Проанализированы материалы по строению и составу отложений, слагающих рыхлый покров северо-восточной части Балтийского щита. Показано, что при достаточной влажности переход от отрицательных среднегодовых температур к положительным с последующим их повышением повлек за собой смену ледниковых образований водно-ледниковыми, а затем водно-ледниковых осадков органогенными; в умеренном и жарком климате при благоприятной тектонической обстановке формировались коры выветривания.

Введение. Балтийский щит - крупная геоструктура, входящая в состав Восточно-Европейской платформы. Его слагают метаморфические и магматические породы архея и протерозоя. В период палеозойской тектонической активизации в пределах щита сформировались интрузивные массивы щелочных и щелочно-ультраосновных пород, а также многочисленные дайки щелочных пород и базальтоидов. Кристаллические породы Балтийского щита вблизи поверхности теряют монолитность, становятся трещиноватыми вследствие снятия внутреннего напряжения. По данным ряда исследователей, систематизированным А.Г. Черняховским [1980], мощность приповерхностной трещиноватой зоны вне швов тектонических нарушений составляет 10- 50 м , а в тектонически активных зонах возрастает до 100- 150 м . Дальнейшее изменение трещиноватых пород в зоне гипергенеза происходит под влиянием выветривания. На кристаллических породах Балтийского щита залегает покров рыхлых отложений, мощность которого обычно измеряется метрами, редко десятками метров и лишь в исключительных случаях превышает 100 м . Формирование рыхлого покрова охватывает значительный промежуток времени, в течение которого существенно менялся климат. Климатические изменения и тектоника нашли отражение в составе и строении рыхлого покрова, представленных мезозойскими и кайнозойскими образованиями: остатками каолиновой и гидрослюдистой кор выветривания и четвертичными отложениями.

Коры выветривания. В северо-восточной части Балтийского щита самый древний компонент рыхлого покрова - каолиновая кора выветривания линейного типа, подробно изученная А.П. Афанасьевым [1977]. Ее распространение показано на рис. 1. Наиболее вероятно, что эта кора представляет собой корни площадной каолиновой коры выветривания, некогда покрывавшей значительную часть пенепленизированной поверхности Балтийского щита. Теплый и влажный климат, благоприятный для каолинового выветривания пород фундамента Балтийского щита, имел место с конца триаса - начала юры по меньшей мере по эоцен включительно [Климат…, 2004; Синицын, 1965; 1966]. В этом временном интервале каолиновая кора выветривания могла неоднократно возникать и размываться частично или полностью в связи с неравномерными колебательными движениями всего региона и отдельных его частей. Не имея материалов для надежного определения возраста останцов каолиновой коры выветривания, А.П. Афанасьев [1977] счел целесообразным рассматривать их как мезозойско-палеогеновые образования. Согласно полученным позднее результатам изучения отложений Баренцевоморского шельфа и выполненным на этой основе палеогеографическим реконструкциям [Баренцевская…, 1988], северная часть Балтийского щита в триасе представляла собой высокую денудационную равнину. В юре произошло опускание её (вероятно, небольшое), сменившееся поднятием во второй половине нижнего мела. К эоцену щит вновь погрузился и занял более низкое положение, чем в верхней юре и начале нижнего мела. Об этом свидетельствуют и находка под тремя горизонтами морен покровных оледенений морских глин палеогена в Финской Лапландии, примерно на широте города Кандалакши в 50 км к западу от границы России [Hirvas & Tynni, 1976], и частая встречаемость палеогеновых морских диатомей в четвертичных отложениях Кольского региона и Северной Финляндии. Очевидно, в палеогене значительные площади северной части Балтийского щита покрывались морем. В.М. Синицын [1965] для Евразии в целом отмечает, что в первую половину кайнозоя до раннего олигоцена включительно рельеф континента был плоским и слабо дифференцированным, вследствие чего отложения этого возраста отличаются фациальным однообразием, слабым развитием грубообломочных осадков и малой мощностью.

Процессы, имевшие место на суше в мезозое, отразились в составе обломочного материала, который сносился с Балтийского щита в Южно-Баренцевоморскую впадину [Баренцевская…, 1988]. В триасе в ней накапливались песчано-алевритовые полевошпато-кварцевые граувакки и алеврито-глинистые осадки, основными глинистыми минералами которых являются гидрослюда и хлорит. В нижней и средней юре отлагались преимущественно кварцевые пески и алевриты с гравием, а также алеврито-глинистые осадки, в которых в примерно равных количествах содержатся каолинит, хлорит и гидрослюда. В верхней юре и начале нижнего мела (берриас-готтерив) откладывались алевриты и глины, позднее (баррем-альб) с континента начал поступать также и песчаный полевошпато-кварцевый материал. В глинистой фракции осадков резко сокращается содержание каолинита. Судя по приведенным данным, в верхнем триасе - начале нижней юры в пределах Балтийского щита сформировалась каолиновая кора выветривания [Евзеров и др., 1993], что согласуется с наличием на большей части территории бывшего СССР триас-нижнеюрского пенеплена с мощной корой выветривания [Михайлов, 1977; Петров, 1967]. В течение нижней и средней юры верхние горизонты ее явились источником материала, поступавшего в Южно-Баренцевоморскую впадину. К началу верхней юры, очевидно, сохранились только корни упоминавшейся коры выветривания. В верхней юре, начиная с волжского века, Балтийский щит становится одним из главных источников обломочного материала для осадков центральной части Русской платформы [Хожаинов, 1974]. Остается открытым вопрос о возможном возобновлении процесса корообразования на щите в верхнем мелу вследствие отсутствия данных о составе осадков этого отрезка геологической истории. В палеогене сколько-нибудь мощная кора выветривания не могла сформироваться, поскольку в этот период щит представлял собой низменную сушу и соответственно уровень грунтовых вод располагался вблизи поверхности.

При образовании каолиновой коры выветривания в материнских породах разрушались все неустойчивые и промежуточные по устойчивости к агентам химического выветривания минералы, такие как биотит, амфиболы, пироксены, полевые шпаты и другие, а образовывался главным образом каолинит или (на массивах ультраосновных щелочных пород, при выветривании которых происходило накопление магния) магнезиальный аналог каолинита сунгулит. Не претерпевали изменений устойчивые минералы: кварц, магнетит, ильменит, лейкоксен и ряд др. Формировался полный профиль коры выветривания, включающий сверху вниз следующие зоны: каолинитовую, каолинит-гидрослюдистую или каолинит-гидрохлоритовую (в зависимости от состава материнских пород), гидрослюдистую или гидрохлоритовую и зону дезинтеграции. Каолины верхней зоны не обнаружены в исследованных разрезах. Лежащие ниже зоны полно представлены в разрезе коры выветривания в северных предгорьях Ловозерского горного массива [Лихачев и Афанасьев, 1969] и вблизи Хибинского массива [Афанасьев, 1977].

В позднем олигоцене - неогене имело место значительное похолодание, усиливавшееся во времени [Синицын, 1965]. В неогене рассматриваемая территория достаточно длительное время находилась в полосе умеренного климата. Неоген отличался от палеогена высокой тектонической активностью [Мещеряков, 1965, Синицын, 1965]. В конце палеогена - начале миоцена произошло поднятие Кольского региона, после чего в его пределах начали накапливаться континентальные осадки. Об этом свидетельствуют находки только пресноводных неогеновых диатомей в четвертичных отложениях региона. По представлению С.А. Стрелкова и др. [1976], вертикальные перемещения блоков привели к образованию всех известных в настоящее время возвышенностей, гор и депрессий, но контрастность и расчлененность рельефа были меньше современных. С.А. Стрелков предполагает, что в этот же этап в результате обновления древних и заложения новых разломов возникла впадина Белого моря и Кольский полуостров оформился как полуостровной участок суши. Признаки последующего малоинтенсивного поднятия проявились в образовании педиментов и в появлении коры выветривания гидрослюдистого типа, которая, по данным А.П. Афанасьева [1977], сформировалась в условиях умеренного климата на протяжении, вероятно, значительной части миоцена и раннего плиоцена.

Новые данные по тектоническим деформациям Баренцевоморской континентальной окраины в кайнозое свидетельствуют в пользу существенной активизации поднятия не в плиоцене, а в конце миоцена [Шипилов и др., 2006], что позволяет ограничить время образования гидрослюдистой коры выветривания миоценом. Эта кора выветривания развита на невысоких водораздельных пространствах, пологих склонах возвышенностей и предгорных равнинах в пределах всего Балтийского щита. Она частично размыта; в ряде пунктов региона на склонах холмов и в предгорьях обнаружены делювиальные и делювиально-пролювиальные отложения, сходные с нею по составу. Сохранилась кора выветривания в виде останцов, площадь которых достигает десятков (до сотен) квадратных километров; мощность изменяется от 5 до 20 м , увеличиваясь на породах ультраосновно-щелочных массивов до 50 м и более. Останцы неогеновой коры повсеместно представлены песчано-дресвянистыми, реже глинисто-песчаными продуктами, среди которых имеются округлые включения менее измененных или измененных только с периферии исходных пород. Они обнаружены на породах почти всех щелочно-ультраосновных и щелочных массивов Кольского полуострова. По составу останцы обычно мало отличаются от материнских пород, но бывают и исключения. Так, на карбонатитовом штоке массива Салланлатва обнаружена залежь железооксидных охр. Её размеры в плане - 0.5 × 0.7 км при мощности 3- 32 м . Залежь, по данным Б.В. Афанасьева (приводится по [Кравченко и Евзеров, 1998]), состоит из лимонита и гётита (41%), барита (23.8%), гематита, магнетита (4.6%), а также псиломелана, пиролюзита, гидрослюд, хлорита и карбонатов. Остатки неогеновой коры выветривания щелочных пород Ловозерского плутона широко развиты на северных склонах образованного плутоном горного сооружения (Ловозерских тундр). Площадь их распространения точно не установлена; мощность в отдельных скважинах достигает 17 м . Зона выветривания пород представлена глинисто-дресвяным материалом. Глинистые продукты выветривания (метагаллуазит, гидраргиллит и гетит) присутствуют в небольших количествах. Содержание их возрастает вверх по разрезу [Евзеров, 1996]. К коре выветривания гидрослюдистого типа пород Ковдорского и Вуориярвинского массивов приурочены месторождения гидрофлогопита и вермикулита. Гидрофлогопитовый горизонт гидрослюдистой коры выветривания встречен также на породах массивов Африканда, Лесная варака и Себльявр. Расположение всех упомянутых массивов показано на рис. 1.

В распределении остатков гидрослюдистой коры выветривания наблюдается определенная закономерность. Судя по материалам А.П. Афанасьева [1977], И.И. Киселева [1975], Р. Куянсу [Kujansuu, 1972] и других исследователей, останцы, занимающие значительные площади и имеющие большую мощность, сконцентрированы в пределах субширотной полосы. Ось этой полосы на западе близка к 68° с.ш.; в Мурманской области по мере продвижения в восточном направлении она всё более отклоняется к югу (рис. 1). Ширина полосы, достигающая у границы Финляндии с Норвегией 160 км , постепенно уменьшается в восточном направлении. В районе Ловозерских тундр и среднего течения р. Поноя она составляет около 60 км . Севернее полосы останцы гидрослюдистой коры выветривания встречаются крайне редко; южнее останцы обнаруживаются несколько чаще, чем на севере региона, но тоже редки и характеризуются малыми мощностями. Расположение полосы в общих чертах совпадает с зоной миграции ледоразделов четвертичных ледниковых покровов [Евзеров, 1978].

При образовании рассматриваемой коры выветривания протекали процессы механического разрушения пород, физико-химического дробления минералов, приводящего к генерированию алевритовых частиц, и химического преобразования исходного материала [Афанасьев, 1977]; частично разрушались амфиболы, пироксены и полевые шпаты. Характерные минералы: гидрослюды и вермикулит, возникшие в результате изменения главным образом триоктаэдрических слюд, а также галлуазит, каолинит и сунгулит, синтезированные в небольших количествах из продуктов выщелачивания и гидролиза.

В конце миоцена тектонические движения вновь активизировались. Значительная часть шельфа северных морей была осушена, и речные долины врезались глубже современного уровня. По результатам бурения, обобщенным А.А. Никоновым [1964], устьевые участки древних погребенных долин Кольского полуострова располагаются в основном на отметках минус 40- 60 м . На месте Белого моря, вероятно, возник замкнутый водоем. Следствием поднятия явилось частичное переотложение гидрослюдистой коры выветривания. На склонах возвышенностей и в пределах предгорных равнин формировались, как отмечалось, сходные с нею по составу делювиальные и делювиально-пролювиальные отложения, а в депрессиях накапливались озерные осадки. Последние до сих пор не обнаружены. Косвенным указанием на их существование в прошлом служит присутствие, иногда в довольно большом количестве, пресноводных неогеновых диатомей в четвертичных осадках.

Климат позднего олигоцена - неогена характеризовался энергичным похолоданием, интенсивность которого нарастала к концу плиоцена [Синицын, 1965], и уже в плиоцене установился режим регулярных климатических колебаний [Эндрюс, 1982]. Особенно четко он проявился в четвертичный период в чередовании продолжительных похолоданий и более коротких потеплений, в течение которых климат был теплее современного. В периоды похолоданий развивались покровные оледенения, неоднократно покрывавшие рассматриваемую территорию в плейстоцене.

Четвертичные образования. В плиоцене перед распространением первого плейстоценового ледникового покрова на рассматриваемую территорию выветривание кристаллических пород происходило на обширных площадях, в пределах которых отсутствовали останцы миоценовой коры выветривания и осадочные породы миоцена. В последующие периоды межледниковий выветриванию подвергались существенно меньшие площади кристаллических пород, поскольку значительную часть территории щита покрывали плейстоценовые и бoлee древние отложения. Мощность элювиальных и делювиальных образований, судя по голоценовым, обычно не превышала 2 м . Продукты четвертичного выветривания голоценового возраста, очевидно, аналогичные таковым всего четвертичного периода, представлены дресвяно-щебнисто-глыбовым материалом с мелкозёмом, содержание которого варьирует в широких пределах, не превышая, как правило, первых десятков процентов. Выветривание в четвертичное время, как и в миоцене, протекало под влиянием физического, физико-химического и химического факторов; доминировал по-прежнему физико-химический [Афанасьв, 1977]. Но вместе с тем проявлялись и отличия: на смену температурному выветриванию, происходившему без перехода температуры через 0 °С, пришло морозное, а химическое выветривание четвертичного периода свелось к разрушению неустойчивых минералов. В четвертичный период под воздействием гипергенных агентов кристаллические породы изменялись в меньшей степени, чем в миоцене, поскольку морозное выветривание продуцирует существенно более крупный материал, чем температурное и, кроме того, интенсивность проявления химического выветривания существенно снизилась в связи с ухудшением климата. В четвертичное время в результате выщелачивания и гидратации возникали различного рода гидрослюды [Афанасьев, 1964; Евзеров, 1966; 1971]. Разложение неустойчивых минералов наиболее активно протекало в подзолистом горизонте почв, где разрушались все темноцветные минералы. Однако оно не сопровождалось образованием каких-либо слоистых силикатов и не затрагивало полевые шпаты. Минералы группы каолинита-галлуазита вообще не образовывались в четвертичный период [Афанасьев, 1964; Евзеров, 1966; 1971], вероятно, в связи с распадом структур выпадавшей из растворов смеси гелей под влиянием последующего промерзания [Афанасьев, 1977].

Анализ приведенных данных свидетельствует о том, что ложе первого ледникового покрова плейстоцена слагали в основном миоценовые образования и продукты более позднего выветривания. Из этого рыхлого материала и формировались отложения ледникового парагенетического ряда. В питании обломочным материалом всех последующих ледниковых покровов помимо отмеченных источников существенную роль играли ледниковые и межледниковые осадки предшествующих этапов геологической истории региона [Евзеров, 1975; 1978].

В северо-восточной части Балтийского щита распространены морены московского, ранневалдайского и поздневалдайского оледенений [Евзеров, 2007]. Они представляют собой поликомпонентную смесь, в которой присутствуют минеральные частицы и обломки пород различного размера: от коллоидных до валунов и глыб. Основные морены формировались под движущимся льдом, испытывая значительные напряжения. Вследствие этого им свойственны текстуры, аналогичные текстурам метаморфических пород, что позволяет изучать эти морены методами структурного анализа. Морены являются показателями климата существенно более сурового, чем современный. Однако в периоды оледенений климатическая обстановка не оставалась постоянной: имели место межстадиальные потепления и стадиальные похолодания. Наиболее подробные сведения имеются о климате поздневалдайского (поздневислинского) оледенения. Они получены при изучении разрезов озерных, ледниково-морских и морских осадков вблизи западного фланга ледникового покрова [Alm & Vorren, 1993; Lehman & Keigwin, 1992]. Выявленные межстадиально-стадиальные климатические циклы запечатлены в строении покрова поздневалдайских отложений региона. Установлено, что за промежуток времени между максимальным распространением ледника и голоценом здесь сформированы три пояса краевых образований, состоящих из двух полос краевых гряд: внутренней и внешней. В периоды межстадиальных потеплений в основном в связи с низкоградиентным характером поверхности ледника в Кольском регионе происходило отчленение от основного массива льда огромных периферических областей ледникового покрова [Евзеров, 1996].

В течение этих же периодов край динамически активного льда при благоприятных геоморфологических условиях контактировал с возникавшими или уже существовавшими в это время приледниковыми водными бассейнами. Высокая теплоёмкость воды приводила к быстрому совмещению ледяного берега с линией нулевого баланса масс ледника и длительному сохранению его довольно стабильного положения. Вследствие этого создавались условия для накопления у крутого ледяного берега мощных толщ флювиогляциальных осадков. Впоследствии, при полном освобождении территории ото льда, эти толщи проявлялись в рельефе в виде гряд насыпных краевых образований - так называемых маргинальных озов. Край активного льда в Кольском регионе не удалялся сколько-нибудь значительно от области накопления предкраевых толщ флювиогляциальных осадков. Его отступление составляло менее 1 км . Незначительное проявление фронтальной дегляциации подтверждается отсутствием озерно-ледниковых осадков в основании всех изученных нами разрезов отложений озерных котловин центральной и восточной частей Кольского полуострова. Оно, несомненно, является следствием суровых климатических условий, в которых протекала дегляциация региона. В позднем валдае, на протяжении которого климат в окрестностях ледникового покрова повсеместно был холоднее современного [Евзеров, 1996], на Кольском полуострове он, очевидно, отвечал наименее суровому арктическому. Во время стадиальных похолоданий ледник, наступая, в той или иной степени деформировал гряды насыпных краевых образований, если таковые оказывались на пути перемещения льда. При максимальном распространении ледника в каждую из стадий он образовывал перед своим краем главным образом гряды напорных морен, если поверхность ледникового ложа была наклонена в направлении перемещения льда. Если же ложе было наклонено навстречу движению льда, то перед его краем возникало приледниковое озеро и наряду с напорными грядами формировались флювиогляциальные дельты.

Таким образом, в северо-восточной части Балтийского щита в течение каждого межстадиально-стадиального климатического цикла у края активного льда создавался пояс маргинальных ледниковых образований, состоящий из двух полос краевых гряд: внутренней и внешней. Внешняя полоса, наиболее удаленная от центрально-ледниковой области, всегда возникала после внутренней [Евзеров, 1996; Евзеров и Николаева, 2000]. Расположение краевых поясов региона и некоторых других ледниковых образований, в основном отражающих направления движения льда в заключительные этапы эволюции Скандинавского ледникового щита, показаны на рис. 2. За период деградации поздневалдайского ледникового покрова сформировалось три пояса краевых образований: I, II и III.

Судя по результатам палеогеографических исследований, формирование пояса III происходило в связи с потеплением, имевшим место между 14 700 и 16 100 лет до настоящего времени (н.в.), и последующим похолоданием в интервале от ~14 700 до 13 400-12 900 лет до н.в. [Alm & Vorren, 1993]. Приведенные возрастные оценки косвенно подтверждаются радиоуглеродной датировкой донных осадков оз. Бабозеро (рис. 2). Она составляет 12 630 ± 400 лет до н.в. и свидетельствует, что накопление органики в оз. Бабозеро началось в период потепления, сменившего упомянутое похолодание. Образование маргинальных поясов II и I отвечает соответственно климатическим ритмам бёллинг (около 13 000 лет до н.в.) - средний дриас (около 12 500 лет до н.в.) и аллерод (примерно 11 800-11 000 лет до н.в.) - поздний дриас (~11 000-10 000 лет до н.в.).

В бёллинге и аллероде в местах впадения в приледниковые озера потоков талых ледниковых вод иногда формировались флювиогляциальные дельты, перед фронтом которых накапливались озерно-ледниковые осадки: - типичные ленточные глины. Однако эти образования весьма редки в восточной части региона - области развития фронтально-ареальной дегляциации.

После заключительной экспансии покровного ледника в позднем дриасе в западной части региона имела место рассекающая дегляциация. Монолитное тело ледника было рассечено глубоко вдающимися в сушу морскими заливами, в которые устремились потоки талых ледниковых вод. Эти потоки в местах впадения в заливы образовали многочисленные дельты. Перед фронтом дельт в заливах отложились мощные толщи ледниково-морских глин, формирование которых завершилось в конце пребореала [Евзеров, 2005]. В ходе гляциоизостатического поднятия региона глины впоследствии были частично размыты, и сформировалась серия снижающихся абразионно-аккумулятивных и аккумулятивных морских террас, сложенных преимущественно песчаным материалом.

Климатические условия конца плейстоцена и голоцена наиболее полно реконструированы по палинологическим данным. По заключению А.Ю. Шараповой [2005] для позднего дриаса северной Фенноскандии был характерен холодный и сухой климат. В пребореале произошли потепление и увлажнение климата, продолжившиеся в бореале и во время климатического оптимума, охватывающего атлантику и часть суббореала. В дальнейшем, со второй половины суббореала - примерно c 4 тыс. лет тому назад, климат ухудшился и в субатлантике имели место похолодание и увеличение влажности. Следствие указанных климатических изменений - накопление органических осадков: торфа, диатомита ракуши, начавшееся в бореальный период и продолжающееся до настоящего времени. По данным Р.М. Лебедевой, среднегодовой прирост торфа увеличивался в период климатического оптимума и значительно сократился в субатлантическое время.

Похолодания, имевшие место в конце плейстоцена и голоцене, запечатлены в отложениях горных ледников Хибинского горного массива. К.М. Рябцева [1970] на основе геолого-геоморфологических исследований выделяет здесь четыре стадии горного оледенения. По её данным, конечные морены наиболее древней из стадий замыкают цирки и кары в устьевых частях, иногда выдвигаясь в основную долину. Они достигают высоты 50 м и располагаются обычно на абсолютных отметках 400- 450 м . Эти конечно-моренные гряды, как правило, прорваны ложбинами стока талых ледниковых вод. Они, как и отложения ледника подножий в северных предгорьях Хибин, сформировались в позднем дриасе [Евзеров и Николаева, 2007].

Более поздняя волна потепления, включающая климатический оптимум голоцена, привела к исчезновению горных ледников. В последние 4 тысячи лет ледники появлялись еще трижды: в суббореальный период около 4 тысяч лет назад (вторая стадия), в субатлантике около 2.5-2 тысяч лет назад (третья стадия) и в малый ледниковый период, длившийся ориентировочно с середины XV до середины XIX веков (четвертая стадия). Морены второй стадии локализованы в нижней части цирков и каров на отметках 450- 500 м . Для них характерны сглаженные формы основного вала высотой 30- 40 м и большая площадь примыкающего к нему холмисто-западинного рельефа. Конечные морены этой стадии оледенения иногда ориентированы под некоторым углом к оси цирка, отгораживая наиболее холодную северную часть цирка. Краевые образования третьей стадии оледенения лежат на высоте 600- 700 м . Моренные валы этой стадии высотой 15- 20 м имеют расплывчатые контуры. Они сближены с валами четвертой стадии и расположены в верхней половине кара. Конечно-моренные образования наиболее молодой стадии оледенения находятся у подножия обрывистых задних стенок цирков и каров на отметках 700- 900 м . Они чаще всего представлены серией валов высотой 5- 8 м , сложенных с поверхности крупнообломочным мате риалом. В настоящее время места бывших ледников частично занимают снежники или современные ледники. В последние годы сотрудниками МГУ на морене и флювиогляциальных отложениях горного оледенения в южной части Хибин обнаружены погребенные почвы, сформировавшиеся в промежутках между второй-третьей и третьей-четвертой стадиями горного оледенения с радиоуглеродными возрастами соответственно 3780 ± 110 лет назад (л.н.) (ИГАН-3184) и 1170 ± 80 л .н. (ИГАН-3186) [Косарева, 2007]. Современное оледенение Хибин, возникшее, очевидно, в малый ледниковый период [Перов, 1968], в настоящее время деградирует [Зюзин, 2006].

Вариации климата на протяжении последних примерно 7 тысяч лет нашли отражение в строении прибрежно-морских образований на полуострове Среднем [Møller et al., 2002], формировавшихся при поднятии континента (рис. 3). На западном побережье полуострова, в губе Маталаниеми, в периоды потеплений возникали береговые валы и крутые уступы, а во время похолоданий вследствие продолжительного существования покрова морских льдов - аккумулятивные террасы и пологие склоны. Оценка возраста этих событий проведена посредством интерполяции данных о перемещении береговой линии в близлежащих районах Норвегии и России. Она отвечает точности ± 200 лет. Существенно отметить, что в губе Маталаниеми в недавнем прошлом начала формироваться терраса, и этот процесс продолжается до сих пор, что никоим образом не свидетельствует в пользу глобального потепления климата.

Заключение. Тектоника и климат - важнейшие агенты мобилизации материала в зоне гипергенеза. Медленное поднятие достаточно высокого континента при благоприятных климатических условиях, имевшее место в миоцене и, вероятно, в верхнем триасе - нижней юре, обусловило формирование на Балтийском щите соответственно гидрослюдистой и каолиновой кор выветривания. Однако характерная для фанерозойской истории щита тенденция к поднятию привела к размыву и частичному или почти полному сносу с континента упомянутых продуктов выветривания и в целом к редуцированию рыхлого покрова региона. Последнее кратковременное поднятие щита в конце плейстоцена и в голоцене при благоприятных геоморфологических условиях способствовало формированию широкой полосы прибрежно-морских образований, запечатлевших кратковременные климатические изменения. Что касается самих климатических изменений, то при достаточной влажности переход от отрицательных среднегодовых температур к положительным с последующим их повышением повлек за собой смену физического и физико-химического выветривания преимущественно химическим, а в литогенезе - смену ледниковых образований водно-ледниковыми, а затем водно-ледниковых отложений - органогенными. В умеренном и жарком климате происходило корообразование. Но оно происходило только при благоприятной геоморфологической и тектонической обстановке.

Исследования частично поддержаны программой Президиума РАН 16, часть 2, проект 5.5 “Эволюция рельефа и отложений Кольского региона в голоцене”.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Афанасьев А.П. Глинистые минералы четвертичных отложений некоторых районов Кольского полуострова // Четвертичные отложения и грунтовые воды Кольского полуострова. М.-Л.: Наука, 1964. С. 78-91.

2. Афанасьев А.П. Фанерозойские коры выветривания Балтийского щита и связанные с ними полезные ископаемые. Л.: Наука, 1977. 244 с.

3. Горелов С.К. Основные закономерности и этапы развития поверхностей выравнивания на территории СССР // Поверхности выравнивания и коры выветривания на территории СССР. М.: Наука, 1974. С. 318-366.

4. Евзеров В.Я. О составе глинистой фракции морены московского оледенения и отложений бореальной трансгрессии на Кольском полуострове // Формирование рельефа и четвертичных отложений Кольского полуострова. М.; Л.: Наука, 1966. С. 112-117.

5. Евзеров В.Я. О характере выветривания горных пород Кольского полуострова в антропогене // Вопросы формирования рельефа и рыхлого покрова Кольского полуострова. Л.: Наука, 1971. С. 121-130.

6. Евзеров В.Я. О происхождении антропогеновых отложений Балтийского щита // Сов. геология. 1975. № 4. С. 112-114.

7. Евзеров В.Я. Роль древних кор выветривания в формировании антропогеновых отложений и связанных с ними месторождений северо-восточной части Балтийского щита// Литол. и полез. ископ. 1978. № 1. С. 50-58.

8. Евзеров В.Я. Специфика формирования маргинальных гряд поздневалдайского ледникового покрова в условиях арктического климата // Геоморфология. 1996. № 2. С. 64-71.

9. Евзеров В.Я. Россыпные месторождения - уникальные образования в рыхлом покрове Балтийского щита // Литол. и полез. ископ. 2001. № 2. С. 126-133.

10. Евзеров В.Я. Ресурсы, размещение и формирование месторождений кирпичных глин Мурманской области, северо-запад России // Вестник Воронеж гос. ун-та. Сер. геолог. 2005. № 2. С. 120-111.

11. Евзеров В.Я. Отложения позднеплейстоценовых морских трансгрессий в Беломорской котловине // Регион. геолог. и металлогения. 2007. № 30-31. С. 172-178.

12. Евзеров В.Я., Колька В.В., Назаренко В.О. Новые находки каолина на Кольском полуострове и вероятный возраст каолиновых месторождений Фенноскандинавского щита // Комплексная оценка месторождений нерудного минерального сырья. СПб, 1993. С. 129-132.

13. Евзеров В.Я., Николаева С.Б. Пояса краевых ледниковых образований Кольского региона // Геоморфология. 2000. № 1. С. 61-73.

14. Евзеров В.Я., Николаева С.Б. К проблеме взаимоотношения покровного и горного оледенений // Вест. Воронеж. гос. ун-та. Сер. геолог. 2007. № 2. С. 31-36.

15. Евзеров В.Я., Самойлович Ю.Г. Реконструкция северо-восточной краевой области скандинавского ледникового покрова в поздневалдайское время // Геоморфология. 1998. № 4. С. 65-70.

16. Зюзин Ю.Л. Суровый лик Хибин. Мурманск: Рекламная полиграфия. 2006. 235 с.

17. Киселёв И.И. О распространении коры выветривания в западной части Кольского полуострова и её палеогеографическое значение // Изв. Всесоюз. геогр. о-ва. 1975. Т. 107. Вып. 4. С. 324-330.

18. Климат в эпохи крупных биосферных перестроек / Под. ред. Семихатова М.А., Чумакова Н.М. М.: Наука, 2004. 299 с. (Тр. ГИН РАН. Вып. 550).

19. Косарева Ю.М. Эволюция почв высокогорной части Хибинского массива в голоцене: Автореф. дис. канд. биол. наук. М., 2007. 26 с.

20. Кравченко С.М., Евзеров В.Я. Магматический и постмагматические этапы формирования Томторских (север Сибирской платформы) и Хибинских (северо-восток Балтийского щита) месторождений редких элементов // Наука и технология в России. 1998. № 5 (28). С. 14-19.

21. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.-Л.: Изд-во. АН СССР, 1960. 233 с.

22. Лихачев А.С., Афанасьев А.П. Новая находка доледниковых каолиновых глин на Кольском полуострове // Сов. Геология. 1969. № 9. С. 116-120.

23. Мещеряков Ю.А. Структурная геоморфология равнинных стран. М.: Наука, 1965. 388 с.

24. Михайлов Б.М. Фациальные типы рудоносных кор выветривания и их эволюция в истории Земли // Кора выветривания и гипергенное рудообразование. М.: Наука, 1977. С. 22-32.

25. Никонов А.А. О древнейших долинах северо-восточной части Балтийского щита // Докл. АН СССР. 1967. Т. 177. № 5. С. 1155-1158.

26. Никонов А.А. Развитие рельефа и палеогеография антропогена на западе Кольского полуострова. Л.: Наука, 1964. 181 с.

27. Перов В.Ф. Снежники, ледники и мерзлотный рельеф Хибинских гор (Гляциолог. № 22) М.: Наука, 1968. 119 с.

28. Петров В.П. Основы учения о корах выветривания. М.: Недра, 1967. 343 с.

29. Полканов А.А. Очерк четвертичной геологии северо-западной части Кольского полуострова // Тр. Советской секции Международной ассоциации по изучению четвертичного периода (INQUA). 1937. Вып. 3. С. 63-80.

30. Рябцева К.М. Динамика оледенения Хибин в голоцене в связи с ритмами увлажнения северного полушария // Ритмы и цикличность в природе (Вопросы географии, сб. 79). М.: Мысль, 1970. С. 105-120.

31. Синицын В.М. Древние климаты Евразии. Ч. 1. Палеоген и неоген. Л.: Изд-во. ЛГУ, 1965. 167 с.

32. Синицын В.М. Древние климаты Евразии. Ч. 2. Мезозой. Изд-во ЛГУ, 1966. 167 с.

33. Стрелков С.А., Евзеров В.Я., Кошечкин Б.И. и др. История формирования рельефа и рыхлых отложений северо-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1976. 164 с.

34. Хожаинов Н.П. Источники сноса обломочного материала для палеозойских и мезозойских отложений Воронежской антеклизы // Литология и стратиграфия осадочного чехла Воронежской антеклизы. Воронеж, 1974. С. 3-11.

35. Черняховский А.Г. Климатическая зональность элювиального процесса // Процессы континентального литогенеза. М.: Наука, 1980. С. 28-59.

36. Шарапова А.Ю. Верхний плейстоцен и голоцен северной Фенноскандии и Баренцева моря (стратиграфия, абсолютная хронология, палеогеография): Автореф. дис. д-ра геол.-мин. наук. С.-Петербург, 2005. 32 с.

37. Баренцевская шельфовая плита // Тр. Северной Промышленной ассоциации морских геологических исследований “Севморгеология” и Всесоюзного научно-исследовательского института геологии и минеральных ресурсов мирового океана “ВНИИокеангеология”. Вып. 196 / Под ред. Грамберга И.С. Л.: Недра, 1988. 263 c.

38. Шипилов Э.В., Тюремнов В.А., Глазнев В.Н., Голубев В.А. Палеогеографические обстановки и тектонические деформации Баренцевоморской континентальной окраины в кайнозое // Докл. РАН. 2006. Т. 407. № 3. С. 378-383.

39. Эндрюс Дж. Современный ледниковый период: кайнозойский // Зимы нашей планеты. М.: Мир, 1982. С. 220-281.

40. Alm T., Vorren K.-D. Climate and plants during the last ice age // Plant life. Tromsø, 1993. P. 4-7.

41. Hirvas H., Tynni R. Tertiaarista savea Savukoskella seka havaintoja tertiaarisista mikrofossiileista // Geologi. 1976. V. 28, № 3. P. 33-40.

42. Kujansuu R. On landslides in Finnish Lapland / R. Kujansuu // Geol. Surv. Fin. Bull. 1972. V. 256. P. 1-22.

43. Lehman S.J., Keigwin L.D. Sudden changes in North Atlantic circulation during the last deglaciation // Nature. 1992. V. 356. P. 757-762.

44. Møller J.J., Yevzerov V.Ya., Kolka V.V., Corner G.D. Holocene raised beach-ridges and sea-ice pushed boulders on Kola Peninsula, Northwest Russia : indicators of climatic change // The Holocene. 2002. V. 12. № 2. P. 169-176.

45. Ramsay W. Über die Geologische Entwicklung der Halbinsel Kola in der Quartarzeit // Fennia. Helsingfors, 1898. XVI, № 1. 151 S.

Climatic and Tectonic Variations Recorded by Composition and Structure of the Unconsolidated Cover of the Northeastern Baltic Shield

V.Ya. Yevzerov

Geological Institute, Kola Science Centre of RAS

Materials on a composition and structure of the unconsolidated cover of the northeastern Baltic shield have been analyzed. At suffi cient humidity transition from negative average annual temperature to positive ones with their subsequent increase is shown to have caused change of lithogenesis. Glacial sediments were changed by glaciofl uvial and then glaciofl uvial sediments by organic. Weathering crust was forming in the moderate and hot climate under favorable tectonic conditions.