С 1996 г . в Архангельской области проводились международные стратиграфические исследования. Более 100 разрезов верхнеплейстоценовых отложений было изучено на морском побережье и по берегам рек. Морены пяти различных ледниковых событий, разделенные морскими и континентальными отложениями интерстадиалов, выделяются выше подстилающих межледниковых морских осадков. Наиболее древнее наступление ледников произошло в раннем валдае (100-90 тыс. лет назад) со стороны Карского моря. Следующее оледенение было вызвано разрастанием ледниковой шапки на Тиманском кряже (75–70 тыс. лет назад). Вскоре после дегляциации оно сменилось оледенением, надвигавшимся со стороны Баренцева моря (70-65 тыс. лет назад). Быстрый распад этого ледникового покрова сменился морской трансгрессией и межстадиальными условиями (65–55 тыс. лет назад). Следующий ледник наступал с шельфа Карского моря (55-45 тыс. лет назад). Это оледенение сменилось длительным (45-20 тыс. лет назад) безледным периодом до наступления скандинавcкого ледника с запада (20-17 тыс. лет назад), в то время как льды с Баренцева моря достигли только северной кромки северо-западной суши Европейской России.

Since 1996 international stratigraphic research has been conducted in the Arkhangelsk Region. More than 100 sections of Upper Pleistocene sediments have been studied along the sea shore and river banks. Tills of five different glacial events and intervening terrestrial and marine interstadial sediments have been identified above the underlying Eemian marine sediments. The oldest glacier of the Early Weichselian (100-90 kyr ago) advanced from the Kara Sea . The next glaciation was related to an ice cap over the Timan ridge (75-70 kyr ago). Shortly after deglaciation it was replaced by an ice sheet that spreading from the Barents Sea shelf (70-65 kyr ago). The rapid decay of this ice sheet was followed by a marine transgression and interstadial conditions (65-55 kyr ago). The next glaciation was connected with an ice advance from the Kara Sea shelf (55-45 kyr ago). 20-17 kyr ago after a long (45-20 kyr ago) ice-free period Scandinavian ice advanced from the west, whereas ice from the Barents Sea just browsed the very margin of the north-western dry land of European Russia .

C конца XIX в. накоплен огромный материал по строению четвертичного покрова Севера европейской части России [1, 2, 4, 6]. Однако недостаток абсолютных датировок, особенно за пределами радиоуглеродного метода (> 35-38 тыс. лет), приводил к существенной неопределенности в истолковании возраста отложений и корреляции опорных разрезов. В данной статье основное внимание уделено результатам международных исследований верхнего плейстоцена Архангельской области, восполнившим этот недостаток. Применялись современные геохронометрические методы - оптико-люминесцентный (OSL), космогенных нуклидов (SED), ускорительной масс-спектрометрии (AMS). Датирование сопровождалось седиментологическими, палеонтологическими и геоморфологическими исследованиями. С 1996 г . нами изучено более сотни разрезов и получено более двух сотен абсолютных датировок верхнеплейстоценовых образований, в том числе и запредельных для радиоуглеродного метода (рис. 1) [17].

Стратиграфия верхнего плейстоцена изучалась в 15 береговых обрывах рек Северной Двины и Ваги [16, 20, 21], в 26 разрезах вдоль р. Пёза [9, 10], более 30 разрезах на Арктическом побережье от Кулойского плато на западе до Тимана на востоке [7, 11, 13, 14, 17, 18], а также по берегам рек Пинега, Мезень и Цебъюга [7, 17] (рис. 1, А). Морская фауна отложений бореальной трансгрессии исследовалась в бассейнах Сев. Двины [8, 16], Пёзы [9] и на побережье Мезенского залива [13, 22]. Создавались модели палеоэкологических условий [8] и гляциоизостатического поднятия территорий [15] на протяжении микулинского межледниковья, палеогеографические модели развития территории в позднем плейстоцене [17, 24], изучался состав и строение разных валдайских морен [12], отложений средневалдайской морской мезенской трансгрессии [11, 13], условия осадконакопления на протяжении позднего плейстоцена в бассейне Сев. Двины [21], гляциодинамики на Северном Канине [18], пределы распространения последнего оледенения в Архангельской [3, 6, 7, 17] и Вологодской [20] областях, обсуждались результаты и возможности использования методов датирования люминесцентного [25] и космогенных нуклидов [19]. В результате разработана новая модель позднеплейстоценовой истории Архангельской области.

Разрез на Мысе Толстик – основа стратиграфии верхнего плейстоцена Южного Беломорья.

Обычно для разработки стратиграфических схем используются опорные горизонты - маркеры, хорошо датированные и легко определяемые в поле. С другой стороны важно иметь опорный разрез, в котором представлено максимально возможное количество различных стратиграфических единиц, позволяющих установить последовательность геологических событий. Для обширного региона южной части Беломорского бассейна таким опорным разрезом без сомнения является уникальное обнажение верхнеплейстоценовых отложений на мысе Толстик в Мезенском заливе, на левом берегу устья р. Мезень (рис. 1, 40, 2). В начале ХХ в. разрез впервые изучался В. Рамсеем [23], а в конце столетия там были проведены детальные стратиграфические и геохронологические исследования [13].

В приморском обрыве протяженностью 4 км и высотой 8- 25 м вскрыты три горизонта морен, сформированных, судя по дирекционным структурам (ориентировка длинных осей галек, ледниковой штриховки, осей складок и др.) и петрографическому составу обломков, ледниками, продвигавшимися с востока, севера и северо-востока из различных центров оледенений [13] (рис. 2). Горизонты морен разделены континентальными и морскими отложениями, возраст которых определен OSL методом в 66-67 и 59-62 тыс. лет соответственно. Нижний слой морены обогащен хорошо сохранившимися раковинами морских моллюсков, характерных для бореальной трансгрессии микулинского межледниковья, отложения которой широко распространены к востоку от разреза в низовьях р. Мезень [1, 2, 9, 10]. Морена последнего скандинавского (поздневалдайского) оледенения отсутствует как в разрезе Толстик, так и восточнее, на западном побережье Канина и в бассейне р. Пёза [10, 14]. Эта морена появляется лишь в 20 км к северо-западу в разрезе у мыса Карговский на правом берегу Кулойской губы, и далее на запад развита практически во всех приморских разрезах, расположенных на северном побережье Кулойского плато (рис. 1, А, Б) [3, 7, 13]. Таким образом, разрез на мысе Толстик позволяет утверждать трехкратное наступление ледников из разных центров оледенений после окончания микулинского межледниковья и до наступления поздневалдайского скандинавского оледенения. Разновозрастные морены, характеризуемые различными дирекционными структурами, могут выступать в качестве маркирующих горизонтов, как и отложения бореальной и более молодой мезенской трансгрессии при корреляции разрезов Южного Беломорья.

На основании имеющихся данных для позднего плейстоцена Южного Беломорья можно выделить 12 стратиграфических уровней (СУ).

СУ-1. Микулинские (130–117 тыс. лет назад) морские отложения широко распространены в бассейнах Сев. Двины и Мезени и на арктическом побережье (рис. 1, таблица). В бассейне Сев. Двины они представлены глубоководными глинами на абсолютных высотах до 23 м или литоральными песками на отметках до 52 м . С эрозионным контактом они перекрываются песчаными аллювиальными отложениями среднего или верхнего валдая [16, 21]. По берегам р. Пёза микулинские морские отложения вскрыты в 12 обрывах, слагают их основания или залегают на образованиях московского оледенения на абсолютных отметках до 60 м [8–10]. Ранее предполагалось наличие отложений трех плейстоценовых трансгрессий в этом районе - северной (одинцовской), бореальной (микулинской) и беломорской (ранневалдайской) [1]. Одинцовский возраст отложений в береговых обрывах у д. Ёлкино, относимых к северной трансгрессии, обосновывался их залеганием ниже московской морены. Однако как новые [9, 10], так и ранее полученные абсолютные датировки [5] указывают на послемикулинский возраст как аллювиальных, так и ледниковых отложений, перекрывающих эти морские образования. Морские отложения у д. Ёлкино содержат характерную для бореальной трансгрессии и наиболее теплолюбивую для района р. Пёза фауну моллюсков Abra prismatica, Cerastoderma edule, Astarte sulcata [9, 22]. Возраст этих осадков определен OSL-методом в 124 ± 8 тыс. лет назад, а для подморенных морских литоральных отложений на р. Цебъюга, правом притоке Мезени, имеются датировки 115 ± 9 и 124 ± 12 [17]. В то же время в нижнем течении Пёзы, у д. Вирюга более древние датировки от 194 ± 15 до 237 ± 18 тыс. лет назад получены из подморенных морских разрезов, содержащих более холодолюбивую фауну и формировавшихся в позднемосковском марино-гляциальном водоеме [9]. В морских разрезах р. Пёза выделяется пять экозон, охватывающих московское позднеледниковье (1-я зона) и все микулинское межледниковье (2-5-я зоны) [9]. Опорным разрезом является обнажение у д. Бычье на р. Пёза, где представлены все пять экозон [9], а также шесть пыльцевых зон микулинского межледниковья [2] (рис. 1, А, 64).

СУ-2. Интерстадиальные отложения (117-100 тыс. лет назад). Песчано-алевритовые отложения этого интерстадиала встречены на северном побережье Канина в обрыве между реками Крынка и Мадаха, где они образуют один-два слоя, залегающих между двумя-тремя толщами одновозрастных морен (рис. 1, Б) [14, 17, 18]. Вся эта толща чешуйчатого чередования слоев диамиктона и песка перемещена ледником, наступавшим с севера. Нижняя часть уровня (подуровень 2.1) мощностью до 12 м представлена озерными и аллювиальными алевритами и песками с линзами торфа и гиттии. Результаты пыльцевого анализа указывают на ландшафты открытых березовых лесов и березовой лесотундры [14]. Верхняя часть уровня (подуровень 2.2) представлена песчано-алевритовыми, реже песчано-гравийными морскими мелководными осадками с обломками раковин, прослоями массивных алевритов и характерной для осадков приливной зоны косой слоистостью, направленной в противоположные стороны. ОSL возраст колеблется от 91 до 188 тыс. лет назад. Возраст отложений предполагается из соображений об их формировании до наступления первого валдайского оледенения в регионе, в условиях низкого уровня моря, характерного для ранневалдайского времени [17]. Эти отложения встречены также на Канине в устье р. Ойва и на мысе Большой Взглавный в Чёшской губе, где они залегают выше морских микулинских (?) отложений [14] (рис. 1, А, 59, 100).

СУ-3. Песцовая морена (карское оледенение, 100–90 тыс. лет назад). Эти отложения развиты на западном берегу Канина в виде среднего пласта диамиктона и сопутствующих отложений в обнажениях на мысах Конушин и Конушинская Корга, а также встречены севернее, в разрезах у сопки Песцовая и у ручья Тарханова (рис. 1, А, 43, 44, 47, 48, Б) [14, 17]. На Канине выделяются четыре подуровня (таблица). Подуровень 3.1 представлен толщей озерных, аллювиальных и эоловых песков с редкими слойками глин, оползневыми структурами и следами морозобойных клиньев. Выше идет подуровень 3.2, представленный серо-коричневыми слоистыми песчано-алевритовыми прогляциальными отложениями с гравием и галькой, линзами песков общей мощностью до 16 м . Диамиктон подуровня 3.3 коричнево-серый, алевро-глинистый, с тонкими слойками и линзами песков и небольшим количеством обломков. Мощность его достигает 8, редко 16 м . Результаты измерения длинных осей галек в обнажениях Песцовая и Тарханов указывают на северо-восток 24–36°. В понижениях рельефа на морене с резким эрозионным контактом залегает толща (р. Песцовая) озерно-ледниковых песков до 40 м мощности, образующих подуровень 3.4. В районе Конушина нижний контакт морены имеет оползневой характер, указывая на ее постседиментационное оползание в древний бассейн (рис. 2, Б). Для этого уровня 19 OSL дат дали время от 64 до 112 тыс. лет назад, в том числе 12 дат в интервале 112–80 [14, 17].

Отложения этого уровня коррелируются с аллювиальными и прогляциальными отложениями, изученными в 11 разрезах на р. Пёза [10] (рис. 2). Здесь они залегают между микулинскими морскими и ранневаладайскими озерными и/или аллювиальными отложениями и подразделяются на два подуровня. Подуровень 3.1 мощностью до 10 м выделяется в нижнем и среднем течении Пёзы по аллювиальным песчано-гравийным слоям с многочисленными следами сингенетических морозобойных клиньев. Пять OSL датировок дали возраст от 90 до 102, одна - 150 тыс. лет назад. Подуровень 3.2 регистрируется в трех разрезах в верховьях Пёзы и представлен двухметровой толщей серого или темно-коричневого, слоистого или массивного суглинка и/или толщей ритмично-слоистых глин с галькой и дропстоунами. Петрографический состав галек указывает на их перенос с севера и востока. Три OSL датировки дали возраст от 96 до 109 тыс. лет [10].

Таким образом, в верхнем течении Пёзы осадконакопление происходило в прогляциальных озерах, а в нижнем течении - в разветвленной речной системе при суровых климатических условиях. Судя по немногочисленным данным, карское оледенение перекрывало п-ов Канин и водораздел Чёшской губы и р. Пёза (рис. 1, А).

СУ-4. Интерстадиальные отложения (90-75 тыс. лет назад). В верхнем течении р. Пёза на участке деревень Ёлкино - Сафоново - устье р. Варчушки толща аллювиальных и озерных песков и глин встречена в пяти разрезах и с эрозионным контактом залегает на прогляциальных отложениях СГ-3 или на микулинских морских осадках либо слагает основание разрезов. Отложения перекрываются мореной (рис. 2, таблица). Подуровень 4.1 у д. Ёлкино представлен шестиметровой толщей переслаивающихся песков, глин, гиттии и аллохтонных торфов, залегающей на микулинских морских осадках. Две OSL датировки дали возраст 89 тыс. лет назад. Пыльцевая диаграмма указывает на преобладание ели, сосны, березы и карликовой березы [10]. Подуровень 4.2 наиболее полно представлен четырехметровой толщей переслаивающихся песков, глин с органикой и многочисленными следами сингенетических ледяных клиньев у д. Сафоново, восточнее д. Ёлкино. Результаты пыльцевого анализа указывают на формирование тундровых и степных ландшафтов [10]. В целом формирование пород уровня происходило в небольших озерах и вдоль разветвленных рек во второй половине раннего валдая в условиях наступающего похолодания, смены лесной растительности тундровой и формирования криотурбаций. Опорные разрезы - Ёлкино, Сафоново (рис. 1, А, 76-78).

СУ-5. Ёлкинская морена (тиманское оледенение (?), (75-70 тыс. лет назад). Эта морена вскрыта в основании опорного разреза на мысе Толстик и в верхнем течении р. Пёза, где выделяются три подуровня [10, 13] (таблица). Подуровень 5.1 представлен двухметровой толщей прогляциальных песков и гравия с прослоями глины и глинистого диамиктона. Четыре OSL датировки дали возраст от 64 до 72 тыс. лет назад. Подуровень 5.2 представлен мореной, получившей название ёлкинской, в 13 разрезах от д. Ёлкино до д. Бурдуй, а также в районе д. Вирюга [10]. Мощность морены достигает 4,5 м . Практически в каждом из разрезов морена прослеживается по латерали на сотни метров. Это голубовато-серый, глинистый диамиктон с линзами песчаного материала и обломками кварцитов, кристаллических пород, песчаников и сланцев Тимана при подчиненном содержании карбонатов. Ориентировка длинных осей обломков, шрамов на валунах, осей складок указывает на движение ледника с востока - юго-востока.

Выше во многих разрезах прослеживается подуровень 5.3, представленный грубослоистым диамиктоном, постепенно переходящим вверх по разрезу в ритмично-слоистые озерно-ледниковые глины и пески мощностью до 7 м со следами криотурбаций. Семь OSL датировок показали возраст от 38 до 106, в основном от 65-75 тыс. лет назад [10]. Предполагаемые контуры оледенения показаны на рис. 1, А. В Восточном Притиманье его следов не обнаружено [24]. Опорные разрезы - Толстик, Ёлкино, Сафоново.

СУ-6. Толстиковская морена (баренцевоморское оледенение, 70-65 тыс. лет назад). Эта морена широко распространена в Восточном Беломорье [12-14], на Северном Канине [14, 17], в Чёшской Губе [13] и бассейне р. Пёза [10]. На мысе Толстик она залегает ниже морских отложений мезенской трансгрессии и выше флювиогляциальных песчано-гравийных отложений [13] (рис. 1, Б, 2). Представлена темно-серым, алевро-глинистым диамиктоном с редкими гальками преимущественно кристаллических пород, кварцитов, песчаников и минимальным содержанием карбонатных пород. Слой морены мощностью около 2,5 м прослежен практически на всем протяжении четырехкилометрового разреза. Замеры ориентировки удлиненных галек и песчаных линз в подошве морены указали на их северную ориентировку. Три OSL датировки из подстилающих песков дали возраст 61, 66 и 67, а две датировки из перекрывающих морских песков – 59 и 62 тыс. лет назад.

Северное побережье Канина в целом представляет собой чешуйчатое чередование толстиковской морены с песчаными отложениями (рис. 1, Б). Направление движения ледника было с севера и северо-запада [14, 18]. В нижнем течении р. Пёза эта морена описана под названием вирюжской в четырех разрезах у деревень Вирюга и Лобан (рис. 1, А, 65). По результатам замеров осей галек и ледниковой штриховки на валунах направление движения ледника было с северо-востока, севера и северо-запада, в основном с севера [10].

Судя по положению разрезов толстиковской морены, южный фронт ледника проходил от Тимана на запад вдоль р. Пёза через Пёза-Варшский моренный пояс (или южнее по моренам Сюрзи?) к Кулойскому плато и, вероятно, к Кольскому п-ову (рис. 1, А). В этом случае южнее должно было сформироваться обширное прогляциальное озеро со стоком на запад в Онежское озеро или на восток в Печору [17]. Опорные разрезы - Толстик, Большой Взглавный (рис. 1, А, 40, 100).

СУ-7. Мезенский интерстадиал (65-55 тыс. лет назад). Морские отложения (подуровень 7.1), представленные ритмично-слоистыми и массивными приливными песчано-глинистыми, а также пляжевыми песчано-гравийными отложениями мощностью до 3,5 м обнаружены в ненарушенном состоянии в разрезе на мысе Толстик между толстиковской и сёмжинской моренами на высоте 13,5 м выше современного прилива [13] (рис. 1, Б, 2, таблица). Прослежены они по разрезу на протяжении 3,6 км . На побережье Мезенского залива эти отложения также встречены у д. Сёмжа, на мысах Карговский и Абрамовский, в устье р. Това (рис. 1, А, 32, 36, 39, 42) [11, 13, 14]. В Чёшской губе на мысах Большой Взглавный и Железный (рис. 1, А, 100, 110) отложения деформированы и подняты ледником до абсолютных высот 30 м . Залегают они также на толстиковской морене, но перекрывающей их морены нет, хотя деформации в осадках указывают на давление ледника с северо-востока (рис. 1, Б). По результатам 21 OSL датировок возраст трансгрессии определен в интервале 65-55 тыс. лет назад, хотя сама продолжительность трансгрессии была безусловно меньше [11]. Фауна изучалась в разрезе мыса Железный на северо-востоке Чёшской губы. Было определено 12 видов моллюсков, среди которых доминирует Macoma calcarea. В целом видовой состав раковин моллюсков, а также отсутствие широко распространенных в современных отложениях Macoma baltica предполагают условия более прохладные, чем сейчас [11]. По мнению К. Кйяера [14], отложения мезенской трансгрессии представлены и в восточном Притиманье в разрезах Мархида, ниже морены с возрастом от 56 до 67 тыс. лет назад, и в разрезе Вастьянский Конь между двумя моренами (рис. 1, Б).

Трансгрессия, вероятно, достигала современных высотных отметок 40–50 м в Мезенском заливе, но пока достоверных ее следов в бассейне Сев. Двины не обнаружено [11]. Э.И. Девятовой [2] ранее выделялись сийские морские слои в долине Сев. Двины и их аналоги в бассейне р. Пинега, у д. Шилега, где был найден скелет кита. В изученных ею разрезах сийские слои с размывом залегают на подстилающих отложениях. Их ранневалдайский (?) возраст определен только по данным пыльцевого анализа со значительной долей условности, т. е. они могут коррелироваться не только со стрельнинскими слоями Кольского п-ова, но и с мезенской трансгрессией (65-60 тыс. лет назад).

Подуровень 7.2 представлен массивными и слоистыми песками, встреченными на мысе Конушин и ручье Тарханов на Канине, а также на Северном Тимане. В массивных песках Тимана встречены следы морозобойных клиньев, а три OSL датировки дали возраст 67-65 тыс. лет назад [14]. Опорные разрезы - Толстик, Большой Взглавный, Железный.

СУ-8. Сёмжинская морена (карское оледенение, 55-45 тыс. лет назад). Это темно-серый глинистый диамиктон, залегающий поверх морских отложений мезенской трансгрессии в разрезах на мысах Толстик, Абрамовский и в районе д. Сёмжа на юге Мезенского залива (рис. 1, 2). На мысе Толстик на протяжении 1 км морена имеет мощность 4–6 м и затем постепенно выклинивается к югу. Замеры ориентировки осей галек, ледниковой штриховки на валунах, осей складок указывают на движение ледника с северо-востока. Кварциты, песчаники и сланцы составляют (%): 51-66 в гравийных фракциях морены, кристаллические породы - 11-12, карбонатные 18-35, черные карбонаты 5-7 [13]. Аналогичная морена встречена в разрезе р. Ойва (Жемчужная) на северо-востоке п-ова Канин. В разрезах мысов Большой Взглавный и Железный на берегу Чёшской губы морские отложения мезенской трансгрессии нарушены двигавшимся с северо-востока ледником, но самих морен не обнаружено. К. Кйяер [14] определяет возраст сёмжинской морены в 45-52 тыс. лет назад и относит к ней также верхние моренные горизонты разрезов Хонгурей, Вастьянский Конь и Мархида в Восточном Притиманье (рис. 1, Б). По его мнению, краевые моренные пояса Мархида и Индига в Восточном Притиманье сформировались во время этого Карского оледенения, в отличие от Пёза-Варшского моренного пояса в Западном Притиманье, образованного баренцевоморским ледником 70 тыс. лет назад. Опорные разрезы - Толстик, Сёмжа.

СУ-9. Интерстадиальные отложения (45-20 тыс. лет назад). На протяжении этого времени территория развивалась в безлёдных условиях. В основном это время представлено аллювиальными отложениями, часто с линзами торфяников и переотложенными морскими раковинами в бассейнах Сев. Двины и Пёзы [10, 16, 21].

СУ-10. Бобровская морена (скандинавское оледенение, 20-17 тыс. лет назад). Верхневалдайская скандинавская морена широко развита в западной части Архангельской области (рис. 1, А). На мысе Карговский, в устье р. Кулой коричневатый песчанистый диамиктон мощностью 1 м , обогащенный обломками пород Карело-Кольского региона, прослежен на протяжении не менее 400 м (рис. 2) [7, 13]. Дирекционные структуры указывают на движение ледника с запада - юго-запада. В составе гравийных фракций 48 % кристаллических пород, 30 % красных терских песчаников, 17 % сланцев и 2 % карбонатов. Бобровская морена, получившая название по одноименной деревне в нижнем течении Сев. Двины, встречена практически во всех разрезах на побережье Кулойского плато к западу от мыса Карговский, а также в бассейне р. Сев. Двина до широты р. Паденьга, где ее мощность достигает 4 м [3, 6, 7, 13, 16, 21].

Иногда морена состоит из нескольких слоев, чешуйчато перемежающихся с обычно деформированными песчано-глинистыми породами как в разрезах Райбола на р. Вага (рис. 1, А, 6) [16]. Вероятно, именно такие чешуйчатые структуры, ранее вскрытые скважинами в бассейне Сев. Двины, и послужили причиной необоснованного выделения горизонтов нижневалдайских или стадиальных морен [1]. Пока нет достоверных данных о развитии скандинавской нижневалдайской морены как в Архангельской области, так и в прилегающих с запада районах Карелии, Вологодской и Ленинградской областей.

На Канине бобровская морена встречена только на мысе Канин Нос у ручья Тарханов [3, 7, 14, 17], а на остальном западном побережье п-ова ее нет, как и в бассейне р. Пёза [10], на побережье Чёшской губы [14] и в бассейне р. Сев. Двины, южнее д. Усть-Паденьга (рис. 1, А, 4) и Черевково (рис. 1, А). Отметим, что в разрезе Усть-Канза в 20 км выше г. Красноборска (рис. 1, А, 8) на Сев. Двине верхи разреза, как и поверхность террасы, сложены типичной ленточной глиной, лишенной даже гравия. Никакой валдайской морены в разрезе нет, как об этом упоминалось ранее [4]. В разрезе в 5,5 км ниже г. Красноборск (рис. 1, А, 9) торфяник, в котором установлена последовательная кульминация основных лесообразующих пород, характерная для любого межледниковья, залегает не под валдайской [4], а под типичной красноватой московской мореной. В расположенном к северу разрезе Толоконка (рис. 1, А, 9) протяженностью более 1 км 28-метровая толща переслаивающихся песков и глин не перекрывается никакой мореной. Тридцать восемь OSL датировок позволили установить возраст максимума оледенения в 17 тыс. календарных лет (~ 15 тыс. лет назад по 14С) [7, 17], что хорошо согласуется с данным по Вологодской области, где возраст максимума определен в 17-19 тыс. лет назад [20].

Возможно, верхневалдайская морена и водно-ледниковые отложения развиты на северном побережье Канина в районе рек Мадаха и Ойва [14]. Дирекционные структуры указывают на движение ледника (баренцевоморского?) с северо-запада и/или северо-востока, но возраст отложений точно не установлен.

В максимум оледенения у края ледника сформировалась сеть прогляциальных водоемов. Сток из них был на восток в бассейн Мезени [3, 7] (рис. 1, А), а из Важского приледникового озера некоторое время на юг [16, 21]. Вопрос о размерах Вычегодско-Двинского прогляциального озера и направлении стока из него пока остается открытым. Явных доказательств стока через Кельтминский створ в бассейн Камы-Волги нет. Вероятно, возраст озъягской террасы с высотами 120- 130 м действительно доверхневалдайский [4]. В ходе трансгрессивной стадии оледенения Вычегодско-Двинское озеро имело сток на восток в Мезенский бассейн. В максимум оледенения после перекрытия ледником водораздела рек Ежуга Пинежская и Ежуга Зырянская (приток Мезени) с высотами 80- 90 м сток в Мезень прекратился и уровень Вычегодско-Двинского озера начал медленно подниматься (рис. 1, А). Однако в условиях чрезвычайно холодного и сухого климата поступление как талых, так и речных вод в озеро было весьма ограниченно. Более вероятно, что до начала дегляциации и возобновления стока на восток уровень Вычегодско-Двинского озера не успел подняться с 80-90 до 132 м - высоты Кельтминского порога, о чем косвенно свидетельствует и небольшая мощность ленточных глин. Максимальная мощность ленточных глин Двинского приледникового озера составляет 4,5 м в разрезе у д. Усть-Паденьга на р. Вага на абсолютных отметках 60 м [2, 16]. Толща глин накапливалась на протяжении до 1-1,3 тыс. лет в приледниковом водоеме глубиной не менее 20 м , т. е. с отметками 80 м и более.

СУ-11. Поздне- и послеледниковые слои (17-10 тыс. лет назад) представлены озерно-ледниковыми ленточными глинами, песками и торфяниками. По результатам OSL датирования дегляциация началась около 15 тыс. календарных лет назад (~13 тыс. лет назад по 14С) и к этому времени от ледника освободилось среднее течение Двины у д. Челмохта и возобновился сток на восток в бассейн Мезени [7, 16]. Уровень Вычегодско-Двинского водоема опять составил 80-90, а затем снизился до 50 м [3, 7]. Это хорошо совпадает с данными по возрасту озерных террас Нижней Вычегды. Так, торфяник, залегающий на озерных песках у д. Гам (гамская терраса) на высоте 78 м , имеет возраст 11 900 ± 130 лет по 14С [4], т. е. около 12 000 лет назад уровень озера упал ниже 80 м .

С начала деградации оледенения и до начала аллерёда преобладал ареальный тип дегляциации, сопровождавшийся формированием обширных полей мертвого льда, таяние которых продолжалось до бореального периода, вызывая инверсию рельефа и солифлюкционные оползания [7, 21]. Торфяники возрастом 9-10 тыс. лет по 14С у д. Челмохта на правом берегу Сев. Двины залегают не под мореной [4], а под валунными суглинками оползневого происхождения [7, 16, 21]. Нет никаких данных о каком-нибудь наступлении ледников в раннем голоцене в бассейне р. Кулой и низовьях Сев. Двины, в том числе и гигантских сёрджей протяженностью в десятки километров [4]. Торфяники формировались на побережье Чёшской и Мезенской губ непрерывно с 12 до 8 тыс. лет назад [4, 17], а в зоне последнего оледенения низовья Сев. Двины были свободны ото льда как минимум с аллерёда, о чем свидетельствуют абсолютные датировки [16, 17] и данные пыльцевого анализа многочисленных скважин.

Также нет оснований считать прямолинейную субмеридиональная гряду на водоразделе рек Кулой и Мезень протяженностью около 100 км (!!!) боковой мореной голоценового сёрджа [4]. В месте ее пересечения р. Пёза не наблюдается какой-нибудь ледниковой аккумуляции, а аэровизуальные наблюдения показали, что эта невысокая гряда имеет ровную поверхность, пологие склоны и хорошо выделяется на аэрофотоснимках лишь благодаря окружающим ее заболоченным лесам. У предполагаемого супергигантского сёрджа нет ни фронтальной, ни западной боковой морен. Более вероятно эта гряда является отражением структуры коренных пород.

СУ-12 (12-0 тыс. лет назад). Образования голоцена представлены разнообразными морскими, аллювиальными, озерными и биогенными отложениями.

Представленная стратиграфическая модель верхнего плейстоцена Южного Беломорья и отраженные в ней глобальные колебания климата довольно хорошо коррелируют с данными по Скандинавии и Шпицбергену [17] (таблица). Безусловно, для обоснования времени и положения многих из выделенных СУ пределов распространения ледниковых покровов и морских трансгрессий необходимы дополнительные исследования. Хотя некоторые геологи с недоверием относятся к люминесцентным методам датирования, однако именно они являются на данный момент практически единственным широко используемым методом за пределами возможностей радиоуглеродного метода (> 35-38 тыс. лет назад) и при правильном выборе объектов датирования, достаточной статистике и постоянном стратиграфическом контроле дают хорошие результаты.

Изложенные новые данные по геологии, геохронометрии и стратиграфии уникального разреза на мысе Толстик и десятков других разрезов верхнеплейстоценовых отложений Архангельской области дают материал, необходимый при составлении новой официальной стратиграфической схемы верхнего плейстоцена Северо-Запада Европейской России.

ЛИТЕРАТУРА

1. Геология четвертичных отложений Северо-Запада европейской части СССР / Под ред. Н. И. Апухтина и И.И. Краснова. Л.: Недра, 1967. 344 с.

2. Девятова Э. И. Природная среда позднего плейстоцена и ее влияние на расселение человека в Северодвинском бассейне и в Карелии. Петрозаводск: Карельский филиал АН СССР, 1982. 156 с.

3. Демидов И.Н., Кйяер К., Ларсен Э. и др. Восточный фланг последнего скандинавского ледникового покрова: новые данные о возрасте и положении // Квартер-2005. Мат-лы Всероссийского совещания по изуч. четвертичного периода. Сыктывкар, 2005. С. 113-115.

4. Лавров А.С., Потапенко Л.М. Неоплейстоцен северо-востока Русской равнины. М.: Аэрогеология, 2005. 222 с.

5. Молодьков А. Н. Опыт использования метода ESR-датирования раковин моллюсков четвертичных отложений // Четвертичный период. Стратиграфия. М.: Наука, 1989. С. 204-213.

6. Demidov I. N., Houmark-Nielsen M., Kjaer K. H. et al. Valdaian glacial maxima in the Arkhangelsk district of northwestern Russia // Quaternary Glaciations-Extent and Chronology. Elsevier. 2004. P. 321-336.

7. Demidov I.N., Houmark-Nielsen M., Kjaer K.H., Larsen E. The last Scandinavian Ice Sheet in Northwestern Russia : ice flow patterns and decay dynamics // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 425-443.

8. Funder S., Demidov I. , Yelovicheva Ya. Hydrography and mollusk faunas of the Baltic and White Sea-North Sea seaway in the Eemian // Palaeo. 2002. Vol. 184. P. 275-304.

9. Grosfjeld K., Funder S., Seidenkrantz M-S., Glaister C. Last Interglacial marine environments in the White Sea region, NW Russia // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 493-520.

10. Houmark-Nielsen M., Demidov I., Funder S. et al. Early and Middle Valdaian glaciations, ice dammed lakes and periglacial interstadials in northwest Russia : new evidence from the Pyoza River area // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31. P. 215-237.

11. Jensen M., Larsen E., Demidov I. et al. Depositional environments and sea-level changes deduced from Middle Weichselian tidally influenced sediments, Arkhangelsk region, northwestern Russia // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 521-538.

12. Kjaer K., Demidov I., Larsen E., Nielsen J. K. Distinguishing between tills from Valdaian ice sheets in the Arkhangelsk region, Northwest Russia // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31. P. 201-214.

13. Kjaer K. H., Demidov I. N., Larsen E. et al. Mezen Bay - a key area for understanding Weichselian glaciations in northern Russia // J. of Quaternary Sci. 2003. Vol. 18 (1). P. 73-93.

14. Kjaer K. H., Larsen E., Funder et al. Eurasian ice sheets interaction in northwestern Russia throughout the late Quaternary // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 444-475.

15. Lambeck K., Purcell A., Funder S. et al. Constraints on the Late Saalian to early Middle Weichselian ice sheets of Eurasian from field data and rebound modeling // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 539-575.

16. Larsen E., Lyså A., Demidov I. et al. Age and extent of the Scandinavian ice sheet in north-west Russia // Boreas. 1999. Vol. 28. P. 115-132.

17. Larsen E., Kjaer K. H., Demidov et al. Late Pleistocene glacial and lake history of northwestern Russia // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 394-424.

18. Larsen E., Kjaer K. H., Jensen M. et al. Early Weichselian palaeoenvironment reconstructed from megаscale thrust-fold complex, Kanin Peninsula , NW Russia // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 476-492.

19. Linge H., Larsen E., Kjaer K. et al. Cosmogenic ¹⁰Be exposure dating across Early to Late Weichselian ice marginal zones in northern Russia // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 576-586.

20. Lunkka J. P, Saarnisto M., Gey V. P. et al. Extent and age of the Last Glacial maximum in the southeastern sector of the Scandinavian Ice Sheets // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31. P. 407-426.

21. Lyså A., Demidov I. , Houmark-Nielsen M., Larsen E. Late Pleistocene Stratigraphy and sedimentary environment of the Archangelsk area // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31. P. 179-199.

22. Nielsen J.K & Funder S. Taphonomy of Eemian marine molluscs and acorn barnacles from eastern Arkhangelsk region, Northern Russia // Palaeo. 2003. Vol. 191. P. 139-168.

23. Ramsay W. Beitrage zur Geologie der Halbinsel Kanin // Fennia. 1911. Vol. 21 (7). 66 p.

24. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quaternary Sci. Rev. 2004. Vol. 23. P. 1229-1271.

25. Thomas P. J., Murray A. S., Kjaer K. et al. Optically stimulated luminescence dating of glacial sediments from Arctic Russia - depositional bleaching and methodological aspects // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 587-599.

Ссылка на статью:

Демидов И.Н., Ларсен Э.А., Кйяер К.Х., Хоумарк-Нильсен М. Стратиграфия верхнего плейстоцена южной части Беломорского бассейна // Региональная геология и металлогения. 2007. № 30-31. С. 179-189.