Взаимодействие ледниковых покровов с ложем в пределах материковых окраин (механизмы и интенсивность) Глазовский, Андрей Федорович

Содержание к диссертации

Введение

Глава I. Особенности динамики краевых зон ледниковых покровов и морфологии их ложа на примере антарктиды и гренландии . 10

1.1. Динамика краевых зон ледниковых покровов 10

1.2. Морфология современных гляциэльных материковых окраин 26

Выводы 39

Глава 2. Отражение ледниковой динамики в морфологии фьордов и шобов-трогов материковых окраин 43

2.1. Проблема происхождения фьордов и подводных иелобов-трогов 44

2.2. Условия стока льда и форма фьордов 71

а/ Векторное распределение морфологических показателей фьордов 73

б/ Связность фьордовых систем 82

в/ Изменение фьордов в узлах слияния 89

г/ Распределение глубин устьевых порогов 94

Выводы 96

Глава 3. Механизмы ледниковой эрозии на материковых окраинах 97

3.1. Откалывание /отщепление и выламывание/ обломков 98

а/ Условия откалывания 99

б/ Расчет откалывания под выводными ледниками 109

3.2. Истирание /абразия/ лона 116

а/ Условия истирания 116

б/ Расчет истирания под выводными ледниками .119

3.3. Деформации мерзлого или талого рыхлого ложа 132

Выводы 139

Глава .4. Механизмы и условия ледниковой аккумуляции на материковых окраинах и прилежащем глубоком дне океана 142

4.1. Механизмы ледниковой аккумуляции 144

а/ Количество и распределение ооломков в ледниках 144

б/ Отложение обломков под ледниками 148

в/ Отложение под шельфовими ледниками 150

г/ Разгрузка материала разными динамическими частями ледникового покрова 154

д/ Айсберговый разнос и переотложение . 156

4.2. Обстановки ледниковой аккумуляции и типы отложений 169

а/ Классификации обстановок 169

б/ Основные типы отложений 175

Выводы 179

Глава 5. Интенсивность ледниковой эрозий и аккумуляции на материковых окраинах 181

5.1. Интенсивность ледниковой эрозии 181

5.2. Зональность в распределении продуктов экзарации и их объемы 191

5.3. Асимметрия геологической деятельности ледниковых покровов 200

Выводы 205

Заключение 207

Литература 214

• Морфология современных гляциэльных материковых окраин
• Векторное распределение морфологических показателей фьордов
• Деформации мерзлого или талого рыхлого ложа
• Разгрузка материала разными динамическими частями ледникового покрова

Введение к работе

Одной из главных проблем изучения ледников является выяснение механизмов и интенсивности их взаимодействия с ложем. Эта проблема возникла еще в начале прошлого века, т.е. практически одновременно с первыми наблюдениями за ледниками и следами их деятельности. Если до 40-50-х годов XX столетия этв область исследований привлекала внимание в основном геоморфологов и геологов, то в последнее десятилетие заметно возрос интерес к ней и у собственно гляциологов. Свидетельством этому может слукить хотя бы тот факт, что из десяти гляциологических симпозиумов, которые проводило Международное гляциологическое общество, два - в 1978 и 1980 годах - были прямо посвящены взаимодействию льда с ложем и процессам ледниковой эрозии и седиментации, а еще два были тесно связаны с этой проблемой.

Научное значение для гляциологии решения проблем взаимодействия ледника с ложем определяется тем, что именно с ними связаны многие коренные характеристики оледенения, касвющиеся распределения напряжений и скоростей движения в теле и у подошвы ледников, их теплового режима, интенсивности разрушения подстилающей поверхности и переносе вещества у ложа, устойчивости оледенения к внешним воздействиям. В древнеледниковых областях следы взаимодействия ледников с ложем являются зачвстую единственным индикатором свойств существовавших в древности крупных ледяных масс, которые, в свою очередь, определяли ход

многих природных процессов. Только широкое распространение тэ-ких следов дало возможность устанавливать ряд общих- пэпеогля-циологических закономерностей, касающихся динамических и температурных условий переноса льда, определения главных путей его

ДВИЖеНИЯ, фОрМЫ И ОбъеМОВ ЛеДНИКОВЫХ ПОКРОВОВ И Т.Д. /The, Last Great Ice Sheets... ,1981/.

Хотя проблема взаимодействия ледников с подстилающим субстратом давно и плодотворно изучается, необходимо подчеркнуть, что основные выводы, квсающиеся как ледниковой эрозии, так и аккумуляции и, соответственно, форм, связанных с этими процессами, были построены на базе изучения горных ледников и покровных оледенений суши, и оставленных ими образований, что далеко ^не полностью охватывает все многообразие форм оледенения Земли. Так,\современные^исследования ледникового покрове Антарктиды и районов распространения плейстоценовых оледенений показывают, что их значительная доля, как в древности, так и сейчас, приходится) на покровные ледники особого - "морского" - морфопого-динамического типа /Гросвальд, 1983 а, б/. Эти ледники отличаются тем, что их внутренняя часть налегает на ложе, находящееся, в основном, ниже уровня моря, а внешняя часть состоит из плавучих ледников-шельфов. Налегающая и плавучая части тесно связаны друг с другом, образуя единую динамическую систему. Эта система значительно более чувствительна к изменениям уровня моря, уровня поверхности земной коры, баланса массы и рельефа ложа, чем ледники других типов, и ее поведение зависит от сочетания условий на линии налегания, т.е. границе между плавучей и внутренней частями.

Сейчас в западной части Антарктиды ложе современного ледникового покрова расположено в среднем не 440 метров ниже уров-

-3-ня океана, и здесь на площади 3 4SS ISO км^ сосредоточена ледяная масса объемом 4070,6 тыс.км⁸. 15% этого объема находится на плаву, занимая I 248 210 км² акватории Мирового океана

/ Drewry et al., 1982 /. В Верхнем ПЛЄЙСТОЦЄНЄ Объемы П0К-

ровного оледенения "морского" типа достигали 37 х 10^ км⁸, а площади, ими занимаемые, равнялись 30 х Ю⁶ км², что составляло около 40% от общего объема и около 50% от общей площади всех ледников во время последнего максимума их разрастания /Гросвэльд, 1983 б/.

Огромные массы льда, заключенные в "морских" педниквх, их относительная неустойчивость, особый механизм разрушения, связанный не с постепенным отступанием края зэ счет таяния мертвого или активного льда по периферии, а с быстрым распадом в результате "рассекающей дегляциации", ведущей к выбросу больших количеств льда в океан за относительно короткий промежуток времени - указывает на особое место таких ледников в системе взаимодействия оледенения - климата - океана. В связи с этим, кажется несомненной актуальность исследования одного из главных, но до сих пор слабо изученных звеньев системы "ледник - океан - атмосфера" - а именно, вхзймохейсхвия^е.дниковыхдо-кровов с ложем в зоне контакта их с океаном.

Кроме того, "морские" ледники, занимая в течение длительного времени обширные пространства переходной зоны от континентов к океанам - в позднем плейстоцене до одной трети площади всех шельфов - должны были сильно повлиять на тип рельефо-и осадкообразования на них, что в последнее время стало существенно и практически важно в свете усиливающегося интереса к материковым окраинам как источникам минеральных ресурсов.

Роль "морских" оледенений как климатсформирующего и гео-

логических факторов не ограничивается только плейстоценом. Исследования следов оледенений начала протерозоя, конца рифея и среднего-верхнего палеозоя показывают, что "морские" оледенения были характернейшей чертой холодных эпох глубокого геологического прошлого, занимая интервалы времени от десятков миллионов лет до 00 миллионов и более /Чумаков, 1978/. В результате взаимодействия с ложем "морских" ледников фанерозоя возникли крупные геологические тела, нередко несущие железное оруденение. Толщи, сформированные "морскими" ледниками на материковых пэлеосклонах, в силу лучшей сохранности, часто бывают важными свидетельствами существования докайнозойских оледенений. Поиск нефти на севере Африки во многом определяется рисунком, формой и расположением троговых долин, врезанных в па-леошельф во время ордовикского оледенения и заполненных ледниковыми песчаниками - единственной формацией, служащей первич-ным коллектором этого нефтеносного района.

Таким образом, круг задач, где существенным компонентом является вопрос о взаимодействии "морских" оледенений с ложем, не ограничен только гляциологией, но затрагивает -проблемы па-леогляциологии, гляциальной геоморфологии, исторической геологии, климатоформирования Земли, поиска полезных ископаемых и народнохозяйственного освоения шельфов.

Исходя из научного и практического интереса к деятельности ледников в переходной зоне от суши к океану, учитывая ее слабую изученность, недостаточную разработанность методов оценки этой деятельности, в предлагаемой работе была поставлена следующая цель - исследовать механизмы и интенсивность взаимодействия ледниковых покровоьс ложем в пределах материковых окраин.

Для ее решения были выдвинуты три основные задачи. Первая задача заключается в изучении проявления деятельности ледниковых покровов в морфологии материковых окраин. Вторая задача состоит в анализе современных представлений о механизмах ледниковой эрозии и изучении основных процессов, идущих на ложе в пределах материковых окраин, занимаемых в прошлом или настоящем ледниками. Третья задача заключается в оценке скоростей ледниковой эрозии на материковых окраинах и определения ее суммарных эффектов. Вполне понятно, что обширность проблемы не позволяет детально рассмотреть все возможные вопросы, возникающие в связи с ней. Но поскольку имеющийся материал - отдельные факты, наблюдения, карты и т.д. - тем или иным образом затрагивающий ее, рассеян во многих публикациях, а обобщающей работы, в которой бы проблема рассматривалась в целом до сих пор пока нет, мы постарались этим исследованием восполнить имеющийся пробел.

Для работы были привлечены, как уже упоминалось, разнообразные литературные источники, данные советских, американских, новозеландских, датских, канадских, норвежских океанографических исследований, данные глубоководного бурения, наборы батиметрических карт, многолистная серия карт мира масштаба 1:2 500 000. Существенную пользу принесли личные полевые наблюдения автора при работах в экспедициях Института географии АН СССР на архипелаге Шпицберген, полуостровах Таймыр и Камчатка.

По материалам работы опубликовано несколько статей* перечень которых приведен в списке. Основные положения работы докладывались на научных семинарах отдела гляциологии Института географии АН СССР, на УП и УШ Всесоюзных гляциологических сим-

позиумах в Томске и Таллине в 1980 и 1984 гг., на школах-семинарах Секции гляциологии МГК.

Поставленные три основные задачи во многом определили структуру самой работы, которая состоит из введения, пяти глав и заключения. Каждая из глав призвана ответить на все или часть вопросов, возникающих при решении упомянутых задач. Поскольку и сейчас обширные области материковых окраин заняты современными ледниками, представилась необходимость начать работу с исследования их состояния и поведения, которое бы наметило узловые места в системе ледник - ложе - океан. Б связи с этим, в первой главе на примере Антарктиды и Гренландии рассмотрены особенности морфологии и динамики краевых зон материковых ледниковых покровов. Такой анализ позволил показать исключительно важную роль выводных ледников и ледяных потоков во взаимодействии покровного оледенения с океаном, концентрирующих в относительно узких линейных зонах сток льда с обширных площадей, что, в свою очередь, обусловливает чрезвычайно высокие скорости их движения, создание своеобразных температурных и динамических условий на ложе, возникновение особого механизма сброса льда в океан - особенностей, резко отличающих эти ^л ледники от ледников других типов. Одновременно с этим показаны общие черты строения ложа таких ледников, которые, в отличие от характера ложа обычных наземных ледников, в гораздо большей степени.определяют динамику льда.

Во второй главе, с учетом выводов, сделанных при анализе современного состояния ледников в переходной области между континентом и океаном, исследуется морфология ледниковых окраин, покрывавшихся ледниками в плейстоцене. Главное внимание в ней уделено районам с развитием фьордов и подводных желобов-трогов.

В ней освещен дискуссионный вопрос о генезисе этих форм рельефа плейстоценовых ледниковых материковых окраин, позволяющий дэлее рассмотреть возможности оценки и определения ледникового Контроля рельефа материковых окраин. В этой главе главное нэп*- / равление связано с поиском проявления внутренней "экзарацион- , ной потенции" ледников в рельефе, подобных или сходных с теми многочисленными отражениями режима водных потоков в морфологии речных русел, что отличает ее от традиционных исследований, где возникновение крупных полых форм рассматривается с "точки зрения" субстрэта - литопогических и структурных неоднороднос-тей, с недостаточным вниманием к другой стороне вопроса - за-печатпеншо в рельефе свойств движущегося ледника. С этой точки зрения рассматриваются география фьордовых зон на земном шаре, связность фьордовых систем по отношению к условиям стока льда, глубина и длина фьордов, причины формирования устьевых порогов фьордов на разной глубине и изменения углов слияния фьордов как следствие резной активности выводных ледников. Решение этих вопросов во многом опирается на использование морфологического метода с применением элементов математической статистики и теории графов.

Хотя для анализа эрозионной активности ледников в целом, очевидно, вполне достаточен такой интегральный показатель как интенсивность массооборота льда, сами механизмы разрушения ложа существенно отличаются у разных ледников и, даже, в пределах

одного ледника. Имеющиеся фактические наблюдения крайне скудны і

и отрывочны, хотя с этим вопросом тесно связана одна из главных проблем - о скольжении ледника по ложу. Существующие фактические данные и физические модели ледниковой эрозии касаются, в подавляющем числе, горных ледников. Что касается "морских"

ледников - этот вопрос практически не разра0отан.\ Поэтому, третья глава посвящена анализу современных представлений о механизмах ледниковой эрозии и оценке возможных основных процессов, идущих на ложе ледников в пределах материковых окраин, включая определения условий для откалывания, истирания, дробления, водной эрозии, деформаций талого или мерзлого рыхлого ложа. В ней же показаны возможности изменения динамики "морских" ледников в результате их взаимодействия с рыхлым ложем и приведены расчеты скорости истирания и дробления ложа вывщных ледников Антарктиды, сделанные по данным о напряжении сдвига, на ложе, давлении и скольжении»

Своеобразие разрушения "морских" ледников и особенностей разгрузки льда, наличие трех особых ледниковых границ в их теле -линии откола айсбергов, границы донного таяния и намерзания, и линии налегания - приводят в действие особые механизмы ледниковой аккумуляции в области материковых окраин и прилегающих к ним районов. В связи с этим, четвертая глава целиком посвящена рассмотрению факторов, порождающих разные условия ледниковой аккумуляции, энализу процессов и самих обложений, возникающих на контакте оледенения с морем.

Все выводы, касающиеся ледникового генезиса фьордовых систем и желобов-трогов, механизмов ледниковой эрозии на материковых окраинах, особенностей ледниковой аккумуляции в этих рэйонэх позволяют в пятой главе исследовать интенсивность ледниковой эрозии в переходной зоне между континентом и океаном, оценить скорости ледниковой эрозии, выяснить общую картину - распределения продуктов эрозии, сравнить интенсивность ледниковой эрозии ледниковых покровов на "морских" и континентальных их сторонах, для чего привлекаются данные о морской геоло-

гии и проведены картометрические работы, В этой же главе затрагивается вопрос о возможной связи ледниковой эрозии: и постепенного изменения характера взаимодействия оледенений и океана со временем. В Заключении: приведены основные выводы работы. Вся работа изложена на 150 страницах, содержит 36 рисунков и II таблиц, библиография включает 249 наименований.

Работа выполнена в отделе гляциологии Института географии; АН СССР в рамках междуведомственной программы - "Взаимодейст> вие оледенения с атмосферой и океаном", в которую также входит, плановая тема Института географии АН СССР^!3.5.1.6.1. - "Разработка основ гляциологических прогнозов".

Автор признателен всем сотрудникам отдела, и особенно к.г.н." Д.Я.Йоффе и к.ф.-м.н. В.Л.Мазо, за полезные советы и интересные замечания, сделанные при обсуждениях предлагаемой работы. Автор благодарен к.ф.-м.н. М.Ю.Шашкову, сотруднику Института прикладной математики АН СССР, за содействие при машинной обработке статистических данных. Особую благодарность, автор приносит руководителю работы д.г.н. М.Г.Гросвальду -его постоянное внимание, большой интерес, ценные советы во многом стимулировали написание этой работы.

Г Л 8 В 8 I ОСОБЕННОСТИ ДИНАМИКИ КРАЕВЫХ ЗОН'ЛЕДНИКОВЫХ ПОКРОВОВ И МОРФОЛОГИИ ИХ ЛОЖА НА ПРИМЕРЕ АНТАРКТИДЫ И ГРЕНЛАНДИИ

I.I. Динамика краевых зон материковых покровов

В современном ледниковом покрове Антарктиды - главном ледниковом теле нашей планеты - сосредоточено 30,11*2,5 млн.

КМ⁸ ЛЬДа / Drewry et al., 1982/. ОСНОВНОЙ рЭСХОД ЛЬДЭ В Ан-

тарктиде происходит за счет его движения к морю и откалывания айсбергов. Ежегодно ледниковый покров Антарктиды сбрасывает в океан 2400*720 км³ льда /Котляков и др., 1977/. Второй по размеру ледниковый покров планеты - Гренландский ледниковый щит -объемом 2,6 млн.км⁸, ежегодно продуцирует по разным оценкам от 310 до 500 км⁸ айсбергов /Котляков, Кренке, 1980; Чижов, 1976/. Всего в полярные воды обоих полушарий ледники ежегодно сгружают около 3340 км⁸ льда. Откол айсбергов составляет 76$ от всего суммарного ледникового стока в Мировой океан, определяемый величиной 3550 км³/год /Клиге, 1985/. Учитывая, что поверхностное таяние ледников составляет только 12,6$ от этой величины, а донное твяние - 11,4%, можно утверждать, что в целом для оледенения земного шара ведущим фактором абляции ледников является не таяние и испарение, а айсберговый сток.

Существенно, что величина сброса льда в океан сильно варьирует от участка к участку края современных ледниковых покровов в связи с большими изменениями скорости движения льда у

-II-

этого края /Долгушин, 1958/. Скорости движения недифференцированного края ледникового покрова Антарктиды составляет в среднем 100 м в год и резко увеличивается на фронтах выводных ледников в среднем до 600 м в год /Котляков и др., 1977/. Поэтому, хотя длина недифференцированного края покрова Антарктиды -12 156 км - в три раза больше длины фронтов выводных ледников

И ЛеДЯНЫХ ПОТОКОВ / Drewry.et al., 1982 /, ОСНОВНЭЯ ДОЛЯ р8С-

хода льда в море осуществляется ледяными потоками и выводными ледниками. Этот расход осуществляется или непосредственно в океан, или через шельфовые ледники, первоначально создавая их нижний структурный ярус.

В Западной Антарктиде ледяные потоки и выводные ледники выносят около 90% от всего расхода льда этой части покрова /Hughes, 1977 / Примерно та же картина отмеченв в Восточной Антарктиде: детальные исследования баланса массы сектора Восточной АнтаркТИДЫ Между 46 И 62 В.Ш. /Outlet glacier...,1983^

показывают, что выводные ледники Уилма, Йелберт, Тейлор, Доу-верс, Косгроув, Хоусизен, Роберт, имеющие суммарную ширину 30,8 км, выносят 8,77 млрд.тонн льда в год, тогда как недифференцированное движение края ледника в том же районе, происходящее на фронте длиной 190 км, перемещает всего 1,29 млрд. тонн льда в год. То есть выводные ледники, ширине которых составляет только 14% от всей длины рассматриваемого участка края ледникового покрова, перемещают 88% льда от всего количества, поставляемого ледниковым покровом в зону его взаимодействия с океаном. В секторе от 80 до 135 восточной долготы Восточной Антарктиды 80% стока льда концентрируется в трех системах выводных ледников. Выводной ледник Тотен переносит около 40% льда и дренирует 55% площади; выводной ледник Вандерфорд - 20%

-12-льда с 155 площади; система выводных ледников Скотта и Денма-на - 20$ льда с 20% площади / Young , 1979/.

В западном секторе ледникового покрова Гренландии, занимающего 20% от всей его площади, зйсберговый сток составляет

97 КМ⁸ ИЗ ОбЩИХ 157 КМ⁸ ВСех ПОТерЬ ЛЬДа / Weidick, Olesen ,

1980/. При этом, хотя площадь, питающая выводные ледники, составляет 64% от всей рассматриваемой площади, ширина фронтов выводных ледников в сравнении со всей длиной фронта крайне невелика. Двадцать выводных ледников в районах Диско и Уманак общей шириной всего 80,4 км ежегодно выбрасывают в Баффинов залив около 100 км³ льда, что возможно благодаря исключительно высоким скоростям движения этих ледников, достигающих 6,97

KM/ГОД / Bauer , 1968/.

Огромные величины скоростей движения и расхода льда в выводных ледниках и ледяных потоках, связанные с концентрацией движения льда, аккумулирующегося на обширных площадях, являются одной из характернейших особенностей этого типа ледников. Хорошим примером служит ледник Ламберта /рис.І/. В этот крупнейший выводной ледник мира, имеющий ширину около 40 км и длину порядка 400 км, поступает лед с площади около 1152 тыс.км². Лед двигается в верховьях ледника со средней скоростью около 200 м/год, достигая у линии налегания скорости 350 м/год. Всплывшая часть, образуя шельфовый ледник Эймери длиной около 800 км, двигается с ускорением со скоростями около 800-І200 метров в год, оканчиваясь ледяным барьером, протягивающимся в ширину на 160 км. Мощность льда в леднике Ламберта составляет 1200-2000 м, достигая толщины 2500 м в области, где ложе ледника опускается ниже уровня моря на 2000 м. Ледник переходит

Рис.І. Система выводного ледника Ламберта в Антарктиде. А - шельфовый ледник Эймери, Б - ледник Ламберта, I - изогипсы поверхности льда, м; 2 - средняя годовая аккумуляция, г/м^с; 3 - границы выводной части ледника Ламберта; 4 - граница ледо-СборнОГО бассейна / Allison, 1979/.

-14-на плав, имея мощность около 800 м. Ежегодный расход льда в леднике Ламберта оценивается в 18,2 млрд. тонн льда. Из них 11,1 млрд. тонн непосредственно переходят в шельфовый ледник Эймери, 5 млрд. тонн испаряются, 2,1 млрд. тонн теряются ледником за счет донного таяния и стекают под шельфовый ледник Эймери, где идет интенсивное повторное намерзание воды на его нижнюю поверхность со скоростью до I м/год, прекращаясь лишь в

70 КМ ОТ Края педяНОГО барьера / Allison, 1979; Budd et al. , 1982/.

Представление о величинах стока льда, скоростях движения ряда других выводных ледников и ледяных потоков Антарктиды дает таблица I.

Оценки расхода льда через выводные ледники имеют приблиди-тельный характер, о чем, например, свидетельствуют определения для ледника Сирасе /см. табл.1/. Тем не менее, они дают хорошее представление о порядке расхода льда через выводные ледники: ежегодно через их устьевые части , имеющие сечение от первых до нескольких десятков квадратных километров, проходит от нескольких единиц до десятков гигатонн льда, далеко оставляя позади все крупнейшие горные ледники мира.

В отличие от горных ледников выводные ледники не имеют сезонов аккумуляции и абляции. Откол айсбергов происходит крайне неравномерно во времени. Так, мощный ледяной поток Ютульстре-мен шириной около 50 км, дренирующий ледяное плато Земли королевы Мод, в результате откола гигантского айсберга потерял всего за полтора годэ 1125 км⁸ льда, на восстановление которого, несмотря на большой ежегодный приток льда - 12,48 км³, потребуется НЄ Менее 100 ЛЄТ / Declier, Van Antenboer. , 1982/.

В первом приближении скорости выводных ледников, при уело-

Таблица I Некоторые характеристики выводных ледников и ледяных потоков Антарктиды

Название Площадь Сред- Средняя Средняя Расход Литературный

ледника ледо- няя скоро- ширина, льда, источник

сбора, акку- сть, км

Ю⁸км² муля-км/год

г/м²/год

2,1*0,2

1.7" 0,45 0,20 0,30 0,40 0,35 2,5

Rose , 1979
_n..__

„. n

Allison , 1979

Glaciological aspects..., 1978

0,64 20

0,26 0,25 0,76

Пэйн-

Айленд 214*20

Ратфорд* 405±4

С. 122

_д*

Е*

163^г

Ламберт II52 Сирасе 200

Рейнир 80

Бивер Уилма Роберт

40*10

30±10

15'

15-20 5,5 6,4

ЗО 50 80 60 90 40 17,8

І8І5*2

15,8

11,4

9,7 21,1 18

7,4

26*2,5 25±6 m^b2^tree^^0al
30^ І8І5*2 "

aspect

13,4-14,7 Fujii

10,4 Outlet glacier 1982

7,5 5,0 5,0

__,.ji

n

1,66 —"—-

0,57

4,8

- звездочкой обозначены ледяные потоки.

вий стационарного состояния, прямо пропорциональны аккумуляции, длине и ширине ледосборного бассейна, и обратно пропорциональны толщине выводного ледника и его ширине. Из расчетов Й.Верт-мана / Weertman, Bircnfieid , 1982/, выполненных на основе балансовых соотношений, при условиях, что средняя аккумуляция на площади ледосбора равна 0,15 м/год, ширина выводных ледников составляет 25% от длины всего края, длина ледосборов равна

в среднем 800 км, а толщина выводных ледников - 0,5 км, следует, что выводные ледники должны двигаться со скоростью около 480 м/год. Это близко к оценкам скоростей ледяных потоков В,С, Д и Е, приведенным в табл.1. Поскольку около 90$ льда в краевой зоне Антарктиды расходуется лишь через 35% длины ее периметра, то через единицу ширины выводных ледников и ледяных потоков ежегодно протекает в двадцать семь раз больше льда, чем в зоне недифференцированного края. Таким образом, выводные ледники и ледяные потоки, занимая сравнительно узкие участки в краевой зоне материковых покровов, представляют собой наиболее активные ее части. Они дренируют огромные внутренние площади ле-досборов и контролируют практически весь сток льда в окевн.

Наглядным примером соотношения между величиной аккумуляции в ледосборном бассейне, шириной зоны и интенсивностью выноса льда выводным ледником служит ледник йкобсхавн в Гренландии. Хотя по площади педосбора он не выделяется на фоне выводных ледников Антарктиды - по разным оценкам она составляет от 63,29 до 98,85 х 10^ км², но значительно более высокая аккумуляция -около 48 г/см²/год, и малая ширина выводной части - всего 7 км, приводят к"тому, что скорости на языке доётигают 7 км/год, а расход льда 39,5*9,5 км³/год / Bindschadier » 1984/ и он является самым мощным по массообороту из изученных выводных ледников мира.

Судя по данным теплофизических расчетов и радиофизических исследований, подошвы выводных ледников и ледяных потоков имеют температуру плавления льда, тогда как основания разделяющих их участков приморожены к ложу /рис.2/. Это способствует высокой концентрации движения льда, поддерживающегося усиленным притоком воды с обширных площадей ложа в относительно узкие зоны

Рис.2. Ледяные потоки Западной Антарктиды /сектор моря Росса/. I - изогипсы поверхности льда, м; 2 - линия нэлегания; 3 - зоны быстрого движения льда; 4 - области льда, примороженные к ложу; 5 - нунэтаки; 6 - акватория моря Росса. П - Продольный профиль через ледяной поток В и шельфовый ледник Росса, Ш - Распределение напряжений сдвига на ложе ледяных потоков. Стрелкой показано направление движения льда /от верховьев/. ІУ - Связь между полушириной /Ъ/2/ и высотой /Н/ ледяных поднятий, примороженных к ложу и разделяющих ледяные потоки: lgH в -1,03556+0,45 /1/2/ / Rose , 1979; Thomas , 1979; Drewry , 1979; Cooper et al. , 1982/.

-18-движения выводных ледников и ледяных потоков. По оценкам й.А. Зотикова /1982/ по ложу ледника Ламберта ежегодно стекает 3-3,5 км³ воды в год из центральной части ледникового бассейна, кроме того за счет донного таяния у ложа этого ледника возникает около I км³ воды в год; по другим оценкам - 2,1 км³ в год /Allison , 1979/. Таким образом, по ложу этого ледника ежегодно стекает 4-5 км³ воды, что составляет около 25% всего его расхода. Менее крупные выводные ледники Антарктиды - Скотта, Амундсена, Лив, Нимрод, Милтон, Шекелтона - только за счет трения о ложе образуют около 0,4-0,5 км³ воды в год; ледник Бэрда - 0,8 км³, Бирдмора - 0,6 км³. Кроме того, выводные ледники и ледяные потоки являются единственными артериями стока подледниковых вод из внутренних частей ледникового покрова, имеющих теплое ложе и окаймленных поясом с отрицательными температурами основания.

Роль воды на ложе в движении ледников подчеркивалось многими исследователями /Шумский, 1969; v/eertman , 1979; Liibou-try , 1979; Красе, 1983 и др./. Й.Вертман показал, что водяная пленка на ложе, затапливая неровности, резко уменьшает шероховатость ложа. Скачкообразное увеличение скорости скольжения ледника по ложу должно ожидаться, когда толщина пленки воды превысит амплитуду неровностей с критической длиной волна В отношении выводных ледников это обозначает следующее. Критические размеры препятствий на ложе, оказывающие равновеликое сопротивление скольжению как режеляционного, так и пластического типа, оцениваются в 2-5 мм. Именно эту величину должна превысить толщина пленки воды, чтобы резко возросло скольжение. При отсутствии пленки воды или пренебрежимо малой ее толщине, скорость скольжения ледника не может превышать 20-50

-19-м/год. По расчетам Вертмана, средняя толщина водной пленки под выводным ледником средних размеров оказывается равной 8 мм. Это приводит к увеличению скоростей скольжения, в первом приближении, в 10-50 раз - до 200-В500 м/год, так как рост скоростей скольжения примерно пропорционален десятикратному отношению толщины пленки воды к размеру критических препятствий.

Концентрации воды у ложа выводных ледников во многом способствует форма ледниковой поверхности в области их ледосборов» Эта поверхность образует воронкообразные понижения, направленные к устью выводных ледников, чем определяется центростремительное направление градиентов давления и движения воды у ложа Высокие скорости скольжения способствуют генерации за счет трения большого количества воды, которая, в свою очередь, поддерживает высокие скорости скольжения.

Появление слоя воды достаточной толщины приводит к нарушению прямого соответствия между наклоном повержности ледника, скоростью его движения и касательными напряжениями на ложе. В ледяных потоках и нижних частях выводных ледников, благодаря усиленной генерации воды при трении, отмечается обратная связь между скоростью движения льда и касательными напряжениями на ложе. Это приводит к тому, что профили поверхности указанных ледников резко отличаются от профилей, предсказываемых законом течения льда Глена.

Таким образом, в краевых зонах ледниковых покровов существует не только дифференциация движения самого льда, но и под-ледникового стока. Зоны разгрузки подледниковой воды из внутренних теплых частей покровов совпадают с желобами выводных ледников и ледяных потоков. Очевидно, существует сложная взаимосвязь между скоростями скопьжения выводных ледников, количе-

ством воды, продуцируемой за счет трения и геотермического потока, конвергенцией линий тока воды под ледосборами и рельефом ледниковой поверхности.

Деформации льда в самой толще выводных ледников сравнительно невелики. Судя по ряду оценок, скольжение выводных ледни- ' ков и ледяных потоков Антарктиды по ложу составляет не менее 90% от общей скорости их движения. И так как абляция в Антарктиде практически отсутствует, эти скорости закономерно растут по мере приближения к краю ледникового покрова. После перехода на плав, скорости движения или несколько снижаются за счет дивергенции линий тока льда /выводной ледник Бэрда, ледяные потоки В, С, Д и Е/, или продолжают расти вплоть до ледяного барьера /ледники Ламберта, Бивер и др./. Это - черта отличает выводные ледники и ледяные потоки от ледников других типов.

Выводные ледники Гренландского покрова несколько отличаются от антарктических тем, что их низовья, в среднем ниже 1300м, занимают области абляции. Тем не менее, роль айсбергового стока остается ведущей и сохраняется ускоряющимся характер движения выводных ледников от верховьев к фронтальным обрывам. Если бы не было сброса льда выводными ледниками в океан, то абляция при современных условиях смогла бы компенсировать только 30-5($ прихода вещества на Гренландский ледниковый покров, и его баланс стал бы резко положительным. Из этого следует, что прекращение контакта оледенения с морем, которое может быть вызвано изменением уровня моря или отступанием концов выводных.ледников, привело бы к изменению баланса массы всего ледникового покрова. И это - несмотря на достаточно развитую область абляции, которая в Гренландии занимает около 14% всей площади покрова. Из сказанного следует, что сама способность моря "поглощать"

-21-болыдое количество льда на сравнительно узких участках его контакта с ледниковыми покровами должна стимулировать развитие выводных ледников и ледяных потоков с обширными бассейнами истечения и неширокими устьями.

Но это не единственная причина возникновения струйности течения ледниковых покровов. Для ее объяснения привлекаются еще минимум три фактора: неоднородность подстилающей поверхности; аномальный геотермический поток в узких зонах большой протяженности; неустойчивость симметричного течения. Очевидно, все эти три фактора взаимосвязаны. Поскольку влияние первого достаточно ясно, остановимся на двух последних.

Согласно представлениям М.С.Красса /1983/, тектоническая неоднородность огромных участков суши сказывается не эволюции и механике крупных ледниковых покровов, в первую очередь, влиянием повышенного потока тепла, отмечающегося в зонах разломов. Согласно модели, рост теплового потока в 5-Ю раз увеличивает скорость течения льда в сотни и тысячи раз, даже без учета скольжения льда по ложу. Поэтому выводные ледники ледниковых щитов трактуются как следствие и как индикатор зон разломов с высоким геотермическим потоком. Действительно, ряд крупных выводных ледников совпадает с зонами нарушений, установленных геофизическими и геологическими методами. В то же время очевидно, что выводными ледниками будут осваиваться только те зоны, которые направлены благоприятно к общему направлению движения льда - от центра оледенения к периферии. Следует также иметь в виду, что отождествление положения выводных ледников с зонами разломов земной коры может привести к логическим ошибкам: ведь многие такие разломы установлены только по направлению выводных ледников. На это указывал еще Д.Трейл / Trail, 1963/. Не-

однозначность тектонической интерпретации прямолинейных участков рельефа как разломов хорошо видна при анализе серии американских геологических карт Антарктиды, составленных разными

авторами / Antarctic Map , 1969, 1970/, МОЖНО Предполагать,

что неоднородность геотермического потока на ложе ледникового покрова - мощный, но не единственный фактор, влияющий на формирование выводных ледников и ледяных потоков. Повышенный тепловой поток действительно существует, судя по расчетам / т>те\юу

, 1982/, в верховьях выводных ледников Скелтон и Тейлор -3,5 мкал/см^сек, и выводного ледника Маккай - 2,7-3,0 мкал/с& ^сек в районе залива Мак-Мердо, но насколько он контролируется разломами сказать пока невозможно.

Третий механизм образования струйности течения льда в ледниковых покровах предложен Б.Л.Мазо /1983/ и связывается с неустойчивостью симметричного течения. По этой гипотезе на фоне стационарного поперечно однородного течения могут возникать малые случайные поперечные возмущения, которые, с одной стороны, подвергаются действию вязкости, погашающей их, с другой,,-некоторого механизма усиления. Развитие струй зависит от прос^; транственных масштабов возмущений. Возмущения малого поперечного масштаба устойчивы и поэтому затухают, тогда как возмущения достаточно большого поперечного масштаба неустойчивы, в результате чего возникает самоподдерживающийся процесс ускорения потоков льда, который вызывает эрозионное углубление каналов на ложе, ставших причиной первоначального возмущения. Из модели следует, что максимально неустойчивые возмущения возникают при поперечных масштабах ледосборных бассейнов порядка ста характерных толщин покрова. И наоборот - при поперечных масштабах менее пяти характерных толщин должно наблюдаться

-23-сглаживание течения и ложа.

Очевидно, полнея модель, объясняющая причины и размеры выводных ледников в покровах, должна включать процессы развития согласованных неустойчивостей течения покрова и формы ложа, тепловой и структурной неустойчивости на фоне неоднородного геотермического потока и реальных условий аккумуляции и сброса льда. Пока такой модели нет.

Наступэние или отступание выводных ледников и ледяных потоков зависит не только от количества поступающего льда, абляции и откола айсбергов. Подавляющее число выводных ледников и ледяных потоков переходят в плав в некотором расстоянии от фронта откола айсбергов. Поэтому, их поведение задается миграцией не только границы питания, но еще двух важных гляциологических границ: фронта отела и линии налегания.

Нужно заметить, что о границе питания на выводных ледниках известно довольно мало, поскольку в Антарктиде она лежит практически на уровне моря. Тем не менее, на гигантском выводном леднике Ламберте область абляции в нижней его части занимает около 33,2 тыс.км*⁵, с которой ежегодно испаряется порядка 1,7-6,7 гигатонн воды /Allison , 1979/, тогда как сток с поверхности скорее всего мал из-за повторного замерзания воды. Соображения, касающиеся границы питания на выводных ледниках Гренландии, мы уже приводили.

Мало исследован вопрос о процессах, управляющих интенсивностью айсбергообразовэния и положением фронта откола. Большинство работ в этой области посвящены изучению механизмов откола, но не факторов, определяющих скорость айсбергоформирования. Пока известно, что все антарктические шельфовые ледники находятся в акваториях с поверхностными температурами воды ниже

-24--IC и известны средние скорости айсбергообразования у современных крупных шепьфовых ледников Антарктиды, которые и применяются в моделях и палеогляциологических реконструкциях. Для понимания динамики выводных ледников и ледяных потоков необходимы исследования самих факторов, контролирующих скорость отела, включая случаи неуравновешенного состояния льда, выдвигаемого в воду, с оценкой периодических колеоаний уровня моря разной частоты, интенсивности течений, температуры воды и т.д.

При постоянной скорости откола айсбергов, наступание или отступание выводных ледников и ледяных потоков определяются поведением линии налегания. Ее положение зависит от сочетания трех факторов: аккумуляции - абляции на нижней и верхней поверхностях; количества притекающего льда; скорости вертикальной деформации за счет сжатия или растяжения и, естественно, разницы объемного веса воды и ледника./ Thomas , 1979/. В простом случае вертикальная деформация имеет растягивающий характер и пропорциональна четвертой степени толщины льда, при этом ледник переходит на плав при мощности порядка 400 м. Только при особо высоком притоке льда или значительном подпоре выводные ледники и ледяные потоки утолщаются на линии налегания до 1000 и более метров. Так, ледяной поток Ратфорда на линии налегания имеет мощность более 2 км, находясь в условиях подпора СО СТОРОНЫ ШеЛЬфОВОГО ЛеДНИКа РОННв / Stephenson , Doake ,

1982/. Изменения указанных трех параметров могут приводить к миграции линии налегания. Например, утоньшение лишь на полметра потока Ратфорда приведет к перемещению линии налегания вверх по леднику на 250 м. В зависимости от рельефа ложа миграции линии налегания могут иметь устойчивый или неустойчивый характер. Устойчивое состояние линии налегания возможно только

-25-когда ложе наклонено в дистальную сторону, и находится в неустойчивом положении - когда ложе наклонено в проксимальном направлении. Во втором случае, как следует из модели Гросвальда-Мазо /1980/, совершенно незначительные изменения внешних условий могут привести к кардинальным перестройкам и миграции линии налегания на большие расстояния. Аналогом поведения выводных ледников и ледяных потоков при потере равновесия на линии налегания может служить разрушение "приливных" ледников залива Глейшер на Аляске, отступивших за последние 200 лет более чем на 150 км и потерявших около 35% площади при толщине льда более 700 м /Field , 1947/. Такое же катастрофическое разрушение ожидается в ближайшие годы на "приливном" леднике Колумбия на Аляске, в связи с тем, что пиния налегания переместится на участок ложа, расположенного ниже уровня моря и наклоненного внутрь ледника. По мнению многих исследователей /см. М.Г.Грос-вальд, 1983 а, б/, особенно грандиозные перестройки - вплоть до уничтожения ледникового покрова, могут быть вызваны нарушением неустойчивого равновесия ледяных потоков "морских" ледни* ков. Если линия налегания отступает быстрее фронта откола айсбергов, ледник в значительной своей части переходит на плав и образует шельфовый ледник, который, в свою очередь, создает дополнительный подпор и приостанавливает отступание линии налегания. Если же, наоборот, фронт откола отступает быстрее линии налегания,.ледник полностью разрушается, как это происходит сейчас с "приливными" ледниками Аляски.

Кроме указанных трех границ, на шельфовых ледниках, питаемых, главным образом, льдом выводных ледников и ледяных потоков, существует четвертый важный раздел; линия отделяющая область донного таяния от области донного намерзания. Она еще не-

-26-доотаточно изучена, но, судя по данным расчетов и бурения /Ботиков, 1982/, на шельфовом леднике Росса внешняя зона донного таяния имеет ширину около 200 км, на шельфовом леднике ЭЙмери - 70 км; во внутренних же частях происходит донное намерзание, особенно усиливающееся вблизи устьев выводных ледников и ледяных потоков, где поступление больших объемов пресной воды в холодную морскую воду приводит к образованию внутриводного льда,

1.2. Морфология современных гдяциальных материковых окраин

Подледниковый рельеф влияет на динамику ледниковых покровов тремя способами: во-первых, долинообразные понижения концентрируют сток льда; во-вторых, понижение рельефа ниже уровня моря делает ледник неустойчивым к изменениям внешних условий; V"в-третьих, ложе, находящееся ниже уровня моря и наклоненное- в сторону периферии, придает леднику более устойчивое состояние, . чем ложе, наклоненное навстречу движению льда.

Широкое использование.геофизических методов позволило получить качественно новые сведения о строении подледного рельефа современных ледниковых покровов Дапица, 1968/. Геофизические и батиметрические наблюдения, выполненные по периферии Антарктического покрова, показывают, что все выводные ледники и ледяные потоки приурочены к допинообразным понижениям на ложе, морфологическая выраженность которых усиливается в краевых частях покрова. Ледник Ламберта занимает подледную долину, протягивающуюся на 650 км к югу в глубь континента. Ширина ₍долины ; постепенно уменьшается в этом направлении от 100 до 20 км. Дно ее в зоне впадения притоков: ледников Западный Ламберт, Мел-лора, Коллинза и Фишера опускается до 2000 м ниже уровня моря.

-27-ООпасть этого переуглубленного бассейна, ограниченного изогип-сой -1500 м, протягивается вдоль уступа Моусона на 130 км /рис.3, 4/. Данные магнитной и сейсмосъемки показывают, что долина Ламберта совпадает с грабенообразной структурой, ограниченной глубинными разломами; под дном ледников Эймери и Ламберта эта структура заполнена осадочными породами, относящимися К Верхнему МеЗОЗОЮ И каЙНОЗОЮ, МОЩНОСТЬЮ ДО 5 KM / Crustal

structure... , 1982/. Тем не менее вопрос о прямом влиянии тектоники на форму долины остается открытым, поскольку восточ-^г ная ветвь грабена, огибающая блок уступа Моусона, не выражена в рельефе ложа и не служит лотком сколько-нибудь концентрированного стока льда, хотя ее геофизические характеристики те же, что и у западной ветви. Это свидетельствует о том, что проявление подобных геологических структур в рельефе происходило не самостоятельно, а под влиянием экзарационного воздействия движущегося льда. Некоторую аналогию можно видеть при сравнении грабена Ламберта с известным грабеном Осло, заложившимся в пермско-каменноугольное время. Его осевая часть занята лавовой ювдей пермского возраста, в которой выпаханы ледниковые бассейны глубиной, с учетом их заполнения позднепедниковыми отложениями, ДО 800 М НИЖЄ УРОВНЯ МОрЯ /Solheim, Gr^nlie , 1983/.

Кроме переуглубленного бассейна в узле конвергентного тока льда, в подледной долине Ламберта, уже под плавучей плитой шельфового ледника Эймери, есть еще четыре бассейна с глубина-. ми более 1000 м, а самого внешнего - более 1500 метров.

Крупнейший выводной ледник Земли королевы Мод - Ютульст-ремен - занимает обширную подледниковую долину. Ее глубины увеличиваются от 800 м в районе желоба Пенка до 1500 м в месте слияния Ютульстременэ с ледником Биддален. Ширина долины дос-

Рис.З. Нижнее течение ледника Ламберта в Антарктиде. Точечными линиями показаны изогипсы поверхности льда, м; непрерывными линиями - изогипсы ложа, м; тонкими волнистыми ли ниями - положение основного ствола ледника и его притоков; Черной ЗЭЛИВКОЙ - нунатЭКИ / Morgan, Budd » 1975/.

Рио.4. Продольный и поперечный профили ледника Ламберта

В Антарктиде / Morgan, Budd , 1975/

-so-

тигает 50 км. Судя по гравиметрическим и магнитным исследованиям, долина заложилась по контакту докембрийского комплекса и

ОСНОВанИЯ ПалеОЗОЙСКИХ ПЛатфОрмеННЫХ ПОРОД / Decleir, Van

Antenboer , 1982/. Нами проведен анализ относительной частоты направлений подледниковых долин и тектонических нарушений в районе гор Альмана в северо-западной части Ютульстремена по

Векторной Диаграмме, Приведенной Л.У0ЛМЭр8НС0М /wolmarans і

1983/. Он показывает, что для тектонических нарушений основные пики приходятся на 30, 95 и 165, 125, а для долин на 25, 165, 125. Пик 95 тоже присутствует, но он сильно подавлен, что может свидетельствовать о предпочтительном развитии подледных долин в направлении, благоприятном для стока льда, т.е. с юга на север.

Пять гигэнтских ледяных потоков, вливающихся с Земли Мэри Бэрд в шельфовый ледник Росса, занимают хорошо выраженные под-ледниковые долины. Их долины достигают сотен километров ширины - десятков километров. В приустьевых частях, вблизи линии нале* гания, днища долин понижаются относительно поднятий ложа,,разделяющих ледяные потоки, на 300-400 м, а в средних частях колебания средних отметок коренного рельефа существенно увеличиваются, глубины долин достигают здесь значений 1500 м и более. Крупные переуглубленные бассейны располагаются в местах впадения в ледяной поток А выводных ледников Шимицу и Риди. Долина Шимицу опускается на 2061 м ниже уровня моря и связана с долиной ледяного потока Б, хотя сейчас сам ледник Шимицу впадает в поток A / Rose , 1982/.

Долины продолжаются и под шельфовым ледником Росса, выходя к бровке континентального шельфа /рис.5/. Самая глубокая из

-ЗІ-

85* ю ш і Скотт vi50 з д 0

Рис,5. Рельеф дна моря Росса под шельфовим ледником. Изобаты проведены через 50 м. Подписаны основные выводные

ледНИКИ / Sea-bottom topography..., 1982/»

-32-них, имеющая средние отметки днища около 700 м, тянется вдоль Трансантарктических гор и осложнена переуглуОлениями до -900 м в областях впадения выводных ледников Лив, Бирдмор, Бэрд, Ске-лтон. В районе впадения ледника Скелтон она достигает максимальной глубины -1300 м. Крупная долина с двумя бассейнами глубиной 750 и 800 м тянется от устья ледника Нимрод к ледяному барьеру ,. В нее впадает, раздваиваясь в своей нижней части, желоб, продолжающий долину ледяного потока С и огибающий с юга поднятие Крери. Еще две долины с глубинами до 800 м продолжают подледниковые лотки ледяных потоков Д и Е. Высота междолинных пространств колеблется около -200, -400 м ниже уровня моря. К тому же положение долин на шельфе моря Росса совпадает в плане с положением струй высоких скоростей движения льда в современном шельфовом леднике, так что если бы он сел на дно, эти струи попали бы в понижения рельефа, что может свидетельствовать Об ИХ ЛеДНИКОВОМ ГенеЗИСе, ОДНаКО Д.ДрюрИ / Drewry ,

1983/ все же сомневается в высокой эрозионной способности ледяных потоков Антарктиды. Вопрос об интенсивности ледниковой эрозии будет обсуждаться в отдельной главе, поэтому здесь только заметим, что для образования выемки длиной в 500 км, шириной в 50 км и средней,глубиной всего лишь'300 м, необходимо удалить за пределы шельфа 1500 км³ грунта. Следует подчеркнуть, что даже в условиях практически плоского рельефа, когда движение льдэ не затрудняется неровностями ложа, основной сток в океан происходит по долинообразным понижениям. Гравиметрические Исследования / Bent'ley.et al. , 1982» Sea-bottom

topography... _t 1982/ дают некоторые основания полагать, что подледниковые долины в районе моря Росса контролируются геологическими структурами в западной его части; в восточной его

-33-части такой закономерности не обнаружено.

Те же закономерности прослеживаются и в менее изученном секторе Западной Антарктиды, обращенном в сторону моря Уэддеп-па: ледяные потоки занимают подледниковые долины, особенно глубоко опущенные во внутренних частях и переходящие в менее глубокие депрессии с сериями замкнутых котловин - в сторону бровки шельфе. Так, днище желоба Крери вблизи ледяного барьера шельфового ледника Фильхнера опускается более чем на ІІОО м, а к северу его глубины уменьшаются и он прерывается порогом лежащим на -500 м. Характерно, что хотя желоб Крери рассматривается как рифтогенная структура, разделяющая две антарктические

ПЛИТЫ, СеЙСМИЧеСКИе ИССЛеДОВЗНИЯ В ЭТОМ раЙОНе / Haugland ,

1982/ показали, что желоб интенсивно эродирован, что в его самых глубоких частях отсутствуют молодые рыхлые отложения и на восточном борту желоба отсутствуют какие-либо следы тектонических нарушений»

В районах с горным подледным рельефом в строении долин стока льда сохраняется общая закономерность - обязательное присутствие в продольном профиле серии переуглубений, разделенных более повышенными участками. Примером может служить рельеф подледных, долин Земли Палмера на Антарктическом полуострове /рис.6/. Рэзмах глубин в продольном профиле долин здесь составляет в среднем 300-400 м, достигая 900-1000 м. Подледные долины Земли Эндерби, берега Кемпа, Земли Мак-Робертсона тоже состоят из серий котловин, глубоко опущенных ниже уровня моря /рис.7/. И для Земли королевы Мод, и для Земли Палмера, и для района берега Мак-Робертсона характерно, что их подледный рельеф неотличим от рельефа фьордовых побережий Скандинавии или Аляски. Нулевая изогипса очерчивает глубоко вдающиеся в под-

Рио.6. Подледный рельеф одного из районов Земли Палмера в Антарктиде. Изогипсы рельефа ложе проведены через 250 м. Внизу

- ПРОДОЛЬНЫЙ ПрОфИПЬ через ВЫВОДНОЙ ЛеДНИК ЧэПМеНЗ / Grabtree, Doake , 1982/

Рис.7. Рельеф поверхности ледникового покрова и его ложа в районе Земли Эндерби в Антарктиде. Изогипоы поверхности льда проведены точечными линиями, изогипоы ложа - непрерывными линиями /через 500 М/. Нулевые ИЗОГИПОЫ БЫДелеНЫ / Allison et al.,

1982/.

ледниковуго "сушу" разветвляющиеся заливы, в которых переуглубленные бассейны чередуются с приподнятыми порогами,

Б тех областях, где ледниковый покров прорывается в сторону океана через горный хребет, как например в районе Трансантарктических гор, лед двигается по серии сквозных долин. Внутренние части этих долин, наклоненные в сторону центральной под-ледниковой равнины бассейна Уилкса, широки и их спуск не нарушается поднятиями ложа, тогда как внешние части узки и приобретают характерный ВОЛНИСТЫЙ ПРОДОЛЬНЫЙ ПрофИЛЬ / Drewry ,1982/.

Из области бассейна Уилкса, ложе которого погружается до 2230 м ниже уровня моря, сток льда к северу через Берег ГеоргаУ и Землю Адели происходит тоже по подледным долинам, занятым выводными ледниками Мерца, Нинниса и Кука. Эти долины прорезвют прибрежную подледниковую равнину, лежащую практически на уровне моря / Steed, Drewry , 1982/.

Ледник Сирасе, дренирующий плато Мидзухо, движется по крупной подледниковой долине, ширина которой б низовьях составляет около 15-20 км, а глубина относительно уровня моря 1800-2000 м /РИС.8, А, Б/ / Shibuyaj, Tanaka , 1983/. ДОЛИНЗ Прекрасно

прослеживается на шельфе за пределами конца современного ледника. Она занимает центральную часть залива Лютцов-Холм, длина ее превышает 100 км, ширина по изобате 600 м от 15 до 18 км. Наибольшая глубина - 1560 м отмечена у фронта ледника. Второй переуглубленный бассейн в желобе находится в месте впадения в него долин ледников Скаллен и Телен. Существование разломов предполагается только на основании морфологии желоба и не подкреплено ГеОЛОГИЧеСКИЫИ данНЫМИ / Moriv/aki, loshida , 1983/.

Сходная ситуация наблюдается в заливе Винсенс, где подледная долина выводного ледника Вандерфорд у его фронта достигает глу-

Рис*8. Ледник Сирасе и его подледный рельеф, А - серия поперечных профилей через нижнюю часть ледника, Б - продолжение долины ледника Сирасе на дне залива Лютцов-

ХОЛМ / Shibuya, Tanaka» 1983; Moriwaki, Yoshida »1983/

-38-бины 2287 м, прослеживается на шельфе на 24 км и вверх по леднику на ISO км. Ширина ее в нижней части в среднем равна 12 км, крутизна склонов от 10 до 45, глубина относительно шельфа 1800-2000 м. Структурный контроль долины только предполагается

/Cameron , 1965/ Н8 ОСН0ВЄ МОрфОЛОГИИ СЭМ0Г0 ЖЄЛ068.

Продолжение подледниковых долин за пределы распространения современных выводных ледников и ледяных потоков вплоть до бровки шельфа, лежащей на глубине 500-900 м, - одна из самых характерных черт материковой окраины Антарктиды. В море Росса - это котловины Дригэльского, Джойдес, Гломар Челленджер, Уейлс Бей; в западной его части - Кольбек, Саундерс, Зэльцбер-гер. Глубины трех последних достигают соответственно 1094* 1468 и 1579 м / Vanney et ai. , 1981/. Приподнятые междолинные пространства по морфологии сходны с участками, разделяющими современные подледные долины ледяных потоков Западной Антарктиды,

В пределах шельфов морей Белинсгаузенв, Амундсена, Уилкса, Бндерби выделяются две морфологические зоны - внутренний скалистый "бугристый" шельф, или стрендфлет, и внешний попоговолнис-тый аккумулятивный шельф; эти зоны отделены друг от друга цепочками переуглубленных котловин, которые протягиваются примерно параллельно берегу - так называемым продольным желобом. Обе зоны глубоко рассечены сериями долин, начинающихся от впадения выводных ледников и ледяных потоков /Живаго, 1978; Johnaon et ai. , 1982/. Часть мелких долин заканчивается в пределах продольных желобов, крупные долины прорываются до бровки внешнего шельфа. Долины желобов Уилкинса и Маргерит в районе острова Алесандра лежат на глубинах 800-1000 м. Трогообразные долины в области шельфового ледника Ларсена врезаны на 400-800 м

-39-/ Kennett , 1966/» Внутренний шельф морей Уилкса и Эндерби покрыт депрессиями глубиной от 100 до 1500 м, внешний шельф расчленен долинами шириной в несколько десятков километров и глубиной 400-500 м, которые заканчиваются на бровке шельфа.

Выводы

I/ Основные особенности динамики краевых зон современных ледниковых покровов заключаются в следующем. Во-первых, основным фактором расхода льда покровов является эйсберговый сток. Во-вторых, главный расход льда в океан из покровов осуществляется самыми активными его элементами - выводными ледниками и ледяными потоками, концентрирующими лед с обширных ледосборов и выбрасывающими его в океан в сравнительно узких зонах периферии покровов. Через единицу их ширины ежегодно протекает примерно в 27 раз больше льда, чем через остальную часть края покровов. В результате, скорости движения льда по этим зонам достигают высоких значений вплоть до первых километров в год. В-третьих, ложе выводных ледников и ледяных потоков - теплое, тогда как разделяющие их участки приморожены к ложу. Вследствие этого под выводными ледниками и ледяными потоками происходит сток воды, генерируемой во внутренних, с теплым основанием, частях покровов, и образуемой самими ледниками за счет донного трения. В-четвертых, обилие воды и температурный режим способствуют тому, что движение этих ледников происходит, главным образом, за счет скольжения. Скорости движения закономерно растут до линии налегания, а в ряде случаев и до фронта откола айсбергов. В-пятых, возникновение дифференцированного стока льда обязано комплексу причин, включая процессы развития согласованных неустойчивостей течения покрова и формы ложа, теп-

ловой и структурной неустойчивости, осложненные неравномерным геотермическим потоком и неоднородной средой, в которой возможность сброса льда в океан различна. В-шестых, на выводных ледниках и ледяных потоках, кроме границы питания, есть еще две важные гляциологические границы - фронт откола и линий налегания. В зависимости от уклона ложа, последняя может находиться в устойчивом или неустойчивом равновесии. В неустойчивом состоянии равновесие может быть легко нарушено небольшими изменениями внешних условий: изменением уровня океана, притока льда, аккумуляции или абляции, силы подпора, что может привести к резкому перемещению линии налегания, перестройке формы и размеров ледника.

2/ Все выводные ледники и ледяные потоки занимают четко выраженные долины коренного ложа, которые закономерно прослеживаются и за пределами распространения современных ледников на шельфе, где в областях развития скального ложа они сохраняют центробежное наршвление, в области контакта с внешним шельфом иногда прерываются продольным желобом, а на пологоволни-стом внешнем шельфе продолжаются вплоть до его края в виде широких и глубоких депрессий. Все ледниковые долины характеризуются значительной длиной /до нескольких сот километров/, большой глубиной /до нескольких сотен, а нередко и первых тысяч метров/ и шириной от первых до десятков километров. В условиях плоского подледного рельефа долины распластываются - становятся более широкими и мелкими, тогда как в условиях стесненного стока они приобретают форму чрезмерно глубоких врезанных каньонов. Главной отличительной их чертой является волнистый продольный профиль с амплитудой понижений и повышений дожа в сотни метров. Крупные понижения часто приурочены к узлам ели-

-41-яния нескольких ледников. Некоторые крупные депрессии осложнены сериями более мелких, однако такие формы встречаются только на склонах, обращенных в сторону движения льда. На противоположных склонах они отсутствуют. Их нет и на участках сквозных долин внутреннего склона подледниковых хребтов, направленных навстречу движению льда. Более крупные долины соответствуют и более мощным потокам льда. В областях горного подледникового рельефа возможны следующие две ситуации: а/ основная масса льда поступает со стороны и перетекает через горный массив, как это имеет место в Трансантарктических горах; б/ центр растекания льда лежит непосредственно на горном массиве - примером может служить Антарктический полуостров. В первом случае господствуют сквозные долины; во втором - долины, которые прорезают внешний край массива и замыкаются в верховьях; одновременно для таких областей характерно увеличение дробности расчленения.

3/ Говоря о геологическом контроле направления и формы подледниковых долин, следует подчеркнуть, что в каждом конкретном случае механизм контроля может быть различен: грэбенооб-разная структура под ледником Ламберта и, вероятно, под желобом Крери; зона налегания платформенного чехла на кристаллический щит в районе ледника Ютульстремен; разлом в районе ледника Ренникэ; область появления клина осадочных пород на древнем фундаменте шельфов морей Амундсена, Белинсгаузена, Уилкса, Эн-дерби в районах развития продольных желобов; направление рас-слэнцованности гнейсов в районе ледников Тоттен и Скален; гре-щиноватость пород в области нунатаков Альмана и т.д. В ряде случаев связь долин с геологическими структурами постулируется

-42-исходя только из морфологии долин; в ряде случаев она вообще не обнаруживается. Разнообразие структурно-геологического фона существоания долин, с одной стороны; и морфологическое сходство их основных черт, с другой стороны, скорее свидетельствует о том, что самые разные геологические условия могут предопределять развитие долин, тогда как их форма задается экзогенным воздействием движущегося льда»

Морфология современных гляциэльных материковых окраин

Подледниковый рельеф влияет на динамику ледниковых покровов тремя способами: во-первых, долинообразные понижения концентрируют сток льда; во-вторых, понижение рельефа ниже уровня моря делает ледник неустойчивым к изменениям внешних условий; V"в-третьих, ложе, находящееся ниже уровня моря и наклоненное- в сторону периферии, придает леднику более устойчивое состояние, . чем ложе, наклоненное навстречу движению льда.

Широкое использование.геофизических методов позволило получить качественно новые сведения о строении подледного рельефа современных ледниковых покровов Дапица, 1968/. Геофизические и батиметрические наблюдения, выполненные по периферии Антарктического покрова, показывают, что все выводные ледники и ледяные потоки приурочены к допинообразным понижениям на ложе, морфологическая выраженность которых усиливается в краевых частях покрова. Ледник Ламберта занимает подледную долину, протягивающуюся на 650 км к югу в глубь континента. Ширина (долины постепенно уменьшается в этом направлении от 100 до 20 км. Дно ее в зоне впадения притоков: ледников Западный Ламберт, Мел-лора, Коллинза и Фишера опускается до 2000 м ниже уровня моря.

Опасть этого переуглубленного бассейна, ограниченного изогип-сой -1500 м, протягивается вдоль уступа Моусона на 130 км /рис.3, 4/. Данные магнитной и сейсмосъемки показывают, что долина Ламберта совпадает с грабенообразной структурой, ограниченной глубинными разломами; под дном ледников Эймери и Ламберта эта структура заполнена осадочными породами, относящимися К Верхнему мезозою и кайнозою, мощностью до 5 KM / Crustal structure... , 1982/. Тем не менее вопрос о прямом влиянии тектоники на форму долины остается открытым, поскольку восточ-г ная ветвь грабена, огибающая блок уступа Моусона, не выражена в рельефе ложа и не служит лотком сколько-нибудь концентрированного стока льда, хотя ее геофизические характеристики те же, что и у западной ветви. Это свидетельствует о том, что проявление подобных геологических структур в рельефе происходило не самостоятельно, а под влиянием экзарационного воздействия движущегося льда. Некоторую аналогию можно видеть при сравнении грабена Ламберта с известным грабеном Осло, заложившимся в пермско-каменноугольное время. Его осевая часть занята лавовой ювдей пермского возраста, в которой выпаханы ледниковые бассейны глубиной, с учетом их заполнения позднепедниковыми отложениями, ДО 800 М НИЖЄ УРОВНЯ МОрЯ /Solheim, Gr nlie , 1983/.

Кроме переуглубленного бассейна в узле конвергентного тока льда, в подледной долине Ламберта, уже под плавучей плитой шельфового ледника Эймери, есть еще четыре бассейна с глубина-. ми более 1000 м, а самого внешнего - более 1500 метров. Крупнейший выводной ледник Земли королевы Мод - Ютульст-ремен - занимает обширную подледниковую долину. Ее глубины увеличиваются от 800 м в районе желоба Пенка до 1500 м в месте слияния Ютульстременэ с ледником Биддален. Ширина долины достигает 50 км. Судя по гравиметрическим и магнитным исследованиям, долина заложилась по контакту докембрийского комплекса и основания палеозойских платформенных пород / Decleir, Van Antenboer , 1982/. Нами проведен анализ относительной частоты направлений подледниковых долин и тектонических нарушений в районе гор Альмана в северо-западной части Ютульстремена по Векторной Диаграмме, Приведенной Л.У0ЛМЭр8НС0М /wolmarans і 1983/. Он показывает, что для тектонических нарушений основные пики приходятся на 30, 95 и 165, 125, а для долин на 25, 165, 125. Пик 95 тоже присутствует, но он сильно подавлен, что может свидетельствовать о предпочтительном развитии подледных долин в направлении, благоприятном для стока льда, т.е. с юга на север. Пять гигэнтских ледяных потоков, вливающихся с Земли Мэри Бэрд в шельфовый ледник Росса, занимают хорошо выраженные под-ледниковые долины. Их долины достигают сотен километров ширины - десятков километров. В приустьевых частях, вблизи линии нале гания, днища долин понижаются относительно поднятий ложа,,разделяющих ледяные потоки, на 300-400 м, а в средних частях колебания средних отметок коренного рельефа существенно увеличиваются, глубины долин достигают здесь значений 1500 м и более. Крупные переуглубленные бассейны располагаются в местах впадения в ледяной поток А выводных ледников Шимицу и Риди. Долина Шимицу опускается на 2061 м ниже уровня моря и связана с долиной ледяного потока Б, хотя сейчас сам ледник Шимицу впадает в поток A / Rose , 1982/.

Векторное распределение морфологических показателей фьордов

В целом к объяснению генезиса фьордов и подводных желобов -трогов привлекаются две группы гипотез - ледниковая и неледниковая. В неледниковую группу входят тектоническая и водно-эрозионная и их разные сочетания. К ней же следует относить некоторые старые идеи, которые связывали рассматриваемые формы с карстом, морской абразией, вулканизмом.

Тектоническая гипотеза происхождения фьордов зародилась в первой половине XIX в., и ее наиболее полное изложение можно найти в известной монографии Д.Грегори, а критический анализ в работе Д.Джонсона /Gregory , I9IS; Jhonson , 1915/ Согласно Грегори, все фьордовые побережья мира приурочены к зонам миоцен-плиоценового поднятия и растрескивания земной коры, а сами фьорды представляют зияющие трещины, которые были сначала несколько изменены флювиальными и ледниковыми процессами, действовавшими в субаэральных условиях, а затем затоплены морем, ингрессировавшим при четвертичном погружении береговых зон. Аналогичное происхождение Грегори / Gregory , 1929/ приписывает подводным желобам-трогам. Вывод о тектоническом генезисе желобов, расчленяющих гляциэльные шельфы, получил дальнейшее обоснование и развитие в работах У. Хольтедаля / Hoitedahi 1929/. К числу его сторонников принадлежат и многие советские геологи /Дибнер, 1978; Рвачев, 1968; Ласточкин, 1982/.

Водно-эрозионная гипотеза в наиболее полном ее виде сформулирована А.Геймом / Helm , 1885/ и до сих пор разделяется многими геологами альпийской школы. Она исходит из представления, что речная эрозия в горах по своей скорости многократно превосходит экзарацию, в связи с чем именно реки создали ложбины фьордов и желобов-трогов, а ледники могли лишь незначительно изменить форму этих ложбин.

Ледниковая гипотеза берет начало с работы Й.Эсмарка / Esmark 1827/, который первым высказал мысль об экзарэционном происхождении фьордов Норвегии, а затем были развиты исследованиями многих выдающихся геологов. Д.Дена / Dana » 1856/ указал на строгую связь фьордов с областями древних оледенений и выделил "фьордовые широты", опоясывающие весь земной шар; Д.Тиндаль /Tyndaii , 1862/ высказал важные мысли о механизмах ледниковой эрозии; Р.Браун / Brown , 1869/ заметил, что для фьордов в районах с самым разным геологическим строением характерны одни и їе же морфологические особенности, и объяснил это ведущей ролью единого рельефообразующего процесса - экзарации; А.Хедланд Heiiand » 1877/, исследовавший ледники и фьорды Гренландии и Норвегии, пришел к выводу о формировании фьордов в результате эрозионной деятельности мощных, более I км толщиной, выводных ледников с большими расходами льда, вызванными обильными осадками на морских сторонах ледниковых щитов. Он прямо связывал глубину эрозии с величиной расходов льда и объяснял изменения глубин фьордов изменениями количества льда; протекавшего через данное сечение; В.Девис / Davis , 1900/ привел комплекс геоморфологических доказательств ледникового генезиса фьордов, назвав в их числе корытообразную форму поперечного профиля, наличие ригелей, переуглубленных бассейнов, висячих долин-притоков и срезанных отрогов. А.Пенк / Penk , 1905/ выявил приуроченность нисходящих и восходящих ступеней, характерных для продольных профилей фьордов, к местам слияния и ветвления-последних и .связал это явление со скачкообразными изменениями эрозионной способности ледников при их конфлюэнции и диффпюэнции; Ф.Шепээд /shepard , 1931, 1976/ установил, что желоба-троги всех гля-циальных шельфов представляют собой геоморфологические аналоги ледниково-экззрационных долин суши. Большое число дополнительных фактов, подкрепляющих вывод о ледниковом происхождении рассматриваемых форм, приведено в работах /Hoitedahi і 1967; Embieton, King , 1968 и др./. Геолого-геофизические данные по шельфам, появившиеся к концу 1960-х годов, заставили У.Холь-тедаля отказаться от собственной тектонической гипотезы и Признать, что происхождение желобов-трогов, известных на гляциаль-ных шельфах, можно объяснить только действием экзарвции.

Тем не менее, тектоническая, водно-эрозионная и ледниковая гипотезы, объясняющие формирование крупнейших долинных форм Земли, продолжают существовать, поскольку геологические доводы, приводимые в защиту конкурирующих гипотез, как правило, имеют лишь косвенное отношение к их сути и поддаются неоднозначной интерпретации. Так фьорды Норвегии - Глумфьорд, Тиофьорд, Мелфьорд, Тёнгфьорд, Нордфьорд - конкордантно секут контакт между граниго-гнейсаыи и метаморфическими породами и не совпадают С Зонами Трещин И разЛОМОВ /Nicholson , I96S/. Также НЄТ никаких свидетельств связи залива Мзксуелл Бей на юго-востоке Шетландских островов с разломной тектоникой. Он направлен перпендикулярно основной системе разломов, тянущихся вдоль залива Брэнсфилд. Изменение его глубин подчиняется зэкону Пенка -при слиянии заливов Коллинз Харбор и Мэриан Коув его глубина возрастает с 17? м до 408 м.

Б северо-восточной Гренландии связь тектонических образований с формой и размерами фьордов достаточно сложна. Самые глубокие и длинные фьорды вытянуты с запада не восток и не несут выраженных следов тектонических перемещений или разрывных явлений. Один из них - фьорд Скорсби Саунд с максимальной глубиной 1400 м и большими площадями дна, лежащими ниже 1000 м под уровнем моря, врезан относительно окружающих гор не 2500-3500 м. С другой стороны, гораздо более мелкие - менее 600 м -фьорды, протягивающиеся с севера на юг, действительно часто заложены ПО ЗОНаМ разЛОМОВ И ВерТИКаЛЬНЫХ Перемещений /Funder 1972/. Сходное явление отмечено в Британской Колумбии, где фьорды Гренвилл и Уорк протягиваются параллельно внешней береговой линии и проходят по контакту гранитоидов и сланцев /peacock , 1935/.

Деформации мерзлого или талого рыхлого ложа

Представление о ледниково-эрозионном генезисе фьордов и желобов-трогов позволяет предполагать, что в их морфологии должны были запечатлеться многие особенности поведения выводных ледников и ледяных потоков, точно так же, как в морфологии рен-ных русел и долин можно найти многочисленные отражения режима водных потоков.

Например, известно, что фьорды расположены на берегах, примыкающих к свободному морю, но не внутренним акваториям. Так, на острове Ванкувер фьорды рассекают западное тихоокеанское побережье, а на восточном, обрамляющем залив Георгии, не обнаруживаются. Та же картина на Баффиновой Земле и полуострове Лабрадор - внешние побережья, окаймляющие море Баффина и Атлантику, изрезаны фьордами, а внутренние, открывающиеся к заливам Унгава, Гудзонову, бассейну Фокса, не несут таких форм. Еще один пример - север Британии с многочисленными фьордами на атлантическом побережье и полном их отсутствием на шотландском берегу Северного моря. Столь же резко отличаются скандинавские открытые побережья Норвежского моря от внутренних бесфьордовых балтийских берегов.

Сильная разница внешних и внутренних побережий очевидно указывает на то, что для образования фьордов необходимы условия относительно свободного стока льда в море или океан, тогда как в условиях затрудненного дивиргентного замедляющегося движения льда фьордообрэзование не происходит. Ранее предполагалось / Brown э 1869/, что отсутствие фьордов на внутренних побережьях объясняется тем, что внутренние акватории возникли позже образования фьордов, но это предположение отвергается современными геологическими данными.

Хотя в гляциологии, в отличии от гидрологии, взаимосвязи между динамикой льда и морфологическими характеристиками рельефа изучены гораздо слабее, тем не менее, работы в этом направлении показали плодотворность такого поиска. Так, найдена зависимость между глубиной вреза ледниковых долин и их порядком, характеризующим нарастание расходов льда / Graf , 1970/; обнаружено, что 87% различий в площадях поперечного сечения трогов прямо связано с различиями количества льда, поступающих в них / Haynes , 1972/; при исследованиях продольных профилей ледниковых долин оказалось, что ригели в 79% случаев находятся в области сужения или поворота долины, или впадения в нее притока, а ригельные ступени вниз по долине становятся более низкими и длинными относительно друг друга / coiman , 1976; тгеп-heiie , 1979/. Точная сущность механизма образования таких ступеней пока не ясна, но большинство исследователей связывают их образование с разными внутренними динамическими свойствами ледника. Исследование углов слияния ледниковых долин Шварцвальда показало существование связи между параметрами, характеризующими мощность сливавшихся ледниковых потоков, и морфологическими показателями - углами слияния и отклонения долин / Fichtner , 1978/. Изучение ориентировки каров убедительно доказало их относительную независимость от геологических условий и тесную связь с благоприятными для возникновения ледника климатическими условиями. Об этом же свидетельствует связь между объемом, морфологической выраженностью каров и высотой над древней границей питания / Evans , 1977; Olyphant , 1981/.

С целью обнаружить возможные закономерности в строении фьордов, связанные с воздействием ледника, мы предприняли исследования их разных характеристик /Глэзовский, 1984 а, в; 1985/.

В 30-е годы О.Ингелн / Engein , 1938/ сформулировал следующий закон: значение структуры в денудационном развитии рельефа уменьшается с увеличением мощности рельефообразующих процессов. В отношении ледников это теоретическое положение должно звучать так: чем выше энергия оледенения, тем в большей сте пени возникающий ледниковый рельеф отражает свойства самих ледников и в меньшей - коренного ложа. Поэтому по соотношению ледниковых и структурных черт в рельефе можно судить об относительной энергии экзарационных процессов. Структурная составляющая рельефа в областях оледенений, в частности, в фьордовых районах, достаточно подробно описана и оценена по соответствию между направлением фьордов и основных систем трещиноватости и разломов. Нередкое совпадение фьордов с направлением этих систем и частое отклонение их от направления кратчайшей линии между областью расхода - океаном и областью ледораздела дали повод для предположения о незначительной роли ледников в преобразовании рельефа. Ледниковая составляющая в рельефе фьордов - переуглубленные бассейны, срезанные боковые долины-притоки,характерная форма поперечного профиля и т.д. - описана столь же детально, как и структурная, но не получила оценки, позволяющей определить реальный вклад ледников в фьордообразование.

Один из подходов, предлагаемый нами для решения этой задачи, заключается в следующем. Распределение длины и количества фьордов не является единственной или основной характеристикой ледниковой эрозии, несмотря на то, что именно этот показатель лучше всего читается на картах и поэтому даже без количествен-ной оценки создается впечатление теснейшей связи фьордов с геолого-структурной ситуацией. В гораздо большей степени показателями направления максимальных расходов льда и показателями наибольшей интенсивности экзарации могут служить площади поперечного сечения фьордов и их глубины. Только совместный анализ возможно большего числа разных характеристик морфологии фьордов по отношению к структурным элементам и к направлению кратчайшего пути стока льда позволит сделать выводы об экзарационной способности ледников.

Разгрузка материала разными динамическими частями ледникового покрова

Поэтому единичный вектор длины включал 35,0 км. Длины всех одинаково направленных фьордов складывались и вычислялась их доля в общей длине. Эта доля соответствовала размеру вектора одного напрэваения. Затем последовательно от 0 до 359 эти векторы складывались, причем конец одного вектора служил началом дру- тому. Длина суммарной кривой в соответствующем масштабе равнялась 100%, а соединение ее начала и конца образовало результирующий вектор. Азимут результирующего вектора указывает среднее направление длин фьордов 185, а его размер 51,2% - силу вектора, определяющую степень концентрации рассматриваемого параметра в среднем направлении. Чем менее асимметрично распределена по азимутам изучаемая характеристика, тем меньше размер результирующего векторе. В крайнем случае, когда параметр одинаков по всем направлениям, кривая должна замыкаться на своем начале и результирующий вектор равняется нулю. Таким способом при одинаковом размере единичных векторов были построены векторные графики всех характеристик.

Вполне очевидно предположить, что для ледников оканчивающихся на шельфе, максимальный потенциальный массооборот и, следовательно, наибольшая экзарационная деятельность будут существовать, если ледники направлены перпендикулярно берегу, т.е. по линии максимальных градиентов роста осадков, источником которых служил океан, и(дановременно линии максимальных скоростей расхода льда на откол айсбергов. В исследуемом районе внешняя береговая линия бровки континентального шельфа протягивается с северо-запада на юго-восток /I30-3I00/» поэтому наиболее активный сток льда должен был идти по азимуту около 220. Но такому движению мешало направление главных структурных образований, которые, как уже упоминалось, в целом продольно берегу. Эти два направления были выбраны для сравнения распределений разных характеристик на векторных графиках в целях поиска ледниковой и структурной составляющих в рельефе фьордов. В дальнейшем направление, перпендикулярное берегу, будет называться неблагоприятным, перпендикулярное от берега - встречным, вдоль берега - продольным.

Векторные графики, изображенные на рис.16, обладают двумя свойствами: I/ если в выбранном направлении приростной характеристики идет быстрее, чем другой, значит, первый параметр в данном направлении развит сильнее, чем второй; 2/ если наблюдается пересечение или сближение двух векторов, это означает, что одна из характеристик начинает развиваться активнее другой.

Сравнение векторных графиков с учетом этих свойств показы вает, что: а/ прирост характеристик во встречном направлении идет от наибольшего к меньшему в таком порядке: количество фьордов - средняя ширина - максимальная глубина - длина - максимальное переуглубление относительно устьевого порога; б/ прирост в продольном направлении: длина - средняя ширина - максимальная глубина - количество - максимальное переуглубление относительно устьевого порога; в/ прирост в неблагоприятном направлении: максимальное переуглубление относительно устьевого порога - количество - максимальная глубина - средняя ширина -длина.

Очень близкая картина изменения прироста разных характеристик в зависимости от направпения получена даже при сильном осреднении, когда за то или иное направление принимался не азимут, а сектор: встречное 355-85, продольное 85-175 и 265-355, неблагоприятное 175-265. Вычисленные приросты характеристик в этих секторах /по отношению к длине в каждом секторе в процентах/ таковы:

Эти данные и рис.16 показывают два основных различия фьордов, неодинаково ориентированных к направлению структур и предполагаемого максимального массооборота. I/ Во фьордах, вытянутых вдоль этих двух направлений,ряды степени развития характеристик прямо противоположны друг другу. 2/ Результирующий вектор максимального переуглубления относительно устьевого порога, отражающего эрозионную энергию ледников, имеет наибольшую силу, а его азимут практически совпадает с неблагоприятным направлением. Меньше всего совпадает с этим направлением вектор длины. Следовательно, максимальная глубинная эрозия ледников, даже в неблагоприятных структурных условиях определяется направлением максимальных значений энергии оледенения, а не структурно-питологическим фоном. Значение последнего в формировании фьордов в основном сказывается на их протяженности и в существенно меньшей степени - на ширине. В связи с этим представляется неубедительным вывод о жестком контроле фьордообра-зования структурными условиями, регулирующими направление и интенсивность ледниковой эрозии. Наоборот, они задаются в первую очередь условиями массообмена ледника. Распределение по азимутам максимальных переуглублений относительно устьевого порога позволяет реконструировать направления максимальных значений энергии оледенения и максимального стока льда. Применение максимальной глубины от уровня моря в силу относительности показателя ведет к худшим результатам. Очевидно, наиболее надежным показателем может быть максимальная площадь поперечного сечения фьордов. Степень достоверности полученного направления оценивается силой результирующего вектора.

Фьорды со встречным направлением резко отличаются от продольных и поперечных значительно меньшим количеством и худшим развитием форм. Их длина по отношению к ширине невелика, устьевая ступень практически отсутствует. Эти особенности тоже могут служить критерием оценки направления основного стока льда.

Вполне обоснованно многие исследователи утверждают, что фьорды или их некоторые участки должны были при формировании осваивать или перерабатывать доледниковую долинную сеть. В связи с этим возникают два вопроса: насколько эта предполагаемая доледниковая сеть может обнаружиться в глубине вреза современных фьордов и насколько рисунок этой сети сохранился в рисунке современных фьордовых систем.

Похожие диссертации на Взаимодействие ледниковых покровов с ложем в пределах материковых окраин (механизмы и интенсивность)

Механизмы взаимодействия световых потоков различных интенсивностей с гетероэпитаксиальными структурами соединений A2 B6 , выращенных газотранспортными методамиАтаев, Бадави Магомедович

Формирование рыночного механизма управления интенсивностью труда рабочих промышленных предприятий Кузнецова Наталья Викторовна

Общественно необходимая интенсивность труда и механизм её обеспечения в условиях развитого социализма Фещенко Владимир Владимирович

Физические механизмы воздействия СВЧ - излучения низкой интенсивности на биологические объекты Никулин Роман Николаевич

Механизмы действия лазерного излучения средней интенсивности на тканиДвалишвили Манана Юрьевна

Механизмы срочной адаптации сердечно-сосудистой системы девушек 18-22 лет к статическим усилиям различной интенсивностиКороткова Галина Владимировна

Перекисное окисление липидов и антиоксидантный потенциал тромбоцитов как факторы, определяющие интенсивность взаимодействия тромбин-фибриногенУмутбаева Майкеш Кайржановна

Интенсивность взаимодействия тромбин - фибриноген и толерантность к тромбину в зависимости от липопероксидации и антиоксидантного потенциалаБродер Аркадий Израилевич

Влияние витамина Е на интенсивность взаимодействия тромбин-фибриноген, толерантность к тромбину и липидпероксидацию : экспериментальное исследованиеШидин Александр Владимирович

Особенности реологических свойств крови, интенсивности межклеточных взаимодействий, показателей микроциркуляции и системы гемостаза у подростков с нарушениями сердечного ритма и проводимостиСалова Наталья Васильевна