В объяснении происхождения и развития желобов гляциальных шельфов есть собственные проблемы.
Для их понимания обычно прибегают к изучению эволюции оледенения на окраине Антарктиды и Гренландии, а также тщательно анализируют древнеледниковый рельеф. Выше уже были детально охарактеризованы особенности строения ригелей, впадин выпахивания, моренных гряд, приустьевых порогов и других форм морфоскульптуры в зоне подводных желобов. На этой основе можно теперь представить принципиальную схему обработки ледниками дочетвертичных долин и возможные условия, в которых шло их преобразование. Но прежде всего еще раз обратимся к современной гляциоморфологической обстановке на окраине Антарктиды.
Рельефообразующая деятельность ледника на шельфе Антарктиды проявилась наиболее ярко. Это результат не только больших размеров оледенения, которое в ледниковые эпохи было еще значительнее, но и длительного (с миоцена) времени его существования. Ледниковая экзарация привела к образованию на шельфе Антарктиды хорошо развитой системы продольных и поперечных желобов с глубинами более 1 км и разделяющих их возвышенных участков внешнего шельфа — банок с глубинами 200—500 м. Существенно, что эти формы характерны как для Восточной, так и для Западной Антарктиды. Некоторые из них, с наименьшими глубинами (например, у северного побережья Земли Виктории), могли возникнуть при понижениях уровня моря в субаэральных и мелководных условиях. Значительная же часть этих форм образовалась, вероятно, в субаквальных условиях в результате экзарации ледником поверхности шельфа. В настоящее время шельф Антарктиды глубоко погружен (средняя глубина — 450 м) и при снятии изостатической нагрузки будет оставаться на больших глубинах.
Субаквальная экзарация происходит и в настоящее время, о чем свидетельствует присутствие базального слоя, обогащенного обломочным материалом, в основании толщи льда. Бурение на станции Берд показало, что мощность этого слоя составляет 5 м, а объем обломочного материала в нем достигает 7%. В перевернувшихся айсбергах наблюдались аналогичные слои мощностью до 15 м и с объемом обломочного материала 4,7—7,8%.
Большая мощность льда приводит к тому, что во многих районах ледник лежит на шельфе, не всплывая. Вдоль побережья Земли Уилкса основание ледяного барьера находится на глубинах от 175 до 425 м. Выносимый ледником обломочный материал в значительной степени сгружается в узкой краевой зоне вблизи ледниковых барьеров, у края выводных и долинных ледников; в районах развития шельфовых ледников аккумуляция приурочена к зоне вдоль линии налегания льда. Таким образом, и ледниковая экзарация, и аккумуляция материала часто происходят в субаквальных условиях.
На гляциальных шельфах северного полушария рельеф имеет в общем те же черты, что и на шельфе Антарктиды, но занимает он более чем в 2 раза большую площадь морского дна (около 12 млн. кв. км). Здесь отмечается структурная предопределенность крупных линейных экзарационных форм — продольных и поперечных желобов, а также связь их с хорошо развитой системой эрозионного расчленения шельфа, сформировавшейся еще в доледниковое время. Сейчас же можно наблюдать субаквальную ледниковую деятельность на шельфе дна только во фьордах Аляски, Шпицбергена, Новой Земли и особенно Гренландии, долины которых на протяжении многих десятков километров заполнены выводными ледниками. Вдоль морского края этих ледников на дне фьордов изучены подводные морены, флювиогляциальные конусы и другие краевые ледниковые образования. Здесь же наблюдается ледниковая экзарация в надводной и подводной обстановках.
Вопрос о механизме гляциальной денудации в долинах подводных фьордов, краевых и поперечных желобов весьма сложен и слабо изучен. Интенсивность воздействия на подледное ложе связана как с прочностью его пород, так и с типом движения льда. Основными типами движения ледников следует считать вязкопластическое течение, глыбовое скольжение по ложу, скольжение серии пластов льда по плоскостям внутренних склонов. Ледники, обладающие глыбовым скольжением, обычно считаются более сильным рельефообразующим фактором, чем ледники, текущие как вязкопластичная масса. Поскольку экзарация прямо пропорциональна произведению силы трения о ложе на скорость скольжения, то оптимальным условием для ее существования является значительное донное трение при сохранении достаточно больших скоростей движения. Установлено, что такие условия могли создаваться при колебаниях температуры в основании льда около точки плавления, сопровождаемых образованием донной воды и ее новым замерзанием.
Как и на суше, экзарация под водой носит избирательный характер и наиболее интенсивна вдоль линий контакта кристаллических и осадочных пород и структурно ослабленных зон. Однако масштабы ледникового выпахивания намного превосходят те, которые известны на суше. Так, глубина желоба Ламберта достигает 3400 м — это более чем в 1,5 раза превышает глубину Черного моря. Сейсмические исследования, проведенные в желобах Дригальского в море Росса и Крэри в море Уэдделла, показали, что дно этих желобов подвергалось выпахиванию до глубин более 1 км, о чем свидетельствуют срезанные слон осадочных пород, прикрытых тонким слоем ледниковых, ледниково-морских и морских осадков. Следует подчеркнуть, что речь идет не о тектонических грабенах илн прогибах, а о выработанных формах рельефа — по существу отрицательных морфоскульптурах, хотя и связанных с определенными тектоническими режимами.
Условия деятельности ледников на шельфах северного полушария, и в частности история относительных изменений уровня моря, реконструированы в недостаточной степени, поэтому неясно соотношение субаэральных и субаквальных обстановок рельефообразования. В ряде районов шельфа, где отложения последнего оледенения перекрыты озерными, болотными и другими континентальным и осадками, ледник действовал в субаэральных условиях (например, в южной части шельфа Новой Англии). Вместе с тем многие участки шельфа и сейчас расположены на больших глубинах (200—500 м и более) и вряд ли осушались во время гляциоэвстатических понижений уровня даже до 120 м. Тем не менее в их пределах обнаружен практически полный набор гляциальных форм рельефа и соответствующих отложений (за некоторыми лишь исключениями), известных на суше. Это позволяет считать, что во многих районах шельфа, погружавшихся под влиянием ледниковой нагрузки, происходило субаквальное ледниковое рельефообразование, включавшее экзарацию ложа, транспорт обломочного материала и его аккумуляцию в виде как основной и донной морены, так и различных конечно-моренных образований. По-видимому, мощность ледников во многих случаях была достаточно велика, чтобы препятствовать всплыванию льда.
В пользу такого предположения говорит и большая (до 1200 м) глубина некоторых экзарационных форм на шельфе, глубокое (до 400—500 м), как и на антарктическом шельфе, положение конечных морей в ряде районов, например во внешней части поперечных желобов лабрадорского шельфа, и их резкий поперечный профиль. Этот последний признак, свидетельствующий об отсутствии волновой переработки, может, впрочем, говорить и о высокой ледовитости трансгрессирующего моря, большой скорости подъема уровня.
Таким образом, можно констатировать, что экзарационная и аккумулятивная деятельность покровных ледников происходила и происходит как на суше, так и на морском дне. На шельфе Антарктиды об этом можно говорить определенно, на шельфах северного полушария — с очень большой степенью достоверности. Рассмотрим теперь конкретные ситуации в эволюции подводных желобов и посмотрим, в чем заключалась разрушительная деятельность ледников.
В ледниковый период развитие шельфовых желобов протекало в тесной связи с доледниковой гидрографической сетью, т. е. имело унаследованный характер. Сильно расчлененный рельеф ложа способствовал дифференциации льда древнего Антарктического, Лаврентьевского, Гренландского, Исландского, Фарерского, Британского, Скандинавского, Шпицбергенского, Новоземельского и других древних покровов на ледниковые лопасти и потоки. Выраженные в топографии морского дна глубокие и широкие троговые долины возникли, очевидно, в процессе интенсивного стока материкового льда в открытую батиальную зону Южного океана, Северной Атлантики и Норвежско-Гренландского бассейна, залива Аляска. Видимо, горизонтальные градиенты давления льда достигали достаточно больших значений, так как ледники на протяженных отрезках (десятки и порой сотни километров) поверхности шельфа двигались против уклонов ложа, преодолевая иногда существенные возвышенности дна. Самые крупные ледниковые потоки (длина фронта — от 100 до 250 км) вытекали из глубин Антарктического, Европейского и Североамериканского ледниковых покровов и распространялись но суббатиальным впадинам. Крупные ледниковые потоки были менее подвижными, чем выводные ледниковые лопасти, но, очевидно, благодаря мощности порядка 700—1200 м они выполняли значительную экзарацию дна.
Вначале материковый лед по густой сети древних долин прибрежной зоны шельфа устремлялся в сторону краевых желобов. Видимо, троговая форма подводных фьордов обусловлена разрушением и моделировкой их склонов под воздействием ледниковой и водно-ледниковой эрозии, морозного выветривания. Глубокая эрозия долинных ледников в условиях различной устойчивости горных пород приводила к формированию высоких ригелей, замкнутых вытянутых впадин выпахивания на их дне с глубинами 250—600 м. Возникновение таких глубин обычно происходило на месте тектонических депрессий, когда за большим уклоном ложа долинных ледников следовали протяженные пологие участки дна. Линии разломов, трещиноватость и литологическая неоднородность кристаллических и метаморфических пород, другие геологические особенности скальной поверхности дна контролировали степень проявления ледниковой денудации, которая могла выражаться в выпахивании, отщеплении и т. д.
В периоды оледенений краевые желоба, унаследовавшие дочетвертичное субсеквентное расчленение рельефа, подвергались значительному преобразованию ледниками. По мере разрастания ледниковых покровов материковые льды постепенно заполняли краевые желоба по всему поперечному сечению. Ледники при этом упирались в куэстовые уступы и деформировали их, образуя в ряде случаев дугообразные гряды типа краевых морен напора. Влияние подпора вдоль куэст, как показывает анализ морфологии дна, заставляло лед обтекать препятствия и тем самым изменять направление своего общего движения в соответствии с уклоном дна к поперечным желобам, т. е. двигаться в продольном по отношению к шельфу направлении.
Таким образом, Главная полоса куэст выполняла роль важнейшей внутришельфовой ледораздельной линии океанической части древних ледниковых покровов. В основном она обусловила слияние или конвергенцию материкового льда. Вероятно, наиболее интенсивное разрушение уступов древних куэст и образование характерных черт краевых желобов происходило на начальной и конечной стадиях оледенения. В эти моменты фронт материкового льда располагался непосредственно перед уступами, а стекавшие с ледников талые воды оказывались в узкой теснине между уступами и краем ледника. Значительное влияние, несомненно, оказывали под — и внутриледниковые воды, находившиеся под большим гидростатическим давлением.
Широко известные в советской литературе взгляды У. Хольтедаля, X. Хольтедаля, А. В. Живаго о решающем значении сбросовых нарушений в заложении продольных желобов оказались справедливыми только для асимметричных краев желобов. Они наиболее резко выражены в топографии дна. Образование висячих подводных фьордов, вероятно, было связано, с одной стороны, с экзарацией ледников, выработавших асимметричные и корытообразные краевые желоба, а с другой — с молодыми тектоническими (гляциоизостатическими) движениями по краевым желобам. Сильная экзарация, направленная именно вдоль шельфа, могла происходить в тех случаях, когда ледниковые лопасти в краевых желобах активно питались за счет долинных (фьордовых) ледников. Наиболее вероятно, что ледниковые лопасти при своем движении к поперечным желобам подрезали устья фьордовых притоков. Кроме того, степень разобщенности фьордов морского дна и краевых желобов могла усиливаться гляциоизостатическими движениями вдоль сбросовых линий.
Как уже было показано, благодаря особенностям строения и местоположения систем краевых желобов в них формировались крупные ледниковые лопасти и потоки, ложем которых были древние субсеквентные долины. Так как эти ледники испытывали движение вдоль шельфа, то, естественно, они сходились и сливались в верховье поперечных желобов. В результате на стыке краевых и поперечных желобов в эпохи оледенений наблюдались стационарные зоны конвергенции материкового льда с огромной (порядка 100X30 км) площади прибрежного шельфа. У. Хольтедаль называет такие гляциоморфологические участки шельфа «конфлюэнтными бассейнами», подчеркивая тем самым их генетическую связь с конфлюэнтными ступенями на дне ледниковых долин в месте слияния нескольких древних ледников.
Судя по геоморфологическим особенностям желобов, в частности по следам ледниковой обработки бортов и продольного профиля дна, в верховьях классических трогов в процессе значительных сжатий и деформации льда при слиянии в единую магистральную лопасть (поток) происходила, видимо, наряду с горизонтальной вертикальная конвергенция материкового льда. Последняя форма могла преобладать в ящикообразных желобах, что связано с внутришельфовыми ледниковыми потоками, натекавшими и деформировавшими магистральный ледниковый поток.
Конфлюэнтные бассейны характеризуются крупнейшими переуглубленными (400—1200 м) впадинами, в центре которых отмечаются воронкообразные углубления со 100-метровыми вертикальными стенками. Почти все эти «исполинские» котловины в той или иной степени наследуют дочетвертичные тектонические депрессии. Формирование современного рельефа таких огромных отрицательных форм было, вероятно, обусловлено интенсивным ледниковым выпахиванием в сочетании с эрозией, производимой подледниковыми водами, циркулирующими в зонах конвергенции материкового льда. Аналогичными образованиями на суше могут являться ледниковые рытвины и переуглубления ложа коренных пород в областях древнего материкового оледенения.
Как нам представляется, накопление исключительно мощных толщ льда (порядка 0,5—1,5 км) в конфлюэнтных бассейнах оказывало на ложе огромное давление и резко увеличивало экзарационное воздействие. Кроме того, большую эрозионную, в том числе эворзионную, деятельность проявили подледниковые воды, стекавшие в котловины и испытавшие всю тяжесть давления ледника. Дно многих воронкообразных углублений находится на несколько сот метров ниже меловой поверхности стратиграфического несогласия. Этот факт может свидетельствовать о том, что глубина эворзионного воздействия талых вод не зависела от базиса эрозии, а определялась в основном мощностью льда, степенью трещиноватости коренных пород, толщиной рыхлых осадков.
Очевидно, в результате боковой и глубинной ледниковой эрозии в бортах желобов были обнажены меловые, палеогеновые и неогеновые осадочные породы. С экзарацией в верховьях поперечных желобов могут быть связаны выходы на поверхность фундамента и мезозойских осадочных пород. Мощные толщи ледниковых отложений (100—300 м) в средней и особенно устьевой частях желобов свидетельствуют о ледниково-аккумулятивной деятельности.
Формирование узких поперечных желобов, в частности классических и висячих трогов, тесно связано с движением по долинам большой массы глыбового льда. В таких условиях могло создаваться сильное поперечное сжатие и ускоренное течение ледников в сторону открытого океана. При этом ледники частично теряли энергию на выжимание некоторой доли своей массы на межлопастные возвышенности, где выделяются боковые моренные глыбы, по основная их энергия была направлена на экзарацию и переуглубление (на 50—150 м) ложа. С экзарацией сочеталась эрозия подледниковыми потоками талых вод, которые способствовали выработке эворзионных котлов, ложбин и каналов. Вниз по течению выводные ледники выходили в полосу внешнего края шельфа с более податливыми неогеновыми осадочными породами. Классические троги здесь расширяются, уменьшается относительная глубина впадин вследствие смены выпахивающего воздействия процессом аккумуляции в обстановке дивергенции льда. Доказательством аккумулятивной деятельности ледников служат крупные приустьевые пороги. На проксимальной их стороне обычно выделяется несколько высоких дугообразных конечно-моренных гряд с глубинами 200—400 м, которые соединяются с боковыми моренами на межлопастных банках.
Напротив, висячие троги не имеют приустьевых порогов. Вероятно, долинные ледники эродировали свое ложе по всему продольному профилю вплоть до бровки материкового склона, как, например, на южноисландском шельфе. Здесь, судя по особенностям островного оледенения, выводные ледники щита Ватнайекюдль могли сохранять активное движение в зону склона до позднего дриаса.
Ящикообразные поперечные желоба формировались под воздействием осциллирующих ледниковых потоков и лопастей, свободно растекавшихся до края шельфа на протяжении 80—250 км. Ледниковая эрозия дна и склонов долин сочеталась со значительным накоплением моренных и флювиогляциальных отложений мощностью от 30—80 до 200—350 м. На поверхности дна желобов отмечено несколько (до 6—10) сложных комплексов краевых образований, включающих фронтальные и боковые морены. Самые крупные приустьевые конечно-моренные гряды сливаются с протяженными боковыми моренами на межлопастных банках. Вместе они образуют моренные дуги длиной 60—120 км и более. Во время деградации ледники, видимо, отмирали сразу по всему фронту, сохраняя, однако, некоторую монолитность и подвижность в стрежневой части. Свободное глыбовое скольжение вниз по течению продолжалось, пока язык ледников не достигал в желобе критической глубины и не отрывался от ложа.
Таким образом, по особенностям подледникового рельефа, составу, мощности и распределению четвертичных, в том числе ледниковых, отложений можно в общем судить об интенсивности воздействия ледников на ложе. Видимо, величина ледниковой эрозии в краевых и поперечных желобах была того же порядка, что и в низменностях ледникового выпахивания на северо-западе Русской равнины. Методом балансового расчета установлена максимальная величина среза коренных осадочных пород за период плейстоцена для ряда низменностей, равная 80—120 м. Эти цифры совпадают с оценкой канадских ученых ледникового выпахивания дна желоба Кабота (135 м). В пределах развития прочных кристаллических пород экзарация была намного слабее, чем на осадочных породах. Так, на периферии Балтийского щита, в зоне интенсивной экзарации, величина ледниковой денудации кристаллических пород за плейстоцен достигала в среднем 6—8 м. Скорость экзарации антарктического коренного ложа шельфовыми ледниками Росса и Мак-Мердо оценивается в 1,0—1,5 мм/год, а минимальная скорость выпахивания рыхлых осадочных пород может составлять 1 см/год. Ледниковая эрозия снижала земную поверхность со скоростью, которая на порядок превышает скорость сноса, производимого деятельностью текучих вод.
Как уже отмечалось, в эволюции краевых и поперечных желобов наряду с экзарацией достаточно велика эрозионная деятельность талых ледниковых вод. Наглядным свидетельством их рельефообразующей роли являются различные мелкие отрицательные формы на дне. Среди них наиболее характерны узкие рытвины, каналы, ложбины стока, врезанные на 5—30 м в покров четвертичных отложений. Как правило, эти долины закономерно направлены в сторону котловин и впадин на поверхности дна желобов и образуют своеобразный центростремительный рисунок. Только у висячих поперечных трогов сток магистральных водно-ледниковых каналов был направлен к материковому склону. Ложбинообразные краевые желоба также могут иметь в основном водно-эрозионное происхождение.
Значение водно-ледникового рельефообразования особенно возрастало при деградации материкового оледенения. В это время на дне шельфовых желобов оставались сравнительно активные выводные ледники. Они постепенно отмирали и превращались в крупные глыбы мертвого льда, частично оторвавшиеся от поверхности дна. В такой обстановке подледниковые потоки талых вод, находясь под большим гидростатическим давлением, производили сильный размыв чехла рыхлых осадков, и в частности вырабатывали сети каналов стока. В современных ледовых условиях моря Бофорта небольшие промоины (шириной 20 м, глубиной 4 м) на поверхности рыхлых отложений образуются вихревыми течениями талых вод, низвергающимися в трещины морского льда.
В конце дегляциации, по мере отступания материковых льдов, поперечные и краевые желоба, а затем подводные фьорды внутренней части шельфа и фьорды побережья превращались в морские заливы с дрейфующими айсбергами. В таких условиях во впадинах выпахивания и эворзионных котловинах дна ледниковых долин происходило сравнительно интенсивное накопление перигляциально-морских осадков.
Подводя итоги рассмотрению возникновения и эволюции подводных желобов, мы можем констатировать, что ледниковая эрозия является самым мощным фактором экзогенного рельефообразования как на осушавшемся шельфе, так и на морском дне. Подводные фьорды, краевые и поперечные желоба — это взаимосвязанная система крупнейших экзарационных форм рельефа гляциальных шельфов. В течение нескольких эпох оледенении выводные ледники, обладающие глыбовым движением, не только обработали дочетвертичную консеквентную и субсеквентную сеть речных долин на цокольных, пластовых и базальтовых равнинах, но и преобразовали ее в характерную систему переуглубленных трогов. Ледниковое воздействие на желоба, вероятно, мало зависело от базиса эрозии, а было в основном подчинено мощности, скорости и характеру движения выводных ледников, которые по желобам выходили в зону материкового склона. Несмотря на то что гляциальные шельфы представляли собой область преобладания экзарации над аккумуляцией, деятельность ледников заметно проявилась на них и в образовании покрова рыхлых отложений и характерных ледниковых форм рельефа.