Факультет

Студентам

Посетителям

Внешние границы древних ледников

На вершинах всех подводных гряд, обследованных драгированием и фотографированием, выявлены мощные валунные и гравийно-галечные плащи.

В тралы попадают полуокатанные и окатанные эрратические валуны, достигающие 1—3 м в диаметре. Судя по данным грунтовых колонок, моренные гряды обычно сложены серыми плотными валунными глинами и суглинками, которые перекрываются поздне — и послеледниковыми осадками. В пределах гряд общая мощность четвертичных отложений достигает 100—250 м и более, что резко отличает их от прилегающих пространств шельфа с относительно маломощным чехлом осадков.

Подводные моренные гряды, по всей вероятности, в основном являются образованиями краевой фронтальной аккумуляции. Несмотря на то что они создавались как в субаэральной, так и в субаквальной обстановках, среди них выделяются краевые морены напора, фронтальные насыпные морены и моренные гряды.

Подводные краевые морены напора представлены крупнейшими сложными моренными грядами. Их формирование и строение предопределены в основном уступами Главной внутришельфовой куэсты, а также крупными выступами коренных пород в желобах и на возвышенностях, ориентированных перпендикулярно направлению движения материкового льда. Краевые морены напора подразделяются нами на две основные разновидности — краевые моренные гряды и приустьевые пороги. По данным сейсмопрофилирования в пределах этих образований отмечается аномально большая (соответственно 100—200 и 150—300 м) мощность четвертичных, в основном неоднородных, деформированных ледниковых отложений. К примеру, в зоне конечных морен на дне Балтийского моря мощность верхнечетвертичных отложений составляет 80—160 м.

Краевые моренные гряды приурочены преимущественно к прибрежному краю моноклинальных возвышенностей, структурных и базальтовых плато. Так, на лабрадорском шельфе вдоль западного края банок Саглик, Хиброн, Нэйн, Гамильтон на глубинах от 85 до 140 м прослеживаются широкие (2—5 км) дуги сплоченных гряд, имеющих длину 40—300 км и высоту 25—50 м. Проксимальный склон гряд обычно более крутой (1—3°), чем дистальный. По краям небольших банок Окэк, Макковик, Гаррисон располагаются асимметричные гряды, имеющие своеобразную полукольцевую в плане форму. В конце банок отмечен мелкохолмистый рельеф (видимо, камы). Все краевые моренные гряды, изгибаясь, соединяются с крупными приустьевыми порогами в поперечных желобах. В результате грунтовых съемок и морского бурения канадскими геологами было установлено, что краевые морены напора в основном сложены валунными глинами и суглинками. В смятых четвертичных отложениях встречается хорошо сохранившаяся фауна. В минеральном составе морей лабрадорского шельфа преобладают роговая обманка (среднее содержание в тяжелой фракции — 30—40%) и кварц (в легкой фракции — 50—70%). В тяжелой фракции содержатся также рудные минералы (20—30%), гранат (10—15%), моноклинальные и ромбические пироксены, в песках — большое количество полевых шпатов и амфиболов. По мере приближения к берегам в каменном материале морены возрастает содержание угловатых обломков таких пород, как гнейсы, граниты, сиениты и т. п. Состав минералов и пород указывает на их привнос материковыми льдами с прилегающих берегов и прибрежного шельфа, сложенных кварцево-полевошпатовыми гнейсами и гранитами. Аномально высокая концентрация пироксена в песчано-гравийной фракции валунных глин, слагающих морены на банке Нэйн, очевидно, связана с транспортом минеральных частиц из геологической провинции Нэйн, для которой специфичны анортозиты, а также основные и ультраосновные породы. По мере продвижения от куэетовых уступов в сторону края шельфа в морене преобладают обломки карбонатных пород, в частности выветрелых известняков. Вероятно, это породы местного происхождения, выпаханные ледниками из мезо-кайнозойского осадочного чехла пластовых равнин шельфа.

На гренландском внешнем шельфе краевые морены представлены в одних случаях невысокими (20—40 м) пологими грядами, как это наблюдается на прибрежной стороне структурных плато Данас, Фюллас, Фискенес, Дезоляцион в пределах глубин 30—70 м, на плато Местинг, Улак, Фюлкир, Билле, Торденшельд, Дискорд, Валле на глубинах 135—200 м, в других случаях узкими (0,4 — 1,0 км) асимметричными грядами с высотой до 50 м, выстроенными в 4—8 субпараллельных рядов на прибрежном крае банок Сторре-Хеллефиске, Суккертоп и др. Многие из этих гряд, судя по характеру их дугообразных изгибов, формировались несколькими осциллирующими ледниковыми языками. На крутых прибрежных склонах гряд отмечаются выходы серых валунных глин, а на вершинах обычно залегают несортированные гравелистые пески аркозового и полевошпатокварцевого состава. Каменный материал в основном представлен обломками биотитовых гнейсов (до 62%), гранитов, гранитогнейсов, глинистых сланцев и т. п. Сравнение петрографического и минерального составов морены и коренных пород, в том числе тяжелой фракции минералов, позволяет предполагать, что морена образовалась главным образом за счет разрушения кристаллических и метаморфических пород прибрежного шельфа. В районах развития на побережье и морском дне платобазальтов отмечается значительное (до 17%) обогащение каменного материала базальтовыми обломками.

На островном шельфе Исландии узкие морены напора выделяются на прибрежном крае базальтовых плато Эрайвагрунн, Брейдальсгруни, Папагрюни и других на глубинах 60—160 м. Длина этих каменистых гряд не превышает 10—20 км, высота — 25—50 м. Подводные моренные равнины, в частности в районе хребта Рейкьянес, сложены серыми валунными глинами и суглинками с прослоями флювиогляциальных осадков. В минеральном составе «древних глин» преобладают вулканический пепел (до 60—80%) и стекло. Эрратические валуны представлены в основном вулканическими породами — обломками базальта, рейсе пемзы, вулканического шлака и туфа. Иногда встречаются обломки кислых пород. Многие краевые моренные гряды имеют непосредственную связь с боковыми моренами на склонах поперечных желобов, по которым выводные ледники распространялись до края шельфа.

На североморском шельфе краевые морены — это пологие каменистые гряды Скали, Белл-Рок, Марр, Уи-банка, Смит, Абердин, Ньютен-шир, находящиеся восточнее Шотландии, с внешней стороны краевых желобов, а также массивные гряды Грейт-Фишер, Клондайк, Патч, Берген, Викинг, вытянутые вдоль Норвежского желоба на глубинах 50—90 м. Крупные гряды, такие, как Вествоге, Свейн, Эстре-Госене и другие, имеются на прибрежной стороне всех банок, обрамляющих норвежский шельф.

В строении перечисленных краевых гряд участвуют плохо сортированные, неслоистые валунные глины (тилл) и отчасти песчано-гравелистые толщи. Эрратические валуны и галька, залегающие на вершинах гряд в пределах банок Трэн, Хальтен, Фрейя, Викинг, состоят из метаморфических (гнейсы, кристаллические сланцы, гранитогнейсы) и магматических (граниты) пород. Такой петрографический состав указывает на снос каменного материала с прибрежного шельфа и берегов Норвегии. Отметим, что от куэстовых уступов, на которых обнажаются известняки, глинистые сланцы и песчаники, на расстоянии 10—20 км среди грубообломочных отложений преобладает осадочная составляющая. По мере удаления от куэст в сторону моря содержание в морене обломков осадочных и изверженно-метаморфических пород выравнивается.

На баренцовоморском шельфе вблизи куэстовых уступов краевые моренные гряды Нордкинская, Мурманская, Новоземельская, Рыбачья выделяются на глубинах 100—200 м. Гряды сложены несортированными серыми валунными глинами, которые часто называют «древними глинами». На Мурманской возвышенности вскрытий (6 м) разрез «древних глин» в основном представлен темно-серыми мореноподобными суглинками и алевритовыми глинами с относительно высокой (1,7—2,2 г/куб. см) плотностью. Глины содержат полуокатанные обломки песчаников, известняков, доломитов, алевролитов, а также кристаллических пород скандинавского происхождения. На Рыбачьей банке, расположенной ближе к побережью, грубообломочный материал состоит из полуокатанных обломков осадочных пород (известняки, кварциты), а также обломков розовых и серых гранитов, биотитовых и полевошпатовых гнейсов, принесенных ледниками с Балтийского щита.

В отличие от описанных выше краевых моренных гряд приустьевые пороги являются специфическими образованиями поперечных желобов. Асимметричные пороги, имеющие размеры в среднем 20X30 км, возвышаются на 100—400 м. От фьордового побережья они удалены на 100 км и более. Пологий (15—30′) широкий склон порогов обращен к фронту ледниковой лопасти. Судя по материалам сейсмопрофилирования, мощность четвертичных отложений в пределах порогов достигает 100—300 м.

Во многих случаях на поверхности приустьевых порогов выделяются узкие (1—3 км) стадиальные морены. У берегов Восточной Канады, в желобе Хок, такие гряды на глубинах 390—420 м переходят на склоны банок Гамильтон и Велл-Айл и образуют полукруг длиной 140 км. Сходную морфологию имеет порог в устье желоба Риту. Здесь гряды высотой 20—70 м сгруппированы в шесть дугообразных рядов. Своеобразно строение порогов в крупных лабрадорских желобах Макковик и Картрайт. На их поверхности на глубинах 250—330 м наблюдаются только боковые моренные гряды высотой 30—50 м. Отсутствие на порогах центральной части краевых образований свидетельствует, видимо, о том, что фронт активных ледниковых лопастей сплывал в зоне материкового склона.

К особой группе нами отнесены подводные конечные морены, местоположение которых, как показывают геофизические работы, предопределено соляными куполами и штоками. Морены выражаются в рельефе дна массивными грядами и крупными холмами высотой 80—140 м, как, например, известные Финмаркенские и Демидовские банки в Баренцевом море. Распространены такие морены на локальных участках суббатиальных и неритических равнин, в отдельных поперечных желобах (Галли, Кабота). Не исключено, что соляная тектоника могла быть активизирована под влиянием ледниковой нагрузки.

Все отмеченные факты дают основание сделать вывод, что подводные краевые морены напора, образующие многие краевые моренные гряды и приустьевые пороги, образовались при натекании края ледниковых покровов на лежавшие на их пути внутришельфовые куэсты, обрывистые склоны структурных плато, выступы дочетвертичного рельефа шельфа. В результате сильного давления ледников на орографические преграды происходила деформация как самих преград, так и подстилающей подледниковой поверхности (ложа), сложенной на внешнем шельфе мезозойскими и третичными осадочными породами. Можно предположить, что сложный механизм формирования морен напора в каждом конкретном случае складывался из процессов срыва, сдавливания, перемещения, выдавливания четвертичных и коренных пород. Особенности планового положения морен, их конфигурация, множество субпараллельных гребней указывают на неоднократные осцилляции ледникового края при деградации последнего оледенения.

Наряду с типичными моренами напора имеются переходные напорно-насыпные формы. К ним в основном следует относить мощные приустьевые пороги в поперечных желобах. Как уже отмечалось выше, такие пороги создавались в субаквальной среде над пологими выступами третичных пород у края шельфа. Образование порогов в устьях поперечных желобов, вероятно, связано с неоднократным выжиманием и нагромождением ледниками эродированного и перемещенного материала в полосе скальных выступов. Процессу аккумуляции, естественно, способствовали дивергенция и резкое всплывание ледников в зоне материкового склона. При этом происходило вытаивание донной морены из основания всплывавших шельфовых ледников. При каждой последующей фазе наступании льда осадки предыдущего интергляциала смешивались с более древним материалом, уплотнялись до состояния твердых пород и насыщались органогенными остатками.

Особое место в ряду подводных морен занимают подводные фронтальные насыпные морены. Это наиболее распространенные конечно-моренные формы на поверхности шельфа. В рельефе дна они выражаются цепями высоких (30—100 м) дугообразных гряд, подразделяемых нами на конечные моренные гряды и стадиальные морены. Слагающие их ледниковые отложения обычно имеют беспорядочную текстуру. Конечно-моренные насыпные гряды, вероятно, развивались при свободном растекании активного ледникового покрова на поверхности банок, главным образом в субаэральных условиях. Самые древние из этих конечных морен вытянуты вдоль внешнего края лабрадорского, гренландского, исландского, норвежского шельфов.

Исходя из данных морского бурения и сейсмопрофилирования, подводные фронтальные насыпные морены сложены разнородными ледниковыми отложениями мощностью от 80 до 300 м. В отличие от краевых моренных гряд строение и местоположение фронтальных насыпных морен не контролируется рельефом дочетвертичной поверхности шельфа, а отражает особенности динамики покровного оледенения. Мы уже говорили о том, что среди насыпных морей характерны такие разновидности, как конечные моренные гряды и стадиальные моренные гряды. Рассмотрим ниже некоторые интересные детали их строения.

Конечные моренные гряды образуют внешний относительно древний по возрасту пояс ледниково-аккумулятивных форм, протянувшихся вдоль края шельфа на глубинах в среднем 120—270 м.

В рельефе дна они выражаются в одних случаях несколькими цепями крупных (высота — 40—80 м, ширина — 1,5—4,0 км) асимметричных гряд, а в других случаях серией из 4—8 узких субпараллельных гряд высотой 20—40 м. Длина гряд по дуге изменяется от 20 до 00 как Такое расположение и строение конечных морен свидетельствуют о неоднократных осцилляциях края ледникового покрова по всему фронту. Конечно-моренные гряды обычно сосредоточены как на внешней стороне возвышенностей и плато (Лилле-Хеллефиске, Хеймланд), так и вдоль их середины (банки Белл-Айл, Гамильтон, Нэйн и др.). Например, вдоль края шельфа к северо-западу от Британских островов находятся моренные гряды Оттор, Солан, Сула-Стерь и другие абрадированные каменистые гряды на глубинах 90—140 м. Вдоль середины плато Нэйн узкие гряды на глубинах 90—150 м имеют видимую связь с широкими дугами гряд на глубинах 260—330 м, расположенных на приустьевом пороге желоба Макковик. На лофотенском внешнем шельфе выделяются несколько цепей конечно-моренных гряд. Две цени самых крупных (до 4X60 км) монолитных гряд (Серскален, Нурскален) на глубинах 70—180 м называются норвежцами моренами эгга-I и эгга-II. В полосе этих высоких (40—70 м) каменистых гряд мощность ледниковых отложений составляет соответственно 140—220 и 100—170 м.

На всхолмленной поверхности банок внешнего шельфа Антарктиды гряды конечных морен прослеживаются на глубинах от 40—160 до 200—400 м. Несколько полос моренных гряд, разделенных холмистой донной мореной, выделяются на банках Пеннел, Росс, Айзелиш и других в море Росса. В североамериканском заливе Аляска конечные морены в виде дуг протягиваются параллельно береговой линии. В частности, крупные морены отмечаются к югу от ледника Беринга, а также в устье залива Якутак.

На баренцовоморском шельфе к фронтальным моренным образованиям относятся цепи гряд высотой 25—100 м и зоны холмистогрядового рельефа на внешней стороне банок Копытова (глубины 270—370 м), Нордкинской, Мурманской, Новоземельской, на склонах Медвежинско-Надеждинской банки. Гряды сложены в основном плотными «древними глинами», содержащими незначительное количество органического углерода (около 0,1%), детрита и много переотложенной мезозойской пыльцы. Для вершин гряд характерны валунно-галечные покровы, состоящие из обломков известняков, кварцитов, аргиллитов и реже изверженно-метаморфических пород. Состав окатанных и полуокатанных галек (песчаники — 56%, глинистые сланцы — 17, алевролиты — 9%) и глинистых минералов в валунных глинах, залегающих на склонах Медвежинско-Надеждинской возвышенности, указывает, что ледниковые отложения образовались за счет экзарации местных коренных (мезозойских) пород.

Не менее широко конечные морены распространены с морской стороны суббатиальных и неритических равнин на глубинах 200—400 м. Длинные дугообразные гряды прослеживаются, в частности, вдоль внешнего края суббатиальных равнин Диско, Авалон, Хельгеланской и др. Примером крупных конечно-моренных гряд может быть каменистая банка Шольсрюгген (6X160 км), протянувшаяся на внешней стороне Хельгеланской равнины и банок Хальтен и Трен. Крутой восточный склон этой гряды достигает высоты 150 м. Гряда Шольсрюгген соединяется посредством моренного массива на банке Трен и приустьевого порога в Трендьюпет с мореной эгга-I на краю лофотенского шельфа.

На востоке Центральной равнины Баренцева моря самым рельефным является новоземельский комплекс фронтальных ледниковых образований на глубинах 200—300 м, вытянувшийся на многие сотни километров. Здесь выделяются несколько субпараллельных цепей, узких гряд высотой 30—70 м и крупных моренных массивов, многочисленные эрозионные каналы стока талых вод. Каменистые вершины асимметричных гряд, прилегающих к Новоземельской возвышенности, находятся на глубинах 100—180 м, а западнее Гусиного плато — на глубинах 220—250 м. В последнем районе сейсмическими исследованиями установлена большая (до 390 м) мощность четвертичных отложений (скорость — 1,7 км/с), что, вероятно, следует считать результатом деятельности новоземельского ледникового потока.

В районах дна Северного моря, прилегающих к заливам Фертоф-Форт и Мори-Фёрт, многочисленные каменистые банки (Литл-Халибет, Вест-банк, Халибет, Тербот) на глубинах 70—100 м, по всей видимости, являются фронтальными конечно-моренными грядами. На востоке североморского шельфа сходными ледниковыми образованиями могут быть пологосклонные банки Фортмайл, Фладен-Граунд, Уолкер, Брессей, Коралл, Линг, выстроенные в несколько извилистых цепей на глубинах 50—150 м. Большинство гряд сверху сложено плотными гравелистыми глинами и супесями. На североморском шельфе покров слоистых плейстоценовых наносов закономерно увеличивается от нескольких метров в краевых желобах до 150—400 м в центральных районах морского дна. Вскрытый бурением четвертичный разрез на межлопастной Доггер-банке представлен (снизу вверх): древними флювиогляциальными песками и алевритами (10—30 м), голоценовыми песками и глинами до 1—5 м.

О затоплении на шельфе моренных гряд, у которых глубины над вершинами составляют 50—150 м, свидетельствуют следы абразии их поверхности. Очевидно, благодаря прохождению над грядами зоны активного волнового воздействия образовались «бронирующие» гравийно-галечные и валунные отмостки. Закономерно, что, чем меньше глубины над вершинами, тем сильнее размыты и снивелированы гряды морен. На североморском шельфе, например, конечные морены часто фиксируются вытянутыми пологими каменистыми валами и полосами остаточных валунно-галечных накоплений на глубинах 40—80 м. Склоны таких моренных гряд в значительной мере погребены под покровом позднеледниковых и голоценовых осадков.

Теперь познакомимся со стадиальными моренными грядами, являющимися типичными аккумулятивными образованиями краевых и поперечных желобов, а также понижений на поверхности крупных возвышенностей. В североатлантических поперечных желобах (Исдьюпет, Трэндьюпет, Хальтен, Склинна-дьюпет, Колдуаудль, Иекульдьюп, Диско, Хольстенборг, Камберленд, Саглик, Эрмитаж, Розбланш) преобладают характерные перегораживающие моренные дуги, расположенные рядами, количество которых колеблется от 3 до 15. В случаях, если желоба связаны с крупными фьордами (зал. Варангер-фьорд, Диско, Ис-фьорд, Св. Лаврентия), на дне последних можно проследить еще несколько более молодых стадиальных гряд, иногда сгруппированных парами. Между грядами обычно располагаются поля холмистой донной морены и камовых холмов, пологие впадины выпахивания.

Как уже отмечалось, в отличие от приустьевых порогов стадиальные моренные гряды в желобах имеют на порядок меньшие размеры. Их высота — 30—80 м, а ширина — 1—4 км. У всех гряд крутым (2—5°) является проксимальный склон. Глубины над их вершинами колеблются от 100 до 300 м. Сложены такие гряды валунными глинами, характеристику которых можно представить на основе детальных грунтовых съемок и сейсмопрофилирования в ряде желобов (рис. 28). Так, в верховье желоба Хальтеи залегает плохо сортированный валунный суглинок (тилл), включающий в себя песок (40%), алеврит (40%), глину (20%), органическое вещество (менее 3%). Глина состоит из коалина (30—40%), иллита (10—20%), монтмориллонита (30—40%), хлорита (0—5%). Галька и валуны представлены обломками аргиллита, песчаников, известняков среднеюрского и раннепалеогенового возрастов. В составе гравия валунных глин морены Малангдьюпета преобладают темные глинистые породы нижнемелового возраста. На дне желоба Кабота моренные отложения мощностью 75—150 м представлены темно-коричневыми глинами с гравием, галькой и прослоями песка. Минералогические и химические исследования канадских ученых показали, что ледниковые отложения произошли из подстилающих осадочных и метаморфических пород шельфа, а также за счет привноса обломков с Канадского щита.

Большое количество стадиальных морей выявлено на дне внутришельфовых краевых желобов на глубинах 120—350 м. Обычно они сгруппированы в несколько рядов узких гряд высотой 40—100 м. Для гряд характерны следующие морфологические признаки: асимметрия поперечного профиля, прерывистый характер распределения, дугообразный плановый контур и длина порядка 20—80 км. Гряды с таким строением можно проследить, например, в антарктических краевых желобах, на баренцевоморском шельфе в краевых впадинах Северо — и Южно-Новоземельской, Дьюпренна и Норвежской, на Мурманской равнине.

Совершенно очевидно, что Финмаркенской ледниковой лопастью были последовательно созданы стомильная дуга банки Сёла на глубинах 200—250 м и гряда Норд-банка на глубинах 240—280 м. В желобе Тромсё морены на глубинах 270—370 м выстроены в систему из 3—4 гряд длиной до 80 км. В генетически связанную цепь гряд можно объединить крупную (8X60 км) Окуневую банку, расположенную напротив Порсангер-фьорда на глубинах 210—300 м, высокие (60 м) каменистые гряды к северу от полуострова Варангер на глубинах 230—260 м, гряду вдоль банки Рыбачьей на глубинах 115—130 м, а также пологую каменистую гряду на глубинах 125—140 м, протянувшуюся в 20 км от тернберского берега. Эта почти непрерывная цепь гряд, без сомнения, была сформирована ледниковыми лопастями, двигавшимися со стороны фьордов Порсангер, Варангер, Мотовский, губ Териберка, Воронья.

Благодаря специальному грунтовому опробованию, морскому бурению и сейсмопрофилированию в новошотландском краевом желобе можно поближе познакомиться со строением нескольких поясов моренных гряд на глубинах 150—250 м. Самый молодой пояс в 30 км от берегов включает гряды Контри-Харбор, Галифакс, Пеннент и др. Дальше в сторону моря располагается полоса гряд Семеро, Саунт-Шор и другие, а затем гряды Ла-Хейв и другие западнее и восточнее банки Самбро. Большинство гряд высотой 40—70 м изогнуто дугами длиной 30—100 км. Сложены гряды в основном валунной глиной, которая характеризуется плохой сортировкой материала (спектр Md от 0,05 до 1,0 мм) и отсутствием стратификации. Песчаная фракция, преобладающая в валунной глине, состоит на 50—60% из кварца, слюды (40%), полевого шпата и других силикатов (около 40%), кальцита (до 1—2%), органических остатков (менее 0,8—1,5%). В гравийной фракции морены преобладают кварциты, сланцы, граниты, единично базальты, снесенные с прилегающего побережья. В промежутках между крупными грядами располагаются мелкие гряды, почти скрытые послеледниковыми осадками. Кроме моренных гряд сейсмопрофилированием прослежена основная морена мощностью 10— 20 м, а в местах, где она заполняет неровности коренных пород, — до 100 м.

Итак, систематическое описание стадиальных морен, которые в общем представляют собой узкие концентрически расположенные насыпные гряды, позволяет связать их происхождение с крупными подвижками достаточно мощных ледников в эпоху деградации оледенения. Развитие стадиальных моренных гряд, очевидно, происходило перед осциллирующим ледниковым краем в субаквальной обстановке, поэтому вполне закономерно присутствие в слагающих гряды валунных глинах отдельных горизонтов слоистых песков и глин с остатками морских организмов. Морские раковины также встречаются в молодых моренных грядах на дне норвежских фьордов. Эти факты свидетельствуют о резких осцилляциях выводных ледников, которые захватывали и перемещали ранее отложенные перигляциально-морские осадки. Сложный комплекс стадиальных морен в целом дает возможность по относительному возрасту гряд судить о стадиях развития покровного оледенения на шельфе. Морские отложения краевой зоны ледника часто представлены деформированными стратифицированными песками и гравием, содержащими большое количество микрофоссилий. Смятие осадков и образование мелких складок происходило одновременно с накоплением морен.

Как уже говорилось, субаквальные моренные гряды выражаются наиболее рельефно на морском дне, гак как развивались главным образом в поперечных и краевых желобах, во фьордах, на суббатиальных равнинах и в интервале глубин 150—400 м. Вероятно, такие гряды были сформированы перед краем ледниковых лопастей и потоков ниже регрессивного уровня океана, т. е. под водой. Во время резких осцилляций ледники двигались по поверхности дна, вытесняя воду. Поэтому не случайно, что именно в валунных глинах, слагающих субаквальные морены, в основном встречаются смятые слои ледниково-морских и морских осадков с морской фауной. Валунные глины обычно без видимого размыва перекрываются на склонах поздне — и послеледниковыми осадками. Несмотря на то что на вершинах многих гряд (современные глубины, над которыми составляют 150—250 м) выделяются валунно-галечные плащи, субаквальные морены находились в целом не долгое время под влиянием волновой абразии. Захоронение гряд позднеледниковыми и современными осадками представляется маловероятным; известная мощность этих отложений меньше высоты моренных гряд.

В особый тип ледниково-аккумулятивных форм выделяются прибрежные моренные гряды. Они созданы в пределах прибрежного шельфа в условиях определенного влияния на их местоположение и строение скального рельефа поверхности фундамента. Эти гряды, распространенные но дне подводных фьордов, реже на цокольных и неритических аккумулятивных равнинах, расположены как вдоль, так и поперек течения ледников. Несмотря на фрагментарный характер распределения морен, в целом можно проследить несколько прерывистых цепей поперечных моренных гряд высотой 40—120 м, а также отдельные крупные друмлиноподобные формы.

В строении большинства прибрежных моренных гряд и друмлиноподобных форм характерно, что они насажены на выступы скальных пород. Эти выступы в той или иной мере облекаются и скрыты моренными отложениями мощностью 20—80 м. На каменистых вершинах гряд на глубинах 10—60 м, судя по материалам детальных грунтовых съемок и сейсмопрофилирования, часто выступают скалы. Гряды с таким строением были хорошо изучены в ряде районов прибрежного шельфа: северо-восточнее Ньюфаундленда (гряды Тукер и др.), к северу от Шотландия (гряды Мак-Осса, Фаула-Шол, Стормы), к югу от Норвегия, в заливе Бохус (цепи гряд Хьёме-Валер и Хьёллинг-Сланген — Опсё — Боре), к западу от Норвегии (гряды Лундбуэн), к северу от Кольского полуострова (Айновская, Ярнышная гряды), а также вблизи устья крупных заливов Западного Шпицбергена (Ис-фьорд, Хорнсун), Новой Земли (Рогачева, Норденшельда, Иностранцева), на севере Скандинавии (Порсангер-фьорд, Варангер-фьорд, Мотовский) на глубинах 120—250 м. Многие гряды находятся в 4—10 км от современных выводных ледников Гренландии, Исландии, Шпицбергена, Новой Земли и взаимосвязаны с позднеледниковыми конечными моренами на побережье.

Прибрежные морены, такие, как Айновская банка, гряды на дне пролива Скагеррак и Кандалакшского залива, сложены в основном валунными суглинками и глинами, насыщенными песком, гравием, щебнем кристаллических и метаморфических пород. На вершинах гряд валунные глины часто обнажаются из-под песчано-галечного плаща, тогда как на склонах они обычно перекрыты послеледниковыми слегка песчаными глинами серого цвета. В результате сейсмопрофилирования дна и опорного бурения в проливе Литл-Минч у берегов Шотландии было изучено несколько конечных и боковых моренных гряд, а также весь разрез (25—70 м) четвертичных отложений. В проливе на коренных породах дна залегают моренные отложения (валунные глины) мощностью 5—20 м. Выше находятся плохо сортированные крупные алевриты с включением гравия и гальки (флювиогляциальные осадки с цистами динофлагеллят). На дне трогов отмечен слой в 15—40 м несортированных голубовато-серых мягких алевритов с зернами кварцевого песка и гальки (ледниково-морские осадки). Самый верхний маломощный слой крупноалевритовых осадков является голоценовым.

Ледниковые отложения на дне Ирландского моря, судя по данным бурения и сейсмопрофилирования, представлены несколькими слоями позднеплейстоценовой «красной» морены мощностью от 10 до 120 м. Эта сильно известковистая морена содержит эрратические обломки палеозойских и мезозойских пород, принесенных ледниками с побережья Шотландии. На юге моря, на глубинах 50—80 м, выделяется крупная конечно-моренная гряда Нимф, сложенная красной валунной глиной. Верхняя морена на ирландскоморском шельфе повсеместно перекрывается песчаным и галечным покровом, вероятно, водно-ледникового происхождения.

Развитие прибрежных поперечных морен и друмлино-подобных форм, контролируемых скальными выступами дна, не исключает существования в прибрежной зоне шельфа типично фронтальных насыпных морен, как, например, у берегов Ютландии и Новой Англии. Обычно такие моренные гряды находятся как в подводном, так и в надводном положении, что делает их весьма важными отправными рубежами для палеогеографических реконструкций. Новоанглийские гряды, как известно, сгруппированы в две протяженные надводно-подводные полосы. Возраст этих конечных морен, согласно многочисленным радиоуглеродным определениям, составляет соответственно 18—21 и 13—15 тыс. лет.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: