Итак, мы познакомились с различными отложениями и формами рельефа, связанными с ледниками, океаническим перигляциалом и другими природными явлениями, реагировавшими на глобальные климатические изменения в ледниковый период.
Как уже было доказано, все крупнейшие структуры океанического дна, сформированные эндогенными процессами, несут на себе отпечаток работы ледниковых и перигляциальных сил. Естественно, такая морфологическая картина наблюдается на дне океанов в высоких и умеренных широтах. Однако явления океанического перигляциала прослеживаются до субтропиков. В целом из анализа новейших данных по морской геоморфологии и четвертичной геологии вытекает важный вывод о пространственном зональном характере экзогенных (эрозионных и аккумулятивных) процессов, протекавших на океаническом дне в ледниковые эпохи. Ледниковые и перигляциальные формы рельефа и отложения распространены в определенной последовательности и взаимосвязи, начиная от областей зарождения материкового оледенения до абиссальных равнин, на которых сказывалось влияние ледников. Рассмотрим теперь обусловленные оледенением общие закономерности морфоскульптурной зональности на морском дне.
Для ледниковой морфоскульптуры шельфа, включающей в себя подводные гляциальные и перигляциальные формы рельефа, как показывает анализ, характерна четко выраженная зональность. Она заключается в последовательной смене таких основных зон, как зона преобладающей экзарации дна, зона неравномерной ледниковой эрозии и аккумуляции, зона преобладающей ледниковой аккумуляции, перигляциальная и перигляциально-морская зоны. Эта зональность принципиально не отличается от зональности, наблюдаемой на суше, в областях древнего материкового оледенения.
С морфоскульптурной зональностью коррелируется зональное распределение четвертичных отложений, преобладание в каждой зоне руководящих типов ледниковых осадков. Зональный характер распределения рыхлых отложений на шельфе можно проследить по материалам сейсмопрофилирования дна и грунтового опробования. На цокольных равнинах прибрежной части шельфа четвертичные осадки локализованы на дне подводных фьордов и в грядах конечных морен. В пределах пластовых и аккумулятивных равнин внешней части шельфа отмечен неравномерной по мощности сплошной покров четвертичных отложений. Они составляют вполне определенную стратиграфическую последовательность, отражающую характер осадконакопления в ледниковые, позднеледниковые и межледниковые периоды.
В настоящее время накоплена большая информация о строении и происхождении ледниковой морфоскульптуры шельфов полярных и умеренных областей Мирового океана. Безусловно, есть необходимость в общей систематизации реликтовых форм рельефа дна с точки зрения конкретных ледниковых и приледниковых рельефообразующих процессов. В основу предлагаемой нами классификации ледниковой морфоскульптуры шельфа было положено подразделение на основные комплексы реликтовых форм: ледниково-эрозионные, водно-ледниковые аккумулятивные и перигляциально-морские. Они соответствуют основным геоморфологическим процессам, порожденным материковым оледенением. Классификационная схема наряду с генетическими факторами учитывает также положение форм по отношению к ледниковому покрову (фронтальное, подледниковое, приледниковое), отношение к характеру дочетвертичной поверхности дна и т. п.
Океаническая перигляцнальная обстановка во время холодных интервалов складывалась на громадной акватории Южного океана, в северной части Атлантического и Тихого океанов, в морях и Центральном бассейне Северного Ледовитого океана. Возникавший перигляциально-океанический пояс был соизмерим по площади с территорией материковых оледенений. В Северной Атлантике южная граница океанического перигляциала распространялась, судя по ареалам перигляциально-морских осадков, до 28—40° с. ш. и соединялась с границей перигляциальной зоны Европы и Северной Америки.
Пространственная зональность рельефообразования в перигляциально-океаническом поясе была обусловлена наряду с покровным оледенением крупными морфоструктурными особенностями континентальной окраины. В частности, за пределами шельфа выделялись, как это можно представить по литолого-геоморфологическим данным, две основные зоны: на материковом склоне — перигляциально-океаническая эрозионная, на материковом подножии, абиссальных равнинах и срединных хребтах — перигляциально-океаническая аккумулятивная. Значение глобального выделения этих зон тем более важно, что для распознавания их нахождения в прошлом на дне океана имеются достаточно четкие геологические критерии.
Итак, исходя из этих предварительных замечаний и изложенного в данной работе фактического материала, рассмотрим общую схему геоморфологической зональности на континентальной окраине и в пределах ложа океана. Эта зональность была предопределена покровным оледенением Земли.
Классификация ледниковой морфоскульптуры шельфа
А. Ледниково-эрозионные формы рельефа дна
I. Подводные фьорды
а) фьорды
б) фьёрды
II. Краевые желоба
в) асимметричные ледниковые долины
г) корытообразные ледниковые долины
д) ложбинообразные долины
III. Поперечные желоба
е) классические троги
ж) висячие троги
з) ящикообразные долины
Б. Ледниково-аккумулятивные формы рельефа дна
IV. Краевые морены напора
к) краевые моренные гряды
л) приустьевые пороги
V. Фронтальные насыпные морены
м) конечные моренные гряды
н) стадиальные моренные гряды
VI. Межлопастные банки
VII. Прибрежные моренные гряды
o) надводно-подводные моренные гряды формы
п) друмлиноподобные
В. Водно-ледниковые эрозионные формы рельефа дна
VIII. Каналы стока талых вод
p) подледннковые каналы стока
IX. Крупные долины приледникового стока талых вод
Г. Водно-ледниковые аккумулятивные формы рельефа дна
X. Подводные зандры
XI. Подводные покровные зандры
На шельфах, полностью покрытых льдом, как в Антарктиде, преобладают процессы эрозии. Зона преобладающей экзарации дна наблюдается в прибрежной 20—80-километровой полосе Скандинавии, Гренландии, Восточной Канады, Исландии, Новой Земли, Шпицбергена, Шотландии, Антарктиды. Повсюду распространены подводные фьорды и фьерды, отполированные и поцарапанные камни, мелкие холмы типа бараньих лбов, образующих рельеф курчавых скал на скалистых сглаженных поверхностях шельфа. Рыхлые отложения обычно отсутствуют или иногда прерывисто встречаются в виде моренного материала на дне впадин во фьордах.
Можно отметить ряд особенностей в ледниковой обработке, которой подвергались прибрежные цокольные равнины. Ледники в своем движении приспосабливались к дочетвертичным морфоструктурным элементам дна. О путях движения ледников на морском побережье можно судить по ледниковой штриховке, встречающейся на полированной поверхности кристаллических, метаморфических и дислоцированных осадочных пород. Обычно штрихи длинные, глубокие, ориентированные на большой площади в одном-двух направлениях; они часто сопровождаются ледниковыми зарубками, следами соскребывания и царапинами. На морском дне направление движения материкового льда указывает ориентировка сетей подводных трогообразных долин — подводных фьордов и их разновидности — подводных фьердов, скалистых гряд и асимметричных холмов на глубинах до 100—300 м.
Согласно материалам эхолотирования и сейсмопрофилирования, в зоне преобладающей экзарации дна почти отсутствует покров рыхлых осадков. Здесь преобладающим типом отложений являются отдельные эрратические валуны, лишь местами встречаются ледниковые аккумулятивные формы типа конечных морен, сохранившихся на дне подводных фьордов и заливов со времени последнего оледенения. В заливах Св. Лаврентия, Гудзоновом, Кандалакшском, в Балтийском море в скалистой прибрежной зоне местами наблюдается подтопленный молодой ледниково-аккумулятивный рельеф — морены облекания, друмлины, камы, образующие отмели.
Зона неравномерной ледниковой эрозии и аккумуляции охватывает поверхность дна краевых желобов, а также верховья поперечных желобов. В этой переходной зоне распространен чехол донной морены, облекающий экзарационные формы рельефа дна. Нередко встречаются прерывистые полосы подводных конечных морен, холмисто-моренные и камовые ландшафты. Такие гряды и холмы возникали на дне фьордов и их подводных продолжений в условиях влияния рельефа поверхности фундамента на местоположение и строение ледниково-аккумулятивных образований. Прибрежные моренные гряды и друмлиноподобные (например, Айновская банка в Варангер-фьорде) формы распределены фрагментарно и насажены на выступы скальных пород, которые облекаются или скрыты моренными отложениями мощностью 20—80 м. Кстати, скалы часто выступают на каменистых вершинах гряд на глубинах 10—60 м. Гряды в береговой зоне морского дна и в устье фьордов имеют морфологическую связь с позднеледниковыми конечными моренами на побережье. Многие подводные морены находятся в 4—15 км от современных выводных ледников Гренландии, Исландии, Шпицбергена, Новой Земли.
Сказанное подтверждается, например, детальными геологическими работами в верховье поперечного желоба Хальтена. Здесь ледниково-аккумулятивный рельеф контролируется поверхностью коренных пород, скрытых под 25-метровым верхнечетвертичным чехлом. Сейсмопрофилированием и грунтовым опробованием (керны до 4,5 м) на дне этого трога (глубины 300—325 м) было установлено, что сравнительно однородная плохо сортированная валунная глина перекрывается стратифицированными позднеледниковыми, а также современными осадками, состоящими из зеленовато-серых глин и алевритов с раковинами моллюсков и фораминифер.
Зона преобладающей ледниковой аккумуляции распространена на обширных пластовых, аккумулятивных и базальтовых равнинах внешнего шельфа, покрывавшихся материковым льдом. Типичными формами ледниковой аккумуляции на морском дне являются подводные моренные гряды и моренные равнины с холмисто-западинным рельефом, а также относительно небольшие зандры и камовые поля, связанные преимущественно с распадом и таянием ледников в условиях дегляциацип.
Сейсмопрофилированием и бурением дна в зоне ледниковой аккумуляции установлены самые значительные покровы рыхлых отложении. Их средняя мощность изменяется от 10—50 м на ледораздельных банках до 80—150 м на дне поперечных желобов. Так, в центре лабрадорских банок Макковик и Гамильтон пробурены ледниковые валунные образования мощностью соответственно 85 и 26 м. Они залегают на эоплейстоценовых песках с галькой. Резкое увеличение мощности четвертичных отложений происходит в полосе ледниковых образований. В частности, в пределах подводных моренных гряд на банках мощности рыхлых осадков достигают 150 м, а в устьях желобов — 200—300 м. Вероятный объем поставки древними ледниковыми покровами осадочного материала на внешний шельф можно представить по мощности мореносодержащей толщи в основании антарктических выводных ледников. Как известно, почти непрерывный мореносодержащий (50—70% песчано-алевритовый и 10% грубообломочный материал) горизонт достигает толщины 100 м, что дает при таянии слой морены около 0,7 м.
Если обратиться к баренцевоморскому шельфу, то там сравнительно мощный (от 20 до 150—200 м) покров рыхлых осадков прослеживается на склонах Новоземельской, Южно-Канинской, Мурманской, Копытовской банок, на Финмаркенской, Медвежинской и Зюйдканской суббатиальных равнинах. Четвертичные отложения на Медвежинской и Зюйдканской равнинах имеют мощность порядка 50—100 м, но у края шельфа, где, как это предполагается, находились крупные флювиогляциальные дельты, достигает 200—300 м. В районе Западного Шпицбергена четвертичный чехол начинается от краевого разлома Хорсунд и достигает 100—250 м на внешнем крае шельфа. В центральной области баренцевоморского шельфа, в частности на Центральной возвышенности и Демидовском плато, покров рыхлых осадков сравнительно невелик (до 10—50 м), а на скальных вершинах банок, видимо, вообще отсутствует.
Перигляциальная зона морского дна охватывает большие пространства неретических равнин и банок внешнего шельфа за пределами границ продвижения древних ледниковых покровов. В эпохи оледенения перигляцнальная зона находилась в субаэральных и отчасти литоральных условиях. В настоящее время в пределах зоны на глубинах до 100—200 м выявляются затопленные зандровые поля, покровные зандры, каналы стока талых ледниковых вод, приледниковые озера, крупные долины приледникового стока талых вод, реликтовые микроформы, связанные с наземными мерзлотными явлениями. Флювиогляциальные отложения представлены в основном кварцевыми песками, гравелитами, а также крупноалевритовыми осадками. Значительные различия в широтном положении перигляциальных равнин на шельфе обусловлены масштабами покровных оледенений. Как известно, в Северной Америке фронт материкового льда достигал более низких широт (40° с. ш.) по сравнению с Европой (50° с. ш.).
Перигляциально-морская зона возникала на шельфе по мере деградации ледниковых покровов в желобах и на суббатиальных равнинах, а в конце дегляциации — на всей поверхности гляциальных шельфов. В субаквальной приледниковой обстановке в процессе вытаивания и осаждения моренного материала из айсбергов и шельфовых ледников происходило накопление ледниково-морских осадков. Распространенные в краевых и поперечных желобах, эти осадки представлены горизонтально-слоистыми плохо сортированными крупными алевритами, содержащими рассеянный грубообломочный материал, остатки арктических морских организмов. Ледниково-морские осадки занимают промежуточное стратиграфическое положение, залегая на моренах и перекрываясь современными осадками. На дне шельфовых желобов и фьордов отмечены своеобразные по текстуре позднеледниковые осадки — ленточноподобные глины и отложения с градационной слоистостью, т. е. турбидиты, близкие по происхождению к водно-ледниковым осадкам суши.
Таким образом, можно вполне обоснованно констатировать, что в доледниковые эпохи на гляциальных и перигляциальных шельфах северного полушария неоднократно устанавливалась определенная пространственная зональность рельефообразующих и осадкообразующих процессов, порожденных покровными оледенениями. Морфоскульптурная зональность достаточно хорошо сохранилась и в современной топографии морского дна.
Однако деятельность ледников не всегда можно рассматривать по предложенной автором схеме, гак как она отражает главным образом характер и масштаб развития ледниковых покровов в максимальные стадии материковых оледенений шельфа. В максимумы оледенений, как правило, зона экзарации в пределах ледниковых лопастей в поперечных желобах вторгалась в зону ледниковой аккумуляции, обратная зависимость отмечалась на межлопастных банках.
Как уже было сказано, упрощенная схема зональности ледниковой морфоскульптуры больше соответствует этапу максимума оледенения. Вероятно, зональность имела более сложный вид по мере деградации ледниковых покровов и гляциоэвстатического повышения уровня океана. Ледниковая деятельность могла осложняться и за счет других факторов, в частности за счет прогибания земной коры в связи с нагрузкой ледниковых покровов и ее поднятием на шельфах, где нагрузка сокращалась за счет осушения дна. Во время дегляциации происходило последовательное перекрытие и наложение на зоны экзарации и ледниковой аккумуляции перигляциально-морской и отчасти перигляциальной зон. Поэтому для четвертичных разрезов характерно непосредственное фациальное замещение моренных и водно-ледниковых отложений континентального генезиса перигляциально-морскими осадками.
В эпохи оледенений зональность экзогенных процессов определялась главным образом характером и масштабом развития материковых ледниковых покровов, особенностями разноса и циркуляции айсбергов на акватории океанов в полярных и субтропических шпротах. Однако на материковый склон, срединно-океанические хребты, поднятия ложа океана исключительно большое влияние оказывали морфоструктурные условия. Вне шельфов область распространения реликтового скульптурного рельефа подразделяется на две зоны: перигляциально-океаническую эрозионную и перигляциально-океаническую аккумулятивную.
Для перигляциально-океанических эрозионных зон, узкой (20—60 км) полосой располагавшихся на материковом склоне Южного океана, Северной Атлантики и Норвежско-Гренландского бассейна, характерен определенный комплекс субаквальных образований. В рельефе дна выделяются густые сети подводных долин, строение которых весьма неоднородно. На дне многих подводных долин вскрыты толщи турбидитов. В верхней части материкового склона повсеместно отмечаются песчано-гравелистые и гравийно-галечные покровы, подобные флювиогляциальным дельтам и конусам. Общая мощность четвертичных отложений увеличивается вниз по склону от нескольких десятков до одной-двух сотен метров. Распределение рыхлых осадков зависит как от морфоструктурных особенностей океана, например крутизны уступов, так и интенсивности осадконакопления в ледниковые и межледниковые эпохи.
Перигляциально-океаническая аккумулятивная зона, охватывающая равнины материкового подножия и абиссали, — самая большая по площади среди всех выделенных нами зон океанического дна, испытавших прямое или косвенное влияние покровного оледенения. В пределах зоны, ширина которой порой достигает многих сотен километров, покров четвертичных отложений закономерно уменьшается от 150—400 м у подошвы материкового склона до 40— 80 м на равнинах вдоль предгорий срединно-океанического хребта. Согласно материалам бурения и сейсмопрофилирования дна, в строении рыхлого чехла участвуют в основном ледниково-морские отложения и турбидиты. Стратифицированная структура чехла обусловлена чередованием в разрезе толщи алевритов и глин с прослоями песков.
Ледниковый период — это этап формирования наклонных и субгоризонтальных аккумулятивных равнин дна Южного океана, Северной Атлантики и Норвежско-Гренландского бассейна. Их образование было связано преимущественно с деятельностью ледниково-мутьевых потоков, которые создали сотни глубоководных конусов выноса, слившихся в громадный осадочный шлейф. Примером может служить Лаврентийский конус выноса в районе Новой Шотландии. Важную роль играла также айсберговая аккумуляция, особенно в тех геоморфологических районах, на которые не влияли ледниково-мутьевые потоки. Вместе указанные факторы обеспечивали гораздо более высокие темпы осадконакопления (примерно 120—180 м за 1 млн. лет) и аккумулятивного выравнивания океанического дна, чем это было до периодов оледенения (например, неоген — 10—30 м за 1 млн. лет). В ледниковые эпохи скорость накопления осадков в перигляциально-океаническом поясе была сравнительно выше, чем в тропическо-экваториальном поясе Атлантического океана.
Древние материковые оледенения Земли не только оказали огромное воздействие на полярные и субполярные области океанов, но и повлекли за собой принципиальные изменения морфоклиматической зональности в Мировом океане. Древний климат определял соленость и температуру воды, направления и скорости течений, расположение зон подъема и опускания вод, а значит, распределение зон большей или меньшей первичной продукции фито — и зоопланктона.