Д.Г. Панов

Занимаясь изучением геоморфологических особенностей береговой линии и побережий Баренцева моря, мы сталкиваемся с рядом особенностей, которые находятся в самой тесной связи со структурой котловины моря и окружающих его пространств суши. Особенно ярко эта зависимость морфологии берегов от геологической структуры выявляется в том случае, когда мы подходим к вопросам истории развития береговых форм и не ограничиваем себя рассмотрением истории развития берегов на коротком отрезке времени, а стараемся нарисовать картину динамики берегов и береговых форм в смене хотя бы последних моментов геологической истории.

Наконец, современная динамика береговых форм, в основном определяющаяся господствующими в современный период физико-географическими условиями морского бассейна и его побережий, едва ли может быть правильно понята без учета структурных особенностей котловины моря и окружающих его побережий.

Исходя из высказанных выше соображений, автор считал интересным дать краткий обзор геологической структуры побережий и дна Баренцева моря и наметить связь геологической структуры с типами берегов и условиями их развития в прошлом и настоящем.

Это представлялось тем более существенным, что подобной работы автору в имеющейся литературе по геоморфологии Баренцева моря неизвестно, а в своих статьях, касающихся геоморфологии Баренцева моря, автор сознательно не затрагивал вопроса связи морфологии берегов с геологической структурой, считая, что эта тема представляет большой интерес сама по себе [Панов, 1937а; 1937б; 1938].

I. Геологическая история моря

Вопросы истории формирования современной котловины Баренцева моря в настоящее время изучены еще недостаточно. Большинство существующих представлений о геологическом прошлом Баренцева моря носит характер рабочих гипотез, которые в свете новых исследований будут изменяться и дополняться. В допалеозойское время на месте современного Баренцева моря располагался обширный материк, вероятно простиравшийся на запад до берегов Гренландии. На востоке он соединялся с материком, расположенным на месте современного Карского моря. В протерозойское время в западной и центральной части Баренцева моря располагался морской - геосинклинальный бассейн, отложения которого известны на островах Шпицбергена, Норвежском и Мурманском побережье и полуострове Канине (свита Гекла-Хук, см. геологическую карту).

Палеозойская история развития Баренцева моря отличается большой сложностью. В кембрийское и силурийское время господствует морской режим и происходит накопление мощных толщ осадочных пород в Новоземельской геосинклинали на востоке и Каледонской геосинклинали, захватывающей Шпицберген и побережье Норвегии - на западе. На рубеже силурийского и девонского времени происходят в пределах геосинклинальных бассейнов мощные горообразовательные движения каледонской складчатости, захватившие как геосинклинальный бассейн на западе, так и Новоземельскую геосинклиналь. За горообразовательными движениями последовало поднятие, и в нижне- и среднедевонское время большая часть Баренцева моря представляла собою материк со сложным горным рельефом. Мощные эрозионные и денудационные процессы постепенно срезали горный рельеф материка, превратили его в равнинную страну, которая в верхнедевонское время была захвачена водами моря.

Большое распространение морских бассейнов, широко сообщающихся с расположенными южнее морями того времени, сложная смена фациальных условий благодаря разнородным колебательным движениям дна моря составляет характерную черту истории развития Баренцева моря в верхнедевонское и каменноугольное время. Смена фациальных условий каменноугольного времени в значительной мере обязана сложным колебательным движениям морского дна, которые служили предвестником мощных горообразовательных движений, охвативших пространство Баренцева моря в пермское время. В начале пермского времени происходит поднятие дна морских геосинклинальных бассейнов, их обмеление, что находит свое отражение в образовании серии мелководных отложений в области Новоземельской геосинклинали и Шпицбергена. Позднее проявляются горообразовательные движения, сопровождающиеся энергичной вулканической деятельностью. Горообразовательными процессами пермского времени созданы были мощные горные цепи Новой Земли, Урала, Канина и отдельных частей Шпицбергена. Мезозойская история развития Баренцева моря характеризуется разнородными колебательными движениями пространств баренцевоморского шельфа, который, благодаря горообразовательным процессам пермского времени, стал менее подвижным. Действительно, в триасовое время моря захватывали только западную и северную окраину Баренцева моря, оставив свои отложения на значительных площадях островов Шпицбергена и Медвежьего (см. геологическую карту). В конце триасового времени происходит поднятие пространств баренцевоморского шельфа, и в пределах всего Баренцева моря устанавливается континентальный режим. Континентальный режим в пределах моря удерживается до начала нижнеюрского времени - средний лейас, но уже в верхнелейасовое время море захватывает область Шпицбергена. На приведенных ниже палеогеографических картах Баренцева моря, составленных Фребольдом [Frebold, 1930] по новейшим данным, наглядно видна сложная динамика береговой линии Баренцева моря в мезозойское время. Как видно из помещенных ниже карт, юрские и меловые моря захватывали большие пространства в пределах Баренцева моря, но отличались мелководностью (рис. 5).

Юрские и меловые отложения островов Шпицбергена и Земли Франца Иосифа представлены большею частью мелководными песчаными отложениями. Весьма вероятно, что неравномерные в различных частях баренцевоморского шельфа колебательные движения были обусловлены разнородностью структуры отдельных частей его и находились в связи с колебательными движениями дна глубоководных впадин Полярного бассейна и Норвежского моря. В конце мелового времени в пределах Баренцева моря устанавливается континентальный режим. Поднятие шельфа сопровождается вулканическими извержениями (базальтовые покровы Шпицбергена и Земли Франца Иосифа). По данным Фребольда [Frebold, 1930], это поднятие было связано с австрийской фазой дислокаций. Континентальный режим, установившийся в пределах Баренцева моря в конце мелового времени, удерживается и в третичное время. По данным Фритьофа Нансена [Нансен, 1938], на месте Баренцева моря в третичное время располагалась горная страна, приподнятая над современным уровнем моря на 500 м. Рельеф баренцевоморской суши отличался большой сложностью. С возвышенностей, прилегающих к Новоземельскому хребту, стекал ряд рек, вливающихся в мощную баренцевоморскую реку (рис. 1-2). Наряду с мощными эрозионными процессами имели место и тектонические процессы; они для области Шпицбергена ярко обрисованы в работе Де-Геера [De Geer, 1919]. Сущность тектонических процессов третичного времени сводилась к ряду разломов, разбивающих горные цепи на отдельные глыбы, которые испытывали неравномерные колебательные движения. Разломы третичного времени во многом определили дальнейшее развитие рельефа не только островов Баренцева моря, но и прилегающих частей материка (Скандинавия, Кольский полуостров).

История развития Баренцева моря в четвертичное время определялась размещением мощных ледниковых покровов, занимавших как материк с прилегающим к нему мелководьем, так и острова с окружающим их островным мелководным шельфом. В максимальную фазу оледенения (рис. 3) под действием ледниковой нагрузки имело место погружение островов и прилегающих пространств дна моря на 300-400 м [Gronlie, 1924]. Погружение дна моря вызвало трансгрессию вод Атлантики в Баренцево море, отступание и отмирание ледниковых покровов. Водами трансгрессии были покрыты значительные пространства прибрежной части материка и большая часть островов. Затем последовало новое ухудшение климата и снова ледниковые покровы заняли значительные площади на материке и островах, но размеры их были менее значительны, чем в первую максимальную стадию оледенения. Поздне- и послеледниковое время охарактеризовалось отмиранием ледниковых покровов и сложными колебаниями береговой линии моря; последние нашли свое отражение в ряде террас как на побережье Баренцева моря, так и на его дне (рис. 4).

Процесс поднятия береговой линии Баренцева моря, наметившийся в послеледниковое время, продолжается и сейчас; он ярко выражен на побережье Новой Земли и других островов Баренцева моря, а также на побережье материка. Наряду со спокойными эпейрогеническими и эвстатическими перемещениями береговой линии Баренцева моря в четвертичное время имели место и тектонические движения; они известны в настоящее время для области северной Скандинавии (Таннер, Панов), и намечаются для северного Шпицбергена и других островов моря. Современная, хотя и слабая сейсмичность отдельных частей побережья моря, наряду с процессами его современного поднятия, свидетельствует о том, что процессы формирования котловины моря не закончились, они идут и сейчас, а современная конфигурация побережья фиксирует лишь один из моментов длительной эволюции морского бассейна Баренцева моря.

II. Геологическое строение побережий Баренцева моря

1. Геологическое строение Норвежского побережья. В пределах границ Баренцева моря находится северная часть Норвежского побережья от м. Нордкап и Порсангер-фиорда на западе до Варангер-фиорда на востоке. Геологическое строение этой части Норвежского побережья, известной под названием Финмаркен, изучено довольно полно исследованиями О. Хольтедаля [Holtedahl, 1918]. Краткая сводка данных приведена также в работе Бубнова [Бубнов, 1935]. Рассматриваемая часть Норвежского побережья сложена исключительно древними, сильно метаморфизованными породами протерозойского и нижнепалеозойского возраста (кембрий-силур). Древнейшими осадочными породами являются доломиты, серые и красные песчаники, сланцы, конгломераты. Эти отложения составляют серию Порсангер-фиорда. По новым данным Хольтедаля, возраст этих отложений, как и налегающей на них свиты пород Варангерского полуострова, - докембрийский; они составляют гиперборейскую формацию, аналогом которой являются отложения свиты Гекла-Хук на о-вах Медвежьем и Шпицбергене. Верхняя часть описываемого разреза состоит из отложений, составляющих серию Боссекоп, ее мощность 400 м; преобладают песчаники и сланцы, встречены два горизонта тиллитов; верхними горизонтами разреза являются отложения кембро-силура, сильно метаморфизованные, с многочисленными интрузиями диабазовых пород.

Тектонические условия района Финмаркена отличаются большой сложностью. На описанные выше отложения гиперборейской формации метаморфические отложения кембро-силура оказываются надвинутыми; простирание линии надвига идет в ССВ направлении, благодаря чему в районе Тана-фиорда и северо-западной части полуострова Варангер она срезается океаном и на этом полуострове древнепалеозойские метаморфизованные отложения отсутствуют, уступая место широкому развитию пород гиперборейской формации.

2. Мурманское побережье. Геологическое строение Мурманского побережья освещено работами А.А. Полканова [Полканов, 1936], Болдырева [Болдырев, 1913], Лупановой [Лупанова, 1935], Вегмана [Wegman, 1929], Фиандта [Fiandt, 1917] и др.

В геологическом строении Рыбачьего полуострова принимают участие две свиты осадочных пород - автохтонная и аллохтонная. Аллохтонная свита пород представлена конгломератами с крупными валунами гранита и реже диабазов, песчаниками, темными сланцами с кварцевыми прослойками и тиллитами. Тиллиты отличаются от норвежских большим количеством тонкого материала и большею песчанистостью. Указанная свита пород слагает большую часть Рыбачьего полуострова, за исключением полуострова Среднего, в строении которого принимает участие автохтонная свита. Она представлена преимущественно песчаниками с отдельными пачками глинистых сланцев. Возраст отложений полуострова Рыбачьего - докембрий (гиперборейская формация).

Тектоника Рыбачьего полуострова представляется, по данным Полканова, в виде ряда антиклинальных перегибов, которые при орогеническом давлении, идущем от СВ, дали ряд чешуйчатых надвигов и крупный подвиг свит полуострова Рыбачьего на полуостров Средний. Геологическое строение о. Кильдина отличается большею простотой. В северной его части имеют распространение песчаники, в южной - доломиты. Последними работами Полканова тектоника о. Кильдина рисуется следующим образом: в южной части острова намечается антиклинальный перегиб, разбитый сбросами в восточной и западной частях острова [Полканов, 1934]; от кристаллических пород, распространенных на побережье Кольского полуострова, осадочные породы полуострова Рыбачьего и о-ва Кильдина отделяются линиями разломов и сбросов. Возраст отложений Кильдина - докембрий (гиперборейская формация).

В геологическом строении западной части Мурманского побережья главное участие принадлежит олигоклазовым гранито-гнейсам, подчиненное значение имеют габбро-амфиболиты и амфиболитовые гнейсы. [Полканов, 1936]. Наше современное представление о геологическом строении Восточного Мурмана основано на работах Болдырева [Болдырев, 1913] и Лупановой [Лупанова, 1935], некоторым дополнением к указанным работам являются исследования А.А. Григорьева [Григорьев, 1932] и исследования автора в 1935 г. [Панов, 1936]. Побережье Восточного Мурмана сложено гранитами и гранито-гнейсами, которые прорезаются многочисленными интрузиями диабазов. Болдыревым [Болдырев, 1913] граниты Восточного Мурмана разделяются на основании петрографических признаков на 2 группы: 1) красные граниты, богатые микроклином, часто бесслюдистые; 2) серые граниты, обогащенные биотитом и меньше содержащие кварца. В отдельных частях побережья граниты через гранито-гнейсы переходят в типичные гнейсы. В западной части Восточного Мурмана известны порфировидные граниты и кварцевые диориты [Лупанова, 1935]. Диабазовые породы, распространенные в западной части описываемого побережья, Н.П. Лупановой разделяются на габбро-диабаз, конго-диабаз и порфировидвый диабаз. Возраст гранитов Мурманского побережья - архейский; следуя Полканову, принимается, что серые граниты, олигоклазовые, - более древние, и красные микроклиновые граниты - более молодые. Возраст диабазовых интрузий Мурмана датируется нижним палеозоем - силур-девон [Куплетский, 1932].

Тектонические условия Мурманского побережья отличаются большой сложностью и до настоящего времени остаются малоизученными. Представляя собою окраину кристаллического щита, Мурманское побережье в ходе геологической истории подвергалось преимущественно колебательным движениям с общей тенденцией к поднятию. Сложные вертикальные перемещения сопровождались разломами, наиболее значительные из них видимо относятся к третичному времени, определяя собою основные черты конфигурации побережья. Разломы имели также место и в четвертичное время. Последними исследованиями (Таннера и Панова) намечаются на побережье тектонические движения послеледникового времени.

3. Канинско-Печорское побережье. Геология северного побережья полуострова Канина изучена совершенно недостаточно. Современные представления о геологии Канинского побережья основаны на работах Гревингка [Гревингк, 1891] и Рамзая [Ramsay, 1911]. По данным этих исследований, в геологическом строении северного побережья полуострова Канина принимают участие преимущественно кристаллические сланцы, слагающие возвышенности Канинского Камня-паэ и выходящие на северном побережье. Свита кристаллических сланцев, возраст которых условно может быть принят как докембрийский, прорвана интрузиями гранитов и порфиров, им сопутствуют кварцевые жилы. На древние кристаллические сланцы налегают известняки и доломиты палеозойского возраста (силур, девон, пермь); в пределах северного побережья полуострова они имеют весьма ограниченное распространение и занимают небольшие по площади пространства в западной части северного побережья полуострова. К выходам пород нижнего палеозоя приурочено наличие диабазовых интрузий.

Тектонические условия северной части полуострова Канина известны недостаточно. По данным Ф.Н. Чернышева [Чернышев, 1891], отложения палеозоя трансгрессивно ложатся на древние кристаллические сланцы; в юго-западной части Канинского Камня имеет место сброс, благодаря чему пермские отложения находятся в непосредственном контакте с древними кристаллическими сланцами. Ф.Н. Чернышев считал, что Канинский Камень представляет прямое продолжение Тиманского кряжа, которому он близок и по своему геологическому строению. По данным Рамзая [Ramsay, 1911], на Канине можно выделить три периода складчатости: 1) докаледонская складчатость, преобразование древних осадочных пород в кристаллические сланцы; 2) в девонское время проявляется каледонская складчатость, ей сопутствует извержение диабазовых пород; 3) в эпоху герцинской складчатости происходит надвиг пород с СВ на ЮЗ и отложение пород верхнего девона и перми; 4) в третичное время имеет место поднятие Канинского хребта.

Восточное побережье полуострова Канина сложено по преимуществу четвертичными отложениями. Выход коренных пород в пределах прибрежной зоны здесь известен у р. Двойниковой, устья р. Ноттей и на м. Лудоватый Нос. По данным М.Б. Едемского [Едемский, 1933], здесь распространены в прибрежной зоне, заливаемой водами прилива, известковые песчаники, известняк и мергели. Определение фауны, собранной из этих отложений, позволяет отнести данные породы к пермскому времени (верхней и средней перми). В северной части восточного побережья Канина на м. Микулин Нос известны выходы гранитов и кварцитов.

Четвертичные отложения восточного побережья Канина представлены моренными суглинками и супесями и разнообразными по своему составу песками. Стратиграфические соотношения различных горизонтов четвертичных отложений Канина выяснены еще недостаточно. Рамзай считал [Ramsay, 1911], что на Канине имеют место три моренных горизонта, из которых два верхних разделены между собою отложениями межледниковой бореальной трансгрессии.

Южное и западное побережье Чешской губы сложено четвертичными отложениями. В западной части побережья между реками Вижис и Ома они были изучены М.Б. Едемским, а по р. Пеше и к востоку от нее - Ф.Н. Чернышевым.

На первом из указанных участков, по данным М.Б. Едемского и наблюдениям Д.Г. Панова, в строении береговой полосы принимают участие серые моренные глины, лежащие в основании разреза, на них налегают разнозернистые пески; на отдельных участках побережья им принадлежит доминирующая роль в строении побережья. Верхним горизонтом берегового разреза четвертичных отложений является слой торфа, достигающий порою мощности 1-2 метров. На участке побережья между реками Омой и Пешей побережье сложено преимущественно серыми и серо-бурыми суглинками и глинами, при крайне ограниченном распространении песчаных отложений.

Сходное геологическое строение, по данным Ф.Н. Чернышев а, имеет восточное побережье Чешской губы. От р. Пеши до м. Черного береговые разрезы сложены четвертичными отложениями, представленными по преимуществу моренными суглинками, начиная с р. Великой и далее до м. Бармин в береговой линии выходят известняки верхнего девона и верхнего карбона.

Значительной сложностью геологического строения отличаются от других частей побережья Чешской губы м. Бармин и м. Румяничный, представляющие собою крайнее северо-западное звено Тиманского кряжа. Основные черты геологического строения данного района были выяснены работами Ф.Н. Чернышева [Чернышев, 1915], в последующее время некоторые дополнения внесли работы М.М. Ермолаева [Ермолаев, 1929].

Мыс Бармин сложен из древних метаморфических сланцев, которые прорываются породами типа габбро по направлению на восток; изверженные породы имеют характер пластовых интрузий, залегая согласно со сланцами. На мысах Румяничных выходят щелочные базальты, имеющие местами ясно выраженную столбчатую отдельность [Ермолаев, 1929]. Кристаллические породы покрываются слоистыми четвертичными отложениями, в верхней части разреза переходящими в морену. Четвертичные отложения слагают морское побережье до р. Индиги. В разрезе отдельных мелких рек в прибрежной зоне выходят базальты. Район Индигской губы и р. Индиги сложен преимущественно четвертичными отложениями, они представлены песками бореальной трансгрессии и глинистыми моренными отложениями [Чернышев, 1915; Шейко, 1931]. Четвертичные отложения слагают правобережье р. Индиги; на левобережном участке и в прилегающем к нему районе имеют распространение девонские песчаники и сланцы прорванных интрузиями базальтов, а также верхнекарбоновые известняки с богатой фауной. Остров Тиманец, лежащий у входа в Индигскую губу, сложен базальтами.

Побережье от р. Индиги до р. Печоры сложено четвертичными отложениями, стратиграфические соотношения которых в настоящее время изучены крайне недостаточно.

Район между Колоколковой губой и Голодной губой был в 1930 г. изучен Ю.А. Ливеровским [Ливеровский, 1933], который дает (стр. 22) следующую схему стратиграфии для четвертичных отложений Малоземельской тундры:

1. Современные отложения и древний аллювий.

2. Щебневатые и галечниковые пески поздне- и послеледниковых трансгрессий.

3. Верхняя морена.

4. Слоистые пески озерного или речного происхождения.

5. Отложения бореальной трансгрессии: а) темно-серые морские глины, б) слоистые пески.

6. Нижний моренный горизонт в Малоземельской тундре лежит ниже уровня моря.

Геологическое строение Печорской дельты и нижнего течения р. Печоры изучалось многими исследователями; наиболее полное освещение геологического строения этого района мы находим в работах Г.В. Горбацкого [Горбацкий, 1935] и Б.Н. Юрьева. По данным этих исследователей, в нижнем течении р. Печоры имеют распространение исключительно четвертичные отложения, ими же сложено пространство прилегающей к Печоре тундры.

Г.В. Горбацкий дает следующую схему стратиграфии четвертичных отложений для нижнепечорского района [Горбацкий, 1935]:

I. Морские отложения.

II. Моренные отложения (по-видимому, частично перемытые морем).

III. Морские отложения различных фаций (бореальные отложения).

IV. Моренные отложения.

Сопоставляя приведенную схему стратиграфии четвертичных отложений со схемой, данной Ю.А. Ливеровским для Малоземельской тундры, мы видим их полную тождественность. Она обусловлена сходной четвертичной историей всей области тундр Северного края. Отдельные небольшие различия фаций отложений обусловлены местными локальными причинами.

Обширное пространство между р. Печорой на западе и Югорским полуостровом на востоке в отношении геологического строения изучено очень слабо. Маршрутные исследования А.А. Григорьева [Григорьев, 1924] захватили западную часть данного района. Позднее здесь были произведены маршрутные исследования Ю.А. Ливеровским (совместно с Андреевым и Самбук в 1931 г.).

Четвертичные отложения этого района представлены глинистыми моренными отложениями и песками морского и континентального происхождения: стратиграфические отношения отдельных горизонтов четвертичных отложений здесь укладываются в ту же схему, что была указана выше для района Малоземельской тундры. Коренные породы в пределах прибрежного района неизвестны.

Геологическое строение Югорского полуострова выяснено в последнее время работами Кузнецова [Кузнецов, 1930] и др.

В основании отложений Югорского полуострова находятся метаморфизованные песчаники и туфы докембрийского возраста. На свиту древних пород несогласно налегают песчаники и мергели кембрийского и силурийского возраста. Верхнесилурийские отложения здесь представлены мергелями, глинистыми сланцами, известняками и доломитами. По данным Н.А. Кулика [Кулик, 1922], в береговой полосе между о. Сокольим и м. Каменным выходят сильно деформированные известняки с фауной нижнего силура. В восточной части пролива Югорский Шар в строении береговой линии преобладают известняки девона и карбона, от них сбросом отделяются нижнепермские отложения. Изверженные породы в области Югорского полуострова представлены «диабазами, они чаще образуют пластовые интрузии и реже дайки. По данным Иорданского [Иорданский, 1933], в восточной части Югорского полуострова встречены следы мезозойской вулканической деятельности; не исключена возможность нахождения мезозойских изверженных пород и в других частях Югорского полуострова.

Тектонические условия Югорского полуострова изучены еще недостаточно. По описанию Н.А. Кулика, в береговой линии наблюдаются как сильные пликативные дислокации, так и сбросы, сопровождающиеся брекчией разлома.

4. Остров Колгуев. Специальных геологических исследований о. Колгуева до настоящего времени произведено не было, данные по геологии острова собирались его исследователями попутно с другими выполнявшимися ими работами, а потому имеют отрывочный характер. Весь остров сложен исключительно четвертичными отложениями. В нижней части разреза четвертичной толщи находится валунный суглинок морены, по своему характеру тождественный с нижней мореной, распространенной в прилегающих частях материка. На моренный суглинок ложатся пески, порою явно слоистые, содержащие фауну четвертичных моллюсков. Возраст этих песков остается невыясненным. Иванов [Иванов и Сопин, 1933] считает вероятным их бореальный возраст, Толмачев [Толмачев, 1930] считает эти пески за отложения последней трансгрессии. Последняя точка зрения, по-видимому, более правильна, если принять во внимание, что в поздне- и послеледниковое время поверхность острова подвергалась сильной абразии наступающей трансгрессии; видимо ею были уничтожены отложения бореальной трансгрессии и оставлен маломощный покров песков с редкой фауной.

5. Острова Песяков, Варандея, Б. Зеленец, Долгий, Матвеев. Первые три острова представляют в геологическом отношении продолжение материка, от которого их отделяют неширокие мелководные проливы. Сложены они четвертичными отложениями, среди которых видную роль играют и современные морские наносы. Расположенные восточнее Б. Зеленца острова Долгий и Матвеев сложены коренными породами [Новосильцев, 1907]; по данным Ф.Н. Чернышева [1907], на острове Матвееве распространены верхнедевонские известняки с простиранием, тождественным простиранию пород Югорского полуострова. Те же породы, судя по их простиранию, слагают и остров Долгий.

6. Западное побережье о. Вайгача. Изучением геологии о. Вайгача в течение ряда лет занимался Н.А. Кулик, но результаты его работ до настоящего времени не опубликованы. В строении западного побережья о. Вайгач принимают участие исключительно палеозойские отложения, представленные известняками, глинистыми сланцами и доломитами. Из изверженных пород известны интрузии диабазов, с которыми связано оруденение острова. В тектоническом отношении остров видимо представляет большую антиклиналь, осложненную рядом сбросов.

7. Западное побережье Новой Земли (рис. 6). Геологическое строение южного острова Новой Земли хорошо вскрывается в разрезе береговой линии по проливу Карские Ворота. По данным М.В. Кленовой и С. Обручева [Кленова и Обручев, 1930], центральная часть этого разреза сложена из отложений «Кусовской» и «Оленьей» серий; они представлены сланцами и песчаниками, чередующимися с пестроцветными кварцитами. В «Кусовской» серии преобладающими породами являются известковистые сланцы и известняки с пластовыми жилами диабазов. В западной части разреза - в районе губы Новой и Заблудящей - имеют распространение известняки силура и девона. Для всего разреза характерны значительные тектонические нарушения; сильная складчатость пород здесь осложнена рядом сбросов. Из изверженных пород известны интрузии диабазов.

Возраст «Оленьей» и «Кусовской» серий на основании литологического сходства с фаунистически охарактеризованными отложениями кембро-силура в северной части южного острова может быть условно принят как кембро-силурийский.

В южной части западного побережья Новой Земли расположена губа Черная. По данным М.А. Лавровой [Лаврова, 1931], в районе Черной губы распространены верхнедевонские известняки, они продолжаются и далее на север, слагая район губы Широчихи.

Соотношение верхнедевонских отложений с отложениями нижнего карбона, распространенными на м. Черном, в настоящее время неясно [Алферов, 1935]. Геологическое строение района Костина Шара в последнее время было изучено В.А. Алферовым [Алферов, 1935]; верхнесилурийские отложения здесь развиты между губой Нехватовой и губой Тайной. Слагая левый берег последней, они представлены известняками и сланцами. Более широко распространены отложения верхнего девона; ими сложен в большей части как восточный берег Костина Шара, так и отдельные части восточного побережья о. Междушарского. Отложения указанного возраста представлены известняками и песчаниками с богатой фауной. Отложения нижнего карбона состоят из известняков, доломитов, конгломератов. Распространение отложений карбона известно от м. Черного на юге до зал. Рогачева на севере; наиболее значительные их выходы известны между губой Башмачной и губой Пропащей, а также между губой Нехватовой и губой Тайной. Нижнепермские артинские сланцы и песчаники слагают большую часть о. Междушарского, район губы Белушьей и южную часть Гусиной Земли. Изверженные породы в районе Костина Шара представлены диабазами, распространение которых тесно связано с распространением пород верхнего девона.

Тектонические условия района сложны; породы все сильно дислоцированы, широко распространены опрокинутые и разорванные складки. Артинские отложения, слагающие южную часть Гусиной Земли, прослеживаются и далее на север, слагая всю Гусиную Землю. Представлены они глинистыми сланцами и песчаниками, содержащими остатки растений.

Западное побережье Новой Земли в пределах от Гусиной Земли на юге и до пролива Маточкин Шар на севере изучено еще крайне недостаточно. По данным Чернышева [Чернышев, 1896], на описываемом участке побережья распространена однообразная свита черный глинистых сланцев, порою чередующихся с песчаниками. Участок побережья между губой Безымянной и Маточкиным Шаром был изучен норвежской экспедицией Хольтедаля [Holtedahl, 1924]. Здесь распространены в береговом разрезе между губой Безымянной и губой Грибовой глинистые сланцы нижнепермского возраста, далее вглубь страны сменяющиеся отложениями кембро-силура и верхнего силура. На побережье между губой Грибовой и Маточкиным Шаром береговые разрезы слагаются метаморфическими сланцами кембро-силурийского возраста. В западной части Маточкина Шара, по данным исследований М. Ермолаева и Д.Г. Панова, имеют распространение кембрийские, нижне- и верхнесилурийские отложения. Они представлены черными глинистыми сланцами, доломитами, известняками, пестроцветными кварцитами, метаморфизованными сланцами. К северу от Маточкина Шара в районе губы Серебрянки [Ермолаев, 1936; Панов, 1934] расположены гранитные массивы гор Литке и Митюшева Камня из изверженных пород. Здесь встречаются диабазы и пикриты. Отложения кембро-силурийского возраста слагают и внутренние части южного побережья губы Митюшихи. На северном ее побережье у м. Сухой Нос известны каменноугольные известняки и нижнепермские глинистые сланцы. Эти отложения протягиваются в прибрежной части острова далее на север до губы Крестовой [Мутафи, 1936]. Крестовая губа посещалась рядом геологов [Вебер, 1903; Мутафи, 1936], в последние годы район губы Крестовой а обеих губ Сульменевых был изучен Г.В. Горбацким [Горбацкий, 1934]. Прибрежная часть острова здесь сложена отложениями верхнего палеозоя, который представлен преимущественно известняками. В направлении на восток верхний палеозой сменяется отложениями верхнего силура; последний, судя по данным М. Лавровой и Землякова [Лаврова и Земляков, 1932], слагает центральную часть острова. Изверженные породы представлены диабазами, дающими ряд куполообразных выходов; они приурочены к области развития отложений верхнего девона. Среди нижнепалеозойских пород встречены лишь небольшие по мощности жилы диабазовых пород.

Данными по геологическому строению западного побережья Новой Земли к северу от Крестовой губы мы обязаны работам Хольтедаля [Holtedahl, 1924]. Работы М.В. Кленовой в последующие годы в районе тубы Машигивой не внесли существенных дополнений [Геологические…, 1935]. Основные закономерности геологической структуры выявлены для вышеописанной части побережья с большой определенностью. В геологическом строении береговой линии здесь принимают преимущественно участие нижнепермские глинистые сланцы и известняки верхнего карбона и девона [Holtedahl, 1924; Кругловский, 1918; Панов, 1938]. По направлению на восток отложения верхнего палеозоя сменяются отложениями верхнего силура и кембро-силура, который был встречен Хольтедалем при пересечении пути из губы Машигиной в губу Цивольки. Северная часть побережья между Русской Гаванью и заливом Иностранцева в последнее время была изучена М.М. Ермолаевым [Ермолаев, 1935] и И. Пустоваловым [Пустовалов, 1936]. В районе Русской Гавани, по данным Ермолаева, широко распространены отложения верхнего силура, только на побережье имеют место весьма ограниченные выходы верхнего палеозоя - карбона. Побережье между Русской Гаванью и заливом Иностранцева сложено, по данным И. Пустовалова [Пустовалов, 1936], исключительно отложениями нижнего палеозоя. В основании разреза лежат метаморфизованные сланцы кембро-силура, выше залегают конгломераты, песчаники, кварциты, известняки. Северо-западное побережье Новой Земли в 1933 г. было рекогносцировочно обследовано Г.В. Горбацким [Горбацкий, 1934]. Преобладающим развитием здесь пользуются однообразные кварцито-песчаники, сланцы и конгломераты; возраст их - верхний силур.

Изверженные породы северной и северо-западной части побережья Новой Земли представлены по преимуществу диабазовыми породами, которые образуют как жильные, так и пластовые интрузии. Распространение диабазовых пород приурочено к отложениям силура и верхнего девона.

Тектонические условия описываемого побережья изучены еще недостаточно; всеми исследователями отмечается сильная и сложная дислоцированность пород, имеются указания на развитие надвиговых структур, что служит подтверждением высказанному автором данной статьи предположению о наличии зоны горизонтальных перемещений пород вдоль всего западного побережья Новой Земли. Представляется вероятным, что сложность тектонических явлений на западном берегу Новой Земли также еще объясняется воздыманиями и погружениями оси складчатости Новой Земли по ее простиранию. Это наглядно видно из анализа имеющихся геологических данных [Панов, 1938].

8. Земля Франца Иосифа [Спижарский, 1937; Frebod, 1935; Nordenskjold, 1921]. Несмотря на многочисленные посещения научными экспедициями, геологическое строение Земли Франца Иосифа до последнего времени остается мало изученным. Только в настоящее время оно начинает вскрываться работами Всесоюзного арктического института (исследования Т.Н. Спижарского и др.). В свете этих исследований прежние отрывочные данные, собранные Нансеном [Nansen, 1900] и Кетлитцем [Kettlitz, 1898] и др. приобретают особый интерес. Отложений, кроме мезозоя, в настоящее время на Земле Франца Иосифа неизвестно. Мезозойские отложения представлены верхнеюрскими морскими глинами, которые находятся в основании разрезов некоторых островов. На морские отложения верхней юры ложится покров базальтов; на базальтах находится небольшой мощности покров континентальных юрских и нижнемеловых отложений с остатками растений. По определению Натгорста, возраст встреченной флоры верхнеюрский. Интересно отметить, что среди базальтового покрова также была встречена флора, определение которой позволяет считать возраст базальтовых излияний за верхнеюрский или нижнемеловой. Не исключена возможность, что наряду с базальтовыми покровами юрского и нижнемелового возраста могут быть встречены базальты и более молодого возраста [Влодавец, 1934, рис. 7]. Так, например, Горн [Horn, 1930] считает, что возраст базальтов мыса Фарбе - третичный. При современной слабой изученности геологии Земли Франца Иосифа трудно составить представление о тектонических условиях архипелага. Весьма вероятным следует считать наличие молодых разломов до четвертичных включительно. В пользу этого говорит и значительная сейсмичность Земли Франца Иосифа, как она выясняется по новым данным [Райко и Линден, 1935].

9. Остров Виктория. Расположенный к западу от Земли Франца Иосифа, о. Виктория занят в большей своей части ледниковым покровом, только в северной части острова небольшая площадь свободна от льда. Из коренных отложений на о. Виктория известны известняки и доломиты каменноугольного возраста.

10. Остров Джиллеса. О геологическом строении о. Джиллеса имеются лишь некоторые данные, собранные во время экспедиции Натгорста (1898) и Горна (1930). В юго-западной части острова распространены серые слюдистые сланцы и граниты, встречаются пегматиты. В северной части острова известны выходы габбро и амфиболита [Horn, 1932; рис. 8].

11. Острова Карла. На о. Карла известны исключительно отложения мезозойского возраста - юрские и нижнемеловые. Они представлены сланцами и песчаниками. Большие пощади на островах занимают покровы диабазовых пород. Диабазовыми породами сложены мелкие острова, лежащие к югу - о. Гельголанд и др. [Frebod, 1935; Knothe, 1931].

12. Остров Надежды. О. Надежды имеет строение, сходное с островами Карла; он сложен нижнемеловыми сланцами и песчаниками. Изверженных пород на острове в настоящее время неизвестно [Horn, 1932].

13. Северо-Восточная Земля. Геологическое строение Северо-Восточной Земли изучено еще недостаточно. На восточном и северо-восточном побережье этого острова известны выходы гранитов, ими же сложены и мелкие острова, расположенные у северных и северо-восточных берегов. На южном побережье известны выходы каменноугольного известняка; к западу он слагается отложениями триаса, среди которых распространены диабазовые породы. Мелкие острова, расположенные в восточной части пролива Хинлопен, также сложены из диабазовых пород; здесь встречаются и отложения карбона.

На о. Томма наряду с изверженными породами известны отложения триаса, верхней юры и мела. Южное побережье обширного фиорда Валенберг, вдающегося в западную часть Северо-Восточной Земли, сложено отложениями пермо-карбона и карбона, которые переходят и на западную часть северного побережья фиорда. В восточной части его известны отложения нижнепалеозойского возраста - свита Гекла-Хук, а в куту фиорда выходит гранит. Северо-западное побережье сложено преимущественно отложениями свиты Гекла-Хук. По новым данным Куллинга [Kulling, 1934], отложения здесь представлены доломитами, кварцитами, сланцами и песчаниками, встречены также тиллиты. Характерной особенностью всех пород является сильная их метаморфизация. Возраст свиты Гекла-Хук, по данным Куллинга, следует считать докембрием или протерозоем, а нижние горизонты этих отложений, возможно, относятся даже к верхнему архею. Наряду с осадочными породами широкое развитие имеют граниты, кристаллические сланцы, гнейсы, из изверженных пород известны долериты.

Тектонические условия Северо-Восточной Земли отличаются большой сложностью и мало еще изучены. Для отложений свиты Гекла-Хук характерна весьма интенсивная складчатость, осложненная сбросовыми движениями.

14. Острова Баренца и Эдж. Геологическое строение восточного побережья указанных островов до настоящего времени нам неизвестно. В западной части острова сложены триасовыми сланцами, которые в прибрежной зоне часто перекрываются покровами диабазовых пород [Frebod, 1935; Knothe, 1931].

15. Восточное побережье Шпицбергена [Frebod, 1935; Knothe, 1931; Обручев, 1927]. Северная часть восточного побережья Шпицбергена от Пайер-Кап на севере до Мон-Букта на юге сложено триасовыми отложениями; только на полуострове, расположенном между пр. Хинлопен и Хелей-Сунд, находится небольшой по площади массив отложений юры и мела с диабазовыми покровами. К югу от Мон-Букта в прибрежной части острова распространены юрские и меловые отложения, относящиеся к нижней юре и верхнему мелу. Исследованиями С.В. Обручева был освещен разрез этих отложений между Агард-бэй и Уэльс-бэй [Обручев, 1927]. В основании разреза залегают нижняя морская толща юрского возраста в составе песчаников и сланцев с фауной аммонитов и пелеципод мощностью в 450-480 м. Выше залегает толща континентальных и мелководных отложений с остатками растений, представленная преимущественно песчаниками, мощностью 218-230 м. Выше залегает «верхняя морская толща» в составе чередующихся горизонтов песчаников и сланцев, общей мощностью 1 460 - 1 500 м. Возраст нижней части этой свиты - верхнеюрский и верхней части нижнемеловой. Тектонические условия разреза, по данным С.В. Обручева, рисуются следующим образом. Все породы разреза залегают почти горизонтально, имея слабое падение на ЮЗ; в бухте Агард имеет место очень пологая антиклиналь. Значительных сбросовых перемещений пород здесь неизвестно. Отложения, описанные выше, распространены на восточном побережье Шпицбергена до глетчера Моркхолм, южнее - до Бэттю-Букта. В береговом разрезе выходят отложения третичного возраста. От Бэттю-Букта до м. Зюйд-Кап береговой разрез сложен снова из юрских и меловых отложений.

16. Западное и северное побережье Шпицбергена. В противоположность восточному побережью, западное и северное побережья Шпицбергена отличаются значительной изрезанностью; ряд глубоко вдающихся в остров фиордов является одной из характерных особенностей побережья. Западное побережье и прилегающие к нему внутренние части Шпицбергена в геологическом отношении изучены довольно полно; результаты этих исследований изложены в многочисленной литературе. Сводными работами по геологии Шпицбергена являются работы Натгорста [Nathorst, 1910] и Кноте [Knothe, 1931], краткие сводки были также даны Норденшельдом [Nordenskjold, 1921], а в последнее время Фребольдом [Frebod, 1935]. Прибрежная зона Шпицбергена сложена породами свиты Гекла-Хук, ими же сложен и Остров Принца Карла. Только в северо-восточной части острова имеют развитие третичные отложения, которые выходят и на противоположном берегу пролива, к югу от Энгельск-Букта. Породы свиты Гекла-Хук представлены кварцитами, доломитами и сланцами; породы сильно метаморфизованы. У входа в Кингс-Бэй (Конгс-фиорд) выходят каменноугольные известняки. На северо-западном и северном побережье Шпицбергена имеют развитие граниты, занимающие значительные площади к западу от Ливде-фиорд и на полуострове между Вейде-фиорд и Лум-фиорд. Наряду с кристаллическими породами широко распространены осадочные породы; так, здесь имеются большие поля развития отложений Гекла-Хук, нижнего девона и в восточной части (к востоку от Лум-фиорд) отложений карбона. Отложения девона представляют мощную серию красноцветных континентальных и лагунных отложений. Карбон представлен по преимуществу известняками.

Геологическое строение центральных частей острова отличается значительной сложностью. К северу от Айс-фиорда имеют распространение в центральной части острова отложения девона, карбона и Гекла-Хук; только в прибрежной части Айс-фиорда имеют развитие небольшие по площади массивы отложений триаса и верхнего мезозоя. К югу от Айс-фиорда центральная часть острова занята отложениями третичного возраста. Стратиграфия третичных отложений, благодаря угленосности этих отложений, изучена довольно детально и имеет свою литературу, сводка которой дана А. Гулем [Гуль, 1934]. Мощность третичных отложений, по Горну [Skrifter..., 1928], - около 1 400 м. Среди них преобладают песчаники с остатками растений и прослойками и пластами угля. К западу от поля развития третичных отложений имеются небольшие по площади выходы юрских и меловых отложений. Западнее они сменяются выходами отложений карбона и девона, которые примыкают к прибрежной зоне развития отложений Гекла-Хук.

Тектонические движения Шпицбергена изучены довольно полно, но далеко не исчерпываются современными данными. Прибрежная область, сложенная свитой Гекла-Хук, характеризуется сложной дислокацией пород, осложненной вторичными сбросовыми движениями и надвигами. Линии разломов разбивают весь остров на ряд отдельных глыб, которые в геологическом прошлом испытывали сложные колебательные движения, нашедшие свое отражение в структуре острова. Картина этих изменений с большой полнотой дана в статье де-Геера [De Geer, 1919].

Линиями разломов в большой степени определяется и современная конфигурация острова с его многочисленными глубоко вдающимися фиордами. В северной части Шпицбергена тектонические движения продолжаются и в настоящее время, как об этом свидетельствует наблюдавшаяся сейсмичность этого района [Райко и Линден, 1935].

17. Остров Медвежий (рис. 9). Геологическое строение о. Медвежьего изучено довольно полно, сводка данных в этом отношении дана в монографии Хорна и Орвина [Horn & Orvin, 1928]. По своему геологическому строению остров Медвежий очень сходен со Шпицбергеном. Древнейшими отложениями здесь являются породы свиты Гекла-Хук, представленные доломитами и кварцитами мощностью около 1 215 м. Девонские отложения представлены верхним отделом этой системы. Стратиграфические соотношения девонских отложений изучены детально благодаря тому, что к ним приурочены месторождения угля. Преобладающими породами являются песчаники, подчиненное значение имеют сланцы и конгломераты; месторождения угля приурочены к верхней части разреза девонских отложений, составляющих «Тунхейм серию». Карбоновые отложения представлены всеми тремя отделами. Нижний и средний карбон большею частью состоят их песчаников и сланцев, верхний карбон характеризуется известковистыми песчаниками и известняками. Из мезозойских отложений на Медвежьем острове известны отложения триаса (карнийский ярус), они состоят из песчаников и сланцев общей мощностью в 190 м. Распределение отложений различного возраста по территории острова видео из помещенной выше геологической карты (рис. 9).

Тектонические условия определяются так же, как и на Шпицбергене, линиями разломов, по простиранию близких к меридиональному направлению. Указанные линии разломов определяют собой не только крупные структурные черты острова, но и детали в соотношении отдельных свит; многочисленные сбросы характерны для большинства разрезов острова. Наряду с дислокациями разломов имеет место и складчатость, но она играет по сравнению с разломами подчиненную роль. Тектонические: нарушения на о. Медвежьем относятся к следующим периодам: силуру, верхнему карбону и третичному времени.

III. Геологическая структура Баренцевоморского шельфа

Выше кратко охарактеризована геологическая структура побережий Баренцева моря. Теперь перейдем к знакомству с геологической структурой шельфового пространства Баренцева моря. Вопрос геологической структуры шельфа Баренцева моря представляет для нас выдающийся интерес, поскольку динамика береговой линии Баренцева моря в прошлом и настоящем, сложные эпейрогенические движения островов и окраины материка в пределах Баренцева моря находились в тесной связи с характером и направлением движения на территории баренцевоморского шельфа. Последние, естественно, определялись в первую очередь геологической структурой шельфа. Не останавливаясь подробно на изложении взглядов различных авторов на геологическую природу два Баренцева моря, заметим только, что М.В. Кленова [Кленова, 1933] считала вероятным нахождение здесь жесткой глыбы, которая разбилась на части лишь в третичное время и остатками которой являются Гренландия, Шпицберген и Земля Франца Иосифа. Основанием для данного предположения М.В. Кленовой служило наличие характерного изгиба на запад новоземельской складчатости. Однако, учитывая сложность и разнородность геологической структуры названных выше островов, трудно допустить их принадлежность к одной тектонической области, природа которой не объяснена названным автором. По существу соображения М.В. Кленовой являются повторением теории Петерсена (1875) о существовании в атлантической части материкового массива (называемого Петерсеном «Арктис»). М.М. Тетяев [Тетяев, 1938] в своей последней сводке по геотектонике СССР относит пространства баренцевоморского шельфа к области альпийской тектоформы, что указывает опять-таки на известную древность и стабильность геологических структур этой области, но не вскрывает перед нами их природу. Автор настоящей статьи, основываясь на теоретических построениях акад. А.А. Григорьева [Григорьев, 1935] о закономерности геоморфологической структуры земного шара, считает возможным отнести пространства шельфа Баренцева моря к срединному поясу материковой литосферы. Согласно характеристике А.А. Григорьева, для срединного пояса материковой литосферы характерным является сочетание отдельных впадин и поднятий. К этому же срединному поясу материковой литосферы относится и впадина Полярного бассейна. На помещенном ниже рисунке приводится схема структурных областей Баренцева моря, из которой видно, что в пределах Баренцева моря можно выделить следующие структурные области (рис. 10).

1. Область Каледонской складчатости, захватывающую острова западного Шпицбергена и прибрежную часть северной Норвегии.

2. Варисцийская складчатость, которая, захватывая в пределах Баренцева моря значительную площадь, может быть разделена на две зоны. Западная зова проходит в пределах Шпицбергена и прилегающих пространств островного шельфа, где варисцийский складчатый комплекс значительно переработан последующими мезозойскими и альпийскими тектоническими движениями. Благодаря этому складчатый варисцийский фундамент погружен на значительную глубину и перекрыт дислоцированными отложениями мезозойского возраста. Восточная зона варисцийской складчатости захватывает Новую Землю и прилегающие к ней с запада пространства шельфа. В противоположность западной зоне, здесь варисцийский складчатый фундамент выходит на поверхность, а проявление последующих тектонических движений хотя и имело место, но проявилось главным образом в разломах и дроблении складчатого фундамента, который оказался разбитым на ряд отдельных глыб и впадин (например, Восточно-Новоземельские впадины).

Это различие в истории развития западной и восточной зовы варисцийской складчатости следует объяснить тем, что восточная зона уже в мезозойское время консолидировалась с платформенными пространствами шельфа Баренцева и Карского морей и благодаря этому приобрела большую устойчивость, в то время как западная ее зона находилась под влиянием сложных движений, имевших место в области Скандика (Гренландское море). Сказанное прекрасно подтверждается и данными палеогеографии, в частности передвижением береговой линий мезозойских морей (рис. 5).

3. Платформа средней части Баренцева моря (Баренцевоморская платформа). Как известно, исследованиями в последнее время установлено меридиональное простирание докембрийской складчатости в пределах Восточно-Европейской платформы [Известия…, 1937]. Это дает основание предположить, что докембрийский складчатый фундамент Восточно-Европейской платформы продолжается на север в пределы шельфа Баренцева моря. Как и в пределах Восточно-Европейской платформы, здесь мы сталкиваемся с неоднородной глубиной залегания докембрийского складчатого фундамента. В пределах южной части шельфа Баренцева моря мы находим глубокое залегание докембрийского складчатого фундамента аналогично его положению в северной части Восточно-Европейской платформы. Севернее, в пределах средней части Баренцева моря, он погружен видимо еще глубже, и в то же время именно здесь мы видим ряд отдельных резких выступов (например, центральная возвышенность) и впадин (как центральная впадина Баренцева моря) с глубинами до 400 м. Эта контрастность форм рельефа свидетельствует о том, что здесь докембрийский фундамент Баренцевоморской платформы подвергся наиболее сложной переработке и расчленению в процессе развития последующих процессов складчатости.

Наконец, в северной части Баренцева моря располагается устойчивая глыба Земли Франца Иосифа. Эта глыба представляет область близкого залегания докембрийского фундамента к поверхности и по своей структуре является переходной к области погруженной древней глыбы в пределах Полярного бассейна.

Выделенные нами три названных участка Баренцевоморской платформы отличались и ходом геологической истории развития своей структуры, что находит свое отражение в современном рельефе этих различных участков шельфа.

Глубоко залегающий фундамент в южной части Баренцева моря вероятно был мало изменен последующими процессами, и в ходе геологической истории эта часть баренцевоморского шельфа, так же как и прилегающие к ней с юга, испытывали преимущественно колебательные движения, сопровождающиеся сложной динамикой береговой линии.

Средняя часть Баренцевоморской платформы отличалась наиболее сложной историей развития своей структуры, которая в настоящее время не может быть нами точно обрисована. Следует считать весьма вероятным, что каледонская складчатость проявились в области платформы Баренцева моря, придав отдельным ее частям еще большую стабильность. Поэтому во время варисцийской складчатости она реагировала как устойчивая жесткая глыба, вызывая характерный изгиб Новоземельского складчатого пояса на востоке. Основываясь на известных фактах палеогеографии мезозоя, можно предполагать расчленение Баренцевоморской платформы в это время на ряд областей различной подвижности. В частности ее средняя часть была наиболее подвижна и испытывала более сложные колебательные движения по сравнению с ее северной и южной частями.

Область глыбы Земли Франца Иосифа в течение мезозойского времени проявляла себя как устойчивая часть платформы, соединяющаяся на северо-востоке я востоке с устойчивой мезозойской платформой Карского моря.

Третичное горообразование проявилось в форме пликативных дислокаций на западной окраине Баренцева моря (в области Шпицбергена) и в форме разломов на пространстве шельфа и в пределах Новоземельской складчатой зоны. В это время следует ожидать формирования основных контрастных форм рельефа в пределах баренцевоморского шельфа. В четвертичное время, наряду со сложной динамикой береговой линии, определявшейся эпейрогеническими и эвстатическими движениями, которые находились в непосредственной связи с развитием и динамикой оледенения, на островах и материке имели место и тектонические движения. Тектонические движения проявлялись главным образом в пределах устойчивой части платформы, в области архипелага Земли Франца Иосифа. На востоке мы их видим в пределах Новой Земли, а на юге в пределах окраинной части Фенно-Скандинавского массива. С этими молодыми тектоническими движениями четвертичного времени можно поставить в связь горстообразное поднятие острова и погружение Баренцевоморской платформы, главным образом в ее средней - как мы видели раньше - наиболее подвижной части. Эти противоположные по своему направлению движения в последние моменты четвертичной истории находят свое объяснение в различии геологической структуры средней части баренцевоморского шельфа и окраинных, окружающих его складчатых горных сооружений (рис. 10).

IV. Связь морфологии берегов с геологической структурой

После знакомства с геологической структурой баренцевоморского шельфа и его побережий, мы подходим к основной теме настоящей статьи, к выявлению взаимосвязи геологической структуры с морфологией берегов. Приведенные выше данные дают представление о динамике береговой линии в геологическом прошлом. Сейчас остановимся на анализе взаимосвязи современной береговой линии и морфологических ее форм с геологическими структурами отдельных частей моря.

Представляется совершенно очевидным, что современные морфологические черты береговой линии мы должны рассматривать как один из этапов в истории развития береговой линии Баренцева моря. Поэтому в морфологии берегов находят свое отражение как современные процессы, так и процессы прошлого, зафиксированные в определенных морфологических формах и тесно связанные с геологической структурой различных участков побережья.

Прежде чем перейти к изложению фактических данных, нужно сделать еще одно замечание, - когда мы будем описывать формы берегов, то будем брать не береговую линию в узком смысле этого слова, а будем рассматривать «береговой комплекс», понимая под последним не только узко береговую линию, но и прилегающие к ней прибрежные пространства суши, а также прибрежные пространства морского дна.

Такое рассмотрение «берегового комплекса», как полагает автор, будет более содержательным и методически более правильным, учитывая, что сама береговая линия не может быть хорошо осознана без учета геоморфологических условий прибрежной полосы суши и морского дна.

Наш обзор морфологии берегов с геологической структурой мы начнем с южных берегов Баренцева моря, где выделяются два структурно различных участка: 1) область северной окраины Восточно-Европейской платформы, 2) область северной окраины Фенно-Скандинавского щита.

1. Область северной окраины Восточно-Европейской платформы. Характерными геоморфологическими чертами этой структурной области в рассматриваемой нами ее части является наличие широкой полосы прибрежно-тундровых равнин.

Главное значение, как это было видно ранее в строении равнинных пространств прибрежной полосы, имеют четвертичные отложения. Они представлены как континентальными ледниковыми отложениями, так и осадками трансгрессии позднечетвертичного времени. Только на ограниченных площадях имеют место выходы коренных пород, слагающие сильно денудированные остаточные гряды возвышенностей (например, хребет Канинского Камня). Береговая линия в пределах рассматриваемой области отличается простотой своей конфигурации и малой расчлененностью. Останавливаться на подробной характеристике форм берегов здесь нет необходимости, потому что это было автором сделано ранее в специальной статье [Панов, 1937]. Обратимся, поэтому к характеристике геоморфологических особенностей прибрежной полосы шельфа. Прибрежная часть шельфа, ограниченная на севере линией 100 м изобаты, характеризуется однородными, мало изменяющимися глубинами. Здесь перед нами типичная мелководная равнина шельфа. Только наличие на северной окраине данной области ряда погруженных речных долин и отдельных участков, представляющих подводные террасы накопления, вносит разнообразие в этот монотонный рельеф подводной равнины.

Ряд террасовых уступов здесь фиксирует прошлую динамику береговой линии. Отмеченные нами геоморфологические особенности как области прибрежных равнин, так и береговой линии и прилегающего к ней пространства морского дна, должны быть поставлены в связь со структурными особенностями данной области и некоторыми особенностями истории ее развития.

Знакомясь с историей географического развития северной части Восточно-Европейской платформы в геологическом прошлом, мы невольно обращаем внимание на преобладающее значение здесь процесса эпейрогенических погружений. Этот исторически сложившийся и установившийся во времени процесс погружения северной окраины Восточно-Европейской платформы сохранился до последних моментов геологической истории. В четвертичное время мы здесь так же наблюдали мощное накопление разнообразных осадков, происходящее на фоне изостатического погружения под давлением ледниковой нагрузки.

В зависимости от этой же тенденции к погружению нужно поставить и сложную динамику береговой линии в четвертичное время в связи с трансгрессивными движениями моря. В настоящий период развития мы видим трансгрессию моря на поверхности слабо погруженной аккумулятивно-ледниковой равнины. Молодость данной трансгрессии определяет собою молодость развития морфологических черт береговой линии и прилегающих к ней мелководных равнин шельфа. Береговая линия находится еще в стадии выработки своего профиля равновесия, молодость трансгрессивного движения моря имеет своим следствием преобладание в морфологии берегов абразионных форм, которые являются доминирующими и довольно сложно сочетаются с прибрежными и береговыми аккумулятивными формами рельефа. То же сложное сочетание форм и поверхностей морской (волновой) денудации с формами и поверхностями подводной аккумуляции характеризует прилегающую область равнин шельфа. В то же время это сочетание форм рельефа свидетельствует о молодости поверхностей подводного рельефа шельфа, которая должна быть поставлена в связь с историей его развития, обусловленной в основном особенностями структуры северной окраины Восточно-Европейской платформы.

2. Область северной окраины Фенно-Скандинавского щита. Наше знакомство с береговой линией в области северной окраины Фенно-Скандинавского щита мы ограничим рассмотрением характерных морфологических форм берегов в пределах Восточного и Западного Мурмана, и будем касаться берегов северной Норвегии лишь в той мере, в которой это будет необходимо для выявления связи морфологии берегов с геологической структурой.

Прибрежный рельеф страны в пределах как Западного, так и Восточного Мурмана проще всего себе представить как древнюю поверхность пенеплена, выработанную еще в дотретичное время, но омолодившуюся в процессе третичных тектонических движений. В четвертичное время эта поверхность древнего пенеплена подверглась новой переработке в процессе развития оледенений и связанных с ними как эпейрогенических, так и тектонических движений. Конечным результатом вообще сложной истории развития рельефа в четвертичное время явилось создание, с одной стороны, поверхности ледникового пенеплена, с уменьшающимися его высотами в направлении с запада на восток, а с другой - глубокая ледниковая эрозия разработала заложенные ранее тектонические формы и создала контрастные формы рельефа.

Наряду с отмеченными особенностями развития рельефа, которые являются характерными для большей части территории Кольского полуострова, для прибрежной области Мурмана мы должны отметить наличие неширокой полосы прибрежных равнин - типа норвежского стрэндфлета, но более расчлененных. На поверхности этих равнин ограниченное распространение имеют покровные четвертичные отложения, как правило, террасированные. Наличие многочисленных террас характерно и для поверхностей прибрежного рельефа, сложенных коренными породами и несущими маломощный покров четвертичных отложений. На Западном Мурмане поверхности стрэндфлета получают более ограниченное распространение, они отсутствуют на открытом морском берегу и распространены в пределах отдельных фиордов.

Береговая линия в пределах Мурманского побережья дает нам по сравнению с другими участками береговой линии Баренцева моря наиболее яркий пример связи морфологии береговых форм с геологической структурой и тектоникой. Еще А.П. Карпинский обратил внимание на ограничение берегов Кольского полуострова линиями разломов, а в последнее время Г.Д. Рихтер [Рихтер, 1936] дал стройную систему орографии Кольского полуострова в связи с основными тектоническими линиями.

Линия разлома, ограничивающая с севера Мурманское побережье, не только хорошо выражена в рельефе береговой линии, где, как правило, имеем крутой тектонический береговой клиф, но ясно отражается и в характере рельефа дна прилегающей части шельфа. Для береговой линии Восточного Мурмана исследованиями автора (1935) устанавливается проявление тектонических движений и сопровождающих их разломов в течение четвертичного времени, которые отражаются и в морфологии береговой линии. Наиболее характерной геоморфологической чертой береговой линии безусловно является ее глыбовой характер. Мы в пределах береговой полосы видим ряд отдельных глыб самых разнообразных размеров, которые в процессе тектонических движений в последние моменты геологической истории оказались перемещенными на разные уровни. Исследованиями В.П. Зенкович [Зенкович, 1937] глыбовый характер прибрежного рельефа устанавливается для побережья Западного Мурмана.

Морфологические различия береговой линии Восточного Мурмана по сравнению с Западным сводятся к тому, что в пределах последнего амплитуды перемещения отдельных глыб в пределах береговой линии более значительны. Следствием этого является большая контрастность форм береговой линий в пределах Западного Мурмана, которая прежде всего выражается в наличии здесь ряда глубоко вдающихся фиордов и гляциально-тектонических бухт. На сложную глыбовую тектонику Мурманского побережья накладываются процессы четвертичного времени и современные процессы, которыми определяются характерные детали морфологии береговой линии.

Процессы развития рельефа в четвертичное время сводились к интенсивной ледниковой денудации поверхностей рельефа и ледниковой эрозии по линиям намеченных тектоникой долин. Учитывая сложность и неравномерность эпейрогенических движений в отдельных частях побережья в связи с его глыбовой тектоникой, легко себе представить сложность созданных в ледниковое время форм рельефа. Она еще осложнялась влиянием морской денудации в отдельные моменты четвертичной истории, которая опять-таки проявилась на грани сложных и неоднородных эпейрогенических и эвстатических движений.

В настоящее время тектонически-гляциальный рельеф береговой линии подвергается воздействию разнообразных факторов, связанных с современными физико-географическими условиями. Среди этих факторов основное значение для современного развития береговой линии имеет морская абразия и морозное выветривание, под влиянием которых происходит современная динамика морфологических форм берегов, созданных ранее, и создаются новые формы. Подробности и фактические наблюдения можно найти в статье В.П. Зенкович [Зенкович, 1937], а для Восточного Мурмана в работе автора [Панов, 1936].

Не менее ярко связь рельефа с геологической структурой и тектоникой проявляется в области Мурманского мелководья. Мурманское мелководье можно рассматривать как опущенную под уровень моря по линии разлома область древней складчатости. Вероятным можно считать, что здесь имеет место погруженная зона пород гиперборейской формации, которые в западной части побережья слагают о. Кильдин и полуостров Рыбачий.

Погружение этой зоны осадочных пород под уровень моря можно поставить в связь как с линиями разломов, ограничивающими с севера Кольский полуостров, так и с общей тенденцией к погружению в направлении на восток, которая, как мы видели это ранее, хорошо выражена во всей структуре и рельефе северной окраины Кольского полуострова. Основные орографические линии Мурманского мелководья совпадают с характерными направлениями линий разломов и, следовательно, определены тектоникой.

Наряду с этим, среди подводных равнин Мурманского мелководья имеют место формы рельефа, связанные своим образованием с ледниковой эрозией и аккумуляцией в четвертичное время, а также формы рельефа, фиксирующие сложные колебательные движения шельфа в четвертичный период.

Среди первых отметим прежде всего ряд подводных долин, многие из которых являются прямым продолжением фиордов. Особенно ярко выражена в рельефе долина, являющаяся продолжением Кольского фиорда; она протягивается далеко на север. Ледниково-аккумулятивные формы рельефа сильно изменены морской денудацией и потому не сохранились в пределах открытых пространств денудационных равнин мелководья и встречаются в пределах отдельных фиордов и губ.

Характерными формами рельефа денудационных равнин Мурманского мелководья являются подводные террасы и погруженные денудационные поверхности. Внутри фиордов и губ хорошо выражены подводные террасы и древние абразионные поверхности и на меньших глубинах. Интересно заметить, что на сходных глубинах известны подводные террасы в пределах Белого моря у побережья Кольского полуострова, как об этом можно судить на основании исследований Т.И. Горшковой [Горшкова, 1937].

Наличие подводных террас и соответствующих им по уровню денудационных поверхностей шельфа свидетельствует, что и прибрежные пространства шельфа испытали сложные колебательные движения, связанные со структурой и историей развития оледенения на Кольском полуострове. Связь рельефа прибрежной части шельфа не только ярко выражена в пределах Мурманского берега, но исследованиями О. Хольтедаля [Holtedahl, 1935] устанавливается для всего скандинавского шельфового пространства. При этом Хольтедаль считает вероятным третичный возраст линий разломов, определивших основные орографические особенности шельфа.

Но вероятным считается и проявление дислокации четвертичного времени. Таким образом, намеченная нами закономерность проявлений тектонических линий в рельефе шельфа и возможные тектонические движения по ним в четвертичное время не являются особенностью равнин шельфа в области, прилегающей к Мурманскому побережью, а характерны для всей северной окраины Фенно-Скандинавского кристаллического щита и связаны с особенностями его структуры и истории геологического развития [Holtedahl, 1933].

3. Область Каледонской и Варисцийской складчатости западной окраины баренцевоморского шельфа. В рассматриваемую нами область входят острова Свальбарда (Западный Шпицберген, Северо-Восточная Земля, о. Карла, о. Эдж, о. Баренца, о. Медвежий). В отношении своей геологической структуры данная область отличается значительной сложностью, в соответствии с чем находится и разнообразие морфологических типов береговой линии и прилегающих к ней участков шельфа.

Характерной особенностью островов Свальбарда является современное, сравнительно интенсивное оледенение только в восточной части островов Свальбарда (о. Баренца, о. Эдж), в западной современное оледенение менее интенсивно. Характер прибрежного рельефа довольно резко отличается для западного и восточного побережья Свальбарда. Западные берега дают нам пример сильно расчлененного фиордового побережья, причем непосредственно к береговой линии обычно прилегает неширокая полоса стрэндфлета. Только у северо-западных берегов стрэндфлет отсутствует и доминирующим морфологическим элементом береговой линии является клиф.

В западной половине Свальбарда фиордовые берега с прилегающей к ним полосой стрэндфлета далее внутрь страны сочетаются со средневысотным горным рельефом (альпийский рельеф арктической зовы), имеющим современное оледенение. Отдельные ледниковые языки непосредственно опускаются в фиордах к урезу воды, образуя ледниковые клифы. Другую картину сочетания береговой линии и прибрежного рельефа страны находим в восточной половине Западного Шпицбергена и на прилегающих к нему островах Баренца, Эдж, Надежды и Северо-Восточной Земли. Прежде всего, обращает на себя внимание малая расчлененность береговой линии как в пределах восточного побережья Западного Шпицбергена, так и прилегающих к нему упомянутых выше островов.

Важной морфологической чертой береговой линии здесь является преобладающее распространение крутого берегового клифа, который часто представляет ледниковый клиф спускающихся к морю ледниковых покровов и языков.

Прибрежные равнины типа стрэндфлет имеют крайне ограниченное распространение и занимают небольшие участки вблизи береговой линии. Доминирующими типами прибрежного рельефа здесь являются плато, причем мы можем выделить три основных типа прибрежных плато восточного Свальбарда:

1. Ледниковое плато с выступающими среди него формами альпийского рельефа, характерное для большей части прибрежной полосы восточного побережья Западного Шпицбергена.

2. Ледниковое плато типа ледниковой шапки с равномерно увеличивающимися вглубь страны высотами. Этот тип плато распространен на Северо-Восточной Земле и в восточной половине островов Баренца и Эдж.

3. Плато, образованное горизонтально залегающими осадочными породами мезозоя с базальтовыми покровами. Указанный тип плато распространен в западной части островов Баренца и Эдж, и к этому же типу должен быть отнесен прибрежный рельеф архипелага островов Карла. Для о. Медвежьего нужно отметить в береговой линии преобладающее значение клифа различной высоты, к которому в северной половине острова прилегает плоская абразионная равнина, а в юго-западной части - горный рельеф.

Благодаря систематическим гидрографическим исследованиям, рельеф шельфа у берегов Шпицбергена в настоящее время изучен довольно подробно, в особенности у его западных берегов, где в последние годы были выполнены норвежцами многочисленные эхолотовые промеры.

Остановимся на характеристике рельефа шельфа в области, прилегающей к Шпицбергену с запада. Природной границей этого участка шельфа является линия 250 м изобаты, от которой начинается резкое падение глубин и наблюдается крутой склон шельфа Баренцева моря к относительно глубоководной впадине Гренландского моря (максимальная глубина 3 600 м).

Таким образом, Шпицберген располагается у западной окраины баренцевоморского шельфа, на границе его с прилегающими с запада и севера глубоководными впадинами. Действительно, у северо-западных берегов Шпицбергена мы видим до 200 м изобаты довольно спокойный рельеф шельфа с рядом отдельных впадин, а далее идет крутой склон шельфа к глубинам впадины Полярного бассейна. Не входя в подробную характеристику рельефа шельфа у западных и северо-западных берегов Шпицбергена, отметим лишь наиболее важные черты его морфологии. Обращает на себя внимание наличие у западных берегов Шпицбергена ряда впадин с глубинами до 300 и более метров, которые располагаются закономерно. Так, ряд депрессий шельфа с глубинами до 250 м протягивается в направлении с запада на восток в проливе между западным Шпицбергеном и о. Форленд, другие депрессии шельфа имеют направление с севера на юг. Здесь перед нами налицо закономерность широтно-меридионального направления депрессий шельфа, безусловно связанная с таковой же закономерностью структурных линий (см. схему геологической структуры Шпицбергена). Вопроса связи рельефа шельфа с геологической структурой коснемся ниже, а сейчас отметим, что, насколько позволяют судить имеющиеся данные, сходная закономерность в направлении депрессий шельфа наблюдается и у северо-западных берегов Шпицбергена.

Рельеф шельфа у восточных берегов Шпицбергена, так же как и в области, прилегающей к восточным островам Свальбарда, довольно существенно отличается от такового у западных берегов Шпицбергена. В северной части рассматриваемого нами района шельфа, у берегов Северо-Восточной Земли, мелководные равнины шельфа с глубинами в 50-100 м занимают ограниченные площади в прибрежной зоне. Большая же часть шельфа здесь отличается сложным устройством рельефа и представляет сложное чередование впадин с глубинами до 300 м и возвышенностей с глубинами в 100-150 м. Принимая во внимание преобладающую ориентировку впадин и возвышенностей в системе широтно-меридионального направления едва ли приходится сомневаться в определяющем влиянии тектоники на рельеф шельфа в этой области. В то же время тектоническая природа основных крупных форм рельефа шельфа для нас вполне понятна, если учесть, что рассматриваемый нами район шельфа находится на границе области варисцийской складчатости Свальбарда и прилегающей с запада области устойчивой глыбы Земли Франца Иосифа.

Существенно отличный рельеф шельфа имеет место к югу от островов Карла, где восточные острова Свальбарда располагаются среди обширных мелководных равнин шельфа, объединяющихся под названием Шпицбергенской банки.

Шпицбергенская банка отличается малыми глубинами, не превышающими 100 м, только в южной части Стур-фиорда мы находим глубины до 150 м. Приведенные ниже продольный и поперечные профили Стур-фиорда (по Россолимо) дают представление о рельефе этой интересной части данного района. Наиболее характерной чертой геоморфологии мелководных раввин Шпицбергенской банки является наличие здесь серии погруженных под уровень моря террас; возможным является и нахождение аккумулятивно-ледниковых форм рельефа, фрагменты которых могли сохраниться при интенсивной морской денудации этих пространств шельфовых равнин.

Закончив краткий обзор основных особенностей морфологии берегов и шельфа области островов Свальбарда, обратимся к анализу тектонической природы этих морфологических форм и попытаемся установить закономерность их пространственного размещения в связи с тектонической природой рассматриваемой области. На пути этого анализа наше внимание прежде всего привлекает закономерность геологической структуры и тектоники островов Свальбарда, в основных своих чертах освещенная исследованием о. Хольтедаля [Holtedahl, 1925] еще в 1925 г. Для нас сейчас в этом исследовании наибольший интерес представляет установление структуры Шпицбергена. Не придерживаясь дробной схемы Хольтедаля, можно выделить следующие крупные зоны (следуя с запада на восток).

1. Зона древних отложений (свита Гекла-Хук). С ней связаны крупные береговые клифы, фиорды, впадины шельфа внутри фиордов и у берегов, обязанные своим происхождением тектоническим разломам. Исследования последних лет, в частности исследования Хольтедаля 1936 г. [Holtedahl, 1936] показывает, что наряду с определяющим значением для морфологии берегов и шельфа древних тектонических движений основное значение имели тектонические движения третичного времени. Так, названный автор связывает отмеченные нами впадины шельфа у западных берегов Шпицбергена со сбросами третичного возраста. В четвертичное время созданные на шельфе тектонические формы рельефа были моделированы деятельностью ледникового покрова и его отдельных языков. Отдельные подводные возвышенности на шельфе у западных берегов Шпицбергена тот же исследователь объясняет проявлением третичной складчатости. Если учесть наличие эпицентров землетрясений в этой же части шельфа, то весьма вероятным представляется наличие здесь тектонических движений и в четвертичное время, с которыми можно поставить в связь контрастность морфологических форм рельефа берегов и шельфа.

2. Эта зона захватывает среднюю часть западного Шпицбергена. При всей сложности геологической структуры в пределах данной зоны можно заметить одну важную черту, представляющую для нас выдающийся интерес. Это - наличие в данной зоне отдельных глыб, погруженных на разную глубину и перекрытых более молодыми осадками; погружение особенно значительно в южной части. К югу от Айс-фиррда, где находится широкое поле распространения третичных отложении на погруженной более древней складчатости, ряд сбросов широтного простирания подчеркивает указанное разделение на отдельные глыбы.

Для рассматриваемой зоны характерным является наличие глубоко вдающихся фиордов, которые ориентированы в соответствии с основными направлениями разломов в меридиональном и широтном направлении. К первым относятся Вуд-фиорд, Вейде-фиорд и Норд-фиорд, ко вторым - Айс-фиорд, Ван-Мейен-фиорд, Хорнзунд. И здесь перед нами вырисовывается та же закономерная связь фиордовых берегов с основными структурными линиями.

Так же как и для первой структурной зоны, имеются здесь указания на возможное проявление тектонических движений в четвертичное время. Об этом свидетельствуют четвертичные вулканы, известные в северной части Западного Шпицбергена, и нахождение вечной мерзлоты на дне фиордов, говорящее о возможных опусканиях в последние моменты четвертичного времени. Наконец, интересные данные о погружениях береговой линии фиордов Западного Шпицбергена в историческое время приводит Фогт [Vogt, 1932]. Он указывает, что построенные голландцами 300 лет назад печи для выварки китового жира в настоящее время оказались погруженными на значительную глубину.

Представляется очевидным, что выработка топографии фиордов и связанных с ними форм берегов хотя и была в основном обязана действию ледниковой эрозии, но протекала своеобразно в условиях проявления тектонических движений, не закончившихся и в настоящее время.

Таким образом, и пример фиордов Шпицбергена говорит нам о самой тесной связи морфологии берегов со структурой страны и историей развития этой структуры.

3. Третья зона включает восточную часть Западного Шпицбергена и прилегающие к нему с востока и северо-востока острова.

Эта область в тектоническом отношении является переходной к платформе Баренцева моря, с одной стороны, и стабильной глыбе Земли Франца Иосифа, - с другой. Варисцийский складчатый фундамент погружен в этой области на некоторую глубину и перекрыт сравнительно спокойно залегающими мезозойскими отложениями. Есть еще один момент из истории географического развития данной области в геологическом прошлом, который представляет для нас интерес. В течение мезозойского времени данная область проявляла себя как платформа с характерными для нее циклами седиментации, а область Северо-Восточной Земли и окружающие ее пространства шельфа часто выделялись среди мезозойских морей в виде суши. Складчатые дислокации, активно развивающиеся в западной части Шпицбергена, в третичное время здесь не проявились; в данной области устойчивой платформы проявлялись лишь разломы, сопровождающиеся вулканизмом. В связи с этими особенностями истории географического развития понятен и современный рельеф - преобладание плато с вулканическими (базальтовыми) покровами, которые круто обрываются береговыми уступами к морю. Различна была по сравнению с предыдущими зонами также и история развития рельефа данной зоны в четвертичное время. Сложные тектонические движения здесь сменялись спокойными колебательными движениями; отсюда как следствие, - отсутствие глубокой ледниковой эрозии, которую сменяла мощная плоскостная денудация. В последние моменты четвертичной истории эти колебательные движения нашли свое отражение в сложных движениях шельфа, фиксированных серией подводных террас.

Современную малую расчлененность береговой линии в пределах данной зоны наряду с указанными историческими факторами надо ставить в связь и с современным оледенением. Ледниковые покровы, спускающиеся к берегам, покрывая прибрежный рельеф, предохраняют его от действия моря, хотя сами и производят известную работу по моделировке берегового склока. В изменяющихся физико-географических условиях, в связи с отмиранием ледников и ледниковых покровов, мы вправе ожидать увеличения абразионной деятельности моря в расчленении береговой линии данной зоны Свальбарда.

4. Область устойчивой глыбы Земли Франца Иосифа. Природной границей устойчивой глыбы Земли Франца Иосифа на западе является депрессия шельфа Франц-Виктория, которую, следуя Альману, можно считать за тектоническую впадину, отделяющую устойчивую глыбу Земли Франца Иосифа от «континентального блока» Свальбарда. Северная и восточная граница рассматриваемой области так же хорошо выражены, совпадая на севере со склонами континентального шельфа к впадине Полярного бассейна в пределах моря Виктории. На востоке устойчивая глыба Земли Франца Иосифа природно ограничивается желобом Полярного бассейна, имеющим более 500 м глубины. Менее ясна южная граница, что и понятно, принимая во внимание переход от рассматриваемой области к платформе центральной части Баренцева моря.

Доминирующими типами подводного рельефа в пределах Земли Франца Иосифа являются мелководные равнины шельфа с глубинами до 100 м, о рельефе которых нам известно очень мало. Во всяком случае мелководные равнины шельфа являются пьедесталом, среди которых возвышаются острова архипелага. Пространства мелководных равнин шельфа сложно сочетаются в пределах архипелага с отдельными впадинами и депрессиями, имеющими глубину в 300-500 м. Они оказываются приуроченными главным образом к проливам. Для некоторых из этих депрессий шельфа характерно наличие профиля типичной троговой долины, так что едва ли приходится сомневаться в том, что здесь перед нами погруженные под уровень моря фиорды. В то же время имеется указание Т. Спижарского на связь образования указанных депрессий шельфа с радиальными дислокациями четвертичного времени.

В непосредственную связь с этими же радиальными дислокациями четвертичного времени нужно поставить современную группировку островов архипелага по двум преобладающим направлениям, широтному и меридиональному, что находится в связи с направлением основных структурных линий. Преобладающим типом рельефа островов является ледниковое плато с отдельными нунатаками, располагающееся на высоте от 200 до 400 м. Основными морфологическими типами береговой линии в пределах Земли Франца Иосифа являются отвесные клифы, в одних случаях с прилегающим штрандом, а в других - без штрандов. Сравнительно ограниченное распространение получают низменные и низкие берега, которые являются связанными с стрэндфлетом, или представляют площади молодых аккумулятивных образований в береговой области моря. В связи с современным интенсивным оледенением (от льда свободно 9% поверхности архипелага), должна быть поставлена в связь крайне слабая расчлененность береговой линии, которая на большом своем протяжении погребена под современным ледниковым покровом и отдельными его языками (подробности см. в статье [Панов, 1937]).

На примере Земли Франца Иосифа ярко видна связь морфологии берегов с тектоникой и историей географического развития данной области в геологическом прошлом. Эта область устойчивой глыбы имела континентальный режим вплоть до среднеюрского времени. Позднее она была захвачена водами мелководных морей, которые уже в начале мелового времени снова сменились континентальным режимом с сопутствующим ему вулканизмом. Эта типичная для стабильных глыб земной коры история географического развития последовательно развивалась и позднее, и мощное поднятие третичного времени сменилось в четвертичное время разломами. По тектоническим линиям особенно активно действовала ледниковая эрозия, создавшая ряд фиордов; они при последующем горстообразном поднятии отдельных частей раздробленной устойчивой глыбы оказались погруженными под уровень моря. Благодаря наличию мерзлоты и консервирующему от воздействий моря влиянию современного оледенения, тектонические формы берегов Земли Франца Иосифа продолжают сохраняться в мало измененном виде, представляя собой яркий пример связи морфологии берегов с историей развития и структурой страны.

5. Восточная зона варисцийской складчатости. В нашем знакомстве с морфологией берегов Баренцева моря мы подошли к последней структурной области - Восточной зоне варисцийской складчатости, в состав которой входит островная дуга Новой Земли и остров Вайгач с прилегающим к ним пространством шельфа. Береговая линия рассматриваемой структурной области в морфологическом отношении довольно однообразна. Преобладающим типом берегов являются гляциально-бухтовые берега, только в средней части Новой Земли получают развитие фиордовые берега. Отличительной особенностью фиордов Новой Земли по сравнению с фиордами других полярных земель, в первую очередь по сравнению с фиордами Свальбарда, является их мелководность.

Обращает на себя внимание тесная зависимость распространения фиордовых берегов от геологической структуры Новой Земли: область распространения фиордов в средней части Новой Земли совпадает с относительно приподнятой глыбой Новой Земли (см. [Панов, 1938]). Поэтому представляется вполне очевидным, что именно в этой структурной области Новой Земли в третичное время произошли наиболее значительные и многочисленные разломы, которыми была определена сеть тектонических долин, и которые уже позднее, в четвертичное время, были обработаны ледниковыми языками и превращены в фиорды. Не вдаваясь в детали сравнительной характеристики фиордов Новой Земли и Свальбарда, что, по мнению автора, должно послужить темой для специальной статьи, мне все же хотелось заметить, что наблюдаемое нами различие в морфологии фиордов обеих полярных земель определяется различием их структуры и истории развития в четвертичное время. Остров Свальбард с его дробным расчленением на отдельные глыбы, с ярким проявлением третичной складчатости и радиальных дислокаций не только в пределах острова, но и прилегающего шельфа, имел по сравнению с Новой Землей более благоприятные условия для энергичных эпейрогенических движений и сопутствующей им активной ледниковой эрозии в четвертичное время. Указанная активизация процессов и тектонических, и эрозионных должна быть поставлена в связь с положением Свальбарда на западной окраине баренцевоморского шельфа, на границе его с подвижной впадиной Скандии (Гренландского моря).

Новая Земля отличалась также большей стабильностью тектонических условий и проявления ледниковой эрозии, что и нашло свое отражение в указанном различии морфологии фиордов Новой Земли и западного Свальбарда. Что касается соотношения береговой линии с прибрежным рельефом, то в условиях Новой Земли это соотношение довольно просто и выдерживается однообразно на большом протяжении острова. Обычно мы видим, что гляциально-бухтовые берега сочетаются с широкой полосой стрэндфлета, который в пределах острова Вайгач занимает всю площадь внутренних пространств острова.

Широкое развитие в прибрежной части Новой Земли, в особенности на западном побережье, стрэндфлета, также не является случайным и находит свое объяснение в особенностях геологической структуры.

В западной, прибрежной части Новой Земли протягивается зона средне- и верхнепалеозойских отложений, обычно мало метаморфизованных по сравнению с зонами отложений, располагающимися ближе к оси острова (см. схему геологического строения Новой Земли). Поэтому естественно, что именно здесь создавались более благоприятные условия для формирования поверхностей стрэндфлета. В северо-восточной части острова к береговой линии часто спускаются ледниковые языки, которые образуют ледниковые клифы, а прибрежный рельеф в соответствии с этим представляет горную страну, расчлененную ледниковыми языками, а в других случаях - наклонную ледниковую равнину. Фиорды в пределах средней части Новой Земли оказываются врезанными в поверхность плато, которое обычно сильно изменено процессами ледниковой эрозии и часто представляется как область средневысотных гор, с характерным верхним уровнем ледникового пенеплена. Только в отдельных частях Новой Земли, особенно на восточном ее побережье, встречаются участки слаборасчлененной поверхности плато.

Шельфовое пространство островного шельфа Новой Земли на юге сливается незаметно с мелководными раввинами шельфа Печорского района, на западе ограничивается 200 м изобатой, а на севере непосредственно граничит с относительно глубоководным желобом полярного бассейна.

Подводный рельеф, насколько мы его знаем, в настоящее время отличается сравнительной сложностью. 50 и 100 м изобаты повторяют характерные изгибы береговой линии, вдаваясь отдельными языками в наиболее крупные фиорды.

Среди поверхности островного шельфа Новой Земли выделяется ряд погруженных береговых линий, располагающихся на нескольких уровнях, в том числе на глубинах 100, 135 и 150 м. Наиболее крупными морфологическими элементами Новоземельского шельфа являются подводные плато Гусиной банки и возвышенности Горбовых островов.

Подводное плато Гусиной байки располагается на небольших глубинах и отличается сложно расчлененным рельефом дна; по своему генезису - это поверхность, созданная морской денудацией. Подводное плато Горбовых островов также имеет глубины менее 100 м и по своему происхождению видимо сходно с Гусиной банкой. Вопрос связи морфологии шельфа Новой Земли с геологической структурой и тектоникой в настоящее время представляется не вполне ясным.

Автор видит в островном шельфе Новой Земли погруженную окраину Новоземельской складчатой зоны (см. [Панов, 1938]). Если это предположение справедливо, то в таком случае основное значение в строении Новоземельского шельфа будут иметь осадки верхнего палеозоя и - возможно - отложения раннего мезозоя. Еще очень малая современная изученность рельефа шельфа Новой Земли наряду с далеко недостаточной по своей детальности изученностью тектонических условий (в особенности деталей) самого острова не дает нам возможности связывать особенности морфологии шельфа со структурой и тектоникой острова. Поэтому в данном вопросе мы вынуждены ограничиться сделанными общими замечаниями.

Мы выше уже видели, что особенности развития фиордов Новой Земли определялись условиями сравнительной стабильности Новоземельской складчатости в третичное и четвертичное время. Очевидно этой относительной стабильностью в сочетании с особенностями геологической структуры, выражающимися в зональном расположении отдельных возрастных комплексов отложений, определилась и история формирования берегов. Резкое преобладание гляциально-бухтовых берегов, их сочетание со своеобразным типом фиордов является характерной чертой береговой линии Новой Земли.

Представляется очевидным, что выработка гляциально-бухтовых берегов, врезанных в поверхность стрэндфлета, могла произойти при сложных колебаниях в положении базиса эрозии, то есть эпейрогеническое поднятие Новой Земли должно было идти в последние моменты четвертичного времени активно.

Действительно, наличие ряда древних береговых линий на поверхности стрэндфлета свидетельствует о том, что выработка этой обширной поверхности морской денудацией происходила в условиях эпейрогенических движений Новой Земли, хотя поверхность стрэндфлета была намечена еще в третичное время (см. [Панов, 1937], стр. 88). В последние моменты четвертичного времени эпейрогеническое движение Новой Земли активизировалось, благодаря чему остров стал в виде горстообразных глыб подниматься, а прилегающие к нему пространства шельфа испытывали погружение и выравнивание под действием морской денудации. Таким образом мы приходим к выводу, что формирование береговой линии Новой Земли относится к последним моментам четвертичной истории и вообще происходило в относительно сложных условиях положения базиса эрозии, при прогрессивном поднятии острова; последнее было связано с положением Новой Земли на рубеже платформы Баренцева и Карского моря.

В соответствии с современным поднятием острова происходит создание аккумулятивных прибрежных образований, которые фиксируют новый этап в истории развития берегов, связанный не только с современными физико-географическими условиями, но и с современной тектонической жизнью моря и окружающих его стран.

Приведенные данные о связи берегов и истории их развития с геологической структурой дают яркое представление о сложности развития береговых форм в условиях различных геологических структур. Однако из приведенных фактов хотелось бы сделать еще один вывод.

В практику наших геоморфологических исследований берегов морей прочно вошло формальное отношение к геологической структуре береговой линии. Считая береговые формы продуктом современной физико-географической обстановки моря, вопросу динамики берегов во времени, в связи с динамикой и историей развития прилегающих структурных областей, обычно не уделяется достаточного внимания. Следствием этого является известное увлечение процессами современной динамики берегов и прилегающей части морского дна за счет вопросов истории их развития в прошлом.

Поэтому и в имеющейся литературе подавляющее большинство работ трактует современную морфологию и динамику береговых форм, игнорируя часто историю их развития в связи с особенностями развития геологических структурных областей прилегающей суши. Понятно, что такого рода подход является односторонним и не включает всего комплекса факторов, определяющих динамику берегов, не отражает исторической перспективы и закономерностей их развития. Классические работы Девиса внесли в географию, в том числе и в геоморфологию, учение о географических циклах, понятие о стадиях в развитии рельефа. Сейчас эти принципиальные положения мы должны расширить и углубить, охватывая географические циклы и развитие форм земной поверхности в глубокой их связи с развитием структурных областей земной коры, в широком охвате геологической перспективы. Если мы пойдем по этому пути, перед нами откроются новые широкие горизонты научного творчества, новые закономерности станут рисоваться перед нами, и, казалось бы, установившиеся и ясные формы развития берегов и морских бассейнов получат новый смысл, новое освещение.

Автор надеется, что, на примере данных, приведенных в настоящей статье, он привлечет внимание к решению ряда вопросов в новой их связи, новой перспективе, что сейчас является особенно важным и своевременным, учитывая новые запросы, вызываемые ростом освоения берегов наших многочисленных морей.

ЛИТЕРАТУРА

1. Алферов Б.А. Геологическое исследование в районе Костина Шара. Труды Арктического института, т. XXVI, 1935.

2. Болдырев А.К. Петрография Восточного Мурмана. Записки Академии наук СССР, т. XXI, № 8, 1913.

3. Бубнов С. Геология Европы, т. II, ч. 1. Каледониды и Варисциды. Л., 1935.

4. Вебер В. Из экспедиции «Ермака» в 1901 г. Зап. Минералогич. Общества, ч. XLVI, в. 2, 1903.

5. Влодавец В.И. К петрографии острова Гукера. Труды Арктического института, т. XIII, 1934.

6. Геологические исследования на Новой Земле. Труды ВНИРО, т. I, 1935.

7. Горбацкий Г.В. Постплиоценовые отложения и рельеф юго-восточного побережья п-ова Канина. Изв. Геогр. о-ва, т. XIV, в. 6, 1932.

8. Горбацкий Г.В. О характере береговой линии в районе мыса Желания. Арктика, книга 2, 1934.

9. Горбацкий Г.В. Геоморфологический очерк западной части северного острова Новой Земли между губой Мелкой и губой Северной Сульменевой. Труды Арктич. инст. т. XVI, 1934.

10. Горбацкий Г.В. Геология Нижне-Печорского района. Труды Арктического института, т. XV, 1935.

11. Горшкова Т.И. Осадки Белого моря. Изд. ВНИРО, 1937.

12. Гревингк К.И. Путешествие по полуострову Канин. Изд. Академии наук СССР, 1891.

13. Григорьев А.А. Геология и рельеф Большеземельской тундры и связанные с ними проблемы. Труды Северной научно-промысловой экспедиции, вып. 22, 1924.

14. Григорьев А.А. Материалы к физической географии северо-восточной части Кольского п-ва. Изд. Акад. наук СССР, 1932.

15. Григорьев А.А. В потеках закономерностей морфологической структуры земного шара. Пробл. физич. геогр., II, 1935.

16. Гуль А. Остров Шпицберген. Месторождения и разработка каменного угля, 1934.

17. Едемский М.Б. Канинская геологическая экспедиция Института по изучению Севера и Академии наук СССР в 1930 г. Труды Арктического института, т. XII, 1933.

18. Ермолаев М.М. Отчет о работе береговой геологической партии Чешской экспедиции 1926 г. Труды Инст. по изучению Севера, в. 43, 1929.

19. Ермолаев М.М. Заметки по стратиграфии палеозоя северной части Новой Земли. Труды Арктич. инст., т. XXVIII, 1935.

20. Ермолаев М.М. Геология Новой Земли, в. 2. Стратиграфия и палеография. Труды Арктического института, т. LXI, 1936.

21. Зенкович В.П. Наблюдения над морской абразией и физическим выветриванием на Мурманском берегу. Учен. зап. МГУ, т. XVI (Берега, т. I), 1937.

22. Иванов И.М., Сопин И.А. Остров Колгуев. Землеведение, т. 35, в. 1, 1933.

23. Известия Академии наук СССР. Геофизика и география, 3-4, 1937.

24. Иорданский Н.Н. Следы мезозойской вулканической деятельности на Пай-Хое. Материалы ЦНИГРИ, в. 1, 1933.

25. Кленова М.В., Обручев С. Геологические исследования Морского научного института на Новой Земле в 1925-1927 гг. Труды Морского научного института, т. IV, в. 1, М., 1930.

26. Кленова М.В. Происхождение рельефа дна Баренцева моря. Природа, ч. 2, 1933.

27. Кругловский М. Некоторые данные по геологии северного острова Новой Земли. Материалы для геологии России, т. XXVI, в. 1, 1918.

28. Кузнецов Е. Геологические исследования Пай-Хоя. Журнал хоз. Севера, № 10, 1930.

29. Кулик Н. Отчет о работах на Югорском полуострове в 1914 г. Тр. Геологич. музея Акад. наук СССР, т. III, в. 3, 1922.

30. Куплетский Б.М. Петрография Кольского полуострова. Изд. Акад. наук СССР, 1932.

31. Лаврова М.А. К геологии губы Черной на Новой Земле. Труды Геологического института Академии наук СССР, т. I, 1931.

32. Лаврова М.А., Земляков Е. Геологический очерк центральной зоны северного острова Новой Земли по долине Русанова. Труды Геологич. инст. Акад. наук, т. I, 1932.

33. Ливеровский Ю.А. Геоморфология и четвертичные отложения северных частей Печорского бассейна. Труды Геоморфологического института Академии наук СССР, вып. 7, 1933.

34. Лупанова Н. Геолого-петрографические наблюдения на Мурманском побережье. Труды Арктич. инст., 15, 1935.

35. Мутафи Н.Н. Геоморфологический очерк западного побережья Новой Земли от Маточкина Шара до залива Крестового. Труды Арктич. инст., т. LVII, 1936.

36. Нансен Ф. Шпицберген. Собр. соч. под ред. В.Ю. Визе, т. IV, Л., 1938.

37. Новосильцев А. Большеземельская тундра и Ледовитый океан. Записки по гидрографии, 28, 1907.

38. Обручев С. Геологический очерк восточного побережья Шпицбергена между заливами Уэйль-бай и Агард-бай. Труды Плов. Морок. науч. инст., т. IV, в. 3, 1927.

39. Панов Д.Г. Некоторые данные по геологии гор Литке и Ложкина в губе Серебрянка на Новой Земле, Изв. Гос. геогр. общ., т. LXVI, в. 5, 1934.

40. Панов Д.Г. Физико-географический очерк Восточного Мурмана, 1936. (Рукопись, Институт географии Академии наук СССР).

41. Панов Д.Г. Геоморфологический очерк полярных уралид и западной части полярного шельфа. Труды Инст. география Акад. наук СССР, т. XXVI, 1937.

42. Панов Д.Г. Геоморфологический обзор побережий Баренцева моря. Изв. Гос. геогр. о-ва, 6, 1937.

43. Панов Д.Г. Новая Земля. Физико-географическое описание. (Рукопись, 1937-38 г.).

44. Панов Д.Г. Геоморфологический очерк берегов полярных морей СССР. Ученые записки МГУ, т. XIX (Берега, II), 1938.

45. Панов Д.Г. Ландшафты Новой Земли. Природа, 10, 1938.

46. Полканов А.А. Геологический очерк Кольского полуострова. Труды Арктич. инст., 53, 1936.

47. Полканов А.А. Гиперборейская формация п-ва Рыбачьего и о. Кильдин. Проблемы советской геологии, 6, 1934.

48. Пустовалов И.Ф. Геологический очерк западного побережья Новой Земли от Русской Гавани до залива Иностранцева. Труды Арктич. инст., т. XXXVIII, 1936.

49. Райко и Линден. О землетрясении в Баффиновом заливе и распределении сейсмических очагов в Арктике. Труды Сейсмолог, инст. Акад. наук, т. LXI, 1935.

50. Рихтер Г.Д. Орографические районы Кольского полуострова. Труды Инст. физ. Геогр. Акад. наук СССР, т. XIX, 1936.

51. Спижарский Т.Н. Геологический очерк Земли Франца Иосифа и острова Виктории. Труды Арктич. инст., LXXXVII, ч. 1, 1937.

52. Тетяев М.М. Геотектоника СССР, 1938.

53. Толмачев А.И. Флористические результаты Колгуевской экспедиции Инст. по изучению Севера в 1925 г. Труды Полярной ком. Акад. наук СССР, в. 2, 1930.

54. Чернышев Ф.Н. О геологическом строении Канинского хребта. Приложение к т. LXVII Записок Академии наук СССР, 11, 1891.

55. Чернышев Ф.Н. Новоземельская экспедиция 1895 г. Известия Географического общества, т. XXXII, в. 1, 1896.

56. Чернышев Ф.Н. Новые данные по геологии Большеземельской тундры. Изв. Акад. наук СССР, 1907.

57. Чернышев Ф.Н. Орографический очерк Тимана. Труды Геол. ком., т. XII, 1915.

58. Шейко Г.П. Индигская геологическая экспедиция по изучению Севера. Бюллетень Арктического института, № 5, 1931.

59. De Geer G. On the Physiographical Evolution of Spitzbergen. Geoerr. Annaler, № 2, 1919.

60. Fiandt. Fdskerhalvons och Kildin Geologi Fennia, 32, 1917.

61. Frebold Н. Verbr-eitung u. Ausbiidung d. Mezosoicum in Spitzbergen. Skr. cm Svalbard og ischavet, № 31, 1930.

62. Frebоld H. Geologae v. Spitzbergen, d. Bäreninsel, d. König Karl und Franz Joseph Landes geol. d. Erde, 1935.

63. Gronlie G. Contributions on the Quarternary Geology of Novaya Zemlya. Rep. Sc. Res. Norw. N.Z. Exp., 1921, № 21, Oslo, 1924.

64. Holtedahl O. Bidrag til Finmarkens Geologi. Norg. geol. unders., 84, Oslo. 1918.

65. Holtedahl О. Rock formations of Nowaya Zemiya, Rep. Sc. Res. Norv. N. z. Exp, 1921, № 22. Oslo, 1924.

66. Holtedahl O. Some paints of Structural Resemblance between Spitzbergen and great Britain, and between Europe and Nord America. Handl. Norsk Vid. Akad., № 4, Oslo, 1925.

67. Holtedahl O. Eine Unterseeische Dislokations Linien ausserhalb der Nonvegischen Küste. Zest. ges. Erdk., Berlin, 5-6, 1933.

68. Holtedahl О. Den Norske Landmasse Begrensing Mat. Ha vet. Norsk Geogr. Tiddsk., V.H. 3, № 4, 1935.

69. Holtedahl O. On Faults Lines indicated by the Submarine relief the Shelf area West of Spitzbeirgen. Norsk geogr. Tiddsk. B. VI, № 4, 1936.

70. Hоrn G. and Оrvin A. Geology of Bear island, Skrift. om Svalb, og ishav. № 15, Oslo, 1928.

71. Horn G. Franz Joseph Land. Skrift. om Svalbard og ishav., 29, Oslo, 1930.

72. Horn G. Some geological Results of the Norwegian Expedition to Franz Joseph Land, 1930. Norsk. Geol. Tiddskr, B. XI, h 3-4 1932 (482-89.)

73 Кettlitz. Observations on the geology of Franz Joseph Land. Quart. Journ. Geol. Soc, Vol. 54, London, 1898.

74. Knothe H. Spitsbergen. Erg. Haft. Pet. Mitt., № 211, 1931.

75. Kulling O. The Hecla-Hoock Formation Sound Hinlopen Strait. Georg. Annal. H. 4, 1934.

76. Nansen F. A geological Sketch of Cape Flora. Norv. N.P. Exp. 1893-1896. vol. VI, 1900.

77. Nathorst A. Beitrage zur Geologie d. Bäreninsel, Spitzbergen und d. König-Karl Landes. Bull. geo). Inst. Upsala, 10, 1910.

78. Nordenskjold O. Die Nordatlaotische Polarinseln. Hand. Reg. Geol. B. IV, 1921.

79. Ramsay. W. Beitrage zur Geologie der Halbinsel Kanin. Fennia, 31, № 4, 1911.

80. Skrifter om Svalbard og ishavet, № 17, Oslo, 1928.

81. Vоgt. Landefs Senking i hitigen pa Spitzbergen og ost gronland Norsk, geol. Tiddsk, XII, 1932.

82. Wiegman С. Zur Kennitnis d. tektonischen Beziechungen metalogemischen Provinzien lin d. Nordlicher Fennosoandia. Zeit. f. Prakt. Geol., 37, 1929.

Ссылка на статью: 

Панов Д.Г. Геологическая структура Баренцева моря в связи с морфологией его берегов. Ученые записки МГУ. Сер. география, выпуск 48, 1940, с. 75-112.