Исследованиями последнего десятилетия выяснено, что западная половина арктического шельфа Евразии подвергалась в плейстоцене неоднократным покровным оледенениям, в ходе которых обширные лопасти арктического льда вторгались на низменности севера и северо-востока Европейской части СССР. В части, касающейся истории последнего (поздневалдайского) оледенения, выявлено две группы существенных фактов.

Во-первых, по свежим ледниковым шрамам и положению подводных морен установлено, что льды последнего оледенения покрывали всю северную и западную части Баренцева континентального шельфа и двигались от внутренней области шельфа к его периферии, а по высотам и возрасту морских террас доказано, что земная кора шельфа участвует в послеледниковом изостатическом поднятии, пространственно-временные характеристики которого указывают на поздневалдайский возраст оледенения, вызвавшего эти деформации коры.

Во-вторых, по простиранию и возрасту поясов краевых ледниковых образований северной окраины Русской равнины, по морфологии и строению ледниковых форм выяснено, что в поздневалдайское время на эту территорию распространялся край материкового ледникового покрова, основная масса которого лежала севернее, на площади Баренцева моря.

Эти две группы фактов получены в результате исследований шельфа (М.Г. Гросвальд) и северо-востока Европейской части СССР (А.С. Лавров и Л.М. Потапенко), осуществленных независимо друг от друга, разными организациями и с применением разных методик. Тем не менее, результаты обоих идеально согласуются и, будучи суммированы, доказывают, что во второй половине позднего плейстоцена на месте современного Баренцева моря существовал ледниковый покров материкового типа, центр которого располагался над серединой шельфа, а южный край доходил до среднего течения Северной Двины, устья Вашки в бассейне Мезени и устья Ижмы в бассейне Печоры.

Однако некоторые вопросы истории этого ледникового покрова - Баренцева ледникового щита - до последнего времени оставались нерешенными. В частности, была неизвестна хронология дегляциации шельфа, неясен её конкретный механизм, не выяснено соотношение этапов распада ледникового щита (хронологическое и генетическое) с поздне- и послеледниковыми колебаниями ледников северной Европы, Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа.

Пояса валдайских краевых образований северо-востока Русской равнины

На основании геолого-геоморфологических характеристик краевых ледниковых форм и сопряженных с ними террас прогляциальных озер, полученных в результате работ предшественников и новой аэрогеологической съёмки бассейнов Печоры, Мезени и Вычегды, А.С. Лавров [1973] выделил на северо-востоке Русской равнины несколько конечно-моренных поясов, сформированных на различных этапах развития баренцевоморской части Европейского ледникового покрова. К эпохе последнего оледенения он сейчас относит пять поясов, для которых им предложены местные названия стадий «валса», «сюрзи», «косма», «мархида» и «вельт» (в порядке убывания площади оледенения). Как видно на рис. 1, границы стадии валса оконтуривают несколько ледниковых лопастей, продвигавшихся вперед от рубежа стадии сюрзи. Эти лопасти реконструированы по слабо развитым формам моренной аккумуляции, друмлинизированным и желобчатым поверхностям («флютингу»). По всей вероятности, они представляют собой следы локальных сёрджей, происходивших в результате взаимодействия ледникового края и глубоких, прогляциальных озер.

Для целей настоящей работы наибольшее значение имеют данные о трех поясах конечно-моренных образований - поясе сюрзи и двух наиболее молодых поясах мархида и вельт.

Краевые образования стадии сюрзи еще недавно считались ранневалдайскими (калининскими). Однако новые данные о возрасте сопряженных с ними озерных террас, а главное - радиоуглеродные датировки отложений, подстилающих морену сюрзи в долине Печоры, заставили пересмотреть этот возраст в сторону его омоложения. Так, пять радиоуглеродных датировок, которые были получены по торфу, включенному в подморенные пески обнажения Вастьянский Конь (см. рис.1), дали абсолютный возраст от 24 800 до 29 500 лет [Гольберт и др., 1973]. Эти возрастные определения были подтверждены результатами датирования по C¹⁴ других образцов торфа, отобранных Х.А. Арслановым и А.С. Лавровым из-под морены стадии сюрзи на р. Шапкиной в языковом бассейне Печорской лопасти.

Конечные морены мархида и вельт особенно важны для выяснения палеогеографии и хронологии завершающих этапов деградации последнего ледникового покрова севера Русской равнины. Изучение их геоморфологии и картирование, проведенное А.С. Лавровым, прежде всего показало, что эти пояса непараллельны и в разных частях побережья пользуются неодинаковым развитием. Краевой рельеф пояса мархида лучше выражен в восточной части района, моренный пояс вельт, наоборот, хорошо представлен лишь на западе: восточнее устья Печоры он, по-видимому, отсутствует, в центре лежит внутри пояса мархида, а к западу от осевого меридиана Чёшской губы выдвигается на передний план.

В плане оба пояса имеют типично выраженную лопастную структуру. Пояс мархида образует три крупных лопасти, две из которых, Большеземельская и Малоземельская, находятся на востоке района и одна - Варшская - в его центре, на берегу Чёшской губы. Пояс вельт имеет одну лопасть в центре (вторую Варшскую) и одну на западе - Кулойскую, достигающую длины 150 км. Лопасти имеют фестончатый край, указывающий на существование ледниковых языков второго порядка.

Особенности планового положения моренных поясов мархида и вельт свидетельствуют о многом. Их значительная протяженность по широте говорит о связи морен с краем ледникового покрова материкового типа, который располагался севернее, на континентальном шельфе. Лопастной рисунок поясов указывает на то, что они сформировались в результате ледниковых наступаний. Отсутствие параллельности поясов наводит на мысль, что эти наступания происходили из разных центров. Рельеф обоих конечно-моренных поясов, особенно пояса мархида, имеет типично напорный характер. В поперечном профиле они представляют собой асимметричные валы шириной в 2-3 км и высотой до 50-70 м, и имеют микрорельеф небольших параллельных гряд, разделенных западинами и ложбинами.

О строении и абсолютном возрасте морены мархида мы судим по данным изучения двух обнажений в долине р. Печоры, из которых одно, лежащие у дер. Мархида, было впервые обнаружено и опробовано А.С. Лавровым в 1972 г., а второе, расположенное на 15 км севернее (разрез «Вастьянский Конь»), известно давно и посещалось многими исследователями. В обнажении у дер. Мархида (рис.2) выходят светло-серые континентальные (аллювиальные или дельтовые) пески, видимая мощность которых составляет 10-11 м; аналогичные пески Вастьянского Коня имеют мощность до 50 м [Гольберт и др., 1973]. В обнажении Вастьянский Конь песчаная толща интенсивно дислоцирована - разбита на систему крупных блоков-чешуй и смята в большую пологую антиклиналь. Эти дислокации могут быть объяснены только динамическим воздействием древнего ледника. По мнению А.С. Лаврова, образование системы надвинутых блоков произошло в стадию сюрзи-валса, а изгибание слоев в антиклинальную складку было связано с давлением ледника при формировании напорных валов пояса мархида.

В обоих обнажениях пески перекрыты толщей темно-серых валунных суглинков, которые имеют все структурные и текстурные признаки, свойственные типичной морене. У Мархиды мощность этой морены составляет 10 м, а в Вастьянском Коне она колеблется от 0,7 до 20 м.

Выше серой морены в обнажении у Мархиды залегают бурые суглинки с большим количеством неравномерно распределенного крупнообломочного материала. Они обладают субвертикальной остроугольно-пластинчатой отдельностью и включают, помимо валунов, гнезда песка, представляющие собой мелкие отторженцы нижележащей песчаной толщи. Именно эти суглинки непосредственно слагают холмы и гряды моренного пояса мархида; их мощность составляет 5-8 м.

Между бурыми суглинками и серой мореной залегают тонкозернистые пески и алевриты (см.рис.2). Подошва бурых суглинков имеет форму очень четкой горизонтальной поверхности, осложненной «затяжками» тонких линз подстилающих отложений; вблизи контакта последние смяты в мелкие дисгармоничные складки и нарушены многочисленными микросбросами. Таким образом, текстуры приконтактовой зоны обладают рядом особенностей, характерных для контактов экзарационного происхождения.

Состав и текстуры бурых суглинков, холмисто-грядовый рельеф их поверхности принадлежность холмов и гряд к системе лопастей краевого ледникового пояса, экзарационный характер нижнего контакта и некоторые другие признаки позволяют уверенно заключить, что эти отложения представляют собой настоящую морену. С другой стороны, размеры холма, рассеченного мархидским обнажением, его форма и соотношение с элементами окружающего рельефа, а также сохранность чешуйчатых текстур, приконтактных «затяжек» и мелких складок свидетельствуют о том, что эта морена не подвергалась переотложению и находится в первичном залегании.

Морена мархида имеет очень молодой возраст. На это указывает и отмеченный выше факт её расположения внутри площади последнего оледенения севера Русской равнины, и прямое налегание на серую морену максимальной стадии последнего оледенения, и крайняя свежесть холмисто-грядового рельефа, созданного её аккумуляцией. С большей точностью возраст мархидской морены определен по C¹⁴. Из ситуации, представленной на рис. 2, следует, что этот возраст должен лежать в интервале между самыми «молодыми» датировками, полученными для линзы подстилающих отложений, и самыми «старыми» датировками, полученными для перекрывающего морену торфяника. Подстилающие отложения - пески и алевриты невыясненного генезиса - включают тонкий (10-50 см), но выдержанный на расстоянии около 100 м слой оторфованного песка с еще более тонкой (1-5 см) прослойкой торфа, мхов и обломков веток с отдельными более крупными кусками древесины. Судя по результатам палинологического анализа, выполненного Г.Я. Зайцевой [Арсланов и др., 1975], прослойка торфа формировалась в относительно теплых климатических условиях, когда растительность была близка к современной (лесотундра).

Торф и древесина были дважды датированы. В 1972 г., по образцам, взятым А.С. Лавровым и Л.М. Потапенко, их абсолютный возраст определялся в Лаборатории новейших отложений Географического факультета МГУ [Каплин и др., 1972; 1973; Парунин и др., 1974] и оказался равным: 9 900±100 л.н. (МГУ-276) для подморенной древесины, 9 250±140 л.н. (МГУ-275) дли подморенного торфа и 9 200±130 л.н. (МГУ-218) для перекрывающего торфа. Возраст куска древесины со дна заполненной илом котловины, разделяющей моренные гряды в районе Вастьянского Коня, составил 5 150±220 л.н. (МГУ-ИОАН-258). В 1973 г. по дополнительным образцам, взятым Х.А. Арслановым, возраст отложений, подстилающих бурую морену у дер. Мархида, был определен вновь, на сей раз в Лаборатории геохронологии НИГЭИ ЛГУ [Арсланов и др., 1975], и оказался равным: 9 990±100 л.н. (ЛУ-391) для обломка древесного ствола с сохранившейся корой и 8 840±90 л.н. (ЛУ-392А) для торфа. Судя по этим датировкам и с учетом возможных погрешностей, возраст морены мархида лежит в пределах от 9 900 до 9 200 л.н. или равен 9 550±350 лет. Возраст морены вельт, которая, как указано выше, местами прорывает моренный пояс мархида, должен быть еще более молодым.

Возраст отложений долинных озер

Голоценовый возраст конечно-моренных поясов мархида и вельт - не единственное доказательство поздней дегляциации Баренцева моря. Не меньшее значение имеют новые данные по строению и абсолютному возрасту самых молодых отложений долинных озер в бассейнах Северной Двины - Вычегды, Мезени и Печоры, полученные А.С. Лавровым и Л.П. Потапенко [Лавров, 1968; Потапенко, 1971]. Эти отложения образуют широкие террасы, продольные уклоны которых значительно положе уклонов современного русла. Происхождение указанных террас обычно объясняли аккумуляцией осадков во время межледниковых морских ингрессий, и только А.С. Лавров обратил внимание на вероятность их связи с подпруживанием речных долин краевой частью Европейского ледникового покрова.

Существенная черта разреза отложений долинных озер, особенно ярко выраженная в бассейне Вычегды, состоит в наличии нескольких перерывов - следов резких падений уровня долинного озера, при которых озерное осадконакопление временно сменялось аллювиальным. Сопоставление фациальных характеристик отложений с их спорово-пыльцевыми спектрами, полученными Л.Д. Никифоровой, показало, что последнее долинное озеро пережило ряд этапов подпруживания, во время которых накопилось соответствующее число пачек глинистых и тонкопесчаных осадков. Наибольшее число пачек озерных отложений - четыре - выделяется в бассейне Вычегды. Как можно видеть на рис. 3, нижняя пачка выклинивается к замещается аллювием в районе устья р. Вымь. Вторая пачка прослеживается до г. Сыктывкар. Дальше всего вверх по долинам рек протягивается третья пачка озерных отложений, формирующая поверхность террасы, которую Л.М. Потапенко раньше считала средне-поздневалдайской. Теперь для нее предлагается название гамской - по стратотипическому разрезу, расположенному в нижнем течении Вычегды у дер. Гам. Третья пачка выклинивается на абсолютной высоте 110 м (в долине Вычегды это происходит в Керчемской низменности). Наконец, четвертая пачка распространена только в нижнем течении Вычегды, где она вложена в толщу третьей пачки.

Датирование древесины (обломков веток кустарника) и торфа, собранных А.С. Лавровым и Л.М. Потапенко в долине Вычегды из линзы старичного аллювия, синхронной второй пачке озерных отложений, которые накапливались в начале второго этапа ледникового подпруживания, дало следующий возраст: 10 560±90 л.н. (МГУ-ИОАН-90) и 10 460±120 л.н. (St-3327) для древесины и 10 900±1 300 л.н. (МГУ-ИОАН-128) для торфа. Датирование торфа, взятого из такой же линзы в долине р. Локчим (левого притока Вычегды), дало возраст 12 260±300 л.н. (МГУ-ИОАН-208). Палинологический анализ, проведенный Л.Д. Никифоровой, показал, что датированная пачка отложений накапливалась в условиях климата, который был холоднее климата времени образования первой и третьей пачек. Ещё одно похолодание устанавливается для времени начала формирования четвертой озерной пачки: она отделена от третьей четкой поверхностью размыва, к которой приурочены мощные криогенные образования (псевдоморфозы по ледяным клиньям).

А.С. Лавров и Л.М. Потапенко считают, что приведенные данные позволяют отнести озерные отложения второй пачки к среднему дриасу, третьей пачки - к аллерёду, а четвертой - к молодому дриасу - пребореалу. М.Г. Гросвальд же сомневается в правомерности такой интерпретации, полагая, что радиоуглеродные датировки и спорово-пыльцевые спектры второй пачки скорее указывают на молодой дриас, и что криогенные образования, перекрытые четвертой пачкой, могли возникнуть и во время переяславского интервала похолодания, имевшего место, по Н.А. Хотинскому [1970], между 10 и 9,5 тыс.лет назад.

Озерные отложения долины Печоры, накопившиеся на предпоследнем этапе её подпруживания, также подстилаются аллювием. Радиоуглеродное датирование образцов торфа, отобранных из этого аллювия А.С. Лавровым у дер. Денисовка (см. рис.1), было проведено Х.А. Арслановым и дало возраст 10 920±200 (ЛУ-364А), 12 260±180 (ЛУ-364В) и 12 360±170 л.н. (ЛУ-390) [Арсланов и др., 1975]. Обращает на себя внимание поразительная близость этих результатов к датировкам, полученным для отложений второго этапа затопления долин бассейна Северной Двины. Столь же близким оказались и результаты палинологических анализов. Затопление долины Печоры достигало в то время абсолютной высоты 45 м. Кроме того, здесь также устанавливаются следы еще одного, более молодого и низкого, подпруживания долины.

На вопрос о причине подпруживания сейчас можно ответить однозначно. Уровень Мирового океана в конце плейстоцена - начале голоцена оставался эвстатически сниженным на 25-40 м против современного, а поверхность земной коры в низовьях северных рек лежала ниже её современного положения в силу изостатических эффектов оледенения. Поэтому не может быть речи ни о подпруживании рек в связи с эвстатической трансгрессией, ни о подпоре их вод из-за возникновения тектонических барьеров у устьев. Единственной мыслимой причиной образования рассматриваемых озер могло быть подпруживание долин краевой частью покровного ледника. А.С. Лавров и Л.М. Потапенко считают наиболее вероятным, что предпоследний этап подпруживания был связан с продвижением ледникового края на рубеж моренного пояса косма, а последний - с наступанием времени мархида и, возможно, вельт (рис.4).

Ввиду изложенных фактов вряд ли можно сомневаться, что система ледниково-подпрудных бассейнов севера Европы в конце позднеледниковья и пребореале состояла не только из Балтийского ледникового озера и озер Карелии, но также включала сеть сообщающихся долинных озер, раскинувшихся на площади от Белого моря до Северного и Полярного Урала и от берегов Баренцева моря до водораздела с реками бассейна Каспийского моря.

Сток воды из долинных озер происходил, в основном, вдоль ледникового края, причем в двух местах - на контакте этого края со склонами Северного Тимана и Ветреного Пояса - талые воды встречали ледяные плотины. Поэтому М.Г. Гросвальд считает, что этот сток имел режим периодических катастрофических прорывов, характерный для подавляющего большинства ледниково-подпрудных бассейнов. В таких прорывах он видит основную причину периодических падений уровня долинных озер, отразившихся в разрезах террасовых отложений.

Сведения о существовании системы подпрудных поздне- и послеледниковых долинных озер бассейнов Северной Двины - Вычегды, Мезени и Печоры хорошо согласуются с приведенными выше датировками краевых ледниковых образований мархида. Они показывают, что в молодом дриасе и начале пребореала на месте современных Баренцева и Белого морей продолжал существовать значительный по площади и мощности ледниковый покров, скандинавская и баренцевоморская части которого оставались сомкнутыми и образовывали сплошной барьер, обращенный на юго-восток и юг. Разрушение этого покрова сопровождалось последовательным наступанием к югу сначала восточной, а затем западной частей ледникового барьера, в результате чего и возникли краевые пояса мархида и вельт.

Новые данные о заключительных этапах истории Баренцева ледникового щита заставляют пересмотреть взгляды на масштабы оледенения всей северной и арктической Европы на рубеже позднеледникового времени и голоцена.

Ледники северной и арктической Европы в молодом дриасе

Приведенный выше материал противоречит существующим представлениям по рассматриваемому вопросу. Сейчас считается, что к заключительному этапу позднего плейстоцена, молодому дриасу, т.е. к интервалу между 10,8 и 10,3 тыс.лет назад, материковые льды на севере Русской равнины и в Баренцевом море практически исчезли и, следовательно, ни в молодом дриасе, ни в сменившем его пребореале ледниковых наступаний быть не могло.

Разберем эти представления и их обоснование. Мнение об относительно ранней дегляциации Баренцева шельфа было высказано в прежних работах М.Г. Гросвальда [1970] на базе общих закономерностей режима ледниковых покровов мелководных морей, а также на основе свидетельства Ю. Бюделя о раннем (около 12-15 тыс.лет назад) начале выработки морских террас юго-восточного Шпицбергена и факта близости площадного развития ледников стадии рубини-факседален (около 10 тыс.л.н.), установленной по моренам нескольких локальных ледников Земли Франца-Иосифа и Шпицбергена, к размерам современных ледников. В последнем факте М.Г. Гросвальд видел указание на то, что на предшествовавшем теплом этапе, а именно в аллерёде, ледниковый покров Баренцева шельфа полностью распадался.

Однако факты и идеи, появившиеся в самое последнее время, заставляют пересмотреть вывод о ранней дегляциации шельфа. В частности, вероятность существования в Арктическом бассейне сплошного плавучего ледника-шельфа (шельфового ледника), вытекающая из анализа новых фактов [Гросвальд, 1974], снимает вопрос о неизбежности распада Баренцева ледникового щита еще на начальных этапах позднеледникового потепления. Толстый ледник-шельф бассейна подпруживал ледниковые покровы мелководных окраинных морей, препятствуя откалыванию айсбергов [Mercer, 1969], поэтому он мог на время стабилизировать Баренцев щит, помешать проявлению его неустойчивости, задержать разрушение. Что касается утверждений Ю. Бюделя об относительной древности морских террас юго-восточного Шпицбергена, то они так и не были подкреплены конкретными датировками и остались голословными. Стадия же рубини-факседален поддается другой интерпретации. По-видимому, она могла проявиться и без распада ледникового покрова Баренцева шельфа, так как обособление, а затем и наступание локальных ледников его периферической области, к которой принадлежали Земли Франца-Иосифа и о. Западный Шпицберген, вполне могли иметь место в условиях сохранности центральной части этого покрова - подобно тому, например, как наступают и отступают локальные ледники современных антарктических «оазисов».

Так же обстоит дело с площадями ледникового покрова эпохи молодого дриаса на северо-западе Европейской части СССР. Если на юге, западе и северо-западе Фенноскандии граница ледника этого времени маркирована моренами сальпаусселькя, средне-шведскими, ра и тромсё-люнген и толкуется однозначно, то на востоке отчетливых краевых форм нет, в связи с чем во взглядах на площадное развитие оледенения возникло существенное расхождение. Авторы большинства современных сводок и учебных пособий принимают точку зрения М. Саурамо, по которой значительная часть восточной Финляндии уже в позднем плейстоцене освободилась ото льда и была затоплена водами пра-Балтийского и пра-Белого морей, и только в результате позднедриасового разрастания оледенения восточный край ледникового покрова достиг рубежа, который примерно совпадает с современной государственной границей.

Однако новые - гораздо более массовые и систематические - данные палеоботанических и радиохронометрических исследований, выполненных финскими геологами в последние годы, привели к заключению об ошибочности изложенных представлений Саурамо и его последователей. Новые спорово-пыльцевые анализы показали, что в восточной Финляндии над немыми ледниковыми песками и суглинками непосредственно лежит зона с пыльцой березы и сосны, представляющая отложения пребореального времени [Donner, 1971; Hyvärinen, 1973], а радиоуглеродные датировки, приводившиеся в подтверждение позднеплейстоценовой дегляциации, оказались «задревненными» из-за эффекта жесткой воды [Donner et al., 1971]. Все это сделало ясным, что дегляциация рассматриваемой области произошла лишь в пребореальное время голоцена, между 9,5 и 9 тыс.лет назад. К тому же геоморфологические и стратиграфические работы Х. Хюверинена [Hyvärinen, 1973], Х. Райнио [Rainio, 1972] и др. у восточного конца гряд сальпаусселькя показали, что последние не поворачивают на север вдоль границы с советской Карелией, а продолжаются в северо-восточном направлении.

На площади советской Карелии сплошных поясов краевых ледниковых образований нет. Однако для этой области границу отступающего ледника можно реконструировать по направлениям ледниковых шрамов и озов, которые, как известно, в подавляющем большинстве формируются под краями ледниковых покровов и приобретают ориентировку, нормальную к этим краям. Судя по карте, составленной для Карелии еще И. Росбергом [Rosberg, 1899], озы и ледниковые шрамы её средней полосы ориентированы в общем на юго-восток и, следовательно, свидетельствуют об отступании ледникового покрова на северо-запад и о северо-восточном простирании его края. Именно так представлял себе положение этого края в стадию сальпаусселькя И. Седерхольм [Sederholm, 1911], так до сих изображает его А.А. Никонов [1966]. В свете изложенного и нам кажется очевидным, что в молодом дриасе больше половины площади Карелии оставалось занято материковыми льдами. Фронт последних протягивался по диагонали от северо-восточного окончания гряд сальпаусселькя к восточной части Выгозера и западной оконечности кряжа Ветреный пояс. Такое простирание хорошо согласуется с аналогичной - северо-восточной - ориентировкой краевых образований всех более древних стадий позднего валдая, включая лужскую и невскую.

Сейчас становится ясно, что прежние схемы хронологии дегляциации непригодны и для впадины Белого моря. Ещё недавно считалось, что эта впадина освободилась от материковых льдов уже в аллерёде, или даже в бёллинге, и что тогда же на её месте образовался опресненный морской бассейн, сообщавшийся с Баренцевым и Балтийским морями. Предполагалось также, что этот бассейн продолжал существовать и в молодом дриасе; тогда он потерял связь с Балтикой, а его соленость повысилась до нормальной морской (стадия «море-Портландия») [Лаврова, 1968]. Однако новые данные, доставленные работами Института океанологии АН СССР и Ленинградского университета, говорят о более длительном оледенении Белого моря. Многочисленные грунтовые трубки, взятые на его дне, вскрыли контакт немых ледниковых и ледниково-морских осадков с послеледниковыми морскими отложениями, включающими раковины моллюсков, фораминифер и панцири морских диатомей, а их анализ показал, что установление морского режима в юго-восточный и центральной частях впадины произошло лишь в конце пребореала - бореале, а на её северо-западе, в Кандалакшском заливе, на протяжении всего пребореала и значительной части бореала все еще шла аккумуляция типичных ледниково-морских илов. Самые «старые» датировки, полученные по морским раковинам из нижней приконтактной части разреза морских отложений, оказались равными 8 300±500 и 9 330±120 л.н. (МГУ-ИОАН-26 и -27) [Каплин и др., 1972; Медведев и др., 1971].

Анализ распределения и захоронения пыльцы растений в донных отложениях Белого моря привел к выводу, что аллерёдские отложения там присутствуют, но их распространение ограничивается Двинским и Онежским заливами, и что в аллерёде захоронение пыльцы шло в условиях не моря, а пресноводных ледниково-подпрудных озер. Аналогичные - озерно-ледниковые - условия захоронения пыльцы сохранялись в этих заливах на протяжении всего молодого дриаса и пребореала. Материковые льды, служившие плотиной, должны были занимать всю остальную площадь беломорской впадины; об этом можно судить по тому, что в центральной её части морская седиментация и захоронение пыльцы начались лишь в бореальное время (личные сообщения В.С. Медведева и Е.С. Малясовой, а так же [Малясова, 1973]). К аналогичному выводу приводит и рассмотрение результатов диатомовых анализов [Джиноридзе, 1974]. Наконец, решающим подтверждением поздней дегляциации Белого моря явились данные о возрасте отложений долинного озера Северной Двины - Вычегды, приведенные нами выше. Очевидно, что именно это озеро оканчивалось в Двинском заливе, опираясь на ледяную плотину, занимавшую впадину Белого моря.

Формулировка задачи

Итак, на площадях северной и арктической Европы в конце плейстоцена - начале голоцена оставалось значительно больше материковых льдов, чем считалось раньше. Кроме того, появились новые, неожиданно «молодые» датировки, свидетельствующее о ранее неизвестных этапах активизации этих льдов. Условия залегания взятых для датирования образцов (исключающие вероятность их переотложения), характер и состояние датированных материалов (свежая древесина, торф), их возраст (близкий к периоду полураспада радиоуглерода) и процедура датирования (по серии образцов, в двух разных лабораториях) не позволяют допускать возможности грубых полевых или лабораторных ошибок. Поэтому можно считать установленным, что в области современного Баренцева моря, спустя многие сотни лет после окончания холодного молодого дриаса, не только все еще существовал, но и наступал на сопредельную сушу обширный покровный ледник.

Известно, что интервал времени от 10 300 до 10 000 л.н. знаменовался заметным потеплением климата, - во всей средней полосе Европы произошел переход от безлесных перигляциальных ландшафтов к лесным формациям с господством березы и сосны. Интервал же между 10 000 и 9 500 л.н. явился временем нового похолодания, которое привело к восстановлению перигляциальных растительных комплексов («переяславский интервал похолодания», по Н.А. Хотинскому [1970]). Представляется вероятным, что двойное наступание покровного ледника с севера - стадия мархида-вельт, как мы предлагаем его называть - совпадало по времени с переяславским похолоданием. Тем не менее, невозможно допустить, что это похолодание было причиной ледниковых подвижек. Стадия мархида-вельт не могла быть климатически обусловленной, т.е. явиться следствием положительного баланса массы льда, так как процессы эвстатического повышения уровня моря, разрушения плавучих ледников-шельфов Арктического бассейна и проникновения теплых атлантических вод в Арктику достигли в начале голоцена такой интенсивности, что их разрушительное воздействие на ледниковые покровы мелководных морей не могли быть компенсированы никакой аккумуляцией. Поэтому для рассматриваемой стадии наступания ледникового покрова следует искать другое - неклиматическое - объяснение.

Таким образом, суть возникающей проблемы состоит в необходимости выяснения причины двойного наступания Баренцева ледникового покрова, имевшего место в голоцене, около 9,5 тыс.лет назад, когда не только отсутствовали физические условия, необходимые для активизации ледникового покрова континентального шельфа, но согласно всей логике палеогеографической обстановки этот покров должен был либо уже исчезнуть, либо находиться на грани исчезновения.

Поиск аналогов: стадия кокран

Для решения проблемы М.Г. Гросвальд использовал метод палеогеографических аналогий, а именно провел поиск сходного ледникового эпизода, имевшего место в сходных климатических, океанографических и геоморфологических условиях, и уже получившего адекватное объяснение, стремясь на этой основе построить, как минимум, удовлетворительную рабочую гипотезу. В качестве такого эпизода была избрана ледниковая стадия кокран (Северная Америка), во время которой Лаврентьевский ледниковый покров, находившийся в состоянии деградации, дважды наступал с моря, из области Гудзонова залива, на расположенную южнее низменность.

Согласно геологическим и радиохронометрическим данным, собранным и обобщенным В. Престом [Prest, 1970], главные события этого эпизода имели следующую последовательность (рис.5):

около 8700 л.н. - последний Лаврентьевский ледниковый покров быстро убывает, но еще сохраняет целостность; на месте Гудзонова пролива возникает «бухта отёла», фронт которой интенсивно извергает айсберги и быстро отодвигается к центру покрова;

8300 л.н. - в результате отступания фронтального обрыва «бухты отёла» образуется морской канал, который делит ледниковый покров на два отдельных щита - Лабрадорский и Баффино-Кивейтинский;

8200 л.н. - неустойчивость остаточных щитов, связанная с неравновесностью их профилей и влиянием моря, приводит к тому, что из центра Гудзонова залива происходит первый сёрдж (кокран-1), во время которого массы льда движутся сначала на восток, а затем, отразившись от края Лабрадорского щита, повертывают на юго-восток и, вероятно, на северо-восток; узкая лопасть, выдвинувшаяся на юго-восток, имела длину до 400 км, но была маломощной и раздробленной, так что потребовалось лишь сто лет для её разрушения;

8100 л.н. - происходит второй сёрдж (кокран-2), направленный из района залива Джемс на юго-запад и юг; при этом образуется более короткая, но широкая лопасть: её длина около 200 км, а ширина достигает 300 км;

около 7800 л.н. - завершается почти полная дегляциация площади современного Гудзонова залива, и на месте центральной части Лаврентьевского ледникового щита возникает послеледниковый морской бассейн - «море Тиррелла». Таким образом, весь процесс разрушения льда этой части покрова, первоначально наиболее толстой, занял менее тысячи лет. Вряд ли можно сомневаться, что он был ускорен эффектом сёрджей (распластыванием и дроблением льда) и влиянием моря (его механическим и термическим воздействием).

Идея Преста о пульсационной природе ледниковой стадии кокран, т.е. о её связи не с улучшением питания ледникового покрова, а с сёрджами, при которых подвижки происходили без прироста массы льда, на фоне непрекращающейся деградации оледенения, получила быстрое признание. Одна из причин её успеха заключается о том, что механизм сёрджей не только объясняет кокранские наступания ледников и быстроту последующей дегляциации, но и помогает понять другие ледниковые события Северной Америки, происходившие одновременно. Важнейшим из них было наступание ледников Канадской Арктики, известное как стадия коберн. Эта стадия, первоначально выявленная на Баффиновой Земле [Falconer et al., 1965], а затем и на более северных островах [Hodgson, 1973], проявилась в активизации как ледниковых покровов, так и каровых ледников. По Дж. Эндрюсу и Дж. Айвсу [Andrews & Ives, 1972], наступание коберн и его сопряженность во времени с кокранским сёрджем объясняется тем, что скачкообразное снижение поверхности Лаврентьевекого ледникового щита, связанное с этими сёрджами, открыло доступ в Арктику влажным атлантическим ветрам и вызвало резкое улучшение питания ледников на севере Канадского Арктического архипелага.

Механизм ледниковых подвижек стадии мархида-вельт

Характер и хронологическую последовательность основных событий стадии кокран-коберн Северной Америки М.Г. Гросвальд принял в качестве модели, которая использовалась при построении гипотезы механизма неклиматических наступаний ледникового покрова Европейской Арктики в стадию мархида-вельт. При этом фактические данные по хронологии последней служили временными ориентирами, а приведенные выше сведения о площадях материковых льдов в эпоху молодого дриаса позволили восстановить палеогеографическую ситуацию для времени, которое предшествовало наступаниям и их непосредственной подготовке.

На первой схеме рис.6, как и на первой схеме рис. 5, представлены границы материковых льдов и моря на этапе, предшествовавшем сёрджам. Южная граница этих льдов была рассмотрена выше, а северные границы намечены приблизительно, с учетом данных по абсолютному возрасту «границы моря» на островах, который, как известно, указывает время прихода моря на смену отступившему леднику. Судя по данным новейших исследований, на о. Медвежьем «граница моря» имеет возраст 10 тыс.лет, на западном и северном берегах о. Шпицберген - до 10,5 тыс.лет, в Мерчисон-фьорде (Северо-Восточная Земля) - 10,6-10,7 тыс.лет, на о-вах Надежды и Вильгельма - 9,5-10 тыс.лет, на о-вах Баренца и Эдж - около 9 тыс.лет, на Земле Короля Карла - вероятно 8,5 тыс. лет и на Земле Франца-Иосифа - около 8 тыс.лет. Это позволяет заключить, что к рассматриваемому моменту западный и северо-западный край ледникового покрова несколько отступил, тогда как его северный и восточный края оставались на позиции последнего ледникового максимума. По-видимому, северный и восточный края все еще были подпружены плавучим ледником-шельфом Арктического бассейна, а западный уже успел открыться для разрушительного воздействия моря. Особенно чувствительным это действие было на участке Медвежинского (Западного) желоба, где совместное влияние больших глубин и подтока теплых атлантических вод должно было привести к образованию «бухты отёла»;

около 9800 л.н. - интенсивный вынос айсбергов через «бухту отёла» привел к возникновению сначала седловины, а затем и морского канала, разделившего покров на два щита - Скандинавский и Новоземельско-Шпицбергенский; при этом море проникло и к центру Баренцева шельфа и далее на юг до соединения с ледниково-подпрудными озерами (что пока лишь постулируется);

около 9700 л.н. - неустойчивость ледниковых щитов, вызванная вторжением моря, а также улучшение питания их новоземельского сектора (связанное с открытием коридора для атлантических ветров), приводит к тому, что из центра, расположенного в юго-восточной части Баренцева моря, происходит первый сёрдж (подстадия мархида), во время которого массы льда движутся сначала на юго-запад, а затем, отразившись от края Скандинавского ледникового щита, поворачивают на юг и, частично, на запад (см.рис. 5). При этом две широкие лопасти, длиной до 100 км каждая, вторгаются в долину нижней Печоры и на Варшскую низменность. Относительно тонкий и раздробленный лед этих лопастей должен был быстро растаять;

около 9600 л.н. - происходит сёрдж северо-восточного сектора Скандинавского щита (подстадия вельт), направленный из южной части Баренцева моря на юг и юго-восток. При этом выдвигается длинная (до 150 км) и узкая Кулойская лопасть, а также вторая Варшская лопасть, занимающая место одноименной лопасти подстадии мархида, успевшей разрушиться. Еще одна лопасть вторгается в горло Белого моря, оттесняя и подпруживая материковые льды беломорской впадины;

9300-9200 л.н. - завершается дегляциация основных площадей Баренцева моря, которая, по всей вероятности, была ускорена еще несколькими сёрджами, из которых один был направлен из северно-центральной части моря на юго-запад, а второй - из беломорского бассейна на северо-восток. В результате впадина Белого моря освобождается от материковых льдов, а от Баренцева щита остаются изолированные ледниковые шапки Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа и Новой Земли, причем первая из них начинает распадаться на отдельные купола. В ходе беломорского сёрджа завершается формирование левой боковой морены ледникового потока впадины - гряды Кейва-2, а после него в Белом море очень скоро устанавливается режим нормального морского бассейна. И в Европейской Арктике, следовательно, процесс разрушения обширного ледникового покрова занял менее тысячи лет.

Приложение схемы Преста к решению вопроса о механизме и хронологии дегляциации Баренцева континентального шельфа оказалось плодотворным. Оно позволило объяснить очень позднее (раннеголоценовое) наступание Баренцева ледникового покрова на европейскую сушу и понять, почему это наступание было двукратным. Кроме того, оно помогло наметить хронологию основных событий заключительного этапа оледенения и найти причину быстроты перехода от наступания ледникового покрова к его полному исчезновению, резкости замены ледниковых условий морскими. Наконец, схема Преста открыла путь для объяснения причин активизации локальных ледников Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа, сопряженной с сёрджами Баренцева щита (стадия рубини-факседален): активизация мелких ледников могла быть следствием того, что снижение поверхности этого ледникового щита, вызванное сёрджем, сделало арктические острова Европы доступными для влагонесущих ветров с Атлантики, которые до того перехватывались склонами этого щита. Поэтому можно, перефразируя Эндрюса и Айвза [Andrews & Ives, 1972], сказать, что параллелизм разрушения Баренцева ледникового щита и наступания локальных ледников на севере Европейской Арктики это не парадокс, а необходимость, поскольку два эти события были не только хронологически, но и физически нераздельны.

Выводы

1. Наступания льда Баренцева ледникового щита, имевшие место около 9,5 тыс.лет назад и маркированные конечно-моренными поясами мархида и вельт, не могут быть объяснены климатическими причинами. Вероятнее всего, они были генетическим аналогом наступаний стадии кокран (Канада), т.е. представляли ледниковые сёрджи, которые последовали за распадом щита надвое и резким усилением воздействия моря на его краевые части.

2. Положение и возраст морен мархида и вельт заставляют пересмотреть площади материковых льдов, сохранявшихся на северо-западе Европейской части СССР и на Баренцевом шельфе в конце плейстоцена и начале голоцена, в сторону их значительного увеличения.

3. Сходство истории распада ледниковых покровов Гудзонова залива и Баренцева моря наводит на мысль, что происходившие при этом сёрджи были не случайным местным феноменом, а закономерной чертой «способа умирания» ледниковых покровов мелководных морей. Поэтому можно ожидать, что исследования будущего доставят свидетельства аналогичных сёрджей, сопровождавших распад ледниковых покровов других гляциальных шельфов и палеошельфов - Северного моря, Ботнического залива, бассейна Фокса, Западно-Сибирской равнины, Северо-Сибирской низменности.

4. Ледниковые наступания стадии кокран и стадии мархида-вельт были генетически родственны, однако по времени их разделял интервал в 1,5 тыс.лет. Эта неодновременность легко объяснима: режим ледниковых покровов морей контролируется, в первую очередь, не климатом, а океанографическими условиями (интенсивностью морской циркуляции, теплосодержанием воды) и рельефом подледного дна (его глубинами, наличием или отсутствием «рубежей стабилизации») [Гросвальд, 1974], которые в одних случаях (Северное море, залив Св. Лаврентия) способствуют ускоренной дегляциации, а в других (Гудзонов залив) - задерживают её. Поэтому сходство сёрджей, имевших место в ходе дегляциации разных морей, не может служить основанием для их хронологической увязки.

ЛИТЕРАТУРА

1. Арсланов X.А., Лавров А.С., Никифорова Л.Д., Зайцева Г.Я., Чернов С.Б. О палеогеографии и геохронологии позднеледниковья на севере Печорской низменности // Вестник Ленинградского ун-та. 1975, № 12, с. 86-93.

2. Гольберт А.В., Гудина В.И., Зудин А.Н., Сухорукова С.С., Троицкий C.Л., Юдкевич А.И. Новые данные о возрасте и генезисе четвертичных отложений в обнажении Вастьянский Конь на р. Печоре. - В сб.: Плейстоцен Сибири и смежных областей. М., «Наука», 1973.

3. Гросвальд М.Г. Некоторые особенности оледенений материковых шельфов (на примере Европейской Арктики). - В сб: Материалы гляциол. исследований (МГГ). Хроника, обсуждения, вып.16. М., 1970.

4. Гросвальд М.Г. Покровные ледники морей и их роль в гляциальном морфолитогенезе. - В сб.: Материалы гляциол. исследований (МГГ). Хроника, обсуждения, вып. 23. М., 1974.

5. Гуревич Г.И. К вопросу о происхождении выровненных поверхностей на примере Ижма-Печорской впадины. - Научн. труды Пермского политехн. ин-та, № 67, 1970.

6. Джиноридзе Р.Н. Диатомовые водоросли в донных осадках Белого моря. - Вестник Ленингр.ун-та, 1974, № 6.

7. Каплин П.А., Парунин О.Б., Шлюков А.И., Гракова И.В., Хаит В.З., Федоров Е.В. Радиоуглеродные датировки лабораторий Географического факультета МГУ и Института океанологии АН СССР (индекс МГУ-ИОАН). - Бюлл. Комис. по изуч. четвертич. периода, № 39. М., «Наука», 1972.

8. Каплин П.А., Парунин О.Б., Шлюков А.И., Гракова И.В., Хаит В.З., Тимашкова Т.А. Радиоуглеродные датировки Лаборатории новейших отложений Географического факультета МГУ. Сообщение 2. - Бюлл. Комис. по изуч. четвертич. периода, № 40. М., «Наука», 1973.

9. Крапивнер Р.Б. О новейшей тектонике Печорской низменности в связи с общими колебательными движениями. - Труды Всесоюз. совещ. по новейшей тектонике. М., «Недра», 1967.

10. Лавров А.С. Верхнеплейстоценовые долинные озера в бассейнах Печоры, Вычегды и Мезени. - Изв. Всес. геогр. об-ва, т. 100, вып. 2, 1968.

11. Лавров А.С. Древнее оледенение северо-востока Русской равнины. - Изв. АН СССР, сер. геогр., 1973, № 6.

12. Лаврова М.А. Позднеледниковая и послеледниковая история Белого моря. - В сб.: Неогеновые и четвертичные отложения Западной Сибири. М., «Наука», 1968.

13. Малясова Е.С. Пыльца и споры из донных осадков Белого моря. - В сб.: Палинология голоцена и маринопалинология. М., «Наука», 1973.

14. Медведев B.C., Невесский Е.Н., Говберг Л.И., Гракова И.В., Парунин О.Б. Условия накопления и возраст донных отложений Белого моря. - В сб.: Проблемы корреляции новейших отложений севера Евразии. Л., 1971.

15. Никонов А.А. Стратиграфия и палеогеография антропогена Кольского полуострова и прилежащих областей. - В сб.: Верхний плейстоцен. Стратиграфия и абсолютная геохронология. М., «Наука», 1966.

16. Парунин О.Б., Шлюков А.И., Хаит В.З., Тимашкова Т.А. Список радиоуглеродных датировок Лаборатории новейших отложений Географического факультета МГУ (индекс МГУ). Сообщения 3 и 4. - Бюлл. Комис. по изуч. четвертич. периода, № 41. М., «Наука», 1974.

17. Потапенко Л.М. Строение и условия формирования террас бассейна р.Вычегды. - Вестник Моск. ун-та, сер. география, 1971, № 3.

18. Хотинский Н.А. Об изменении растительности и климата в начале послеледникового времени. - Изв. АН СССР, сер. геогр., 1970, № 6.

19. Andrews J.Т., Ives J.В. Late- and postglacial events (10,000 B.P. ) in the eastern Canadian Arctic with particular reference to the Cockburn moraines and break-up of the Laurentide Ice Sheet. In: Climatic Changes in Arctic Areas during the Last Ten-Thousand Years. Acta Univ. Oulu, A 3, Geol. 1, Oulu (Finland), 1972.

20. Donner J.J. Towards a stratigraphical division of the Finnish Quaternary. Comment. Phys.-Math. 41, p. 281-305, Helsinki, 1971.

21. Donner J.J., Jungner H., Vasari Y. The hard-water effect on radiocarbon measurements of samples from Säynäjälampi, north-east Finland. Comment. Phys.-Math., p. 307-310, Helsinki, 1971.

22. Falconer G., Ives J.D., Løken O.H., Andrews J.T. Major end moraines in eastern and central Arctic Canada. Geogr. Bull., v. 7, N 7, 1965.

23. Hodgson D.A. Landscape, and late-glacial history, head of Vendom Fiord, Ellesmere Island. Geol. Surv. Can. Paper 73-1, Pt. B, p. 129-136, Ottawa, 1973.

24. Hyvärinen H. The deglaciation history of eastern Fennoscandia - recent data from Finland. Boreas, v. 2, N 2, 1973.

25. Mercer J.H. The Allerød oscillation: a European climatic anomaly? Arctic and Alpine Res., v. 1, N 4, 1969.

26. Prest V.K. Quaternary geology of Canada. In: Geology and Economic Minerals of & Canada. Geol. Surv. Can. Econ. Geol. Rept. 1, 5th ed., Ottawa, 1970.

27. Rainio H. Ennakkotiedonanto Pohjois-Karjalan itäosan reunamuodostumista. Geologi 1972, N 4, p. 50-51, 1972.

28. Rosberg J.E. Ytbildningar i Karelen med särskild hänsyn till ändmoränerna. XX. Fennia 14 (7), Helsinki, 1899.

29. Sederholm J. Sur la geologie quaternaire et la geomorphologie de la Fennoscandia. Bull. Comm. Geol. Finlande, N 30, Helsinki, 1911.

SUMMARY

Wood and peat samples were collected from a bed underlying till of terminal moraine Markhida, the Barents Sea coast, which trends east-west and faces south. The radiocarbon dating of the samples shows that the corresponding glacier advance directed due south took place about 9,500 years ago. This implies that as late as at the beginning of the Holocene inland ice still occupied considerable portion of the Barents Continental Shelf and north-eastern Russian Plain. Though surprising, the data appear to be in keeping with recent results of Finnish studies into extent of the Scandinavian Ice Sheet in the Younger Dryas (H.Hyvärinen), and with new data on C-14 age of the lacustrine sediments deposited in ice-dammed lakes that existed in the Severnaya Dvina, Vychegda, Mezen and Pechora river valleys. The Markhida glacier advance was followed by Velt advance; both cannot be accounted for by climatic reasons. They suggest a double surge of the Barents Ice Sheet that closely postdated the bipartition of the sheet, that bipartition being a result of progress in development of the calving bay which started between Bear Island and Nord Cap and retreated due east and south-east. Markhida-Velt glacier stage turns out to be a genetic parallel to the Cochrane stage, Hudson Bay region (as envisaged by V.Prest), and predate the latter stage by 1,500 years. The way of deglaciation that involves bipartitions of ice sheets and surges seems to be a regular feature of the "marine" ice sheets, not unique and local phenomenon.