Сусликов В.Н. Ледниковая модель геодинамики земной коры (часть 1)

После Камчатки я отработал на Памире почти 14 лет. В Таджикской ПСЭ, в партии Я. А. Беккера и Э. С. Чернера . Участвовал в разработке легенд разномасштабных карт четвертичных отложений Памира и составлении памирской части открытого варианта карты четвертичных отложений Таджикистана.

Предлагаемая на суд читателей сайта работа - это не академический труд (в строгом понимании), а мои соображения (порой вольно изложенные), обращённые в первую очередь к друзьям и коллегам как бы в ответ на наши многочисленные дискуссии по различным проблемам геологии и не только.

Это попытка с позиций феноменологии (наблюдаемые явления, в которых обнаруживается сущность чего либо) найти ту первопричину, которая обуславливает и контролирует все геологические (если шире, то все естественные) процессы на Земле.
Попытка показать то, что с креационистских позиций выражается понятием «Бог» и «Божественное творение», а в моём понимании объясняется проявлением гравитации (в широком понимании этого термина). Физическая сущность гравитации, на сегодняшний день, наукой только начинает проясняться. Её всеобъемлющее и всепроникающее воздействие на геодинамику земной коры мною продемонстрировано через ледниковую модель. Конечно же - это всего лишь гипотеза. Но именно благодаря ей, я «вытащил из себя занозу бесконечных «почему?»». Надеюсь, что она поможет в этом и ещё кому-нибудь.

В. Н. Сусликов

ЛЕДНИКОВАЯ МОДЕЛЬ ГЕОДИНАМИКИ ЗЕМНОЙ КОРЫ
(Феноменологические соображения)

СОДЕРЖАНИЕ

I. Вместо введения
II. Общие закономерности ледниковой динамики

  • Пластическое течение льда
  • Движение льда по плоскостям внутреннего скола
  • Текстуры внедрения
  • Фации плитчатой морены
  • Фации сланцеватой морены
  • Фация флютинг - морен
  • Фации группы чешуйчатых морен
  • Динамическая фация крупных отторженцев
  • Особенности ледового литогенеза

III. Общие закономерности динамики горных пород
IV. Приложимость ледниковой модели к геодинамике земной
коры и гипотеза причин её вызывающих
V. Гипотеза эволюции земной коры с позиции ледниковой модели
Список литературы
Приложение

I. ВМЕСТО ВВЕДЕНИЯ

Главным объектом геологии, как науки о Земле, является земная кора, формировавшаяся в течении почти 5 млрд. лет эволюции. Поэтому основная задача геологии-реконструировать процессы, сформировавшие её современный облик, начиная с момента акреции, установить их закономерности, причинно-следственные связи и спрогнозировать на основе выявленных закономерностей, в будущее. И хотя результаты реконструкций, достигнутые за последние столетия, просто колоссальны, гипотетичность многих из них объективно обоснована невозможностью непосредственного изучения во времени и пространстве многих процессов становления земной коры. И как следствие – многовариантность сформированных на этой базе построений, в первую очередь - тектонических: фиксистские, мобилистские, горячих зон и т.д. Но в не зависимости от того, какую концепцию мы принимаем, несомненно, что именно история тектонических движений деформирующих земную кору, приносит нам важнейшую информацию, позволяющую познать общее строение Земли. И во всех, без исключения, тектонических построениях главным «камнем преткновения» является ответ на вопрос, – каков источник силы, приводящий к тектоническим деформациям, т.е. нарушению изостатического равновесия? В чем причина вертикальных и горизонтальных движений и соответственно возможности или невозможности передачи напряжений и перемещений горных масс на сотни и тысячи километров? Каковы закономерности пространственного распределения тектонических нарушений, т.е. основных структурных групп тектонических комплексов? В чем причина цикличности? Ответ на эти вопросы тесно связан и проистекает из ответа на вопрос о внутреннем строении Земли и в первую очередь её литосферы(кора+верхняя мантия). Так вот, для того чтобы найти доказательные ответы на эти вопросы или хотя бы наметить пути их решения – нужно иметь возможность непосредственного изучения процессов происходящих в земной коре, нужна её уменьшенная модель или по крайней мере модель объединяющая её основные структурные элементы. Возможность такого решения с использованием ледниковой модели я и попробую обосновать и продемонстрировать в данной работе. Впервые доклад на эту тему был сделан Р.Т. Беляевой в АН Таджикистана (1998). Вообще же решением подобных проблем занимается фундаментальная дисциплина «Тектонофизика и эксперементальная тектоника», основы которой были заложены ещё В.В.Белоусовым. Но опираться я в данной работе буду на классический труд Жана Гогеля «Основы тектоники»(1969), в которой, хотя и менее формализовано, но освещен весь круг вопросов касающихся данной темы, на работу, которая в своё время полагаю , склонила к мобилистским воззрениям многих советских геологов. Поэтому удивительно, что в недавно изданном учебном пособии, несомненно эпохальном - «Введение в тектонофизику» (Гончаров и др., 2005), она даже не упомянута.

Итак, согласно Жану Гогелю, модель должна обладать во-первых, геометрическим сходством с реальными структурными областями, но соответствующего масштаба, позволяющего иметь возможность непосредственного изучения процессов. Кроме того, должны быть воссозданы такие механические условия, в которых напряжения и деформации в модели, соответствовали наблюдаемым в реальном геологическом объекте. И если это будет соблюдено, то характер деформаций в модели, её динамики и кинематики будет походить на действительные события в геологической истории, только протекать в течение значительно более кратких, пропорционально меньших промежутков времени. И такая модель, по моему мнению, существует. Не искусно подобранные в лабораторных условиях материалы, деформируемые по сути дела приложением сил, созданных самим исследователем, а в естественной лаборатории, в которой «господствуют» те же силы, что и в земной коре. Это единый эволюционный взаимодополняющий ряд: ледники - мореносодержащий лёд-основные морены, которые, в свою очередь, являются частью самой земной коры и объектом изучения геологии(достоинства и недостатки использования в качестве модели только одних ледников детально проанализированы А. В. Лукьяновым (2005). Но исторически так сложилось (в силу узкой специализации направлений исследований), что ледниками занимаются гляциологи, а горными породами и отложениями «собственно геологи». Геологи, в подавляющем большинстве, в «общих чертах» осведомлены о жизни ледников, а гляциологи, соответственно, о горных породах. Именно поэтому, в нижеприведённом обосновании корректности предлагаемой мной модели, сопоставляя объект и модель, я наиболее подробно рассмотрю именно «ледниковую часть», т.к. данная работа обращена в первую очередь к геологам.

Но, начну я всё же, с предыстории. Идея «ледниковой» модели родилась у меня не сразу. Толчком послужило появление, в начале 80-х годов прошлого века, первых космических снимков мелкого масштаба (это сейчас «Интернет» даёт неограниченные возможности). При взгляде на них, было трудно отделаться от впечатления, что «пластика рисунка» горных хребтов и прилегающих к ним низменностей удивительным образом напоминает ледниковый рельеф, читаемый на космоснимках и топографических картах картах (сравните рис. 1 и 3 с рис. 2 и 4).

1

1

Анализ их поперечных профилей показал полную аналогию, (с поправкой на масштаб), – пологий проксимальный склон, крутой дистальный. Анализ строения поперечных геологических разрезов хребтов, «пластики рисунка», слагающих их литопластин (особенно в детальных зарисовках) поразительно напоминал таковое конечно-ледниковых гряд. Та же аналогия возникала и при анализе геологических карт горных систем, не только альпийских, но герцинских и даже каледонских. Особенно подчёркивали сходство конфигурации офиолитовые комплексы. А сейсмопрофили!? Да это же просто разрезы ледников (рис. 5).

1

Рис. 5. Временной разрез сейсмопрофиля, С - З участок Прикаспийской впадины (Файницкий, 2001)

1

Рис. 6. Схема сопоставления основных динамических зон накопления моренсодержащего льда и основной морены (ортотилл) идеального ледника со структурными группами земной коры

Продолжая аналогию горных хребтов с ледниками, возник логический ряд: если допустить, что орогены являются структурно-фациальный аналогом конечно-ледникового комплекса, формируемого ледником, истекшим из области аккумуляции и транспортировки, то соответственно, массы горных пород орогенов должны «истекать» из платформ и щитов!? И поперечные профили равнин и примыкающих к ним горных систем вроде бы соответствовали( пологий проксимальный склон и крутой дистальный) и подобие структуры внутреннего сложения. Да и шарьяжи значительных амплитуд известны на сегодняшний день как на платформах, так и в океанах, не говоря уже об орогенах. Количество публикаций на эту тему за последних два десятилетия, просто лавинообразно нарастает. И всё же абсурдность подобного заключения представлялась мне очевидной-значительная разница высот исключала такую возможность. А вот если допустить, что гипсометрия профиля «ложа» не соответствует таковому поверхности и, для наглядности, построить схему подобного сопоставления (рис. 6), то кажущийся абсурд вышеприведённых рассуждений становится далеко не очевидным.

Допуская возможность подобного рода перемещений земных масс, логично было бы найти им объяснение в «Шарьяжно - надвиговой тектонике литосферы» (Казанцева, 1991; Камалетдинов, 2001; Сизых, 2005). Но, данная концепция, по сути, лишь обстоятельно фиксирует существующее строение земной коры, не рассматривая детально механизма и закономерности сформировавших её процессов. Согласно этой концепции, современная структура литосферы сформирована мощным тангенциальным сжатием и представляет собой сложный комплекс разновозрастных аллохтонов различного масштаба, последовательно надвинутых из центра эвгеосинклинали в сторону соседнего кратона (?). Но, как будет показано ниже, тангенциальное сжатие не передается на сколько-нибудь значительные расстояния и не может являться той силой, вследствие действия которой происходит «тектоническое и геохимическое взаимодействие гетерогенных кор (океанической и континентальной), а все геологические процессы являются лишь следствием движений тектонических тел» (Сизых, 2005). Платформенная складчатость, по их мнению, образуется вследствие регионального сжатия , направленного от складчатых орогенов, а не наоборот. В отношении же источника сил, определяющих эти тектонические процессы, высказываются лишь самые туманные соображения о разуплотнении пород фундамента под влиянием каких- то процессов их преобразования.

Объяснить этот «парадокс» с позиций фиксизма оказалось невозможно, так как эта концепция отрицает сколь либо значительные горизонтальные перемещения масс земной коры и формирование орогенов объясняет вертикальными воздыманиями блоков фундамента, как в прочем и с позиций мобилизма, перемещающих на значительные расстояния жёсткие плиты континентальной и океанической коры без какой либо дифференциации по вертикали. Формирование внутриконтинентальных складчатых поясов (гор) сводится, «по существу, к образованию в коллизионных зонах мегабрекчий из палеообстановок, разобщенных, смещенных и деформированных, по отношению к прежнему ненарушенному положению… » (Геодинамические…, 1992). А в бесконечных перетасовках микроконтинентов и террейнов видится хаос ледохода на реке, где отсутствует видимая закономерность. Конвекция, как источник сил дрейфа материков с припаянной океанической корой, в гетерогенной мантии невозможна и даже многоуровенные плюмы, не снимают остроты проблемы.

Поэтому, не найдя для себя удовлетворительного решения, я начал искать этому иное объяснение, понимая, что все вышеприведённые мною сравнения крайне субъективны-мало ли что на что похоже? Необходим был глубокий анализ возникших аналогий – анализ масштабного подобия крупных, мелких и мельчайших структур, отражающих подобие сути процесса сформировавшего их. В правомерности такого методологического подхода меня убедило и чрезвычайно интересное исследование о масштабном подобии Вселенной (Сухонос, 2000). И хотя, по началу, думалось, что меня осеняет «гениальное прозрение», то по мере углубления в проблему, какого бы аспекта формируемой идеи я не касался, всё в итоге оказывалось давно установленным и описанным, т.е. выходило, что я попросту «изобретал очередной велосипед». Вот именно это я и попробую показать ниже. Всё, что будет изложено - всего лишь попытка осмысления опубликованных и устоявшихся, давно и не очень, положений, применительно к предлагаемой мной модели. Сопоставление буду производить, в первую очередь, с геодинамических позиций, т.к. формационные характеристики являются «по отношению к элементам геоструктурной группы транзитными» (Вотах, 1979), и из четырех классов формационных комплексов, так называемой «чистой линии» - «осадочные, гранитоидные и базальтоидные формации, могут встречаться в разных сочетаниях во всех структурных группах тектонических комплексов (плитных, орогенных, геосинклинальных и разломных), а ультраосновные смешиваются с другими формационными комплексами в основном в зонах глубинных разломов (Вотах, 1979).

Следовательно в модели должны быть соблюдены, главным образом, определённые механические условия. Вот, как их определяет Ж. Гогель (1969):
1) давление в соответствующих одна другой точках модели и реального объекта должны находиться в определённых соотношениях и быть пропорциональными для модели и реального объекта;
2) пропорциональными должны быть и внешние давления,
воздействующие на модель и на объект;
3) пропорциональны должны быть и пределы пластичности различных пород и слагающих их деформаций;
4) такая же пропорциональность должна быть выдержана и в отношении давлений, связанных с силой тяжести: давление толщи определённой мощности равно произведению этой мощности на вес слагающих её осадков;
5) соотношение между моделируемым и реальным давлением должно быть равно произведению отношения высот на отношение плотностей.

Теоретически из этого следует, что для каждого из веществ, слагающих модель и представляющих горные породы, вся система внутренних кривых, соответствующих разрывам и различным деформациям, оказалась бы подобной соответствующей системе моделируемой породы. Это будет проявляться лишь при воздействии сходных давлений. Важно отметить, что как породы, так и заменяющие их вещества в модели, должны быть настоящими твёрдыми телами, обладающими пределом упругости, не достигая которого, напряжение не может привести к развитию деформации.

Исходя из этих теоретических посылов, для выяснения вопроса о соблюдении механических условий в модели и объекте, необходимо рассмотреть в отдельности характерные особенности строения, динамики и причин её вызывающих, и для того и для другого. Последовательно сопоставить их схожесть и отличия, делая при этом акцент, в первую очередь на их физико-механические характеристики.

Рассмотрение необходимо начать с современных представлений о движении льда в ледниках. Но, для этого необходимо проанализировать непрерывный взаимодополняющий эволюционный ряд: ледник – мореносодержащий лёд – основная морена. Как будет показано ниже, именно эта «триада» даёт наиболее полную характеристику модели. Это тем более необходимо, поскольку (как упоминалось выше) мало кто из геологов достаточно компетентен в этой области.

Излагаемый ниже материал (включая иллюстрации) построен исключительно на основе единственной в своём роде монографии Ю. А. Лаврушина «Строение и формирование основных морен материковых оледенений» (1976), в которой всеобъемлюще и глубоко освещена интересующая нас проблема. Дополнения будут касаться лишь некоторых новых результатов бурения покровных ледников и их строения.

II. ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ЛЕДНИКОВОЙ ДИНАМИКИ

Лёд, как и горные породы, при нормальных t° и P является обычным твёрдым, кристаллическим телом, со всеми присущими данным телам физическими характеристиками. Процесс накопления и преобразования льда в ледниках подобен накоплению и преобразованию осадочных пород: снег → фирн → первичные осадочно - метаморфические и инфильтрационные льды → динамометаморфические (вторично - рекристаллизованные) льды→ фрикционно - , и компрессионно - режеляционные льды (рис.19, 20). Первичная осадочная слоистость льда, в процессе метаморфизма течения, замещается тектонической полосчатостью (рис. 18). В результате формируется поликристаллическая осадочно - метаморфическая мономинеральная ледяная порода (Каплянская и др., 1993), слагающая основную массу движущегося ледника. При постепенном насыщении льда обломочным материалом, вначале образуется мореносодержащий лёд и далее, при постепенном уменьшении льдистости и обезвоживании минеральной массы, формируется основная морена (ортотилл) отражающая в своей текстуре и структуре, как в «слепке», все динамические процессы сформировавшего её ледника. Как и земная кора, ледниковый покров, являясь по сути её частью, имеет более плотное основание и открыт в атмо- и - гидросферу. Но в отличие от земной коры, ледники довольно активно движутся.

Выделяется три основных типа движения глетчерного льда: пластическое течение, глыбовое скольжение и скольжение серии пластин льда по плоскостям внутренних сколов. Эти три типа движения осуществляются одновременно, но относительная роль каждого из них в разных частях ледника может быть различна.

Пластическое течение льда

Предваряя описание, хочу обратить внимание читателя на ярко выраженное подобие - сравните характер рисунка структуры пластически текущего льда на рис. 7, с рисунком орографии горных систем на космоснимках - рис. 8, 9; рис. 10 сравните с рис. 11.

Пластическое течение или ползучесть (крип) льда осуществляется в результате сдвиговых деформаций по базисным плоскостям кристаллов без нарушения их сплошности и может начаться лишь при соблюдении двух основных условий. Первое из них – минимально необходимая мощность льда, создающая нагрузки на его нижние слои, достаточные для преодоления предела упругости на сдвиг, значение которого зависит от температуры и особенностей структуры льда. Предел упругости ледникового льда на сдвиг при t=0℃ не превышает 0,1кг/м2 (для сравнения – в 50 раз меньше, чем для гипсосодержащей породы), но чем нагрузки больше этой величины, тем более пластичным становится лёд, тем легче он вовлекается в пластическое течение. Последнее может начаться, однако, только при соблюдении второго условия – возникновения в толще льда сдвигающих напряжений, минимально необходимое значение которых близко к 1кг/см2. В горных ледниках причиной возникновения этих напряжений является составляющая силы тяжести, параллельная уклону ложа, возрастающая с его увеличением. По расчётам П. А. Шумского, на склоне в 45 градусов слабое движение льда начинается уже при мощности 1,54 м, а заметное – при мощности 15,4 м. Для уклона в 10 градусов соответствующие цифры будут равны 6,28 м и 62,8 м, а для склона в 1 градус соответственно 62,5 м и 625,1 м. В идеальном случае постоянства уклона ложа на всём протяжении ледника, последний должен придти в состояние «пластического равновесия», когда в каждом поперечном сечении сдвигающие напряжения полностью погашаются пластическим течением так, что скорости движения и мощности льда повсюду остаются неизменными. Однако, фактически уклон ледникового ложа в продольном профиле, а соответственно и скорости движения льда могут значительно меняться, а его мощность не может моментально приходить в соответствие с меняющимися условиями «пластического равновесия». В итоге, в теле ледника возникают значительные дополнительные продольные давления, и на участок малого уклона, напирающий сзади более быстро движущийся лёд, будет стремиться протолкнуть вперёд лёд, замедливший своё движение. Возникающие при этом продольные давления нередко превосходят предел упругости льда на сдвиг и вызывают его пластические деформации, вплоть до сжатия в складки. Такое продольное сжатие льда на участках с малым уклоном ложа приводит к увеличению его мощности, продолжающемуся до тех пор, пока, в связи с возрастанием

1

Рис. 7. Ледник Ватнайокулл (Исландия). Узоры складчатости - результат пластического течения льда

1

Рис. 8. Хребет Хамерсли (Австралия). Рисунок орографии

1

Рис. 9. Горы Высокий Атлас (Марокко). Рисунок орографии

1

площади поперечного сечения ледника, давление вновь не упадёт ниже предела упругости льда. С другой стороны, при переходе от пологого участка продольного профиля к впереди лежащему более крутому, из-за увеличения скорости движения, во льду возникают растягивающие усилия, что сопровождается образованием поперечных трещин, и уменьшением мощности ледника. Сложная система напряжений, возникающая в леднике, не всегда полностью снимается продольными сжатиями и растяжениями. Если боковое давление достаточно велико, часть его передаётся линейно, как в твёрдом теле, вызывая общее глыбовое скольжение всего ледяного массива по ложу. Там же, где давление достигает величины, превышающей временное сопротивление льда сжатию, в леднике образуются поверхности скола, направленные вперёд и вверх, в сторону наименьшего сопротивления. По этим поверхностям происходят смещения блоков и пластин льда, образующих системы чешуйчатых надвигов, сильно осложняющие внутреннее строение ледяной толщи. К числу доказательств движения льда по плоскостям внутренних сколов или надвигов относятся нависание массы льда висячего блока на концах и краях ледников, подъём моренного материала по плоскостям разрывов со дна высоко внутрь ледника и даже на его поверхность и, наконец, прямые измерения движения. На поверхности льда пластическое течение отражается в виде продольной движению сдвиговой трещиноватости (продольные сераки), при растяжении – поперечной раздвиговой трещиноватьстью (поперечные трещины «будинирующие» продольные сераки), а при чешуйчато-надвиговом – кулисообразные, слабовыпуклые по направлению движения надвиговые трещины – гряды (рис. 12 ). При абляции трещиноватость проявляется в формировании так называемых сераков или огив. Общее глыбовое скольжение по ложу и движение по поверхностям внутренних сколов особенно проявляется в движении концевых частей ледников. Здесь мощность льда обычно невелика и, следовательно, его пластичность понижена. Эти типы движения свойственны ледникам с очень непостоянными продольными и поперечными профилями. Но чаще они отступают на задний план, и пластическое течение льда проявляется в незатушёванной форме, ведь именно оно является главной формой его движения, тогда как, все остальные представляют собой формы, в значительной степени производные от него. При пластическом течении льда (как и пород) возникают напряжения сдвига , действующие в каждой точке напряжённого тела одновременно по всей протяжённости (рис. 7), а не передают тангенциальное давление с одной части в другую, как во льду хрупкого агрегатного состояния.

1

Рис. 12. Основные системы трещин долинного ледника

Суммируясь, именно эти силы и заставляют течь весь объём шарьяжируемого (пластически двигающегося) ледникового пласта (тот же механизм и те же силы задействованы и в перемещении горных пород), распределяя напряжение в зависимости от уклона ложа, т.е. при равномерном уклоне – нормальное пластическое, при выполаживании или уступе: чешуйчато-надвиговое, а при увеличении уклона – зоны растяжения или глыбовое скольжение. Кинетическая энергия ледяной массы передается фронтальной его части, концентрируясь здесь (напряжения возрастают на 1- 2 порядка ) при возникновении препятствия или резкого изменения уклона ложа и далее, разряжаясь, как бы «выплескивает» и воздымает (по надвигам и взбросам) ледяную массу фронтальной зоны на значительную высоту относительно базисной поверхности масс, создающих напряжения. При этом в тыловой части ледникового языка, возникает область растяжения и утонения ледниковой толщи, в которой в последующем образуются цунговые озера (рис. 13 сравните с рис. 14). Подобным образом происходило формирование, например, дугообразно изогнутых горных цепей Карпат, Альп, Динарского нагорья и Апеннин и обрамляющих их с Ю-З «цунгов», соответственно, Среднедунайской низменности, Адриатического и Тирренского морей. Интенсивность воздымания орогенов за альпийский этап была очень высока. Но, мы не видим гор «до небес», т.к. изостазией компенсируется 9/10 объема поступающих масс (исходя из пропорции корней гор и их превышением над условной линией уровня океана).

1

Рис. 13. Гиндукуш, северный склон, ледниковый язык с тремя генерациями цунговых озёр

1

Рис. 14. Тянь-Шань. Чешуйчато - надвиговая зона, формирующая «ледниковый язык» с «цунгами» горных озёр

Движение льда в ледниковых щитах подчиняется в общем, тем же закономерностям, что и в горных ледниках. Но основной причиной возникновения сдвигающих напряжений, необходимых для начала пластического течения, в данном случае являются горизонтальные градиенты давления силы тяжести. Величина последних определяется уменьшением мощности ледникового покрова от центра к периферии. В результате под влиянием давления громадной ледяной толщи происходит пластическое её растекание от центра к краю, и лёд расползается по радиусам во все стороны из области питания. При этом объём льда, поступающего из центра щита, распределяется на всё большие площади и мощность его уменьшается. Если горизонтальные градиенты давления достигают достаточно больших значений, лёд может на значительных отрезках пути двигаться против уклона ложа, преодолевая иногда значительные возвышенности. Порой, в пределах щитов, выделяются потоки более интенсивно движущегося льда – как бы вложенные в тело щитов глетчеры (рис. 15) движущиеся в ледяных берегах.

1

Рис. 15. Трансантарктические горы. Внутриледниковый поток

В целом, скорость движения ледников составляет около нескольких десятков метров в год. Максимальные скорости долинных ледников обычно приурочены к их центральной части. В прибортовых частях, как и у ледникового ложа, скорость их значительно меньше. В вертикальном профиле (сечении) скорость увеличивается от ложа к поверхности по параболическому или эллиптическому законам (рис. 16). Эта закономерность справедлива и для любого поперечного сечения от стержня к ложу, включая борта долины.

1

Рис. 16. Схема эпюры скоростей движения льда в вертикальном сечении материкового льда (Е. В. Шанцеру, 1966). Mb-донная марена; Ga-зона активного движения льда; Gp-зона пассивного движения льда

По скважинам установлено, что скорость движения льда у ложа может составлять от 10% до 25% от поверхностной. Анализ данных, произведенный А. Н. Марковым (2009), по скважинам профиля Восток-Мирный, а также ледника Law Dome показал:
1.Высокую (75%) корреляцию по глубине (т.е. выдержанность разреза) на всём профиле (1402 км).
2. Параметры динамики течения слоёв льда (послойные напряжения) имеют гармоническое (волновое) функциональное изменение по глубине с аномальными проявлениями на локальных горизонтах.
3. Направление течения (напряжений) и их интенсивность варьирует по глубине (хотя суперпозиций не отмечено).
4. Динамика льда верхнего интервала глубин 0-200 м резко отличается от динамики нижележащей толщи, преимущественно пассивным слабодифференцированным характером.
5. Петрографические и петрофизические свойства льда (в т.ч. и динамометоморфизма льда) являются производными от распределения напряжений в теле ледника.

Забегая вперёд, отмечу, что те же закономерности, что и в ледниках, выявляются и в породах вскрытых сверхглубокими скважинами (что будет показано ниже).
Увеличение скорости движения снизу вверх в толще льда вполне согласуется с закономерностями ламинарного пластического течения. Но как было отмечено ранее, - пластическое течение – результат развития деформаций пластического сдвига на межатомном, межмалекулярном и межкристаллическом уровне.

1

Рис. 17. Примеры изменения структуры ледяных кернов с глубиной NorthGRIP, Гренландия. Размеры каждой секции: длина 1,65 м, ширина 8 - 9 см. Представленные глубины: а) 1354,65-1356,30 м; b) 1504,80-1506,45 м; c)1750,65-1752,30 м; d) 1836,45-1838,10 м; e) 2534,40-2536,05 м; f) 2537,70-2539,35 м; g) 2651,55-2653,20 м; h) 2899,05-2900,70 м; i) 3017,30-3018,95 м (Svensson et al., 2005)

В ходе него периодически накапливаются горизонтальные напряжения, превышающие упругость льда. Эти напряжения разряжаются путём образования системы параллельных ложу или слабо наклонённых навстречу движению поверхностей среза, вдоль которых вышележащие слойки льда проскальзывают по нижележащим. В итоге движение льда приобретает характер послойно - дифференцированного пластического течения так, что скорости скачкообразно изменяются от слоя к слою. Скольжение по поверхностям среза сопровождается выделением теплоты трения, вызывающей временное плавление примыкающего льда, вновь замерзающего в момент прекращения скольжения. В результате образуются многочисленные субгоризонтальные прослои чистого голубоватого режеляционного льда, так называемых «голубых лент», придающих ледяной толще характерную полосчатую текстуру (рис. 17).

Периодическое накопление и разрядка напряжений при послойно-пластичном течении льда придаёт ему импульсивный характер. Ещё в большей степени это относится к движению льда по надвиговым поверхностям внутренних сколов, протекающим весьма неравномерно.

Что же касается мореносодержащих слоёв льда, то они подчиняются всем изложенным выше закономерностям движения. По насыщению обломочным материалом, лёд резко увеличивает внутреннее трение, и как следствие, замедляется его движение (1/3 – 1/4 скорости движения чистого льда).

В вертикальном профиле ледников чётко выделяется две зоны: верхняя и нижняя. Верхняя сложена пассивно движущимся льдом, в значительной степени твёрдым «жёстким»(хрупким). Нижняя, более мощная зона ледников, является активно движущейся, т.е. выступает, как пластичное тело и только в ней формируются характерные текстуры пластического течения. Там же, где ледниковый язык вступает в область абляции, верхний покров постепенно уничтожается стаиванием (в горных породах уничтожается комплексной денудацией) и обнажаются горизонты нижней зоны, но уже не способные в краевой части к пластическому течению и распространённые здесь текстуры пластического течения можно рассматривать, как реликтовые. Характер трещиноватости в низовьях ледников свидетельствует о том, что окончания в целом реагируют на давление, передающееся к ним из вышерасположенных частей в значительной степени как упругое, твёрдое, а не пластичное тело, с формированием надвиговых чешуй по сколам.

Принципиальная схема строения долинного ледника (рис. 19) построена для условного ледника, питающегося от одного фирнового бассейна и не имеющего притоков. И соответственно для ледникового щита выбран простой щит, также имеющий один центр питания (рис. 20). В стуктурном отношении условный долинный ледник , как и внутрищитовой ледниковый поток, представляет собой открытую в область питания синформу, ограниченную с бортов и ложа, серповидной в поперечнике зоной сдвига, переходящей во фротальной части, согласно принципа минимизации потенциала,в дугообразно замыкающуюся зону шарьяжей (рис.18 ). В плане подобное строение напоминает продольный распил ствола дерева.

1

Рис.18. Структурное строение условного горно-долинного ледника. 1- плоскости сместителя сдвигов; 2 - конфигурация складчатости; 3 - условные границы зон; 4 - зоны развития периодических серий (номера в кружках) преимущественно: 1 - первичной стратификации, 2 - простых сдвигов и сопутствующих складок волочения, 3 - чистых сдвигов и продольной складчатости, 4 - шарьяжей - простых сдвигов, сопровождаемых чистыми сдвигами и продольной складчатостью; 5 - ледниковое ложе

1

Рис. 19. Принципиальная схема строения долинного ледника и динамика накопления ледниковых отложений. 1 - донная отложенная морена; 2-льдистая отложенная донная морена; 3 - движущаяся морена; 4 - глетчерный лед с пластично вязким типом движения (динамометаморфические льды); 5 - глетчерный «жесткий» лед, движущийся пассивно (первичные осадочно - метаморфические, в основании переходящие в динамометаморфические льды); 6 - ледяные брекчии (фрикционно-режиляционный лед); 7 - инфильтрационный лед; 8 - фирн и первичные осадочно-метаморфические льды; 9 - «кора» таяния глетчера (диструкционный лед); 10 - абляционный покров (флювиогляциальные отложения, вытаявшие осадки срединных и поверхностных морен и т.д.); 11 - обломки коренных пород и вытаявшие срединные и поверхностные морены; 12 - коренные породы; Ак>Ав – область аккумуляции твердых атмосферных осадков (баланс положительный); Ак=Ав – область переменного накопления и таяния льда (аккумуляция-абляция); Ак<Ав – область абляции (баланс отрицательный); Ак1, Ав1, Ак, Ав – последовательные стадии развития ледника; ex, ex1, gt, gt1 – смещение зоны экзарации и зоны аккумуляции донной морены в зависимости от динамики движения ледника (Лаврушин, 1976)

1

Рис. 20. Принципиальная схема динамики накопления донной морены в ледниковом щите. 1 - снег, фирн и первичные осадочно-метаморфические льды; 2 - пассивно движущийся «жесткий» лед; 3 - глетчерный лед с пластическим типом движения и движением по внутренним линиям сколов; 4 - линии внутренних сколов и отторженцы; 5 - транспортируемый моренный материал; 6 - экзарация; 7 - отложенная морена; 8 - коренные породы; 9 - насыпная морена (Лаврушин, 1976)

В условиях горно - долинного оледенения обогащение льда моренным материалом происходит, как с бортов на поверхность и далее вглубь ледника, так и при экзарации ледником на контакте ледник-ложе (включая борта, вмещающие ледник). Это приводит к формированию сначала морено-содержащего льда, а в дальнейшем и основной морены, отражающей в своей структуре и текстуре, как в «слепке» все динамические процессы, сформировавшего её ледника.

Продольная зональность процессов моренообразования в леднике, характеризует лишь идеальный случай, а в реальности очень часто картина значительно усложняется. В ходе наступления или отступления ледника, зоны могут смещаться в ту или другую сторону, а движение по плоскостям внутренних сколов может происходить не только в его концевой части, но и в зоне аккумуляции и даже в зоне экзарации, благодаря неровностям ледникового ложа. Кроме того, они могут обуславливать появление очагов экзарации, как в зоне аккумуляции, так и в зоне преобразования мореносодержащего льда в морену. Экзарационные процессы выпахивания, истирания и ассимиляции наиболее интенсивны в начале оледенения. Но взаимодействие ледник - ложе проявляется в существенно различных формах на прочном скальном ложе и на ложе, сложенном рыхлыми, либо слабо сцементированными породами. В первом случае роль самого ложа относительно пассивна и процесс сводится в основном к формированию обломочного материала, как результата экзарации в классическом понимании (отщемление отдельных обломков или глыб породы и ледниковое истирание или абразия). Во втором случае сами рыхлые или слабосцементированные породы ложа являются уже по существу источником готового обломочного материала. Они активно реагируют на давление движущегося ледника пластическими деформациями, внедряясь в имеющиеся в толще льда полости и ослабленные зоны, т.е. происходит процесс прямой ассимиляции пород ложа движущимся льдом. В первом случае огромное значение имеет неравномерное распределение давления на поверхности ложа (различная мощность льда, неровности ложа). Это приводит к образованию зияющих трещин , расслаивания путём расширения существующих сомкнутых трещин отдельности, кливажа и т.п. и даже растрескиванию ранее монолитных пород. Выступы ледникового ложа подвержены наиболее интенсивному скалыванию. Например, при среднем напряжении скольжения у ложа равном 1 бару, вблизи препятствий оно может достигать 50 бар.

Для того, чтобы описать взаимодействия ледника с ложем, сложенным рыхлыми, либо слабосцементированными породами, необходимо обратиться к наблюдениям над контактами плейстоценовых основных морен, т.к. в областях современного оледенения развиты исключительно твёрдые скальные горные породы. Эти контакты зачастую, представляют собой целые зоны осадков довольно значительной мощности, которые выделяются под названием контактовых гляциодинамических зон, подразделяемых на несколько типов:

Первый – контакт в виде чёткой, резкой и ровной границы.

Второй – контактовая зона ближнего переотложения, т.е. часть осадков потеряла связь со своим ненарушенным основанием.

Третий - горизонты смешения, в которых какие-либо резкие границы между моренным суглинком и подстилающими породами отсутствуют. Подобного типа контакты имеют явно «тектонический» характер и представляют собой только имитацию фациальных переходов. Его можно рассматривать, как зону надвига.

Четвёртый – ассимиляционный, при котором в результате затягивания и растаскивания пластическим движением льда, нижняя часть моренного пласта приобретает литологическую неоднородность за счёт сильного обогащения породами ложа.

Пятый – так называемые валунные мостовые, характеризующиеся большим количеством валунов, вдавленные в подстилающие породы, а зачастую стёсанными и пришлифованными с верхней поверхности (имитация «базальных» горизонтов и олистостом в горных толщах).

Шестой - тип контактовых гляциодинамических зон представляет собой своеобразные складки волочения на контакте ледник-ложе. Контакт представляет собой волнообразную линию, закономерно то поднимающуюся, то опускающуюся и нарушения постели морены и подстилающего её слоя напоминают так называемые сигмоидные деформации, ориентированные поперёк движения ледника и запрокинутые в направлении движения. К этим зонам приурочено формирование концентрически закрученных тонконаслоенных «рулетов» и сигарообразных включений моренсодержащего льда(аналог кольцевых структур и «закатышей» зон сдвигов в горных породах).

Седьмой тип – внедрение сложно перемятых пород ледникового ложа в толщу основной морены, которые в виде гляциодаек и гляциодиапиров существенно осложняют строение моренного пласта.

Перечисленные примеры гляциодинамических контактовых зон не исчерпывают всего их многообразия, но достаточно ярко характеризуют своеобразие динамического взаимодействия ледника с ложем из слабосвязных пород. Кроме этого, необходимо обязательно отметить, что динамическое воздействие ледника нередко сказывается в нарушениях значительной толщи подстилающих пород, обуславливая возникновение различных складчатых и разрывных гляциодислокаций. Разрывы сплошности, особенно по границе края стационарного стояния ледника, могут достигать порой десятков и даже сотен метров вглубь подстилающих толщ, как бы фиксируя границы ледника (по ним в целом и происходит гляциоизостатическая релаксация после стаивания ледниковых покровов. И если, как считают геофизики, гляциоизостазия реализуется на уровне II слоя земной коры на границе Конрада (К1), то величина разломов может достигать 7-12 км. Но так как, релаксация осуществляется довольно медленно, (∼10 тыс. лет) то чем длительнее остановка ледника, тем глубже будет зона разломов, ограничивающих край ледника). Не меньшее разнообразие контактовых зон существует и при шарьяжировании пластов горных пород. Но зачастую, концепции «исповедываемые» авторами многих работ, «не позволяют» им проанализировать не предвзято фактический материал и примеров тому огромное количество, в том числе и по Средней Азии, с которыми автору приходилось неоднократно сталкиваться.
Особенности движения льда в леднике и сопровождающие его явления динамометаморфизма выражаются в формировании так называемых гляциодинамических текстур в мореносодержащем льде.

По условиям образования эти текстуры можно сгруппировать в три основных типа:
1. Гляциодинамических текстур пластического течения льда.
2. Движения льда по плоскостям внутренних сколов.
3. Текстуры внедрения (гляциопротрузии).

Первый тип обусловлен послойнодифференцированным характером, сопровождаемым различными типами кристаллизационного метаморфизма льда. Крайне важно отметить, что при таянии льда воздушные пузырьки, содержащиеся во льду, или удаляются совсем или всплывают, концентрируясь в верхней части голубой ленты режеляционного льда.

Наиболее широко распространённой является плитчатая текстура моренного пласта. Плитки, на которые распадается в этом случае морена, часто разделены тонкими миллиметровыми, горизонтально расположенными или несколько срезающими друг друга, но достаточно выдержанными прослоечками песчаных и песчано-карбонатных присыпок (рис. 21). Эти присыпки являются реликтами голубых лент, а сами плитки – «грязных» лент. Толщина плиток колеблется от 2 до 10 см. Внутри «грязных» лент мореносодержащего льда современных ледников нередко обнаруживаются системы чешуйчатого типа микронадвигов, плоскости которых падают навстречу движения ледника и обычно сопровождаются тонкими шлириками новообразованного прозрачного режеляционного льда. При рыхлении основная морена распадается на очень характерную ромбо - параллепипеидальную щебёнку покрытую окислами железа, и слегка опесчаненную по граням.

1

Рис. 21. Плитчатая текстура морены М2. Разрез у дер. Алтыново, окрестности
г. Углича (Лаврушин, 1976)

Сюда же относится и сланцеватая или гнейсовидная текстура (рис. 22).

1

Рис. 22. Общий вид гнейсовидной текстуры (Лаврушин, 1976)

Обусловлена она заложением плоскостей среза и скольжения чрезвычайно близко друг к другу, что создаёт картину, чрезвычайно напоминающую текстуру очковых гнейсов и других пород динамометаморфического генезиса Пластическое течение в этом случае происходит в условиях повышенных градиентов давления и сопровождается процессом дробления и милонитизации, подобно формированию широкого спектра тектонитов: от тектонической брекчии до милонитов. Линзы имеют толщину до 3-4 см при длине 15-17 см, а при толщине до 1 см соответственно 10-15 см длины. В их сложении участвуют, как мутный мореносодержащий лёд, так и вторичный тонкокристаллический хрусталеподобный тонкополосчатый лёд, явно режеляционного происхождения. Здесь же имеется и среднекристалический лёд и линзы молочно-белого льда, с большим количеством пузырьков воздуха. Для гнейсовидного мореносодержащего льда характерно также течение выдавливания, приводящее к складкообразованию, выделяемому в отдельную подгруппу (рис.24).

1

Рис. 23. Складчатая толща льда в зоне слияния двух ледников (Лаврушин, 1976)

Обуславливаются они местными условиями, резко уменьшающими пластичность и скорости течения льда. Очень часто текстуры выдавливания образуются и при слиянии двух ледников (рис. 23).
Выделяются здесь же и текстуры уплотнения, обязанные своим происхождением режеляционному метаморфизму, испытываемому льдом локально в очагах, особенно большого и нарастающего ориентированного давления. Следствием этих процессов режеляции является уменьшение льдистости мореносодержащего льда и уплотнение включённой в него «минеральной» массы, что приводит к обезвоживанию основной морены ещё под продолжающимся двигаться вышележащими слоями чистого льда.

1

Рис. 24. Складчатая деформация края ледника Фредериксхоб - Исблинк на проксимальном склоне бараньего лба (Лаврушин, 1976). 1 - тонкополосчатый мореносодержащий лед; 2 - крупнокристаллический лед; 3 - среднекристаллический лед

1

Рис. 25. Обобщенный разрез гельветских покровов по правому берегу р. Роны (Гогель, 1969).

На обобщённом разрезе гельветских покровов (рис. 25), отчётливо видно как несколько перекрывающих друг - друга покровов (жирные тире - позднеюрские отложения, мелкие точки - флиш и вышележащие формации) «выжаты из прогибов, сжимаемых между чешуями кристаллического основания (заштрихованы)» (Гогель, 1969)

Движение льда по плоскостям внутреннего скола.

Движение льда по плоскостям внутренних сколов приводит к возникновению систем чешуйчатых надвигов. Надвиговые чешуи выражены в рельефе поверхности в виде системы кулисоподобных гряд, в целом параллельных ледниковому краю (рис. 37 сравните с рис. 38). Фронтальные группы гряд имеют крутое падение и высоту до 2-10 м, реже до первых десятков и даже сотен метров. Проксимальные склоны гряд имеют угол 10-35, дистальные – 35-60 градусов. Каждой такой гряде соответствует надвиговая чешуя, причём плоскости надвигов круто падают внутрь ледника под углами 15-70 градусов и более. Чешуи зачастую не являются монолитными, сильно раздроблены более мелкими оперяющими трещинами, по которым, однако, не происходит каких-либо существенных надвиговых смещений. Интенсивное дробление льда находит своё отражение в большом количестве крупных и мелких сигарообразных линз крупнозернистого льда, лежачих и остроугольных складках, мелкой складчатости пластического течения изоклинального типа, складках волочения (рис. 26). Пластическое течение, происходящее в зоне надвига, помимо дробления, приводит к формированию вторичных (директивных) текстур, характеризующихся приуроченностью к зоне надвига. Преимущественная ориентировка параллельна плоскости сместителя. Характерно срезание ими первичных текстур послойно-дифференцированного течения, развитых в висячих и лежачем блоках надвига (рис. 27).

1

Рис. 26. Изоклинальная складчатость в зоне крутого надвига ледника Фридерик-Исблинк, Гренландия (Лаврушин, 1976)

1

Рис. 27. Текстура вторичного пластического течения в основании висячего блока надвиговой моренной чешуи; окрестности г. Углича (Лаврушин, 1976)

Примером изоклинальной складчатости и захвата нижележащих пород при надвигании могут служить структуры, описанные Термье (рис. 29), в которых на две опрокинутые складки мезозойских пород, надвинуты каменноугольные отложения и захваченные четвёртой чешуёй кристаллические сланцы, перемещённые издалека (Гогель, 1969). В разрезе правого берега Ибея, на южном склоне массива Фон-Санкт (рис. 28) (Гогель, 1969) выделяет чешую основания, сложенную породами субстрата, сорванную надвигающимся комплексом в процессе его движения и вовлечённую в это движение. Кроме этого здесь прекрасно видна структура базального выпахивания и противоположное ему тектоническое несогласие.

1

Рис. 28. Выяснение соотношений между покровами (Гогель, 1969)

1

Рис. 29. "Чешуи» между Бриансоном и Валлуизом (по Термье)

Текстуры внедрения

Среди текстур внедрения (гляциопротрузии) выделяются синдинамичные и эпидинамичные текстуры, хотя последние в большей степени уже принадлежат к гляциодислокациям. Выше уже отмечалось, что образование текстур внедрения возможно в разнообразной динамической обстановке. Так следы захвата подстилающих пород при движении моренных чешуй по зонам надвигов шире всего распространены там, где основанием морен служит мощный платформенный чехол осадочных пород.

1

Рис. 30. Гляциодиапир (г. Углич, деталь), (Лаврушин, 1976)

Здесь очень ярко проявляются текстуры внедрения (рис. 30). Однако максимальное развитие они получают там, где в строении морены хорошо выражены надвиговые текстуры внутренних сколов, т.к. именно их образование сопровождается наиболее интенсивным динамическим воздействием ледника на ложе. Среди синдинамичных гляциодаек и гляциодиапиров выделяются, как восходящие, так и нисходящие (рис. 31, 32). Зачастую они морфологически хорошо выражены, значительно осложняют ледниковый рельеф крупными холмами и платообразными возвышенностями.

1

Рис. 31. Синдинамичные текстуры внедрения р. Лая. Большеземельская тундра
(зарисовка А. Н. Симонова)

1

Рис. 32. Нисходящие структуры внедрения, рассекающие песчаный отторженец,
г. Лондон (Канада), (Лаврушин, 1976)

В заключении рассмотрения гляциодинамических текстур внутренних сколов, следует подчеркнуть, что в результате сильного сжатия или растяжения, в них возникает, отчётливо выраженная, вертикальная трещиноватость, выделяемая в категорию гляциодиоклаз. Выделяется два типа. Первый представлен запломбированными трещинами, имеющими вертикальную или близкую к ней ориентировку и разбивающими моренную чешую на крупно-глыбовую параллелепипеидальную отдельность. Ещё более интенсивным сжатием можно объяснить появление второго типа вертикальной трещиноватости, представляющих собой сеть частых, близко расположенных друг к другу вертикальных трещинок, которые в сочетании с плитчатой текстурой придают мореной толще мелкопараллелепипеидальную отдельность. На плоскостях вертикальной трещиноватости иногда наблюдается налёт зеленовато-серого карбонатно-песчаного материала, либо микроштриховка зеркал скольжения. Что касается чешуй пород ледникового ложа, затащенных по надвигам, то внутри них также можно наблюдать различные пластические и разрывные деформации, обусловленные растяжением и сжатием в плоскости движения.

И ещё очень важно отметить, что часть из описанных гляциодинамических структур имитирует слоистость, но не имеет ничего общего с обычной седементационной слоистостью водных потоков или бассейнов (рис.33). В подобной структурно-динамической обстановке (но при иных Р-Т условиях и естественно не во льду) формировались, вероятнее всего, и кристаллические сланцы катархея.

1

Рис. 33. Растащенные в основании морены песчано-глинистые отложения эоцена, имитирующие горизонтальную слоистоисть (ГДР), (Лаврушин, 1976)

В отложенных основных моренах, как было отмечено выше, сохраняются гляциодинамические текстуры, обусловленные характером движения и сопровождающими его явлениями динамометаморфозма льда. Поэтому для гляциодинамических реконструкций, очень важно понимание накопления и строения основных морен, т.к. значительная часть современных ледников недоступна непосредственному изучению. Необходимо отметить, что эти закономерности свойственны моренам любого возраста, в том числе и докембрийским тиллитам.

1

1

Рис. 34 (34-1, 34-2). Принципиальная схема строения моренного пласта; 1 - морена; 2 - ледниковое ложе, сложенное твердыми породами; 3 - ледниковое ложе, сложенное рыхлыми породами; 4 - гляциодиапиры; 5 - надвиги в морене; 6-моренные чешуи; 7 -чешуи пород ледникового ложа; 8 - экзарационный контакт морены; 9 - текстуры захвата (Лаврушин, 1976)

Выше приведена принципиальная схема строения покрова основной морены, в основу построения которой положен достаточно надёжно установленный факт наиболее широкого распространения фаций монолитных морен, слагающих большую часть моренного покрова (рис. 34). Среди них выделяются фации плитчатой, сланцеватой и флютинг-морен.

Фации плитчатой морены

Характерная особенность строения отложений плитчатой морены – весьма чётко выраженная ориентировка удлинённых частей обломков и частиц всего гранулометрического спектра в направлении движения ледника. Данные палеомагнитных исследований показали, что склонения остаточной намагниченности в моренах приближаются к направлению движения ледникового покрова. Текстуры захвата в виде постепенно уничтожающихся «языков» и «хвостов» рыхлых и слабо связных пород внедряются в моренную толщу, вытягиваясь вдоль разграничивающих плитчатую отдельность плоскостей среза и скольжения. Характерно также «обтекание» плитчатой текстурой валунов, мелких и средних отторженцев. Отторженцы, как правило, не очень крупные, но порой осложняют её строение. Гляциодайки и гляциодианиры имеют относительно мелкие размеры и приурочены только к низам моренной толщи.

Фация сланцеватой морены

Фация сланцеватых морен (рис. 35) отличается от плитчатых, прежде всего, несравненно большей сближенностью поверхностей скольжения, что является показателем значительной интенсивности пластического течения (аналогия со многими разновидностями сланцев горных пород). Значительное сходство многих признаков этих фаций морен обусловлено общими чертами динамики их формирования. Поверхность, формируемая плитчатой и сланцеватой моренами, как правило, довольно ровная, равнинная (аналогия с платформами?).

1

Рис. 35. Общий вид сланцеватой морены (Финляндия), характерной чертой которой является так называемая ламеллярная текстура (Лаврушин, 1976)

Фация флютинг - морен

Фация флютинг - морен характеризуется линейно - вытянутыми параллельными грядами, разделёнными ложбинами или бороздами в направлении движения ледника (подобно зеркалам скольжения). Гряды часто образуют целые поля, достигая высоты 8 м, ширины – 100 м и длины до 20 км (рис. 36).

1

Рис. 36. Флютинг-морена, общий вид; Канада (Prest, 1968), (Лаврушин, 1976)

Характерно правильное, достаточно строго параллельное расположение гряд, имеющих к тому же выдержанную высоту и ширину на достаточно значительном протяжении и площади. Длина волны флютинга чаще составляет 40-50 м. Формирование их, по-видимому, связано с сильным обводнением мореносодержащего льда и, как следствие, повышенной пластичностью. Повышенная пластичность обуславливает распадение придонных слоёв на систему параллельных полос ускоренного течения, из которых мореносодержащий лёд частично перемещался в разделяющие полосы с относительно замедленным течением. В результате такого продольного распределения токов льда происходило формирование параллельных моренных гряд с характерной косой по отношению к общему направлению движения ориентировкой длинных осей обломочных частиц на их склонах. Важно также, что «волны» гофрировки не зависят от особенностей ледникового ложа и максимальные скорости продольных струй мореносодержащего льда приурочены к осевым частям ложбин, разделяющие гряды флютинга. В заключении необходимо подчеркнуть, что мы вообще ещё мало знаем об условиях, существующих в основании ледниковых покровов, но то, что пластическое течение любого твёрдого тела по латерали, в плане, дифференцировано по скорости, и порой по довольно резким границам, вполне очевидно. Об этом могут свидетельствовать нарушения сдвигового характера, возникающие на поверхностях, например, как пластически движущихся гипсов соляных куполов или базальтов океанической коры (трансформные разломы), так и на поверхности пластически текущего льда ледников.

Фации группы чешуйчатых морен

Динамические фации группы чешуйчатых морен развиты относительно локально, нежели группа фаций монолитной морены. В ней выделяется три типа фаций. Первая – это фация чешуйчатой морены крупных внутренних ледниковых потоков. Неоднородность строения современных ледниковых покровов выражается, прежде всего, в обособлении в их внутренних частях крупных потоков льда, разделённых относительно слабо подвижными его массивами (рис.16). Примеров подобной динамики в структуре горных массивов Альп и Пиреней в работе Жана Гогеля «Основы тектоники»(1969) приведено довольно много. Они представляют собой пространственно обособленные зоны покровов - шарьяжей, достигая порой 200 километровой ширины. В данной группе морен тесно сочетается пластическое течение со скольжением по плоскостям внутренних сколов.

Для второго типа фаций характерно то, что чешуи, осложняющие строение пласта основной морены, в основном состоят из валунных суглинков и супесей. Только в пределах узких зон надвигов можно видеть затащенные по ним деформированные породы ледникового ложа. Эти деформации выражаются в развальцовке, смятии, нередко брекчировании. К ним приурочены зеркала скольжения. Нередко надвиговые текстуры, сопровождаются явлениями гляциодиапиризма (до 3-4 м высоты на 0,7-0,8 м ширины). Внутри них породы интенсивно смяты и включают линзы моренного суглинка.

Третий тип фаций чешуйчатой морены характеризуется чередованием чешуй, сложенных собственно моренным материалом и породами ледникового ложа, что указывает на чрезвычайную активность воздействия на него движущегося льда. Складчатые деформации, разрывные нарушения и гляциодиоклазы, как внутри собственно моренных чешуй, так и в чешуях пород ледникового ложа ещё в большей степени осложняют общую картину.

1

Рис. 37. Надвиги в краевом выступе ледника Фридериксхоб - Исблинк (Гренландия): по А. В. Лукьянову 1 - трещины: а) с вертикальным уступом, б) без вертикального уступа; 2 - элементы залегания трещин; 3 - высота уступа; 4 - мощность зоны рассланцевания морено-содержащего льда; 5 - номера изученных уступов; 6 - линия разреза; на разрезе: 7 - трещины, 8 - чистый лед, 9 - мореносодержащий лед (Лаврушин, 1976)

1

Рис. 38. Структурная карта гор Юра по А. Берсье, (Гогель, 1969)

1

Рис. 39. Разрез массива Пельву. Чешуи гнейсов и гранитов. Осадочные толщи не заштрихованы (Гогель, 1969)

В краевых частях крупных потоков повышенных скоростей течения льда, чешуйчатые морены, образуются, наоборот, при замедленных скоростях пластического течения, т.е. формируются в иной динамической обстановке (рис. 37). Для сравнения, рассматривая общую структуру гор Юра (рис. 38), где показаны оси складчатых структур и разрывы со смещением, «взаимосвязь между растяжением по простиранию осей складок и наблюдающимся дугообразным изгибом всей системы складок», «подтверждает представление о скольжении всей совокупности отложений сминаемого в складки чехла с В и Ю-В, тогда как, территории располагавшиеся С - З и З рассматриваемой системы дислокаций, оставались неподвижными» (Гогель, 1969). Фундамент же «в результате сжатия расчленяется на чешуи, надвигающиеся друг на друга» (рис.39). «На их взаимные смещения указывает присутствие зажатых между ними и часто подвергавшихся сильному сжатию и раздавливанию отложений мезозойского осадочного чехла. К тому же каждый из блоков испытал самостоятельную деформацию, что в совокупности создаёт впечатление пластической деформации» (Гогель, 1969).

Наиболее яркое выражение морены этого типа получили в формировании фации ребристой морены. Общим признаком для неё является своеобразный грядовой рельеф, образованный системами сближенных субпараллельных невысоких моренных грядок высотой до 10м с чётко оформленным гребнем, иногда более или менее прямолинейных, но чаще изогнутых в пологие дуги, обращённые выпуклостью в сторону движения ледника, ширина 10-15 м, длина до 25 км, расстояние между гребнями от 30 до 400-500 м. Проксимальные склоны грядок пологие, дистальные крутые. Часто они покрывают значительные площади и носят название морен Де-Геера или морен типа стиральной доски (рис. 40). Другой, несколько отличный от вышеописанных морен тип ребристой морены, характеризуется несколько извилистой формой гряд, часто кулисообразно заходящих друг за друга. И хотя поперечный профиль гряд обладает той же ассиметрией, но их гребни более широки и округлы (рис. 41). Пространственно они тесно сочетаются с описанными выше флютинг - моренами, приуроченными к повышениям рельефа, в то время, как ребристые развиты в разделяющих повышения депрессиях.

1

Рис. 40. Общий вид морен Де-Геера на п-ове Лабрадор (Канада). Заметно несогласное сочленение систем дуг моренных гряд друг с другом, а также участки сгущения их, чередующиеся с участками, где они более разобщены (Лаврушин, 1976)

1

Рис. 41. Ребристые морены. Аэрофото.
Район оз. Вад, провинция Северо-Западные Территории (Канада), (Лаврушин, 1976)

На ложе из рыхлых пород выделяется фация сетчато - ячеистых морен краевых лопастей ледникового покрова (рис. 42). Наиболее характерные элементы этого рельефа – линейные гряды высотой 1-10 м, шириной 8-100 м и длиной до 12 км и более. Среди них отчётливо выделяются гряды, протяжённостью несколько километров, уступообразно сочленяясь друг с другом своими флангами, оконтуривая пониженные ячеи рельефа, имеющие серпообразную форму. В целом рельеф по своему виду напоминает рисунок рыбьей чешуи.

1

Рис. 42. Общий вид сетчато - ячеистой морены. Аэрофото. Провинция Альберто в Канаде (Gravenor, Kupsch, 1959), ( Лаврушин, 1976)

Внутреннее строение вышеописанных фаций морен краевых лопастей материкового ледникового покрова характеризуется теми же закономерностями, что и все чешуйчатые морены (рис. 43).

1

Рис. 43. Фрагмент строения чешуйчатой морены в разрезе Щелья-бож, р. Печора (по Симонову), (Лаврушин, 1976)

Одним из многочисленных, но ярким примером подобного строения структур горных пород, могут служить теллийские надвиги, зона развития которых протягивается от Марокко к Сицилии, включая горы Высокого Атласа и Себкха Мекерхене (рис.9). Жан Гогель, описывая зону Телль, отмечает, что она «состоит из антиклинальных складок, сложенных отложениями юры и нижнего мела, структура которых достаточно проста… и разделяющих их синклинальных областей…, где порядок залегания пластов в толщах этих отложений, не соответствует их (пластов) стратиграфической последовательности. Здесь наблюдается серия многочисленных перекрывающих друг друга чешуй, иногда очень малой мощности; тектонические контакты, разделяющие эти чешуи, заполнены маломощными каёмками гипсоносных отложений триаса, реже вглубь меловых толщ вклинены блоки более древних пород юрского или даже палеозойского возраста. Количество выявленных чешуй очень велико, нередко больше десяти. Некоторые чешуи сложены почти идентичными фациями. Строение исключительно сложных структур возникло как в результате пластических деформаций, так и в результате разрыва этих комплексов, которые двигались в виде отдельных разрозненных обрывков» (Гогель, 1969).

Динамическая фация крупных отторженцев (гляциошарьяжей)

На этом типе фаций нужно остановиться особо, т.к. шарьяжи в последние десятилетие установлены, как на континентах, так и в океанах, масштабы их грандиозны, а механизм самого процесса далеко не ясен.

Гляциошарьяжи – это чрезвычайно крупные пакеты пород ложа (мощность 10-20 м до 50-60 м, ширина 3 км на 5 км), перенесённые ледниковым покровом на 150-250 км, а порой на 500 км от своих корней. Процесс их переноса принципиально отличается от переноса обычных валунов, который совершается в ходе обычного пластического течения льда и протекает столь же плавно, как и само это течение.

Для процесса транспортировки крупных отторженцев характерно сочетание двух типов движения льда – пластического течения и движения по внутренним сколам, результатом чего является сложное прерывистое скольжение гляциошарьяжа по сколам, периодически возникающим в плоскости смещения. Зона скольжения гляциошарьяжа в толще ледникового покрова представляет собой не единую поверхность, а сложное сочетание отдельных, периодически возникающих сколов. Нередко они группируются в целые протяжённые зоны или осложняют моренный покров на значительных площадях, иногда имитируя собой краевые морены. В образовании гигантских отторженцев, определяющее значение имеют встречные уступы рельефа ледникового ложа, сложенные ослабленными горизонтами относительно тонкослоистых или пластичных пород, вдоль которых происходил срыв крупных блоков. Срыву и перемещению отторженцев способствует развитие пластичных пород в подошве. В самом общем виде механизм образования и перемещения отторженцев масштаба гляциошарьяжей представляется в следующем виде (рис. 44 сравните с «телом Иври» на рис. 45).

1

Рис. 44. Принципиальная схема транспортировки крупного отторженства, (Лаврушин, 1976)

1

Рис. 45. Сейсмический профиль через З. Альпы, пересекающий крутозалегающее в коре высокоскоростное «тело Иври». 3 - верхняя мантия; 4 - граница Мохо; 5 - «тело Иври»; 6 - уровень существования сейсмических границ, (Резанов, 2002)

1

Рис. 46. Отторженец в морене М2, разреза у дер. Васильки. 1 - плитчатая морена М2; 2 - включения морены М3 внутри отторженца; 3 - пески; 4 - черные глины; 5 - тонкие включение черных глин, (Лаврушин,1976)

Перед встречным уступом ложа под воздействием напора ледника происходит резкое сжатие толщи льда, сопровождающееся пластическими деформациями выдавливания и надвиговыми смещениями по поверхности скола. При этом происходит передача горизонтальных напряжений из толщи льда в массив пород, слагающих уступ, вызывая образование в нём скола, закладывающегося вдоль горизонтов наиболее трещиноватых или пластичных пород и смещение обособившегося блока в виде надвиговой чешуи. Перед фронтом последней, в свою очередь, возникает скол в теле ледника, скользя по которому сорванный блок выводится внутрь ледяной толщи, как бы повисая на некоторой высоте над её ложем. Подстилающие этот блок слои льда под воздействием его веса частично выжимаются в направлении общего движения ледника, так что, постель возникающего, отторженца, принимает более или менее горизонтальное положение. Таким образом, включённый в толщу льда крупный отторженец, обладая значительной мощностью и горизонтальным протяжением, начинает играть роль препятствия для движения слоёв льда, примыкающих к его проксимальному концу. В связи с этим, в них начинают развиваться пластические деформации выдавливания, сопровождающиеся образованием складок, и возникают косые сколы и чешуйчатые надвиги. При периодических ускорениях движения ледника, возникающие напряжения могут вызвать образование аналогичных деформаций внутри самого отторженца (рис.46), приводя одновременно к его смещению в целом по подстилающим слоям мореносодержащего льда так, что его нижний контакт превращается в зону горизонтального надвига, сопровождающуюся отмеченными выше «горизонтами смещения». Внутренним пластичным и разрывным деформациям в теле отторженца способствует и лобовое сопротивление впереди лежащих слоёв льда, которые в моменты его смещения также испытывают пластические смятия и деформации скола. В результате отторженец приобретает характерную ромбоидально-линзовидную форму. Наиболее яркими примерами аналогов гигантских отторженцев, по моему мнению, являются фундаменты срединных массивов складчатых поясов.

Особенности ледового литогенеза

В заключении этого пространного обзора строения ледников и связанного с ними литогенеза (основные морены) необходимо отметить ещё несколько очень важных его особенностей.

1. Особые свойства движущегося льда, как эродирующего и транспортирующего агента, осуществляется в твёрдой фазе, что сближает продукты этой деятельности с тектоническими образованиями. Поэтому при их изучении, наряду с литологическими методами, большое значение приобретают методы стуктурной геологии (Каплянская и др., 1993).
2. В основании ледниковых щитов существуют полости с незамерзающей водой, находящиеся под большим гидростатическим давлением. Это неоднократно было доказано результатами бурения современных ледниковых щитов. Поэтому часть озёрных и флювиогляциальных осадков, залегающая в виде крупных тел внутри моренного пласта или его основания, накапливалась непосредственно внутри ледника или под ним.
3. Механическая обработка включений при ледниковой транспортировке осуществляется дискретно, что позволяет частицам, находящимся во взвешенном состоянии вне поверхности сдвига, либо внутри ксенокластов, переноситься на большие расстояния неповреждёнными. Именно поэтому возможно нахождение в них, органических остатков хорошей сохранности.
4. Высокая плотность основных морен (сопоставимая с кембрийскими глинами) – до 2,2 г/см3 является результатом динамического воздействия движущегося льда, специфическим гранулометрическим составом, физическим уплотнением породы, прогрессирующим со временем, цементации и обезвоживания осадка при выдавливании воды. Эти процессы приводят в конечном счёте к группировке глинистых частиц вокруг крупных зёрен, уменьшению пористости и соответствующему увеличению плотности и формированию новообразованных минералов в стадии диагенеза или гипергенеза.
5. Подлёдный диагенез и аутигенное минералообразование в формирующейся основной морене весьма любопытный, сложный и малоизученный пока процесс. Очень актуальна возможность проявления физико-химических процессов в ледовой обстановке. Особенно интересно присутствие в толще льда пузырьков воздуха, обогащённых агрессивной углекислотой, способствующей растворению и последующему выпадению из растворов карбонатов. Газообразные включения в ледниковом льде по своему элементарному составу не отличаются от атмосферного воздуха, но количественное соотношение в нём газов неодинаково и может иметь достаточно широкий диапазон колебаний, отражая разные степени метаморфизма льда. Это связано с тем, что при частичном таянии в ходе пластического течения в образующейся воде растворяются газы, имеющиеся в пузырьках воздуха. При последующем замерзании воды, после спада напряжений в толще льда, растворённые в ней газы выделяются из раствора, и состав воздуха во вновь возникших пузырьках будет зависеть от различий в растворимости составляющих его газов. Поскольку при 0℃ растворимость кислорода в пресной воде 48,9 мл/л, азота – 23,5 мл/л, а углекислого газа 1710 мл/л, то вполне естественно происходит обогащение воздуха в пузырьках, прежде всего, углекислым газом, превышающем содержание его в атмосфере в 10 и даже в 100 раз. Ионный состав льда, показал, что основными ионами в нём являются Cl, Na, SO4, K, Ca. На глубине 100 м преобладающими становятся ионы SO4, а рН колеблется от 9,4 до 4,9. В результате режеляционного трения неоднократное замерзание и оттаивание сопровождается повышением концентрации солей в остаточном растворе и выпадению их в осадок в виде кристаллов, таких, например, как гипс и кальцит. Приведённые выше данные показывают, что среда в толще ледникового льда оказывается существенно отличной от атмосферной, что свидетельствует в пользу своеобразия подлёдного диагенеза основной морены. В подлёдных условиях происходит не только физическое разрушение, истирание и перемешивание материала, но и достаточно активная миграция отдельных его химических компонентов. Несомненным является аутигеное выделение кальцита, гипса, частично новообразование и ближнее переотложение гидроокислов железа, а также такие явления, как коррозия обломочных зёрен некоторых минералов, гидролиз слоистых силикатов и возникновение регенерационных каёмок на зёрнах микроклина. Особенности аутигенного минералообразования выражаются в явной связи с закономерностями пластического течения мореносодержащего льда. Так кальцит образует тонкий налёт по плоскостям плитчатой текстуры, даёт бесформенные сгустки и линзовидные скопления, вытянутые в направлении движения ледника, часто образует на контакте гляциодиапиров с мореной почти сливной известковистый цемент (не в подобной ли, структурно-динамической обстановке, т.е. внутри толщ, на больших глубинах и высоких Р - Т условиях, формировались мрамора катархея?). Гипс представлен хорошо образованными кристаллами и их агрегатами, приуроченными к основному матриксу морены и его образование происходило тогда, когда морена обладала достаточной пластичностью и моренный мелкозём ещё сравнительно легко «раздвигался» новообразующимися кристаллами и агрегатами. Достаточно большое содержание растворимых форм железа осаждается в большинстве случаев по плоскостям гляциодинамических текстур (опять напрашиваются ассоциации с обстановками господствующими в катархее). В шлифах на обломочных зёрнах микроклина встречаются регенерационные каёмки (рис. 47). В целом они имеют тенденцию придавать зёрнам более совершенную кристаллографическую огранку. К удлинённым зёрнам приурочены зубчатые каёмки в виде «языков пламени» (как и текстура «фьямме» базальтов), максимальное развитие которых также приурочено к концам кристаллов (рис. 48). Причём эти каёмки отчётливо видны лишь в горизонтальных срезах морены и отсутствуют в шлифах, взятых из вертикальных срезов, что связано с тем, то зёрна микроклина были подвержены наибольшим вертикальным нагрузкам. Часто отмечается коррозия зерен кварца (рис. 49).

В шлифах устанавливаются значительные изменения в пластинках цветных слюд по схеме: гидратация, хлоритизация, стадийный переход триоктаэдрических разностей в диоктаэдрические монтмориллонит – гидрослюдистые фазы. При этом, из кристаллической решётки биотита высвобождаются железо и титан, которые из-за своей слабой подвижности сразу выпадают в оксидной форме. Общая равномерная пигментация гидроокислами железа глинистой части морен и рассеянные в ней титанистые новообразования, как раз и обуславливают бурые или коричневые оттенки основной морены.
В ходе формирования основной морены, под влиянием однонаправленного давления, в условиях стресса протекают процессы близкие или даже подобные тем, которые обычно уже свойственны катакластическому метаморфизму (даже бластез).

Весь изложенный материал показывает существенные отличия процесса образования основных морен от осадочного процесса, свойственного, как водной, так и субаэральной обстановкам. Осадочный процесс, свойственный ледовой обстановке, характеризуется моделированием некоторых процессов, происходящих в земной коре на достаточно большой глубине. В этой связи основная морена занимает как бы промежуточное положение между осадочными и метаморфическими породами.

1

Рис. 47, 48, 49. (Лаврушин, 1976)

Анализ изложенного материала, с моей точки зрения, убедительно показывает принципиальную корректность избрания в качестве геодинамической модели единого эволюционного взаимодополняющего ряда ледники – мореносодержащий лёд – основные морены.

Продолжение следует

Логотип

Облако тэгов

Случайное фото

chr