Материковые оледенения изменяют поверхность суши и морского дна в результате как эрозии, так и аккумуляции, создавая своеобразные формы рельефа и типы осадков.
Действие ледников уникально вследствие огромного объема льда, который движемся по долинам или поверх орографических элементов благодаря высокой вязкости льда, что помогает ему эродировать и переносить частицы фактически любого размера, не сортируя их, из-за динамичного характера краев ледника, где отложение материала определяется соотношением между поступающим и тающим льдом.
Гляциальные шельфы и распространенные на них формы рельефа, созданные ледниками и потоками талых ледниковых вод (гляциальные и флювиогляциальные формы), — важнейшие свидетели великого оледенения земной поверхности. Они обусловлены деятельностью современных и плейстоценовых ледниковых щитов и автономных покровов. Роль этих процессов в континентальном рельефообразовании достаточно хорошо известна, а на шельфе она видна из того, что гляциальный рельеф в его пределах занимает около 1/3 общей площади шельфа Мирового океана. Средняя глубина шельфа составляет 250—350 м, что более чем вдвое превышает глубину шельфов во внеледниковых областях океанов.
Материковый лед, продвигаясь на шельф, выработал глубокие впадины и желоба, которые еще не успели заполниться осадками. Это своеобразное долинное расчленение поверхности дна впечатляет прежде всего в строении гляциальных шельфов, так как является наглядным свидетельством могучей деятельности ледников. Разные стороны природы этих шельфовых желобов показаны во многих работах. Однако специальным их изучением занимались в основном такие исследователи, как У. Хольтедаль (1957, 1969), М. В. Кленова (1960), Д. Г. Панов (1963), X. Хольтедаль (1964), И. К. Авилов (1965), В. Д. Рвачев (1972), В. М. Литвин (1970, 1973), К. Эмери (1971), Г. Г. Матишов (1972, 1976, 1980), В. И. Мысливец (1973), Ф. Шепард (1976), Л. П. Волокитина (1977).
Повсюду на антарктическом, североатлантическом, норвежском, баренцевоморском и других шельфах в областях древнего покровного оледенения отчетливо выражаются подводные фьорды, краевые, поперечные желоба. Именно эти типы крупных долин вместе с другими формами гляциального генезиса придают топографии дна своеобразный облик, по которому, собственно, и отличают гляциальные шельфы от шельфов внеледниковых областей.
Вместе с тем вопрос о роли экзарации в образовании рельефа ложа ледников всегда вызывает дискуссии. Многие исследователи придают экзарации большое значение, связывая с нею, например, образование глубоких долин в рельефе коренных пород шельфа. Другие считают роль экзарации сильно преувеличенной. Понимая важность этой проблемы, следует охарактеризовать все типы подводных желобов и генетически связанные с ними разновидности подводных долин гляциальных шельфов. Особое внимание уделено анализу морфологии, продольных и поперечных профилей долин, распределению мощностей четвертичных отложений, так как все это, вместе взятое, отражает механизм и историю ледниковой деятельности на поверхности морского дна.
Весь прибрежный шельф в областях древнего оледенения несет заметные следы экзарационной деятельности ледников. Зона ледникового сноса протягивается от берега на десятки километров. Самыми характерными формами рельефа дна являются подводные фьорды, выраженные корытообразными долинами. Подводные фьорды густой сетью врезаются на десятки и сотни метров в скальную поверхность дна. У берегов Северной Норвегии, Ньюфаундленда, Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Шотландии, Восточной Гренландии, Восточной Антарктиды, Новой Зеландии и Чили распространены относительно широкие (6—20 км) и глубокие (150—400 м) подводные фьорды. Все эти долины почти прямолинейны, протягиваются от берега в сторону моря на 20—120 км. Кроме сравнительно крупных подводных фьордов, имеющих довольно сглаженную поверхность дна, выделяются одиночные узкие (4—10 км) трогообразные долины с небольшой (40—150 м) глубиной вреза. В ряде случаев верховье таких трогов располагается прямо перед фронтом современных выводных ледников, и в частности ледников западношпицбергенского побережья — Реуд, Смеренберг, Уоггкуэй, Туррель и др.
Внутренний шельф Антарктиды во многих районах перекрывается материковыми льдами. Здесь существуют два типа ледниковых покровов: материковые, ложе которых в основном расположено выше уровня моря (пример — Восточно-Антарктический покров), и морские, единственным существующим в настоящее время примером которых является Западно-Антарктический. Этот покров опустился на дно в результате увеличения мощности льда еще до возникновения изостатической нагрузки, и сейчас его ложе находится на глубинах порядка 1 км. Значительную часть этого покрова составляют шельфовые ледники Роппе, Фильхнера и Росса. Рельефообразующая деятельность морского ледникового покрова почти полностью осуществляется под водой; в подводных условиях действует и значительная часть материкового покрова Восточной Антарктиды.
В Антарктиде обычным является заполнение подводных фьордов выводными ледниками, как, например, в море Росса. В районе Земли Уилкса (Восточная Антарктида) из крупных фьордов на шельф опускаются ледниковые языки Дальтона, Дибля, шельфовые ледники Шеклтона, Воейкова и др. Глубокий трог в заливе Лютцов-Холм соединяется с системой фьордов перед ледниками Хоннер, Телен, Сирасе. Под ледниковый язык Дригальского простираются лилейные впадины глубиной до 120 м в бухте Терра-Нова.
Долины морских заливов с низкими, не крутыми скалистыми берегами в прибрежных районах Финляндии и Швеции называются фьордами. Само собой разумеется, что сходные по строению долинные формы морского дна следует называть подводными фьордами. В классическом виде подводные фьорды получили развитие на трещиноватой поверхности кристаллических и метаморфических пород в прибрежной зоне шельфа Центрального Лабрадора, Юго-Западной и Юго-Восточной Гренландии, Юго-Западной Норвегии, Западной Ирландии. Подводные фьорды представляют собой узкие (0,5—5,0 км) трогообразные долины, у которых крутые (10—40°) и относительно высокие (100—400 м) борта резко переходят в пологоволнистое дно.
Сеть трогов включает в себя по нескольку десятков субпараллельных долин, обычно связанных с крупными фьордами, в частности на гренландском побережье — с фьордами Ангмагссалик, Кангердлугссуак, Юлианехоб, Бреде, Готхоб, Фиске, Сенсе-Стрем и других, которые заняты мощными выводными ледниками. Местами непосредственно к морю обрывается ледниковый щит (ледники Бернсторф, Стенструна, Россебор и т. д.).
Следует подчеркнуть, что почти все подводные фьорды представляют собой затопленные внешние части надводных фьордов. Несмотря на явную связь, в их строении отмечен ряд геоморфологических различий. Фьорды побережья — это изломанные в плане типично горные долины с крутыми и высокими (1—3 км) склонами. Многие фьорды проникают в пределы горных стран на 100—250 км. Подводные фьорды не имеют таких больших размеров, это образования денудационных равнин предгорий. Как уже было доказало, первичные фьордовые долины были предопределены системами радиальных и концентрических разломов и мегатрещиноватости, возникшими в процессе сводовых неотектонических и гляциоизостатических поднятий Антарктиды, Скандинавии, Шпицбергена, Гренландия, Баффиновой Земли, Лабрадора. О структурном контроле фьордов свидетельствуют висячие боковые притоки и сопряженность глубоких (до 1 км) участков дна фьордов с высокими (1,5—3,0 км) береговыми хребтами. По сложной сети разломов, например, были заложены трогообразные проливы и заливы Канадского и Арктического архипелагов.
Системы разломов четко прослеживаются не только в простирании фьордов, но, как это следует из материалов морских геолого-геофизических работ, и в их подводных продолжениях. Заложение густой сети подводных фьордов и фьордов в той или иной степени обусловлено разломной тектоникой, трещиноватостью, литологической неоднородностью кристаллических пород палеозойского складчатого основания шельфа.
Ряд особенностей строения подводных фьордов характеризует их как ледниковые долины. Поперечный профиль долин имеет типично троговую форму. Крутые борта трогов книзу заметно выполаживаются и переходят в относительно широкое вогнутое дно. Ступенчатый продольный профиль дна долин образован чередующимися скалистыми ригелями высотой от 15 до 100 м и вытянутыми переуглубленными впадинами глубиной 200—700 м.
С подводными фьордами и в особенности с подводными фьордами очень тесно связаны подводные шхеры. Они представляют собой сложные сочетания асимметричных скалистых гряд и удлиненных холмов высотой 15—50 м, узких (0,2—1,5 км) замкнутых впадин, пологих долин и борозд, которые закономерно вытянуты в сторону от берега и подчеркивают ориентировку трещин и сланцеватости в метаморфических породах фундамента. На морском дне имеются также нагромождения эрратических валунов и глыб. Подводные шхеры, распространенные на междолинных денудационных возвышенностях, в береговой зоне повсеместно сменяются надводными шхерами с большим количеством скал и мелей. Таким образом, здесь наблюдается затопленный ландшафт курчавых скал и бараньих лбов.
Краевые желоба существенно отличаются от подводных фьордов и поперечных желобов. Эти различия отражают своеобразие геологического строения, а также особенности их развития во время оледенения. Краевые желоба — это последовательно и кулисообразно расположенные системы внутришельфовых продольных долин и депрессий шириной от 10 до 70 км. Они простираются параллельно или под небольшим углом к североатлантической и арктической береговым линиям, разделяя гляциальный шельф на внутреннюю и внешнюю части. Подобная картина наблюдается также на шельфе вдоль берегов Антарктиды. Система внутришельфовых желобов прослеживается, например, более чем на 3 тыс. км от Земли Виктории до моря Дейвиса.
Краевые желоба имеют в той или иной степени асимметричный поперечный профиль. В большинстве случаев в плане они состоят из двух субсеквентных долин, глубины в которых увеличиваются в сторону поперечных желобов от 70—150 до 400—700 м, а на антарктическом шельфе — до 1500—2000 м. Краевые желоба, смыкаясь, таким образом, с поперечными желобами, образуют вместе характерный Т-образный рисунок долинных систем. Наиболее типичными являются три морфологические разновидности краевых желобов: асимметричные, корытообразные и ложбинообразные.
Резкие классические формы характерны для асимметричных краевых желобов, выраженных в рельефе дна узкими (6—20 км) и относительно глубокими (250—500 м) субсеквентными долинами. Судя по данным сейсмопрофилирования, такие желоба получили развитие в зонах резкого погружения и дробления фундамента платформы по краевым тектоническим разломам дна в районах Северо-Западной Норвегии, Юго-Восточной и Юго-Западной Гренландии, Центрального Лабрадора. Крутые (до 10—40°) внутренние склоны продольных желобов являются прямолинейными сбросовыми уступами, срезающими подводные фьорды. Подобные уступы на дне ледниковых долин, как известно, называются конфлюэнтными ступенями.
Более пологие (2—6°) внешние борта краевых желобов в основном представляют собой куэстовые уступы мезозойского возраста. Вдоль подошвы куэст обычно тянутся асимметричные гряды, сложенные ледниковыми отложениями, а по оси желобов располагаются каналы стока, устремленные к дну поперечных желобов.
Самое большое распространение на гляциальных шельфах имеют корытообразные краевые желоба. Для них характерны значительные размеры (длина — до 80—200 км, ширина — 20—50 км и более), а также исключительно глубокие вытянутые впадины и котловины типа Дьюпренна, Скагеррака, Восточно-Новоземельской. Отдельные замкнутые впадины переуглублены до 600—1200 м. Корытообразные краевые желоба, как правило, выработаны в тех зонах, в которых платформенный фундамент и шельфовая плита сочленяются посредством крутых (3—6°) флексур. Эти флексуры местами нарушены сбросами.
Менее выразительны ложбинообразные (лоткообразные) краевые желоба, такие, как расположенные в районах Восточного Ньюфаундленда, Северного Лабрадора, Мере-Ромсдалена, Лофотен, Западного Шпицбергена. У них небольшая (50—120 м) глубина вреза, а ширина достигает 8—20 км, они порой слабо различаются даже на детальных батиметрических картах. Продольные ложбинообразные долины сформировались процессами эрозии в зоне пологого налегания дочетвертичных осадочных пород на моноклинальную поверхность фундамента. На дне таких краевых желобов характерны стадиальные моренные гряды высотой 40 м.
Поперечные желоба определяют характер расчленения внешней части гляциальных шельфов. Признаками ледниковой обработки желобов служат форма долин, их выраженная прямолинейность и постоянная ширина на протяжении многих сотен километров, наличие вытянутых переуглубленных (250—600 м) котловин и впадин (типа конфлюэнтных бассейнов), а также стадиальных и боковых моренных гряд. В отличие от подводных и надводных фьордов поперечные желоба имеют более значительную ширину. По строению и в генетическом отношении они подобны так называемым низменностям ледникового выпахивания и гляциодепрессиям, таким, как впадины Онежского, Ладожского озер, Рижского и Двинского заливов на пластовых равнинах северо-запада Русской равнины. На норвежских и канадских картах Северного Ледовитого океана такие крутосклонные углубления на внешнем шельфе обычно называются дьюпами и дьюпетами. В ряде случаев существует прямая морфологическая связь поперечных желобов с подводными фьордами, в основном они сочленяются между собой посредством краевых желобов.
В результате непрерывного сейсмопрофилирования и бурения дна подтвердились предположения Ф. Нансепа, У. Хольтедаля, В. М. Литвина, В. Д. Рвачева о том, что распределение в плане поперечных желобов четко контролируется дочетвертичным расчленением шельфа. Гляциальная эрозия, как и дочетвертичная речная деятельность, была приурочена к структурно-литологическим, литологическим контактам или нарушениям осадочного чехла пластовых и базальтовых равнин. Самые крупные поперечные желоба (Юлианехоб, Макковик, Фальбандьюпет и др.) развивались вдоль грабенообразных структур. На исландском шельфе, в районах, прилегающих к хребтам Рейкьянес и Кольбейнсей, древние ледники распространялись по четвертичным рифтогенным желобам, глубины дна в которых достигают 500—700 м.
Наиболее глубокие поперечные желоба (1000—2000 м) встречаются на антарктическом шельфе: желоб Геодезии в районе Земли Адели, желоба Денисон и Порт-Мартин в бассейне Астролябии.
В море Росса система широких трогов прослеживается под шельфовым ледником Росса. В целом на гляциальных шельфах океана выделяются такие разновидности поперечных желобов, как классические троги, висячие троги, ящикообразные желоба, суббатиальные впадины, похожие по форме на желоба.
Среди поперечных желобов наиболее рельефны и контрастны классические подводные троги. Они пересекают узкие шельфы Восточной Антарктиды, Южной Гренландии, моря Баффина, Центрального Лабрадора, Исландии, Фарер, Северо-Западной Норвегии. Свое начало троги берут от конфлюэнтных (приустьевых) ступеней с висячими подводными фьордами. Отличительными чертами строения трогов служат их крутые (до 10—20°), высокие (100—400 м) борта, переходящие в широкое (8—20 км) дно, обратные уклоны продольного профиля дна. Для ши характерны также крупные переуглубленные котловины в высокие приустьевые пороги, развитые у края шельфа. На дне желобов залегает сплошной, неравномерный по мощности (от 40 до 250 м) покров четвертичных, главным образом ледниковых, отложений.
Верховья классических подводных трогов располагаются на участках, где сходятся смежные части краевых желобов. Именно на этих участках находятся «исполинские» (шириной 10—20 км) котловины — самые крупные переуглубления на поверхности гляциальных шельфов. Вблизи крутых конфлюэнтных ступеней обычно отмечаются максимальные отметки глубин дна. В таких местах желобов глубины достигают 0,5—1,0 км и более. Все «исполинские» котловины заходят в краевые желоба и вытянуты по направлению движения ледников в сторону края шельфа. От открытого океана котловины отделены аккумулятивными приустьевыми дорогами, над которыми глубины меняются от 180 до 350 м. Особую группу среди классических трогов составляют сквозные поперечные желоба (Бельсунд, Ингедьюпет, Стурфьорд, Пекульдьюп, Хольстесборг) на протяжении крупных фьордов побережья Северной Атлантики. На дне сквозных желобов выделяются узкие (8—15 км), вытянутые на десятки километров впадины выпахивания с глубинами 200—400 м. Своеобразным строением отличаются висячие троги. У таких желобов наклонное (20—40’) к краю шельфа (вниз по течению выводных ледников) дно и отсутствуют приустьевые пороги. Дно всех долин в устье обрывается уступом материкового склона. Обычно такие троги образуют радиальную сеть на исландском шельфе (Хаувальдьюп, Лоунс, Херасдьюп и др.), на узких лофотенском и южногренландском шельфах. Желоба начинаются от пологих краевых уступов или связаны с подводными продолжениями фьордов. Б отдельных случаях висячие троги обрываются к суббатиальным равнинам шельфа, например Кабота, Медвежинской. Все висячие троги характеризуются небольшой (4—15 км) шириной и относительной глубиной вреза (50—150 м). У них также сравнительно мала длина — от 40 до 80 км. Висячие долины, в которых отсутствуют приустьевые пороги, могут свидетельствовать об активном движении ледников и всплывании последних за пределами желобов.
Ящикообразные поперечные желоба, как правило, распространены на широких (80—250 км) пластовых и аккумулятивных равнинах. У них некрутые (2—8°) склоны, сравнительно широкое (20—40 км) дно и пологий (2— 10′) обратный уклон поверхности дна. В основном только в этих желобах можно встретить характерную систему положительных форм рельефа: ригелей, порогов и стадиальных моренных гряд, чередующихся с полями холмистой донной морены и глубокими (150—400 м) вытянутыми впадинами. В поперечных желобах Исдьюпет, Хальтен, Скальмен, Суккертоппен, Саглик, Ла-Хав, Эмеральд, имеющих большую длину (80—150 км), можно проследить от 3—5 до 15 узких стадиальных гряд, которые указывают на осцилляции выводных ледников. Желоба в верховье чаще сохраняют форму трогов, а в сторону края шельфа их поперечное сечение приобретает ящикообразный характер.
В отдельную группу нами объединены вытянутые поперек шельфа суббатиальные равнины впадины, на поверхности которых наблюдаются явные следы воздействия крупных ледников. Поперечный профиль суббатиальных равнин, например Зюйдканская, Гудзонова, Кангердлугссуак, Кабота, напоминают пологосклонные ящикообразные желоба с очень широким (100—200 км) дном. В пределах равнин, судя по материалам сейсмопрофилирования, мощность четвертичных отложении изменяется от 100 до 300 м. Для ледникового ложа типичными являются изолированные асимметричные впадины и котловины (20X50 км) с глубинами 500—1200 м, отдельные высокие пороги, скалистые ригели, стадиальные моренные гряды высотой 30—90 м.
В классическом виде комплексы стадиальных морен можно проследить на дне желоба Диско в районе Западной Гренландии.
Таким образом, подводная долинная сеть занимает особое положение среди форм экзогенного рельефа дна, так как обнаруживает наиболее тесную связь с морфоструктурными условиями шельфа. Мы убедились в существовании заметных различий в морфологии и строении каждого из выделенных типов подводных желобов. Геоморфологический анализ строения ледниковых долин на гляциальных шельфах дает основание считать, что современная морфология желобов была создана в процессе плейстоценового покровного оледенения. Рельеф ложа ледниковых покровов, судя по изложенному в предыдущей главе геологическому материалу, был сформирован к началу материкового оледенения. К этому моменту глубина вреза дочетвертичных речных долин в меловую поверхность достигала 300—500 м. Почти все подводные фьорды, краевые и поперечные желоба приурочены к древнему структурно-эрозионному расчленению шельфа и тектонически предопределены. Ледники и талые ледниковые воды расширили и углубили уже существовавшие на поверхности морского дна крупные врезы.