Взаимодействие ледниковых покровов с ложем в пределах материковых окраин (механизмы и интенсивность) тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 00.00.00, Глазовский, Андрей Федорович

• Глазовский, Андрей Федорович
• 1985

Оглавление диссертации Глазовский, Андрей Федорович

ВВЕДЕНИЕ.I

Глава I. ОСОБЕННОСТИ ДИНАМИКИ КРАЕВЫХ БОН ЛЕДНИКОВЫХ ПОКРОВОВ И МОРФОЛОГИИ ИХ ЛОЖА НА ПРИМЕРЕ

АНТАРКТИДЫ И ГРЕНЛАНДИИ

1.1. Динамика краевых зон ледниковых покровов

1.2. Морфология современных гляциэльных материковых окраин.

Выводы.S

Глава 2. ОТРАЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВОЙ ДИНАМИКИ В МОРФОЛОГИИ

ФЬОРДОВ И ЖЕЛОБОВ-ТРОГОВ МАТЕРИКОВЫХ ОКРАИН

2.1. Проблема происхождения фьордов и подводных нелобов-трогов.

2.2. Условия стока льда и форма фьордов. а/ Векторное распределение морфологических показателей фьордов.

О/ Связность фьордовых систем в/ Изменение фьордов в узлах слияния г/ Распределение глубин устьевых порогов

Выводы.

Глава 3. МЕХАНИЗМЫ ЛЕДНИКОВОЙ ЭРОЗИИ НА МАТЕРИКОВЫХ

ОКРАИНАХ.

3.1. Откалывание /отщепление и выламывание/ обломков а/ Условия откалывания б/ Расчет откалывания под выводными ледниками

3.2. Истирание /абразия/ ложа. а/ Условия истирания б/ Расчет истирания под выводными ледниками

3.3. Деформации мерзлого или талого рыхлого ложа

Выводы.

Глава ,4. МЕХАНИЗМЫ И УСЛОВИЯ ЛЕДНИКОВОЙ АККУМУЛЯЦИИ НА МАТЕРИКОВЫХ ОКРАИНАХ И ПРИЛЕЖАЩЕМ ГЛУБОКОМ

ДНЕ ОКЕАНА.

4.1. Механизмы ледниковой аккумуляции а/ Количество и распределение оОломков в ледниках б/ Отложение обломков под ледниками в/ Отложение под шельфовыми ледниками г/ Разгрузка материала разными динамическими частями ледникового покрова •. д/ Айсберговый разнос и пере отложение

4.2* Обстановки ледниковой аккумуляции и типы отложений .IS а/ Классификации обстановок б/ Основные типы отложений

Выводы.

Глава 5. ИНТЕНСИВНОСТЬ ЛЭДНИКОВОЙ ЭРОЗИИ И АККУМУЛЯЦИИ

НА МАТЕРИКОВЫХ ОКРАИНАХ

5.1. Интенсивность ледниковой эрозии

5.2. Зональность в распределении продуктов экзарации и их объемы.

5.3. Асимметрия геологической деятельности ледниковых покровов.

Выводы.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Взаимодействие ледниковых покровов с ложем в пределах материковых окраин (механизмы и интенсивность)»

Одной из главных проблем изучения ледников является выяснение механизмов и интенсивности их взаимодействия с ложей. 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 служить 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, касающиеся 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 в 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- палеогля-циологических закономерностей, касающихся динамических и температурных условий переноса льда, определения главных путей его J 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, касающиеся 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 покрова Антарктиды и районов распространения плейстоценовых оледенений показывают, что их значительная доля, как в древности, так и сейчас, приходится) на покровные ледники особого - "морского" - морфолого-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 системе 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 на 440 метров ниже уро»ня океана, и здесь на площади 3 433 130 сосредоточена ледяная масса объемом 4070,6 тыс.км8. 15% этого объема находится на плаву, занимая I 248 210 км2 акватории Мирового океана / Drewry et ai., 1982 /. В верхнем плейстоцене объемы покровного оледенения "морского" типа достигали 37 х 10® км3, а площади, ими занимаемые, равнялись 30 х 10® км2, что составляло около 40% от общего объема и около 50% от общей площади всех ледников во время последнего максимума их разрастания /Гросвальд, 1983 б/.

Огромные массы льда, заключенные в "морских" ледниквх, их относительная неустойчивость, особый механизм разрушения, связанный не с постепенным отступанием края за 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, вмйЖ)дейс^вия^1е.дниковых™До-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 геологических факторов не ограничивается только плейстоценом. Исследования следов оледенений начзла 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 200 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 палеосклонах, 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 пэ-леошельф во время ордовикского оледенения и заполненных ледниковыми песчаниками - единственной формацией, служащей первичным 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 покровоъс ложем в пределах материковых окраин.

Дпя 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 ООО. 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 симпозиумах 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 - nose - 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.

-7В ней освещен дискуссионный вопрос о генезисе этих форм рельефа плейстоценовых ледниковых материковых окраин, позволяющий далее рассмотреть возможности оценки и определения ледникового контроля рельефа материковых окраин. В этой главе главное нап*- / 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 - литологических и структурных неоднороднос-тей, с недостаточным вниманием к другой стороне вопроса - за-печатленшо 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 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 разработан.\ 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. Б ней же показаны возможности изменения динамики "морских" ледников в результате их взаимодействия с рыхлым ложем и приведены расчеты скорости истирания и дробления ложа выводных ледников Антарктиды, сделанные по данным о напряжении сдвига, на ложе, давлении и скольжении*

Своеобразие разрушения "морских11 ледников и особенностей разгрузки льда, наличие трех особых ледниковых границ в их теле -линии откола айсбергов, границы донцого 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 лед-I никовой аккумуляции, Бнализу 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 рзйонэх 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 геологии 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 - "Взаимодействие оледенения с атмосферой и океаном", в которую также входит, плановая тема Института географии АН СССР5 3.5.1.6.1. - "Разработка основ гляциологических прогнозов".

Автор признателен всем сотрудникам отдела, и особенно к.г.н." Д.Я.Иоффе 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 благодарности», 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 пои 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. КМ3 льда / Drewry et al., 1982 /» ОСНОВНОЙ раСХОД ЛЬД8 В Антарктиде происходит за счет его движения к морю и откалывания эйсбергов. 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 км3 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 кы8/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 шаре ведущим фактором абляции ледников является не таяние и испарение, а айсберговый сток.

Существенно, что величина сбросе льда в океан сильно варьирует от участке к участку края современных ледниковых покровов в связи с большими изменениями скорости движения льда у 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 расхода 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 отмечена 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, ширина 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% льда с 15% 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, айсберговый 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 выгодных 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 км/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.1/. В этот крупнейший выводной ледник мира, имеющий ширину около 40 км и длину порядка 400 км, поступает лед с площади около 1152 тыс.км^. 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 300 км, двигается с ускорением со скоростями около 800-1200 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.1. Система выводного ледника Ламберта в Антарктиде. А - шельфовый ледник Эймери, Б - ледник Ламберта. I - изогипсы р поверхности льда, м; 2 - средняя годовая аккумуляция, r/ir; 3 - границы выводной части ледника Ламберта; 4 - граница ледо-Сборного бассейна / Allison, 1979/. на плав, имея мощность около 800 ы. 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 ледяного барьера / Allison, 1979; Budd et al. , 1982/.

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

Оценки расхода льда через выводные ледники имеют приблияи-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 года 1125 км8 льда, нэ восстановление которого, несмотря на большой ежегодный приток льда - 12,48 км3, потребуется не менее 100 лет / 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 Ю9 т

Ю3км2 муля- км/год ция, f/м^/год

Пайн-Айленд 214*20 40*10 2,1*0,2 26*2,5 25*6 ^gbtree,Doake »

Ратфорд* 405*4 30*10 1,7" 30^ I8i5*2 п

Ч ' 163г 15 0,45 50 15,8" Rose , 1979

С 122 15 0,20 80 11,4 п д$ 104 15 0,30 60 9,7 "

Е* 131 15-20 0,40 90 21,1 It

Ламберт II52 5,5 0,35 40 18 Allison , 1979

Сирасе 200 6,4 2,5 17,8 7,4 Glaciological aspects., 1978

13,4-14,7 Fujii , 1981

Рейнир 80 7 0,64 20 10,4 Outlet glacier.,

1982

Бивер - - 0,26 7,5 1,66

Уилма - - 0,25 5,0 0,57 1!

Роберт . - - 0,76 5,0 4,8 П

- звездочкой обозначены ледяные потоки. вии стационарного состояния, прямо пропорциональны аккумуляции, длине и ширине ледосборного бассейна, и обратно пропорциональны толщине выводного ледника и его ширине. Из расчетов Й.Верт-мана / v/eertman, Birchfieid , 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

-16в 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 25% 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 океан.

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 ледосбора он не выделяется на фоне выводных ледников Антарктиды - по разным оценкам она составляет от 63,29 до 98,85 х I03 км2, но значительно более высокая аккумуляция -около 48 г/см2/год, и малая ширина выводной части - всего 7 км, приводят if тому, что скорости на языке доётигают 7 км/год, а расход льда 39,5*9,5 КМ3/з?ОД / Bindschadler » 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

ESi ПШ* S4 SSs Ш^ь

Рис.2. Ледяные потоки Западной Антарктиды /сектор иоря Росса/. I - изогипсы поверхности льда, к; 2 - линия налегвния; 3 - зоны быстрого движения льда; 4 - области льда, примороженные к ложу; 5 - нунатаки; 6 - акватория моря Росса. П - Продольный профиль через ледяной поток В и шельфовый ледник Россе. Ш - Распределение напряжений сдвига на ложе ледяных потоков. Стрелкой показано направление движения льда /от верховьев/. 1У - 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/. движения выводных ледников и ледяных потоков. По оценкам И.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; Красс, 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 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 200-2500 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 скмьжения выводных ледников, количеством 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- i 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 30-5Q5 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" 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 5-10 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/. Неоднозначность 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 / Drewry 1982/, в верховьях выводных ледников Скелтон и Тейлор -3,5 мкал/см^сек, и выводного ледника Маккай - 2,7-3,0 мкал/сь? 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 сглаживание течения и ложа.

Очевидно, полная 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.

Наступание 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 ванных 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, нэ гигантском выводном леднике Ламберта область абляции в нижней его части занимает около 33,2 тыс.км^, 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 айсбергообразования 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

-1°С и известны средние скорости айсбергообразования у современных крупных шельфовых 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 колебаний 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 Ронне / 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 ложэ миграции линии налегания могут иметь устойчивый или неустойчивый характер. Устойчивое состояние линии налегания возможно только 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 линия 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 недостаточно 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.

Заключение диссертации по теме «Другие cпециальности», Глазовский, Андрей Федорович

Выводы.

1. Скорости экзарации материковых окраин, подсчитанные на основе размеров ледниковых долин и объемов ледниково-морских осадков океанского дна, варьируют от I до 6 мм/год, а средний слой пород, снесенный льдом с этих окраин, составляет 200-300м, что для крупных ледниковых провинций соответствует объемам, близким к миллиону кубических километров. Таким образом, работа "морских" покровных.ледников является самым мощным фактором экзогенного рельефооорэзовэния.

2. Материковые окраины, испытавшие оледенения, делятся на две части: I/ побрежья и шельфы и 2/ материковые склоны и подножия и гляциальные шельфы - это области резкого преобладания экзарации над аккумулятивными процессами, на которые могут налегать лишв позднеледниковые и голоценовые осадки. В зоне мате-*, рикового склона и материкового подножия оыло отложено более 60% всей массы продуктов экзарации материковых окраин, и там возникли шлейфы ледниково-морских подводно-склоновых отложений, имеющие мощности в тысячи метров и объемы во многие тысячи кубических километров. Поэтому их накопление должно было изменять форму материковых склонов и расширять шельфы за счет соседних океанических впадин.

3. Общая масса продуктов экзарации, поступившая в зону взаимодействия подзднекайнозойских оледенений с океаном, соста-' вила порядка I0*6 тонн. Объемы выноса в северном и южном полушариях примерно равны между собой. В отличие от имевшихся оценок, свидетельствовавших, что Северная Атлантика доминирует по количеству айсберговых отложений - 62% от мировых и, что в северном полушарии сосредоточено 90% этих же отложений, наши оценки показали, что в Северной Атлантике за время позднекай-нозойских оледенений накопилось айсберговых отложений 27%, а во всем северном полушарии - 52% по отношению массам этих отложений, накопившихся за это же время во всем Мировом океане.

4. Для геологической деятельности больших ледниковых покровов, расположенных частью на суше, частью на шельфах, характерна резкая асимметрия. На морских сторонах таких покровов интенсивность экзарационных и ледниково-аккумулятивных процессов была минимум на порядок выше, чем на наземных сторонах. Поэтому, количественные характеристики, полученные по измерениям на суше, неприложимы к расчетам общей интенсивности геологической деятельности больших ледниковых, покровов. Геоморфологические эффекты"морских" оледенений - глубокое расчленение побережий и расширение конитинентэльных шельфов - могли слул:игь самостоятельным фактором изменений климата и самих оледенений в позднем кайнозое, приводя к усилению взаимодействия оледенения с океаном и модифицируя ледниково-межледниковую цикличность а

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

I. Анализ современной динамики ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии в зоне материковых окраин показывает, что основным фактором расхода льда этих покровов является айсбер-говый сток, который составляет около 76% всего суммарного ледникового стока в Мировой океан. Главная доля зйсбергового стог ка - около 80-90% - приходится на выводные ледники и ледяные потоки, которые являются самыми активными элементами леднико-. вых покровов. Они концентрируют лед с обширных ледосборов и сбрасывают его в океан, вдигаясь по сравнительно узким подлед-никовым долинам, рассекающим материковые окраины. Ежегодно через их устьевые части, имеющие сечение от первых до нескольких десятков квадратных километров, проходит от нескольких единиц до десятков гйгатонн льда. Скорости движения льда по этим зонам достигают высоких значений, вплоть до первых километров в год. Движение рассматриваемых ледниеов происходит в основном за счет скольжения.

Скорости движения закономерно растут до линии налегания, а в раде случаев и до фронта откола айсбергов. Ложе выводных ледников и ледяных потоков теплое, тогда как разделяющие их участки приморожены к ложу. По лоткам выводных ледников и ледяных потоков происходит сток воды, образующейся во внутренних частях покровов и за счет донного трения. Возникновение дифференцированного стока льда связывается с разивтием согласованных неустойчивостей течения льда и формы ложа, в услошиях неравномерного геотермического потока, а также с неоднородной возможностыо сброса льда в океан. На выводных ледниках и ледяных потоках, кроме границы питания, выделяются следующие 'ванI ные гляциологические границы: фронт откола, граница зон донного таяния и намерзания, линия налегания. Последняя, в зависимости от уклона ложа, может находиться в устойчивом или неустойчивом равновесии.

Все выводные ледники и ледяные потоки заполняют четко выраженные долины коренного ложа, которые орличаются значительной длиной /до нескольких сотен, а нередко и первых тысяч метров/ и шириной от первых до десятков километров. Они закономерно прослеживаются и за границей распространения современных ледников на шельфе. В области внутреннего шельфа они сохраняют центробежное направление, в зоне контакта с внешним шельфом иногда прерываются продольным желобом, а в области внешнего шельфа продолжаются вплоть до его края в-виде широких и глубоких депрессий. Главной отличительной чертой указанных долин является волнистый продольный профиль с амплитудой понижений и повышений дна в сотни метров. Направление и форма долин в каждом конкретном случае контролируются местными структурно-геологическими условиями, но морфологическое сходство этих долин свидетельствует о том, что их главные черты определяются экзогенным воздействием движущегося льда.'

2. В плейстоцене взаимодействие'ледниковых покровов с ма

I ' териковыми окраинами значительно усиливалось. Древнеледниковые 'материковые окраины, как и современные, рассечены многочисленными долинами - фьордами и подводными желобами-трогами, аналогичными по своей форме подледниковым долинам ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии. Анализ распределения фьордов и ; подводных желобов-трогов показывает, что фьорды присутствуют толысо на оледеневавших берегах, а желоб'а-троги - только на гляциальных шельфах. Совпадение рассматриваемых форм с районами интенсивного оледенения не может быть случайным. Такое совпадение не объяснимо с точки зрения тектонической или водно-эрозионной гипотез происхождения этих крупнейших долинных форм Земли. Единственно возможное объяснение заключается в том, что они выработаны линейной экзарацией "морских" ледниковых покровов. В морфологии фьордов в связи с их экзарационным происхождением запечатлены многие особенности поведения выводных ледников и ледяных потоков. Обнаружена общая закономерность быстрого роста максимальной глубины, глубины порога, максимального переуглубления во фьордах длиной до 100 км и относительная стабильность указанных параметров во фьордах большой длины. Это объясняется нелинейностью связи экзарационной способности выводных ледников с их длиной. Максимальное переуглубление отмечается во фьордах, направленных по кратчайшей линии от континента к океану. Этот показатель по своей выраженности является ведущим и сохраняет свою силу даже в крайне неблагоприятных для стока льда структурно-геологических условиях. С помощью него представляется возможным реконструировать направления максимальных массооборотов льда. Анализ связности фьордовых систем показывает, что оледенение рассматриваемых районов носило п покровный характер и обладало высокой эрозионной способностью, приведшей к практически полному преобразованию рисунка доледниковой долинной сети. Внутрирегиональные колебания связности фьордов отражают суммарную картину разницы в массооборотах льда, иными словами, различия активности взаимодействия оледенения с океаном. Исследования изменений фьордов в узлах их слияния убеждает в том, что отклонение фьордов в узлах слияния линейно связано с соотношением ширин сливающихся потоков и углом слияния. Закономерное изменение глубин устьевых участков фьордов от малых значений в умеренных широтах к большим в полярных широтах позволяет говорить, что в этой особенности за-печатнены разные условия подпора выводных ледников.

3. Разрушение ложа покровных ледников на материковых окраинах происходит в результате откалывания, истирания коренных пород ложа, деформации оыхлых пород и водной эрозии. Развитие этих процессов зависит от соотношения термических, барических и гидрологических условий на ложе, скоростей движения льда и физико-механичеаких свойств пород. Ареальное откалывание при отсутствии скольжения ледника происходит вследствие колебания давления на неровностях, вызывающего смещение изотерм таяния, что приводит к морозному дроблению выступов. Линейное откалывание характерно для лотков выводных ледников и ледяных потоков. В их верховьях, где существуют условия перехода от холодного ложа к теплому, оно усиливается действием "теплового насоса" и нестабильным режимом расходов воды и льда. Ниже по течению, в условиях талого ложа, оно вызвано градиентами напряжений во льду и динамическим воздействием обломков мореносодер-жащего льда. Максимальных своих значений откалывание достигает в тыловых частях переуглубленных бассейнов. В зонах движения быстрых потоков льда откалывание облегчается присутствием талой воды и поддерживается образованием трещин отпора вследствие размыкания подледниковых каверн, эрозионного вреза, резких колебаний массы льда в переугл^бленных бассейнах.

Динамические особенности выводных ледников и ледяных потоков приводят к тому, что максимальное истирание ложа сосредоточено в определенной области, находящейся ниже области макси1 мального откалывания, но заметно /на несколько десятков километров/ выше границы налегания. Судя по независимым расчетам, скорости истррания в этой области могут достигать первых сантиметров в год. Найденные закономерности действия откалывания и истирания объясняют происхождение как самих подледниковых долин, так и особенностей их строения - переуглубленных бассейнов и устьевых порогов.

Условия материковых окраин благоприятны для развития деформаций мерзлого или талого рыхлого ложа покровных ледников, особенно в периоды изменений площади "морского" оледенения. Наличие воды на ложе усиливает действие практически всех механизмов эрозии. Собственно водная эрозия усиливается в областях концентрации подледникового стока и больших градиентов давлений, т.е. в верховьях выводных ледников и зонах перехода от талого ложа к мерзлому. Ее роль возрастает в областях оледенения умеренных широт, по сравнению с полярными. Все описанные механизмы фактически подтверждены данными наблюдений как на современных ледниках, так и на древних гляциальных шельфах.

Одновременно с разрушением ложа, на материковых окраинах и в прилегающих к ним районах действуют сложные механизмы ледниковой аккумуляции. Вклад разных динамических элементов ледниковых покровов в осадконакопление существенно различен и определяется разным содержанием обломков во льду, разными скоростями движения и разным термическим режимом на ложе. В Антарктиде объемы каменного материала, приносимые нерасчлененным краем, выводными ледниками и ледяными потоками, шельфовыми ледниками, соотносятся примерно как 2:33:65. Большой вклад шельфовых ледников объясняется тем, что основная доля продуктов экзарации поступает в них с выводным ледникоы. По нашим оценкам около Q0% общего объема вынесенного материала откладывается вблизи линии налегания шельфовых ледников, и только 40% поступает в область открытого океана. Обстановки ледниковой аккумуляции в зоне взаимодействия оледенения с океаном определяются сочетаниями пяти параметров: типом ледникового края, его динамикой, наличием и интенсивностью таяния и жидкого стока, удалением от ледникового края, глубинами морского бассейна. Всего возможно возникновение более 160 разных обстановок, порождающих разные условия осэдконакопления. В зависимости от интенсивности поврехностного и донного таяния существуют два резко отличающихся режима ледниково-морскай седиментации - в одном из которых преобладает водноледниковэя морская, а в другом -айсберговоледниковая морская седиментация. Особенностями отложения на контакте оледенения с океаном являются: сильное перераспределение материала как в пределах шельфа, так и за его пределами и чрезвычайно далекий перенос продуктов экзарации от края оледенения с айсбергами и малоплотностными мутьевыми потоками. Отложения, возникающие при взаимодействии оледенения с океаном на материковых окраинах подразделяются на шесть основных групп: основные морены контакта, морские морены подледни-ковои абляции, морские флювиогляциальные отложения, айсберпо-вые отложения, отложения потоков вещества.

4. Оценки интенсивности ледниковой эрозии и аккумуляции на материковых окраинах показывают, что общая масса продуктов экзарации, поступившая в зону взаимодействия позднекайнозойс-ких оледенений с океаном составила минимум I0IS тонн. Оледенение северного и южного полушарий поставили примерно равное количество материала. Скорости экзарации материковых окраин,подсчитанные на основе размеров ледниковых долин и объемов ледник' ково-морских осадков океанского дна, варьируют от I до 6 мм/год, а средний слой пород, снесенный льдом с этих окраин, составляет 200-200 м, что для крупных ледниковых провинций соответствует объемам, близким к миллиону кубических километров.' Доля аисберговых отложений в общем объеме невелика и составляет порядка 5%. Основная масса продуктов экзарации - порядка 60% было отложено в зоне материкового склона и материкового подножия. Доля аисберговых отложений в Северной Атлантике составляет по нашим оценкам 27% от общей их массы на дне Мирового океана, т.е. в два с лишним раза меньше, чем считалось ранее.

Большие ледниковые покровы, расположенные частью на суше, частью на шельфе, характеризуются резкой асимметрией интенсивности взаимодействия с ложем. На морских сторонах таких покро? вов интенсивность экзарационных и ледниково-аккумулятивных процессов была минимум на порядок выше, чем на наземных сторонах. Глубокое расчленение побережий и расширение континентальных шельфов вследствие деятельности ледниковых покровов на материковых окраинах могли усилить взаимодействие оледенения с океаном и служить особым фактором изменения климата.

Взаимодействие ледниковых покровов с ложем в пределах материковых окраин представляет уникальный географический процесс. В зоне контакта суши и моря, в узкой полосе Земли на фоне ее структурногеологической и геотермической неоднородности, в самом тесном единстве сосредоточиваются, преобразуются и перераспределяются энергия и масса гляциосферы, гидросферы и литосферы. Изучение этого процесса важно не только для решения проблем гляциологии, но и других наук о Земле. Кроме того, оно имеет существенные практические аспекты, касающиеся прежде всего прогноза распределения полезных ископаемых и проектирования инженерных сооружений на морских побережьях и шельфах.

Список литературы диссертационного исследования Глазовский, Андрей Федорович, 1985 год

1. Асеев А.А. Древние материковые оледенения Европы. М.: Наука, 1974. 320 с.

2. Асеев А.А., Маккавеев А.Н. Гляциальная геоморфология. -В кн.: Геоморфология, т.4 /Итоги науки и техники/. М.: ВИНИТИ, 1976. 177 с.

3. И Асеев А.А., Маккавеев А.Н. Гляциоморфологические критерии эрозии древних материковых покровов Европы. В кн.: Материалы гляциол. исслед. Хроника, обсуждения. М.: 1977, вып.29, с.240-247.

4. Бараш М.С., Осысина Н.С. Палеотемпературы Атлантического океана 18 ООО и 40 ООО лет назад /по планктонным фораминиферац/ -Океанология, 1979, т.19, № I, с.98-101.

5. С Бардин В.И., Суетова И.А. Периметр Антарктиды и бюджет антарктического ледникового покрова. В кн.: Антарктика. Докл, комис. 1964 г. М.: Наука, 1965, с.67-75.

6. Барков Н.И. Шельфовые ледники Антарктиды. Л.: Гидрометео-издат, 1971. 225 с.

7. Борсук А.А., Спасская И.И., Тимофеев Д.А. Вопросы динамической геоморфологии. В кн.: Геоморфология, т.5 /Итоги науки/. М.: ВИНИТИ, 1977, 149 с.с\ Вялов С.С. Геологические основы механики грунтов. М.:1. Высшая школа, 1978. 447с.

8. Дибнер В.Д. "Древние глины" и рельеф Баренцово-Карского шельфа прямые доказательства его покровного оледенения в плейстоцене. - В кн.: Проблемы полярной географии. Л.: Гидро-метеоиздат, 1963, С.П87Ш.

9. П. ( Дибнер В.Д. Морфоструктура шельфа Баренцева моря. Л.: Недра, 1978. 212 с.

10. Евтеев С.А. Геологическая деятельность ледникового покрова Восточной Антарктиды. М.: Наука, 1964, 120 с.

11. Живаго А.В. Морфоструктура антарктического шельфа. В кн.: Геоморфология и палеогеография шельфа. М.: Наука, 1978, с.75-97.

12. Захаров В.Г., Котляков В.М. Новые данные о динамике ше-льфовых ледников моря Уэдделла. В кн.: Материалы гляциол. исслед. Хроника, обсуждения. М.: 1980, вып.39, с.181-185.

13. Каплин П.А. Проблема происхождения фиордов и фиордовые побережья СССР. Б кн.: Вопросы географии. Геоморфология. М.: Гос. изд-во геогра.лит-ры, 1959, вып.46, с.204-220.

14. VМамойда В.А. О современном ледниково-морском осэдконэко-плении в Ис-Фиорде /Шпицберген/. Вестн.Ленингр.ун-та, 1982, вып.£, № 18, с.60-64.-' Марков К.К. Эрозия ледников и рельеф гор. В кн.: Пробйемы лемы физ. географии. М.: 1941, вып.10, с.75-86.

15. Матишов Г.Г. Геоморфологические признаки воздействия Скандинавского, Новоземельского, Шпицбергенского ледникового покровов на поверхность дна Баренцева моря. Океанология, 1980, т.20, № 4, с.669-680.

16. Матишов Г.Г. Ледниковые желоба гляциальных шельфов Арктики и Субарктики. В кн.: Природа и хозяйство Севера. Мурманск: 1982 3, вып.10, с.18-25.

17. Матишов Г.Г. Роль материкового льда в развитии желобов гляциальных шельфов Арктики и Субарктики. Геоморфология, 1982 б, № 2, с.20-32.

18. И*? Мягков С.М. Рельефообразующая деятельность шельфовых ледников Росса и Мак-М'ёрдо^ Антарктида. Геоморфология, 1980, № 3, с.84-90.

19. Новые данные о рельефе и магнитном поле Гренландской котловины и Згойдкапского желоба /В.В.Орленок, М.И.Линдин, Е.Е.Ло-пухова, В.В.Полежаев/. В кн.: Проблемы океанизации Земли. Калининград, 1983, с.63-77.

20. Л.: Гидрометеоиздат, 1970, с.47-52.

21. Г'Чшсов О.П. Оледенение Северной полярной области. М.: Наука, 1976. 240 с.

22. Чумаков Н.М. Докембрийские тиллиты и тиллоиды /проблемы докембрийских оледенений/. М.: Наука, 1978. 202 с.

23. ЧНепард Ф.П. Морская геология. 3-е изд. Л.:. Недра, 1976.488 с.0?Шумский П.А. Динамическая гляциология. В кн.: Гидрология суши, т.1 /Итоги науки/. М.: ВИНИТИ, 1968. 172 с.

24. Щербаков Ф.А. Материковые окраины в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1983. 213 с.

25. Addison К. The contribution of discontinuos rock-mass failure to glacial erosion. Ann. Glaciol., 1981, vol.2, p. 3 - Ю.

26. Aksu A.E., Piper D.J. Baffin Bay in the past 100,000 yr.-Geology, 1979, vol. 7, N 5, p. 245 -248.'Allison I. The mass budget of the Lambert Glacier drainage basin, Antarctica. J. Glaciol., 1979, vol.87, N 22, p. 223- 236.

27. Andersen B.G. The deglaciation of Norway 15000 10000 B.P. - Boreas, 1979, vol.8, N 2, p.79 - 87.

28. Anderson J.B. Ancient glacial-marine deposits: their spatial and temporal distribution.- In: Glacial-marine Sedimentation / Ed. F.B.Molnia. N.Y.: Plenum Press, 1983, p.5 92.

29. Anderson J.B., Domack E.W., Kurtz D.D. Observations of sediment-laden icebergs in Antarctic waters: implications to glacial erosion and transport. J. Glaciol., 1980, vol.25,1. N '93, p.383 396.f

30. Andrews J.T. Glacial power, mass balances, velocites and erosion potential. Ztschr. Geomorphol., 1972, Suppl.Bd. 13, S.1 - 17.

31. Andrews J.T., LeMasurier W. Rates of Quaternary glacial erosion and corrie formation, Marie Byrd Land, Antarctica. -Geology, 1975, vol.1, N 2, p.75-80.

32. Andrews J.T., Matsh C.C. Glacial marine sediments and sedimentation: an annotated bibliography. In: GeoAbstracts Bibliography. Norwich, 1983, vol.11, 227 p.

33. Antarctic glacial history from analyses of ice-rafted deposits in marine sediments: new model and initial tests./ N.D.Watkins, J.Keany, M.Ledbetter, T.CwHuang. Science, 1974, vol.186, N 4163, p.533 - 536.

34. Antarctic Map Folio Series. Geologic maps of Antarctica. Polio 12 / Ed. V.E.BushNell. N.Y.: Am. Geogj?. Soc., 1969, 1970.

35. Barrie J.V. Iceberg-seabed interaction (northern Labrador Sea). Ann. Glaciol., 1980, vol.1, p.71 - 76.

36. Bauer A. Acceleration de l'ecoulement des glaciers groen-landais vers leur front et determination de leur debit solide.-222- In: Exp. glaciol. international Groenland 1957-1960, 1968,vol.2, N 3, p.55 77.

37. Belderson R.H., Kenyon N.H., Wilson J.B. Iceberg ploughmarks in the Northeast Atlantic. Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 1975, vol.13, N 3, p.215 - 224.

38. Belderson R.H., Wilson J.B. Iceberg plough marks in the vicinity of the Norwegian trench. Norsk Geogr. Tidsskr., 1973, vol.53, N 3, p.323 - 328.

39. Bentley C.R., Robertson J.D., Greischar L.L. Isostatic gravity anomalies on the Ross Ice Shelf. In:, Antarctic Geo-science / Ed. C.Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.1077 - Ю81.

40. Bindshadler R. Jacobshavns Glacier drainage basin: a balance assessment. J. Geophys. Res., 1984, vol.89, N 2, p.2066 - 2072.

41. Bjorklund K.R., Goll R.M. Ice Age climates of the Norwegian-Greenland Sea. GeoJournal, 1979, vol.3, N 3, p.273 - 286.

42. Boulton G.S. On the deposition of subglacial and melt-out tills at the margins of certain Svalbard glaciers. J. Glaciol., 1970, vol.9, N 56, p.231 - 245.

43. Boulton G.S. The role of the thermal regime in glacial sedimentation. In: Polar Geomorphology. Inst. Brit. Geogr. Sp. Publ., 1972, N 4, p.1 - 18.

44. Boulton G.S. Processes and patterns of glacial erosion. -In: Glacial Geomorphology / Ed. D.R.Coates. Binghampton, State Univ. New York, 1974, p.41 87.

45. Boulton G.S. Processes and patterns of subglacial sedimentation: a theoretical approach. In: Ice Ages: ancient and modern / Ed. A.E.Wright, E.Mosby. Liverpool, Seel House Press,-2231975, p.7 42.

46. Boulton G.S. Processes of glacial erosion on different substrata. J. Glaciol., 1979, vol.23, N 89, p.15 - 38.

47. Boulton G.S., Deynoux M. Sedimentation in glacial environments and the indentification of tills and tillites in ancient and sedimentary sequenses. Precambrian Res., 1981, vol.15, p.397 - ^22.

48. Boulton G.S., Jones A.S. Stability of temperate ice caps and ice sheets resting on beds of deformable sediment. J. Glaciol., 1979, vol.24, N 90, p.29 - 43.

49. Broster B.E., Dreimanis A., White J.C. A sequence of glacial deformation, erosion, and deposition at the ice-rock interface during the last glaciation: Cranbrook, British Columbia, Canada. J. Glaciol., 1979, vol.23, N 89, p.283 - 295

50. Brown C.S., Meier N.F., Post A. Calving speed of Alaska tidev/ater glaciers, xvith application to Columbia Glacier. U.S. Geol. Surv. Prof. Pap. 1258-0, 1982, p.1 - 13.

51. Brown R. On the formation of fiords, canons, benches, prairies. J. Roy. Geogr. Soc., 1869, vol.39, p.121 - 131.

52. Budd W.E1., Corry M.J., Jacka Т.Н. Results from the Amery Ice Shelf Project. Ann. Glaciol., 1982, vol.3, p.36 - 41.

53. Budd W.E1., Keage P.L., Blundy N.A. Empirical studies of ice sliding. J. Glaciol., 1979, vol.23, N 89, p.157 - 170.

54. Cameron R.L. The Vanderford submarine valley, Vincennes Bay, Antarctica. In: Geology and Paleontology of the Antarctica / Ed. J.B.Hadley. Baltimore, 1965, p.211 - 216.

55. Carrey S.W., Ahmad N. Glacial marine sedimentation. In: Geology of the Arctic / Ed. G.O.Raash. Toronto Press, 1961, p.865 - 894.

56. Charlesworth J.К. The Quaternary era. L.: Arnold, 1957. Vol.1. 591 p.; Vol.2. 1700 p.

57. Clague J.J. Holocene sediments in northern Strait of Georgia, British Columbia. Pap. Geol. Surv. Canada, 1977, vol.77-1A, p.51 58.

58. Colman S.M. Inherent factors in the flow of valley glaciers as a possible influence in the formation of stepped glacial valleys. Ztschr. Geomorphol., 1976, Bd.20, N 3, S.297 - 303.

59. Cooper A.P.R., Mclntyre N.F., Robin G. de Q. Driving stresses in the Antarctic Ice Sheet. Ann. Glaciol., 1982, vol.3, p.59 - 64.

60. Cooke D.W., Hays J.S. Estimates of Antarctic Ocean seasonal sea-ice cover during glacial intervals. In: Antarctic Geoscience / Ed. C.Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.1017 - 1025.

61. Corbel J. Vitesse de l'erosion. Ztschr. Geomorphol. N.F., 1959, Bd. 3, H.1, S.1 - 28.

62. Crabtree R.D., Doake C.S.M. Pine Island Glacier and its drainage basin: results from radio echo-sounding. Ann. Glaciol., 1982, vol.3, p.65 - 70.

63. Crustal structure of the Lambert Glacier area from geophysical data / L.V.Fedorov, G.E.Grikurov, R.G.Kurinin, V.N.Mas-lov. In: Antarctic Geoscience / Ed. C.Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.931 - 936.

64. Damuth J.E. Echo character of the Norwegian-Greenland Sea: relationship to Quaternary sedimentation. Mar. Geol., 1978, vol.28, N 1/2, p.1 - 36.

65. Dana J.D. Presidental address to the American Association for the advancement of science for the year 1854. Proc. Ass.-225

66. Adv. Sci. Wasington, D.C., 1856, p.1 56.

67. Diachronous deposition of ice-rafted debris in sub-Antarctic deep-sea sediments / J.Keany, M.bedbetter, N.Watkins, Huang Ter-Chien. Bull. Geol. Soc. Amer., 1976, vol.87, N 6, p.875- 882.

68. Davis W.M. Glacial erosion in France, Switzerland and Norway. Proc. Boston Soc. Natural History, 1900, vol.29, p. 275 - 321.

69. Decleir H., Van Antenboer T. Gravity and magnetic, anomalies across:; Jutulsraumen, a major geologic feature in V/estern Droning Maud Land. In: Antarctic Geoscience / Ed. C.Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.94-1 - 948.

70. Drewry D.J. Late Wisconsin reconstruction for the Ross Sea Region, Antarctica. J. Glaciol., 1979, vol.24, N 90, p.254 -- 244.

71. Drewry D.J. Ice flow, bedrock and geothermal studies from radio-echo sounding inland of McMurdo Sound, Antarctica. In: Antarctic Geoscience / Ed. C.Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.977 - 984.

72. Drewry D.J. Antarctic Ice Sheet: aspects of current configuration and flow. In: Mega-geomorphology / Ed. R.Gardner. Oxford, H.Scoging, 1985, p.18 - 58.

73. Drewry D.J., Cooper P.R. Processes and models of antarctic glacio-marine sedimentation. -Ann. Glaciol., 1981, vol.2, p.117-226- 127.

74. Drewry D.J., Jordan S.R., Jankowski E. Measured properties of the Antarctic ice sheet: surface configuration, ice thickness, volume and bedrock characteristics. Ann. Glaciol., 1982, vol.3, p.83 -91.

75. Drewry D.J., Meldrum D.T., Jankowski E. Radio echo and magnetic sounding of the Antarctic ice sheet, 1978-79. Polar Record, 1980, vol.20, N 124, p.43 - 51.

76. Ebesmeyer C.C., Okubo A., Helseth J.M. Description of iceberg probability between Baffin Bay and the Grand Banks using a stochastical model. Deep-Sea Res., 1980, vol.27A, N 12, p.975 -- 986.

77. Elverh^i A., Liest^l 0., Nagy J. Glacial erosion, sedimentation and microfauna in the inner part of Kongsfjorden, Spitsbergen. Norsk Polarinst. Skrift., 1980, N 172, p.31 - 58.

78. Elverh^fi A., L^nne 0., Seland A. Glaciomarine sedimentation in a modern fjord environment, Spitsbergen. Polar Res., 1983, vol.1 n.s., N 2, p.127 - 149.

79. Elverh^i A., Roaldset E. Glaciomarine sediments and suspen-did particulate matter, Weddell Sea Shelf, Antarctica. Polar Res., 1983, vol.1 n.s., N 1, p.1 - 21.

80. Elverh^i A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet a sedi-mentalogical discussion. - Polar Res., 1983, vol.1 n.s., N 1, p.23 - 42.

81. Embleton C., King C.A.M. Glacial and periglacial geomorpho-logy. L.s Arnold, 1968, 608 p.

82. Engelhardt H.F., Harrison W.D., Kamb B. Basal sliding and conditions at the glacier bed as revealed by bore-hole photography. J. Glaciol., 1978, vol.20, N 84, p.469 - 508.

83. Engeln O.D. Glacier geomorphology and. glacier motion. -Amer. J. Sci., 1938, vol.35, N 210, p.426 440.

84. Esmark J. Remarks tending to explain the geological history of hhe Earth. Edinburg New Phil. J. 1826, 1827, p.107 - 121.

85. Evans I.S. World-wide variations in the direction and concentration of cirque and glacier aspects. Geogr. Ann., 1977» vol.59A, N 3-4, P.151 - 176.

86. Farrow G.E., Syvitski J.P., Tunnicliffe V. Suspended particulate loading on the macrobentos in a highly turbid fjord: Knight Inlet, British Columbia. Canad. J. Fish. Aquat. Sci., 1983, vol.40, p.273 - 288.

87. Fichtner U. Zur Wirkung des Gletschereises auf die Talrich-tung. Ber. Naturf. Ges. Freiburg, 1978, Bd.68, N 2, S.27 - 45.

88. Field W.O. Jr. Glacier recession in Muir Inlet, Glacier Bay, Alaska. Geogr. Rev., 1947, vol.37, N 3, Р-369 - 399.

89. Flint R.F. Glacial and Quaternary geology. N.Y.: Wiley, 1971. 892p.

90. Fujii Y. Aerophotographic interpretation of the surface features and on estimation of ice discharge at the outlet of the Shirase drainage basin, Antarctica. Наннкйку оирй , Antarct. Res., 1981, N 72, p.1 - 15.

91. Funder S. Deglaciation of the Scorsby Sound fjord region, west-east Greenland. In: Polar Geomorphology. Inst. Brit. Geogr. Sp. Publ., 1972, N 4, p.33 - 42.

92. Gannet H. General geography. In: Alaska: History, Geography, Resourses / W.H.Dall et al. N.Y., 1902, p.257 - 277. (Harriman Alaska Exp. Vol.2).

93. Garwood E.J. Speculation and research in Alpine glaciology, an historical review. Geol. Soc. London Quart. J., 1932, vol.-22888, pt 3, Ы 351, p.43 68.

94. General discussion. Chairman: B.Hallet. Ann. Glaciol., 1981, vol.2, p.187 - 192.

95. Gilbert R. Contemporary sedimentary environments on Baffin Island, N.W.I., Canada: glaciomarine processes in fjords of Eastern Camberland Peninsula. Arct. Alp. Res., 1982, vol.14, N 1, p.1 - 12.

96. Glacial and glacial marine sediments of the Antarctic continental shelf / J.B.Anderson, D.D.Kurtz, E.W.Domack, K.M.Bul-shaw. J. Geol., 1980, vol.88, N 4, p.399 - 414.

97. Glacial history of western Norway 15000 10000 B.P. / J. Mangerud, E.Larsen, O.Longva, E.Sjzfastegaard. - Boreas, 1979, vol. 8, N 2, p.179 - 187.

98. Glacial-marine Sedimentation / Ed. B.P.Molnia . N.Y.: Plenum Press, 1983. 844 p.

99. Glaciological aspects and mass budget of the ice sheet in Mizuho Plateau / H.Shimizu, O.Watanabe, S.Kobayashi et al. In: Mem. Nat. Inst. Polar Res., Spec. Issue. Tokyo, 1978, vol.7, p.264 - 274.

100. Gow A.J., Epstein S., Sheehy W. On the origin of stratified debris in ice cores from the bottom of the Antarctic ice sheet. -J. Glaciol., 1979, vol.23, N 89, p.185 192.

101. Graf W.L. The geomorphology of the glacial valley cross section. Art. Alp. Res., 1970, vol.2, N 4, p.303 - 312.

102. Gregory J.W. The nature and origin of fiords. L.: Muray, 1913. 542 p.

103. Gregory J.W. The earthquake south of Newfoundland and submarine valleys. Nature, 1929, vol.124, p.945 - 949.

104. Hallet B. Glacial abrasion and sliding: their dependence onthe debris concentration in basal ice. Ann. Glaciol., 1981,vol.2, p.23 28.

105. Hansen A.M. The glacial succesion in Norway. J. Geol.,1894, vol.2, N 2, p.123 14-4.

106. Haugland K. Seismic reconaissance survey in the Weddell Sea. In: Antarctic Geoscience / Ed. C.Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.405 - 413.

107. Hayes D.E., Prakes L.A. General synthesis. In: Initial Reports of the DSDP. Wash., 1975, vol.28, p.919 - 942.

108. Haynes V.M. The relationship between the drainage areas and sizes of outlet troughs of the Sukkertoppen ice cap, West Greenland. Geogr. Ann., 1972, vol.54A, N 2, p.66 - 75.

109. Heron S., Langway G.G.Jr. The debris-laden ice at the bottom of the Greenland ice sheet. J. Glaciol., 1979, vol.23, N 89, p.193 - 207.

110. Holtedahl H. Notes on the formation of fjords and fjord-valleys. Geogr. Ann., 1967, vol.49A, N 2/4, p.188 - 203.

111. Holtedahl H., Bjerkli K. Late Quaternary sediments and stratigraphy on the continental shelf of M^re-Tr^ndelag, W.Norway. Mar. Geol., 1982, vol.45, N 3/4, p.179 - 226.

112. Holtedahl 0. On the geology and physiography of some Antarctic and sub-Antarctic islands. In: Scientific results of Norwegian Antarctic Expedition 1927-1929. 1929, N 3, p.1 - 172.- 230

113. Hoskin О.М., Burell D.С. Sediment transport and accumulation in a fiord basin, Glacier Bay. J. Geol., 1972, vol.80,1. N 5, p.538 551.

114. Hughes T. West Antarctic ice streams. Rev. Geophys. and Space Phys., 1977, vol.15, N 1, p.1 - 45.

115. Johnson D.W. The nature and origin of fjords. Science, 1915, vol.41, N 1058, p.537 - 543.

116. Johnson G.L., Vanney J.R., Hayes D. The Antarctic continental shelf (Review Paper). In: Antarctic Geoscience / Ed. C. Oraddоck. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.995 - 1002.

117. Jones A.S. The flow of ice over a till bed. J. Glaciol., 1979, vol.22, N 87, p.393 - 395

118. Kellog T.R, Truesdale R.S., Osterman L.E. Late Quaternary extent of the West Antarctic Ice Sheet: new evidence from Ross, Sea cores. Geology, 1979, vol.7, N 5, p.249 - 253.

119. Kent D., Opdyke N.D., Ewing M. Climatic change in the North Pacific using ice-rafted detritus as a climatic indicator.-- Bull. Geol. Soc. Amer., 1971, vol.82, N 10, p.2741 2754.

120. Kennet R. Reconnaissance gravity and magnetic surveys of part of the Larsen Ice Shelf and adjacent mainland. Bull. Brit. Antarct. Surv., 1966, N 8, p.49 - 62.

121. Martin C., Williams F. An ice eroded fiord, the made of origin of Lynn Canal, Alaska. Geogr. Rev., 1924, vol.14, N 4, P-576 - 596.

122. McGreevy J.p. Some perspectives on frost shattering. -- Progr. Phys. Geogr., 1981, vol.5, N 1, p. 56 75.

123. Menzies J. Temperature within subglacial debris a gap inour knowledge. Geology, 1981, vol.9, N 6, p.271 - 273.

124. Metcalf R.C. Energy dissipation during subglacisl abrasion at Nisquallу glacier, Washington, USA. J. Glaciol., 1979, vol.23, N 89, p.233 246.

125. Miocene glaciomarine sediments from beneath the southern Ross Ice Shelf, Antarctica. Science, 1979, vol.203, N 4379, p. 435 - 437.

126. Molnia B.F. Subarctic glacial-marine sedimentation: a model. In: Glacial-marine Sedimentation /Ed. B.F.Molnia. N.Y.: Plenum Press, 1983, p.95 - W.

127. Molnia B.F., Carlson P.R. Surface sedimentary units of North Gulf of Alaska continental shelf. Bull. Amer. Ass. Petrol. Geol., 1978, vol.62, N 4, p.633 - 643.

128. Morgan V.I. Oxygen isotope evidence for bottom freezing on the Amery Ice Shelf. Nature, 1972, vol.238, N 5364, p.393-- 394.

129. Morgan V.I., Budd W.F. Radio-echo sounding of the Lambert Glacier basin. J. Glaciol., 1975, vol.15, N 73, p.103 - 111.

130. Moriwaki K., Yoshida Y. Submarine topography of Lutzow--Holm Bay, Antarctica. In: Met. Nat. Inst. Polar Res., Spec. Issue. Tokyo, 1983, vol.28, p.247 - 258.

131. Morner N.-A. Faulting, fracturing, and seismisity as a functions of glacio-isostasy in Fenoscandia. Geology, 1978, vol.6, N 1, p.41 - 45.

132. Morphology of a submarine slide, Kitimat Arm, British Columbia / D.Prior, B.Bornhold, J.Coleman, W.Bryant. J. Geol., 1982, vol.10, N 11, p.578 - 592.

133. Nicholson P. A note on the relation of rock fracture and fjord direction. Geogr. Ann., 1963, vol.45, N 4,p.303 - 304.

134. Norv/egian cirque glaciers / Ed. W.V.Lewis. L., 1960. 104 p. (Roy. Geogr. Soc. Res. Ser. N 4).

135. Nutt D.C., Coachman L.K. The oceanography of Hebron Fjord, Labrador. J. Fish. Res. Board Canada, 1956, vol.13, N 5, p. 709 - 758.

136. Observations in a cavity beneath Grinnell Glacier / R.S.Anderson, B.Hallet, J.Walder, B.F.Aubry. Earth Surface Processes and Landforms, 1982, vol.7, N 1, p.63 - 70.

137. Olyphant G.A. Allometry and cirque evolution. Bull. Ge-ol. Soc. Amer., 1981, vol.92, N 9, p.679 - 685.

138. Orheim 0. Physical characteristics and life expectancy of tabular Antarctic icebergs. Ann. Glaciol., 1980, vol.1, p.11 -- 18.

139. Orheim 0., Elverhjzfi A. Model for submarine glacial deposition. Ann. Glaciol., 1981, vol.2, p.123 - 128.

140. Ovenshine A.T. Observation of iceberg rafting in Glacier Bay, Alaska, and the identification of ancient ice-rafted deposits. Bull. Geol. Soc. Amer., 1970, vol.81, N 3, p.891 - 894.

141. Outlet glacier and mass-balance studies in Enderby, Kemp, Mac.Robertson Lands, Antarctica / V.I.Morgan, T.H.Jacka, G.J. Akerman, A.L.Clarke. Ann. Glaciol., 1982, vol.3, p.204 - 210.

142. Peacock M. Fjord-land of British Columbia. Bull. Geol. Soc. Amer., 1935, vol.46, N 4, p.633 - 695.

143. Penk A. Glacial features in the surface of the Alps. J. Geol., 1905, vol.19, p.1 - 19.

144. Peru-Chile Trench sediments and sea-floof spreading / D.W. School, M.N.Chri st ens en, R.von Huene, M.S.Marlow. Bull. Geol. Soc. Amer., 1970, vol.81, N 5, p.1339 - 1360.

145. Peterson J.A. An a-tent from plateau Labrador. Austral.

146. Geogr. Stud., 1973, vol.13, N 2, p.193 199

147. Pickard G.L. Some oceanographic features of inlets of Chile. J. Pish. Res. Board Canada, 1971, vol.28, N 8, p.1077 -- 1106.

148. Powell R.D. Glacial-marine sedimentation processes and li-thofacies of temperate glaciers. In: Glacial-marine Sedimentation / Ed. B.P.Molnia. N.Y.: Plenum Press, 1983, p.185 - 232.

149. Robin G.de Q. Glaciology. III. Seismic shooting and related investigations. In: Norwegian-British-Swedish Antarctic Expedition, 1949-1952. Sci. Rep., 1958, vol.5, p.115 - 140.

150. Robin G.de Q. Is the basal ice of a temperate glacier at the pressure melting point? J. Glaciol., 1976, vol.16, N 74, p.183 - 196.

151. Rose K.E. Characteristics of ice flow in Marie Byrd Land, Antarctica. J. Glaciol., 1979, vol.24, N 90, p.63 - 75.

152. Rose K.E. Radio-echo studies of bedrock in southern Marie Byrd Land, West Antarctica. In: Antarctic Geoscience / Ed. C. Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.985 - 992.

153. Rothlisberger H., Iken A. Plucking as an effect of water- pressure variations at the glacier bed. Ann. Glaciol., 1981, vol.2, p.57 - 62.

154. Ruddiman W.P. Late Quaternary deposition of ice-raftedsand in the subpolar North Atlantic (lat 40° to 65°N). Bull. Geol. Soc. Amer., 1977, vol.88, p.1813 - 182?.

155. Schipull K. Beobachtungen iiber Schalenverwittrung in Siidnor-wegen. Mitt. Geogr. Ges Hamburg, 1975, Bd. 63, S.183 - 195.

156. Schwab WlC., Lee H.J. Geotechnical analyses of submarine landslides in glacial marine sediment, northeast Gulf of Alaska .- In: Glacial-marine Sedimentation / Ed. B.F.Molnia. N.Y.: Plenum Press, 1983, p.145 184.

157. Sea-bottom topography and crustal structure below the Ross Ice Shelf, Antarctica / J.D.Robertson, C.R.Bentley, J.W.Clough, L.L.Greishar. In: Antarctic Geoscience / Ed. C.Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.1083 - 1090.

158. Shibuya K., Tanaka Yu. An aeromagnetic survey over the Shi-rase glacier. In: Mem. Nat. Inst. Polar Res., Spec. Issue. Tokyo, 1983, vol.28, p.1 - 17.

159. Small R. Glaciers: do they realy erode? Geography, 1982, vol.67, pt 1, N 294, p.9 - 14.

160. Solheim A., Gr^nlie G. Quaternary sediments and bedrock geology in the outer Oslofjord and northernmost Skagerrak. Norsk Geol. Tidsskr., 1983, vol.63, p.55 - 72.

161. Stanton B.P., Pickard G.L. Physical oceanography of the New Zealand fiords. In: N.Z. Ocean. Inst. Mem., Welligton, 1981, vol.88, 37 p.

162. Steed R., Drewry D. Radio-echo sounding investigations of Wilkes Land, Antarctica. In: Antarctic Geoscience/Ed. C.Craddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.969 - 975.

163. Stephenson S.N., Doake C.S.M. Dynamic behavior of Rutford Ice Stream. Ann. Glaciol., 1982, vol.3, p.295 - 299.

164. Stoddart D.R. World erosion and sedimentation. In: Water, Earth and Man /Ed. R.J.Chorley. L.: Methuen, 1969, p.4-3 - 66

165. Strom K. The Norwegian coast. Norsk Geogr. Tidsskr., 1959-1960, Bd.17, H.1-4, S.132 - 137.

166. Subglacial processes at Bondhusbreen, Norway: preliminary results /J.O.Hagen, B.Wold, O.Liest^l et al. Ann. Glaciol.,, 1983, vol.4, p.91 - 98.

167. Sugden D.E. A case against deep erosion of shields by ice sheets. Geology, 1976, vol.4, N 10, p.580 - 582.

168. Sugden D.E., Clapperton C.M. An ice-shelf moraine, George VI Sound, Antarctica. Amr. Glaciol., 1981, vol.2, p.135 - 141.

169. The Last Great Ice Sheets /Ed. C.H.Denton, T.J.Hughes. N.Y.: Wiley-Interscience, 1981. 484 p.

170. Theakstone W.H. Observations within cavities at the bed of the glacier 0sterdalsisen, Norway. J. Glaciol., 1979, vol.23, N 89, p.273 - 281.

171. Thomas R.H. Ice shelves: a review. J. Glaciol., 1979, vol.24, N 90, p.273 - 286.

172. Thorarinsson S. Observations on the drainage and rates of denudation in the Hoffellsjokull District. Geogr. Ann., 1939, vol.21, p.181 - 215.

173. Trail D.S. The 1961 geological reconnaissance in the southern Prince Charles Mountains, Antarctica. Bur. Min. Resources, Geol. Geophys. Records, 1963, N 155, p.1 - 26.

174. Trenhaile A.S. The morphology of valley steps in the Canadian Cordillera. Ztschr. Geomorphol., 1979, Bd.23, N 1, S. 27 - 44.

175. Tyndall J. On the conformation of the Alps. Phil. Magazine, 1862, vol.24, N 1, p.169 - 179

176. Vanney J.R., Falconer R.K.H., Johnson G.L. Geomorphology of the Ross Sea and adjacent oceanic provinces. Mar. Geol., 1981, vol.41, N 1/2, p.73 - Ю2.

177. Vogt P.R., Ostenso N.A. Reconnaissance geophisical studies in the Barents and Kara Seas summary. - Arct. Geol., 1973» vol.19, p.588 - 598.

178. Weertman J. The unsolved general glacier sliding problem. -J. Glaciol., 1979, vol.23, N 89, p.97 116.

179. Weertman J., Birchfield G.E. Subglacial water flow under ice streams and West Antarctic ice-sheet stability. -Ann. Glaciol., 1982, vol.3, P-316 320.

180. Weidick A., Olesen O.B. Hydrological basins in West Greenland. In: Grjzfalands Geol. Unders^gelse Eapp. Kjzfbenhavn, 1980, N 4, 51 p.

181. Wellman P. Origin and subglacial erosion of part of the coastal highland of East Antarctica. J. Geol., 1983, vol.91, N 4, p.471 - 480.

182. Wellman P., Tingey R. Glaciation, erosion and uplift over part of East Antarctica. Nature, 1981, vol.291, N 5811, p.142 -144.

183. Wolmarans L.D. Subglacial morphology of the Ahlmannryggen and. Borgmassivet, Western Dronning Maud Land. In: Antarctic Geoscience /Ed. G.Graddock. Madison, Univ. Wisconsin Press, 1982, p.963 - 968.

184. Young N.M. Measured velosities of interior East Antarctica and the state of mass balance within the IAGP. -J. Glaciol., 1979, vol.24, N 90, p.77 87.