтов установлено в ледниках Норвегии (Harris, Bothamley, 1984), на ледниках Баффиновой Земли (Dewdeswеll, 1986). Примерзание к днищу ледников пластов рыхлых отложений, в том числе морских, с обильной фауной хорошо сохранившихся морских моллюсков, зафиксировано на Шпицбергене и других районах современного оледенения (Серебряный, Орлов, 1985).

Более того, под ледниками, в том числе в мореносодержащем льду рядом исследователей (в том числе Ю. А. Лаврушиным (1976), вопреки теории ледникового стесывания валунов, были отмечены валуны, покрытые тонкой карбонатной коркой. Кальцитовые корки обнаружены и на поверхности скальных пород, вытаивающих из-под ледников (Hallet, 1976).

Формирование карбонатных каемок и корок (кальцитовых, доломитовых и др.) на валунах и горных породах явление общеизвестное и связано с воздействием поверхностных и грунтовых вод, насыщенных углекислотой. Хемогенные садки карбонатов происходили и происходят до перекрытия ледником топографической поверхности в условиях положительных температур.

Следовательно, и эти данные указывают, что распространенное мнение о действии ледника наподобие жерновов, о перемалывании льдом не только органических остатков, но и валунов, о срезе ледником толщи горных пород являются ошибочными.

О ледниковой эрозии

В предыдущем разделе было показано, что в донных частях ледников обломочный материал имеется в небольшом количестве или отсутствует. Были приведены доказательства, что ледники в своей донной части в сколько-нибудь заметных масштабах не перемещают валунный материал и скорее консервируют рельеф, чем его разрушают.

Помимо этих фактов имеется немало и прямых наблюдений, ставящих под сомнение идеи об огромной выпахивающей деятельности ледников. Еще в начале века Т. Чемберлин и Р. Солсбери указывали на крайнюю слабость ледниковой эрозии. Согласно их наблюдениям, при движении ледников по ровному месту под ними сохраняется даже почва с травянистой растительностью.

Многолетние работы М. И. Ивероновой (1952) на Тянь-Шане показали, что даже в горах ледники при своем движении не только не нарушают рыхлые подстилающие осадки, но и сохраняют почвенно-растительный покров.

Изучение К. К. Марковым (1946, 1986) памирских ледников привело его к выводам о слабости ледниковой эрозии и о малой вероятности образования ледниковым путем так называемой донной морены. На основании фактов несминания и неэродирования ледниками галечниковых и глинистых отложений, К. К. Марков пришел к выводу, который должен был учтен сторонниками оледенений: ”Но если ледник не оставил следов эрозии в рыхлых отложениях, то тем понятнее это по отношению к породам скальным” (1986).

Не производят экзарации ложа и ледники Скандинавского нагорья, о чем свидетельствует вытаивание из-под ледников полигональных грунтов, древних дельтовых песчаных отложений с сохранившимися знаками ряби (Whalley, 1981; Harris, 1984). Известны факты вытаивания из-под ледников Альп хорошо сохранившихся сооружений римской эпохи, а из-под выводных ледников Гренландии – древних норманнских поселений (Шило, Данилов, 1984; Чижов, 1976).

Важные данные были получены при изучении ложа ледника Твин на Элсмире. Этот ледник в малый ледниковый период далеко продвинулся вниз по трогообразной долине. Ныне он отступил, обнажив долину. Наблюдения показали, что ледник не только не выпахивал “трог” (как того требует теория), но сохранил под собой тундровую растительность того времени и почвенный покров (Bergsma, Sloboda, Freedman, 1984). Поскольку почвенный покров не покрыт моренными образованиями, то этот факт указывает, что ледник Твин не только предохранил долину и почвенный слой от эрозии, но и не перемещал морены. Изучение других современных ледников в канадской Арктике также показало крайне незначительное их воздействие на рельеф и подстилающие отложения. В связи с этим Дж. Ингланд (1986) пишет: “возникают сомнения в реальных возможностях такого фундаментального процесса преобразования ландшафтов, каким считается ледниковая эрозия”.

Важные результаты были получены П. В. Ковалевым (1965) при изучении долинных ледников Кавказа. Он установил, что ледники занимают готовые (доледниковые) долинообразные формы, в том числе и троги, и не выпахивают их днища. Исследование ледников Северной Земли (В. М. Макеев, Ю. Д. Большиянов, 1986) показало, что эти ледники не только не выпахивают ложе, но и защищают его от эрозии. Они пишут, что “в настоящее время, в связи с низкими температурами льда по всей толще ледниковых куполов и щитов, подстилающие породы защищены от эрозии”.

Постулаты об огромной выпахивающей и бульдозерной деятельности ледника, о сносе им толщи кристаллических пород как-то меркнут перед следующими фактами. Д. Хук (Hooke, 1968) установил, что ледниковый покров Гренландии у своего края надвигается на навеянные снежники, но не выпахивает их, а перекрывает и движется поверх снежных наносов. Наблюдения в соседней Исландии показывают, что даже быстрые подвижки ледников (серджи), когда энергия продвижения ледников наибольшая, экзарации ложа тоже не вызывают. В. С. Корякин (1988) описывает сердж ледника Бруар (выводной ледник ледникового массива Ватнайекудль), который имел место зимой 1964 г. Быстро продвигающийся ледник всего лишь “сминал перед собой снеговой покров в складки высотой 2-3 м ”. Могут сказать, что снежный покров предохранил ложе ледника от экзарации, но можно указать и на то, сколь незначительная защита требуется для предохранения ложа от ледниковой экзарации.

Возникает вопрос, почему вопреки прямым наблюдениям авторитетных исследователей, свидетельствующих о слабости ледниковой эрозии, геологи-четвертичники и палеогеографы придерживаются положения об огромной выпахивающей деятельности ледника? Прежде всего потому, что без оной не будет и ледниковой теории, не будет, требуемого теорией, ледникового сноса толщи кристаллических пород с Балтийского и Канадского щитов, выпахивания фиордов, озерных котловин, перемещения валунов и отторженцев за тысячи километров.

Дискуссия о масштабах ледниковой эрозии ведется уже более 100 лет. Суть ее сформулировал известный французский географ Э. Мартонн (1945): “весьма внимательные исследователи альпийских ледников отрицают эффективность ледниковой эрозии, тогда как другие чрезвычайно ее преувеличивают”.

Весьма внимательные исследователи являлись основателями альпийской школы гляциологов во главе с А. Геймом. Других ученых, стоящих на позициях огромного выпахивающего действия ледников, объединял Г. Гесс. А. Гейм, отрицавший сколько-нибудь значительную роль ледников в формировании трогов, озерных котловин и долин в Альпах, относил их к тектоническим формам рельефа. Вместе с тем он соглашался, что полированные скалы, вытаивающие из-под ледников, имеют ледниковое происхождение. В этом оказалась суть проблемы: тектонические зеркала скольжения, штрихованное тектоническое ложе, которое использует для своего движения ледник и предохраняет от выветривания и эрозии, приняли за неоспоримо ледниковые признаки (вопросам происхождения штриховки и полировки скальных пород и других типов экзарационного рельефа посвящена 2-я глава книги). Решению вопросов, связанных с проблемой экзарации, могло бы в значительное мере помочь сравнение физико-механических свойств льда и горных пород, по которым двигался ледник.

Ниже приводится таблица физико-механических свойств льда и некоторых горных пород (табл.1).

*

Для понимания процессов возможного выпахивания и выламывания ледником горных пород главное значение имеет такое свойство льда как его прочность на скалывание (сдвиг). Именно с напряжениями сдвига принято связывать способность льда выпахивать, скалывать, смещать породы. Сравнение этого показателя для льда и горных пород показывает, что сопротивление льда скалыванию (сдвигу) в среднем в 10-20 раз ниже, чем горных пород. (Сопротивление льда сжатию и растяжению соответственно в 25-50 и 5-10 раз ниже, чем горных пород).

Это означает, что ледниковые массы не в состоянии разрушать подстилающие коренные породы, выпахивать и истирать их. В придонные части ледников могут вмерзать только рыхлые продукты разрушения и переотложения этих пород – элювиально-делювиальные, флювиальные, селевые, морские и другие отложения. Из приведенных в таблице параметров прочности льда и коренных пород на сдвиг следует, что при приложении напряжений скалывание будет происходить только в леднике, с образованием внутриледниковых плоскостей скольжения разного порядка.

Кроме того, низкое сопротивление льда скалыванию само по себе не позволяет накапливаться в массе льдов значительным касательным напряжением, так как достижение предельных для льда напряжений и ведет к скалыванию льда. Отсюда столь характерное для ледников движение льда по плоскостям внутриледниковых сколов.

Фактические замеры и расчеты величин касательных напряжений на дне ледников показывают их низкие значения. Так, у ледника Федченко напряжения сдвига на ложе не превышают 0.2-0.3 МПа, а у ледников с более крутым падением – например, у ледника Шумского на Тянь-Шане, на разных участках ложа касательные напряжения были в пределах 0.05-0.5 МПа (Шумский, Красс, 1983). Существенно меньшие касательные напряжения присущи ледниковым щитам Антарктиды и Гренландии – они составляют 0.002-0.01 МПа (Шумский, Красс, 1983).

Очевидно, что напряжения такого порядка не могут привести к выпахиванию горных пород, а тем более к ледниковому срезу толщи кристаллических пород в сотни метров мощностью, как это постулируется, например, в статьях Н. И. Апухтина, Е. В. Рухиной, Д. Д. Квасова, П. Вольштедта, М. Г. Гросвальда. В этом плане можно согласиться с выводами М. И. Ивероновой, основанными на изучении ледников Тянь-Шаня: “роль придонной морены ничтожна и говорить о леднике, как о факторе эффективно эродирующем нет основания”.

Изучение гляциальных процессов в горах северо-востока Азии и в Альпах привело академика Н. А. Шило (1981) к выводам, что утвердившиеся положения о деструктивной деятельности ледников давно пришли в противоречие с новыми данными. Он особо подчеркивает, что “такие параметры льды, как модуль упругости, сопротивление сдвигу и т. д. не идут ни в какое сравнение с аналогичными характеристиками горных пород, на поверхности которых формируются ледники или ледниковые покровы. Поэтому говорить, указывает Н. А. Шило, о механическом разрушении диагенезированных пород ледниковыми массивами равносильно признанию мифических свойств за последними”.

В заключение следует отметить, что установленные гляциологами закономерности движения ледников не воспринимаются ледниковой теорией, так как скорости движения современных ледников крайне недостаточны. Особенно недопустимо медленно перемещаются – а то и стоят на месте по 150-400 тыс. лет придонные слои Гренландского и Антарктического ледниковых покровов. Ледниковая теория своеобразно, но не слишком убедительно, преодолевает эту проблему. Вот типичное описание движения скандинавского ледникового покрова на равнинах Восточной Европы: “На территорию Северной Литвы ледники наступали через Рижский залив и по сравнительно непересеченной местности, приобретая ускорение, двигались на юг, разрушая уже созданные формы поверхности и мало оставляя собственных отложений” (В. П. Вонсавичюс, 1981). Несколько севернее – “на южном берегу Финского залива Невский язык встретил на своем пути Ордовикское плато. Не будучи в состоянии перейти через него, лед устремился к востоку и югу, по его окраинам, и снова изменил свое движение на юго-восточное, обойдя высоту” (С. В. Яковлева, 1972).

Не менее, а может быть и более, стремительно двигался ледниковый покров на Европейском Севере. А. С. Лавров, Л. Д. Никифорова, Л. М. Потапенко (1986) утверждают: “В Западном Притиманье основная масса льда, не меняя направление, устремилась к верховьям Северной Двины, а менее энергичный поток разворачивался к югу, перекрывая бассейн Вычегды”. Все это напоминает лихие кавалерийские рейды, джигитовку и рубку лозы, а не движение материковых льдов – медленное, тягучее вязко-пластическое течение.

Содержание