Введение. Плейстоценовая история осадконакопления в береговой зоне Кольского полуострова наиболее тесно связана с многократными оледенениями, чередующимися с межледниковыми эпохами, когда на побережье отмечались морские трансгрессии и формировались морские осадки. Особый научный и практический интерес вызывает изучение именно этих отложений, которые являются важнейшими палеогеографическими и геологическими реперами. Детальное их изучение началось в 30-40 гг. XX в., когда активно стали проводиться региональные геологоразведочные работы. Однако следует заметить, что интерес к этому изучению остается и поныне, причем взгляды на возраст и условия образования пород меняются, исходя из аналитических возможностей научных исследований и состояния общих представлений на последовательность геологических событий плейстоцена.

Так, в 50-х - начале 60-х гг. XX в. было высказано предположение о формировании морских толщ на Кольском полуострове во время последнего (московско-валдайского) межледниковья (100-70 тыс. л.н.) в результате двух последовательных трансгрессий (бореальной и беломорской) одного и того же морского бассейна. Этому межледниковью предшествовало днепровское оледенение. Считалось, что за бореальной и беломорской трансгрессиями последовало последнее (валдайское) оледенение, которое оставило многочисленные и разнообразные морены, формирующие рельеф в пределах Кольского полуострова [Лаврова, 1960]. В 60-е гг. XX в. бореальная и беломорская трансгрессии были сопоставлены с двумя самостоятельным межледниковыми эпохами - микулинским межледниковьем (100-70 тыс. л.н.) с тепловодной бореальной трансгрессией и средневалдайским межледниковьем (50-25 тыс.л.н.) с холодноводной беломорской трансгрессией [Никонов, 1964; 1966]. Было высказано мнение и о наличии в разрезе рыхлых пород трех ледниковых горизонтов: базального среднеплейстоценового и двух позднеплейстоценовых горизонтов, один из который разделяет осадки указанных межледниковых трансгрессий. В 70-е гг. XX в. существование в пределах Кольского полуострова отложений бореальной трансгрессии было поставлено под сомнение, а все морские межледниковые горизонты по данным радиоуглеродного (С¹⁴) датирования были отнесены к средневалдайскому межледниковью (50-25 тыс.л.н.), в первой половине которого развивалась понойская морская трансгрессия и формировались так называемые понойские слои, а во второй половине - более холодноводная стрельнинская трансгрессия, оставившая стрельнинские слои [Гудина и Евзеров, 1973]. Ледниковые породы, подстилающие понойские слои, были отнесены предположительно к ранневалдайскому времени, а осадки, перекрывающие стрельнинские слои, - ко времени последнего валдайского оледенения. Однако в конце 70-х - начале 80-х гг. XX в. по данным U-Th²³⁰ датирования был установлен более древний возраст (86±3.9, 97±4, 114±4 тыс. лет) раковин морских моллюсков из осадков тепловодной морской трансгрессии (понойских слоев) [Арсланов и др., 1981; Evzerov & Koshechkin, 1977]. В конце прошлого и в начале нынешнего века появились новые геологические и геохронологические данные [Корсакова и др., 2004; Molodkov & Bolikhovskaya, 2002; Molodkov & Evzerov, 2004] по изучению плейстоценовых морских отложений на Кольском полуострове.

Район исследования и фактический материал. Основной фактический материал для реконструкции истории развития осадочного покрова в береговой зоне Кольского полуострова был получен в ходе полевых работ на Терском берегу Белого моря и в восточной части побережья Баренцева моря (рис. 1), где были изучены геологические разрезы, вскрывающие плейстоценовые осадки, в том числе и морские. Были выполнены стандартные геологические и геоморфологические исследования, а также отобрано 19 геохронологических проб, которые проанализированы А.Н. Молодьковым в Лаборатории четвертичной геохронологии Института геологии Таллиннского технического университета с применением методов электронного парамагнитного резонанса (ЭПР) для раковин субфоссильных моллюсков и оптически стимулированной люминесценции (OCЛ) для песчаных пород. Кроме того, были учтены еще 5 более ранних датировок [Evzerov & Koshechkin, 1977; Molodkov & Bolikhovskaya, 2002; Molodkov & Evzerov, 2004].

Для палеоэкологических сопоставлений разрезов использовались до сих пор востребованные опубликованные данные В.И. Гудиной, изучавшей фораминиферы в морских отложениях [Гудина и Евзеров, 1973], результаты диатомового анализа, выполненного в разные годы Е.А. Черемисиновой и Л.Я. Каган (Самсоновой) [Граве и др., 1969; Черемисинова, 1962], данные М.А. Лавровой и С.А. Стрелкова [Лаврова, 1960; Стрелков и др., 1976] по определению видовой принадлежности субфоссильных раковин моллюсков, усоногих, брахиопод, некоторые результаты спорово-пыльцевого анализа, полученные Т.М. Вострухиной [Никонов и Вострухина, 1964], В.С. Гуновой [Граве и др., 1969], Р.М. Лебедевой [Граве и др., 1969].

Геологическая летопись, запечатленная в рыхлых отложениях Кольского полуострова, охватывает конец среднего плейстоцена (московское оледенение, морская изотопная стадия МИС 6), поздний плейстоцен (микулинское межледниковье и валдайскую ледниковую эпоху, МИС 5-2) и голоцен (МИС 1). Валдайская ледниковая эпоха традиционно подразделена на раннюю (МИС 5d-5а, 117-75 тыс.л.н.), среднюю (МИС 4-3, 75-25 тыс.л.н.) и позднюю (МИС 2, 25-10 тыс.л.н.). Более древних плейстоценовых осадков на побережье Кольского полуострова, как и в котловине Белого моря, не установлено.

Осадки и породы ледникового парагенетического ряда и соответствующие ледниковые эпохи. Базальный горизонт осадочного покрова в Кольском регионе образован мореной, ледниково-морскими и водноледниковыми осадками среднеплейстоценового (московского, МИС 6) возраста. Также в погребенном состоянии залегает ранне-средневалдайский (калининский) горизонт (МИС 5b-а, 4), сложенный ледниковыми и водноледниковыми породами. Наиболее молодой ледниковый горизонт - поздневалдайский (осташковский, МИС 2), осадки которого имеют рельефообразующее значение.

Среднеплейстоценовый ледниковый горизонт и московская ледниковая эпоха. Морена московского оледенения (gIIms), встреченная в обнажениях, расположенных на Терском берегу Белого моря в виде супеси или суглинка красновато-коричневого или серого цвета с галькой и валунами, в известных здесь разрезах (рис. 1, 2) залегает на кристаллических породах и подстилает морские микулинские осадки (разрез 5 и 8 на рис. 2). Мощность ее - порядка 1-2 м, по литературным данным [Никонов, 1964], иногда достигает 20 м. Отнести этот горизонт к среднему плейстоцену позволяют результаты датирования перекрывающих его межледниковых осадков, возраст которых около 130 тыс. лет [Корсакова и др., 2004]. Ледниково-морские осадки (gmIIms), которые также сопоставлены со средним плейстоценом, возможно, вскрыты в разрезе 7, где они подстилают ранневалдайские морские пески (рис. 1, 2). Кроме того, в восточной части Мурманского берега Баренцева моря осадки ледникового парагенетического ряда, образованные в конце московского ледниковья и представленные галечно-гравийно-песчаными отложениями с мелкими валунами, прослоями и линзами гравия, гальки, средне-крупнозернистого песка (fIIms) и слоистыми глинами и алевритами (gmIIms), установлены в основании обрыва в кутовой части Святоносского залива, где они залегают на кристаллических породах фундамента (разрез 9 на рис. 1,2). Подобные осадки изучались ранее в западной части Мурманского берега, где они охарактеризованы как дистальные ленточные глины морского генезиса [Колька и Корсакова, 2000].

Калининский (подпорожский) ледниковый горизонт и ранне-средневалдайская ледниковая эпоха. Проведенные исследования позволяют впервые говорить о наличии в изучаемом районе валдайского горизонта ледниковых образований, формирование которого отвечает резкому глобальному похолоданию 60-70 тыс.л.н., что в первом приближении может соответствовать МИС 4, а с учетом новых данных по побережью Кольского полуострова [Корсакова и др., 2004] - и завершающим подстадиям МИС 5 (МИС 5b-а). Породы ледникового парагенетического ряда, в региональных стратиграфических схемах относящиеся к подпорожскому горизонту, могут быть сопоставлены с ранне-средневалдайским (калининским) оледенением на Северо-Западе России. Калининская морена известна в разрезах на п-ове Канин, на севере Печорской низменности, на о-ве Колгуев [Лаврушин и Эпштейн, 2001]. На побережье Белого моря такие породы, представленные бурым валунным суглинком (gIIIpd) мощностью около 3 м, возможно, вскрыты в обнажении на р. Каменке (разрез 3, рис. 1,3) под морскими осадками. Кроме того, разнозернистые пески с галькой и валунами (fIIIpd) мощностью до 7 м, обнажающиеся в долине р. Чаваньги (разрез 2, рис. 1, 3), также имеют ОСЛ-возраст около 63 тыс.лет [Корсакова и др., 2004], что соответствует времени ранне-средневалдайского похолодания.

В вершине Святоносского залива Баренцева моря соответствующие породы в виде песка мелкозернистого, с песчано-гравийными линзами, гравием и гальками залегают на морских глинах (разрез 9, рис. 1, 3). Полученный их OCЛ-возраст около 60-70 тыс.л., отсутствие материала подстилающих коренных пород, опубликованные данные о наличии редких обломков морских диатомей и дальнезаносной древесной пыльцы [Никонов и Вострухина, 1964], условия залегания пород позволяют считать их водноледниковыми, возможно зандровыми, отложениями средневалдайского возраста.

При деградации ранне-средневалдайского ледника в осолоненном бассейне могли формироваться и ледниково-морские осадки (разрез 6, рис. 1,3, gmIIIpd), которые обнажаются в уступе раннеголоценовой аккумулятивно-абразионной террасы, фрагмент которой представлен на схеме (рис. 4).

Осташковский ледниковый горизонт и поздневалдайская ледниковая эпоха. В максимальную фазу распространения, т.е. около 23 тыс.л.н., поздневалдайский ледник полностью перекрывал Кольский полуостров и беломорскую депрессию [Лаврова, 1960; Mangerud et al., 1996; 1999; 2004; Svendsen et al., 2004], поэтому все известные разрезы рыхлых отложений венчают породы ледникового парагенетического ряда осташковского возраста (gIIIos, gmIIIos, fIIIos). Осташковская морена представлена супесями, суглинками, содержащими 15-25% галек и валунов, и имеет мощность от 0.5 до 7.0 м. Флювиогляциальные галечно-валунные, песчано-галечные и песчаные осадки мощностью 2-10 м организованы в озы и флювиогляциальные дельты, долинные зандры. Лимногляциальные осадки формируют залежи ленточных глин, суглинков, супесей и песков мощностью 1-15 м на некотором удалении от современного берега. Ледниково-морские отложения в виде валунных супесей, суглинков местами слагают поверхность раннеголоценовой аккумулятивно-абразионной террасы (рис. 4).

Морские плейстоценовые слои и этапы морского осадконакопления в береговой зоне Кольского полуострова. Проведенными исследованиями на побережье Кольского полуострова установлено три толщи морских осадков. Это позволяет выделить здесь три этапа морского осадконакопления.

Нижняя морская толща и межледниковая бореальная трансгрессия. В изученных обнажениях эта морская толща присутствует в основании разрезов по долинам рек Варзуга, Стрельна, Чапома, Малая Качковка (разрезы 1, 4, 5, 8, рис. 1, 5), впадающих в Белое море, а также в вершине Святоносского залива Баренцева моря (разрез 9, рис. 1, 5). В региональных стратиграфических схемах ее называют понойскими слоями (mIIIpn) и сопоставляют по возрасту с микулинским (эемским, МИС 5е) межледниковьем и бореальной морской трансгрессией, которая явилась следствием деградации ледниковых щитов среднего плейстоцена. Эти морские отложения формируют регрессивную серию осадков, так как вверх по разрезу последовательно меняются от плотных суглинков, супесей до тонко- и мелкозернистых песков (рис. 2).

Подошва этой морской толщи вскрывается на абсолютных отметках 5-8 м в естественном обнажении в долине р. Чапомы и на 126 м в долине р. Малой Качковки (разрезы 5 и 8 соответственно, рис. 1 и 5). Здесь понойские слои с размывом залегают на ледниковых породах, которые относят по возрасту к московскому оледенению. В вершине Святоносского залива Баренцева моря (разрез 9, рис. 1 и 5) они перекрывают предположительно московские позднеледниковые слоистые глины на абсолютных отметках 9-14 м. В других известных разрезах Кольского полуострова подошва данной морской толщи не вскрыта.

Современное положение кровли понойских слоев изменяется от 10-35 м в разрезах южной и юго-восточной части Кольского полуострова до 135 м над ур. м. в восточной - северо-восточной его части. Во всех известных разрезах (рис. 5), за исключением разреза Малая Качковка (разрез 8, рис. 1 и 5), понойские слои перекрыты более молодыми морскими осадками, по геохронологическим и палеонтологическим данным имеющим ранневалдайский возраст.

Особое положение эта морская толща занимает в разрезе Варзуга (разрез 1, рис. 1 и 5), где она, возможно, дислоцирована и вскрыта как в коренном залегании в основании разреза, так и в виде отторженца, залегающего непосредственно под мореной последнего оледенения [Molodkov & Evzerov, 2004]. На присутствие здесь отторженца пород понойских морских слоев из района северо-восточной части Кольского полуострова указывали В.И. Гудина и В.Я. Евзеров, считая эти породы аналогичными тем, которые вскрыты в вершине Святоносского залива ([Гудина и Евзеров, 1973], с. 18,64). М.А. Лаврова, исследовавшая это обнажение раньше, увидела здесь линзу глинистых осадков с остатками богатой фауны моллюсков и диатомовой флоры, в целом более холодноводных, чем в нижележащих морских глинах. Осадки, слагающие линзу, М.А. Лаврова отнесла к самостоятельной морской трансгрессии ([Лаврова, 1960], с. 27-29). Кроме того, есть мнение, что эта спорная часть разреза представляет собой морские осадки позднеледникового бассейна [Никонов, 1966]. Хотя в современном виде обнажения, закрытого сейчас многочисленными оползнями, ни отторженец, ни линза не вскрыты, но по косвенным данным на песчанистых, часто дислоцированных осадках на высоте примерно 18-25 м над ур.м. залегают глинистые породы с субфоссильными раковинами. Вероятнее всего, они представляют собой верхнюю часть дислоцированных пород понойских слоев, и здесь возможны гляциодислокации надвигового типа.

Понойские слои отличаются присутствием большого количества остатков макрофауны. Среди нескольких десятков видов моллюсков, брахиопод и усоногих, установленных М.А. Лавровой [1960] и С.А. Стрелковым [Стрелков и др., 1976] из коллекций, собранных в разное время разными геологами, доминируют бореальные и аркто-бореальные. Из бореальных видов особое внимание заслуживают такие, которые в своем распространении не выходят за пределы современного незамерзающего Баренцева моря и в Белом море в настоящее время не встречаются, например Dentalium entalis L., Cardium elegantulum Beck., Panopaea norvegica Spengl., а также требовательный к достаточно высокому показателю температуры Mytilus edulis L. [Гудина и Евзеров, 1973].

В нижней морской толще одного из наиболее палеонтологически изученных разрезов (разрез 5, рис. 1, 5) В.И. Гудиной [Гудина и Евзеров, 1973] обнаружено большое количество фораминифер и остракод - 47 000 экз. на 100 г породы, а их разнообразие охарактеризовано примерно 50 видами, среди которых доминируют тепловодные, но присутствуют и холоднолюбивые виды. В целом микрофаунистический комплекс образован видами, живущими в современных арктических и бореальных морях, когда соленость воды близка к нормальной, а придонные температуры положительные. В этом же разрезе в осадках понойских слоев Е.А. Черемисиновой [1962] было обнаружено более 100 видов диатомовых водорослей, причем три четверти их оказались морскими (половина всех видов), солоноватоводными и пресноводно-солоноватоводными, среди которых много видов, характерных для бореальной морской трансгрессии, отмечаемой на севере Европы, например Synedra crystalline (Ag.) Kütz., Diploneis bombus (Ehr.) Cl., Navicula lyra Her., N. lyra var. subelliptica Cl., N. monilifera var. heterosticha Cl., Amphora robusta Greg.

По данным датирования (рис. 5) возраст понойских слоев, формировавшихся в относительно теплом море, варьирует от 120-130 до 100-105 тыс. лет в депрессии Белого моря, что соответствуют МИС 5е-5d. Несколько моложе, более 90 тыс. лет, эти породы морского генезиса на побережье Баренцева моря.

Средняя морская толща и ранневалдайская морская трансгрессия. Понойские слои почти во всех известных разрезах перекрыты осадками еще одной морской толщи, которая в региональной стратиграфической схеме называется стрельнинские слои (mIIIst). Эта толща представлена песком, супесью, суглинком, глиной с обломками и редкими остатками раковин моллюсков (разрезы 1, 2, 4, 5, 7, 9, рис. 6). В целом это осадки мелководных прибрежных и береговых фаций. Их последовательность отличается сложным строением - глинистые отложения подстилаются маломощными и перекрываются гораздо более мощными песчанистыми осадками.

Наиболее полно стрельнинские слои вскрыты и изучены на правом берегу долины р. Стрельны, где они залегают на понойских слоях на абсолютных отметках 35-60 м (разрез 4, рис. 1 и 6). По всей их толще содержатся фрагменты и единичные целые створки раковин моллюсков преимущественно арктических, аркто-бореальных и бореальных видов, например Astarte borealis Chemn., A. elliptica Brown., A. crenada Gray., A. montaqui Dillm, Cyprina islandica [Лаврова, 1960]. В этих же осадках встречено более 15 видов фораминифер [Гудина и Евзеров, 1973]. Морскими, пресноводно-солоноватоводными и пресноводными видами, залегающими in situ, представлены и диатомовые водоросли, причем в средней, суглинистой, части стрельнинской толщи среди диатомовых водорослей значимо преобладают морские виды [Граве и др., 1969].

Частично породы стрельнинских слоев в виде плотного суглинка с раковинами моллюсков обнажаются на абсолютных отметках 29 м и ниже под водно-ледниковыми песчаными породами у уреза воды в долине р. Чаваньга (разрез 2, рис. 1 и 6). Стрельнинские слои (суглинки и супеси с гравием, гальками и валунами, тонко-, мелко-, среднезернистые пески с линзами крупнозернистого песка с гравием) вскрыты на абсолютных отметках 42-52 м в устье руч. Лудяного (разрез 7, рис. 1 и 6). Аналогичные породы обнажаются в разрезах по долинам рек Варзуга и Чапома (разрезы 1 и 5 соответственно, рис. 1 и 6).

В разрезе на баренцевоморском берегу Кольского полуострова стрельнинские слои в виде суглинисто-глинистой толщи с прослойками разнозернистого песка, с редкими гравием, гальками, валунами, залегают в интервале абсолютных высот от 35 до 15 м на породах понойских слоев и перекрыты водно-ледниковыми песками (разрез 9, рис. 1 и 6).

Имеющиеся возрастные данные (рис. 6) показывают, что средняя морская толща (стрельнинские слои) формировалась в ранневалдайское время. Малочисленные геохронологические и геологические данные, полученные при изучении всего одного разреза, расположенного на побережье Баренцева моря, позволяют предположить, что здесь межледниковый морской бассейн также существовал в течение микулинского и частично ранневалдайского времени, т.е. ранее чем 85-90 тыс. л. н.

Верхняя позднеплейстоценовая морская толща и средневалдайская морская трансгрессия. Наиболее молодая, стратиграфически верхняя морская толща (mIIIln) рассмотрена в обнажениях по берегам рек Каменка и Большая Кумжевая (разрезы 3 и 6 соответственно, рис. 1 и 3). Она сложена песками, супесями, суглинками, залегающими на ледниковых или водно-ледниковых породах и перекрытых мореной или ледниково-морскими осадками. Самым пока информативным является разрез на р. Каменка (разрез 3, рис. 1 и 3). Здесь были найдены фрагменты и створки раковин аркто-бореальных и арктических моллюсков Chlamys islandicus Müll, Astarte crenata Gray, A. crenata var. crebricostata Andr. et Forb., Mya sp., Pecten islandicus [Граве и др., 1969; Гудина и Евзеров, 1973]. Среди диатомовых водорослей установлены такие виды, как Isthmia nervosa Ktz., Isthmia sp., Rhabdonema sp., Melosira sulcata (Her.) Ktz. Термофильных видов диатомовых водорослей здесь не обнаружено [Граве и др., 1969]. Однако эти пока скудные палеонтологические данные позволяют говорить, что породы, слагающие эту морскую толщу, накапливались в условиях литорали и сублиторали достаточно холодного водоема.

Верхняя морская толща по геохронологическим данным формировалась 60-40 тыс. л. н. (рис. 3), что сопоставимо с началом МИС 3. В региональных стратиграфических схемах отложения такого возраста относятся к ленинградскому горизонту (mIIIln). В тех разрезах, которые сейчас доступны для изучения (разрезы 3 и 6, рис. 1 и 3), видно, что рассматриваемая морская толща, как и понойские слои, сложена регрессивной серией осадков. Это может свидетельствовать о гляциоэвстатической природе морского бассейна, существовавшего в то время в депрессии Белого моря.

Дискуссия и выводы. По имеющимся в настоящее время данным, отложения на побережье Кольского полуострова представлены ледниковыми породами нескольких генераций и тремя позднеплейстоценовыми морскими толщами. По геологическим, литолого-стратиграфическим и геохронологическим данным достоверно установленными являются две погребенные морские толщи, которые в региональных стратиграфических схемах называются понойскими и стрельнинскими слоями.

Понойские слои - стратиграфически нижняя, самая древняя в регионе плейстоценовая морская толща была образована во время микулинской (бореальной) морской трансгрессии в экологической обстановке, более благоприятной, чем современная, сформирована отложениями с самыми богатыми и теплолюбивыми палеофаунистическими и палеофлористическими комплексами. Отсутствие в известных разрезах трансгрессивной серии межледниковых осадков свидетельствует о гляциоэвстатической природе микулинского моря, когда максимум трансгрессии отмечается в позднеледниковье.

Самое высокое гипсометрическое положение микулинская морская толща (понойские слои) занимает на востоке-северо-востоке полуострова (разрез 8, рис. 1 и 5), что может свидетельствовать о более активном тектоническом блоковом поднятии этой части Кольского полуострова. Здесь нельзя исключить и гляциоизостатическую причину гипсометрически доминирующего современного пространственного положения микулинского горизонта (понойских слоев). Эта причина особенно правдоподобна в том случае, если московский ледниковый покров распространялся на Кольский полуостров со стороны Карского или Баренцева моря [Корсакова и др., 2007; Svendsen et al., 2004].

На осадках понойских слоев залегает вторая достоверно установленная на побережье Кольского полуострова морская толща - стрельнинские слои. Они формировались в условиях мелководья при пониженной (менее 30 ‰) солености воды, когда климат по температурным параметрам был чуть холоднее или близок к современному [Стрелков и др., 1976]. Накопление осадков стрельнинской толщи связано с началом малоамплитудной морской трансгрессии, имевшей место около 100-105  тыс. л.н. Согласно полученным геологическим данным, а также данным более ранних работ [Арманд и Лебедева, 1966; Граве и др., 1969; Корсакова и др., 2004; Лаврова, 1932; Никонов, 1964; 1966; Никонов и Вострухина, 1964; Черемисинова, 1962; Molodkov & Bolikhovskaya, 2002; Molodkov & Evzerov, 2004], в условиях начавшегося циклического похолодания климата в беломорской депрессии солоноватоводный водоем продолжал существовать до конца ранневалдайского времени, т.е. до 80-70 тыс. л. н. [Корсакова и др., 2004]. Вслед за М.А. Лавровой [1932] эту ранневалдайскую (МИС 5с-а), малоамплитудную, относительно холодноводную трансгрессию назовем беломорской.

Геологическое строение и пространственное положение стрельнинских слоев свидетельствуют, что их толща формировалась в условиях быстрой трансгрессии и медленной регрессии. Появление трансгрессивных прибрежно-морских фаций маломощных осадков можно объяснить тем, что эвстатическое поднятие уровня моря во время их образования стало опережать тектоническое воздымание суши. Перед ранневалдайской (беломорской) трансгрессией береговая линия моря понижалась по крайней мере до 10 м. На это указывает то, что наиболее низкое положение подошвы стрельнинских слоев в известных разрезах установлено на современных абсолютных отметках 10 м (разрез 5, рис. 1, 5 и 6). Регрессия береговой линии ранневалдайского морского бассейна могла быть связана с тем, что тектоническое поднятие суши стало преобладать на фоне эвстатического изменения уровня моря, вызванного развитием очередного, ранне-средневалдайского (МИС 5b-а, 4), оледенения и экспансией в Кольский регион ледника, распространявшегося со стороны шельфа Баренцева и Карского морей [Корсакова и др., 2007]. О доминировании в это время шельфового ледника свидетельствуют многочисленные новейшие данные, полученные для регионов, смежных с Кольским полуостровом [Andersen & Mangerud, 1990; Grøsfield et al., 2006; Lambeck et al., 2006; Mangerud et al., 1996; 1999; 2002; 2004; Svendsen et al., 2004] Теоретически в ранне-средневалдайское время (МИС 5b-а, 4) в пределы Кольского полуострова мог проникать и Скандинавский ледник. Работами финских ученых установлено наличие ранневалдайского (МИС 5b) ледникового горизонта в Финской Лапландии, в районе Сокли [Helmens et al., 2000]. Однако палеогеографические реконструкции, выполненные и для северной, и для южной Финляндии, показали, что Скандинавский ледник, по крайней мере в ранневалдайское время, не распространялся в пределы Кольского полуострова [Lunkka et al., 2004].

На юго-востоке полуострова в одном из разрезов, а именно: в устье руч. Лудяной (разрез 7, рис. 1 и 6), стрельнинские слои подстилаются ледниково-морскими отложениями, возможно московского или же ранневалдайского возраста. В последнем случае можно предположить, что в одну из ранневалдайских холодных подстадий на Кольском полуострове имел место локальный ледник, а в депрессии Белого моря продолжал свое существование регрессирующий морской бассейн. Судя по геохронологическим данным - 85.5±6.6, 80.5±7.0 тыс. лет (рис. 3), возраст этого события может соответствовать МИС 5b.

Деградация ранне-средневалдайского Баренцевоморско-Карского ледника вызвала развитие гляциоэвстатической трансгрессии и формирование на побережье Кольского полуострова, в депрессии Белого моря, еще одного горизонта морских осадков. По геохронологическим данным здесь установлен еще один (третий) позднеплейстоценовый морской горизонт, сложенный соответственно наиболее молодыми по возрасту породами морского генезиса. В региональной геологической летописи эта толща пока не имеет собственного названия. Она установлена в единичных разрезах, опираясь на палеонтологические и в основном геохронологические данные, относится к средневалдайскому времени (МИС 3) и формировалась в регрессировавшем мелководном холодноводном бассейне с пониженной соленостью воды.

В поздневалдайское время весь регион был охвачен оледенением. В максимальную фазу распространения, т.е. около 23 тыс. л.н., поздневалдайский ледник полностью перекрывал Кольский полуостров и беломорскую депрессию [Лаврова, 1960; Mangerud et al., 1996; 1999; 2004; Svendsen et al., 2004].

Выражаем большую благодарность своим коллегам Д.Р. Зозуле, Е.В. Захарченко, участвовавшим в полевых работах, в обсуждении результатов, в подготовке публикаций. Особую благодарность приносим А.Н. Молодькову, который выполнял геохронологическое датирование и всячески поощрял провидимые исследования своим искренним интересом к ним.

Список литературы

1. Арманд А.Д., Лебедева Р.М. Спорово-пыльцевая характеристика опорного разреза межледниковых отложений на южном берегу Кольского полуострова // Формирование рельефа и четвертичных отложений Кольского полуострова. М., Л.: Наука, 1966. С. 77-86.

2. Арсланов X.А., Евзеров В.Я., Тертичный Н.И., Герасимова С.А., Локшин И.В. К вопросу о возрасте отложений бореальной трансгрессии (понойских слоев) на Кольском полуострове // Плейстоценовые оледенения Восточно-Европейской равнины. М., 1981. С. 28-37.

3. Граве М.К., Гунова В.С., Девятова Э.И., Лаврова М.А., Лебедева Р.М., Самсонова Л.Я., Черемисинова Е.А. Микулинское межледниковье на юго-востоке Кольского полуострова // Основные проблемы геоморфологии и стратиграфии антропогена Кольского полуострова. Л.: Наука, 1969. С. 25-56.

4. Гудина В.И., Евзеров В.Я. Стратиграфия и фораминиферы верхнего плейстоцена Кольского полуострова. Новосибирск: Наука, 1973. 146 с.

5. Колька В.В., Корсакова О.П. Условия существования и типизация позднеледниковых палеоводоемов Кольского полуострова // Изв. РГО. 2000. Т. 132. Вып. 5. С. 44-52.

6. Корсакова О.П., Колька В.В., Зозуля Д.Р. О возможном распространении позднеплейстоценового Карского ледника в пределы Кольского полуострова // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления. Материалы V Вссрос. совещ. по изучению четвертичного периода. Москва, 7-9 ноября 2007 г. М.: ГЕОС, 2007. С. 193-195.

7. Корсакова О.П., Молодьков А.Н., Колька В.В. Геолого-стратиграфическая позиция верхнеплейстоценовых морских образований на юге Кольского полуострова (по геохронологическим и геологическим данным) // ДАН. 2004. Т. 398. № 2. С. 218-222.

8. Лаврова М.А. О нахождении межледниковых морских отложений на южном берегу Кольского полуострова // Тр. комиссии по изучению четвертичного периода АН СССР. 1932. Т. 2. С. 220-221.

9. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1960. 234 с.

10. Лаврушин Ю.А., Эпштейн О.Г. Геологические события плейстоцена на севере Восточной Европы и в южной части Баренцева моря (по материалам изучения естественных опорных разрезов) // Бюлл. комиссии по изуч. четвертичного периода. 2001. №64. С. 35-60.

11. Никонов А.А. Развитие рельефа и палеогеография антропогена на западе Кольского полуострова. М.; Л.: Наука, 1964. 183 с.

12. Никонов А.А. Стратиграфия и палеогеография антропогена Кольского полуострова и прилегающих областей // Верхний плейстоцен. Стратиграфия и абсолютная геохронология. М.: Наука, 1966. С. 92-105.

13. Никонов А.А., Вострухина Т.М. К стратиграфии антропогена северо-восточной части Кольского полуострова // ДАН СССР. 1964. Т. 158. № 4. С. 104-107.

14. Стрелков С.А., Евзеров В.Я., Кошечкин Б.И., Рубинраут Г.С., Афанасьев А.П., Лебедева Р.М., Каган Л.Я. История формирования рельефа и рыхлых отложений северо-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1976. 164 с.

15. Черемисинова Е.А. Диатомовая флора морских межледниковых отложений Кольского полуострова // Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Запада РСФСР. 1962. Вып. 3. Л.: Наука. С. 45-57.

16. Andersen В., Mangerud J. The Last interglacial-glacial cycle in Fennoscandia // Quaternary International. 1990. Vol. 3/4. P. 21-29.

17. Evzerov V.Y., Koshechkin В.I. Kola Peninsula till stratigraphy // Prospecting in areas of glaciated terrains. L. 1977. P. 30-33.

18. Grøsfield K., Funder S., Seidenkratz M.-S., Glaister C. Last Interglacial marine environments in the White Sea region, northwestern Russia // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 493-520.

19. Helmens Karin F., Räsänen Matti E., Johansson Peter W., Jungner Hogner, Korjonen Kari. The Last Interglacial-Glacial cycle in NE Fennoscandia: a nearly continuous record from Sokli (Finnish Lapland) // Quaternary Science Reviews. 2000. Vol. 19. P. 1605-1623.

20. Lambeck K., Purcell A., Funder S., Kjaer K.H., Larsen E., Möller P. Constraints on the Late Saalian to early Middle Weichselian ice sheet of Eurasia from field data and rebound modeling // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 539-575.

21. Lunkka J.-P., Johansson P., Saarnisto M., Sallasmaa O. Glaciation of Finland // J. Ehlers and P.L. Gibbard (cds) Quaternary Glaciation - Extend and Chronology. Elsevier, 2004. P. 93-100.

22. Mangerud J., Astakhov V., Svendsen J.-I. The extent of the Barents-Kara ice sheet during the Last Glacial Maximum // Quaternary Science Reviews. 2002. Vol. 21. P. 111-119.

23. Mangerud J., Jakobsson M., Alexanderson H., Astakhov V., Clarke G., Henriksen M., Hjort Ch., Krinner G., Lunkka J.-P., Möller P., Murray A., Nikolskaya O., Saarnisto M., Svendsen J.-I. Ice-dammed lakes and rerouting of the drainage of northern Eurasia during the Last Glaciation // Quaternary Science Reviews. 2004. Vol.23. P. 1313-1332.

24. Mangerud J., Jansen E., Landvik J.Y. Late Cenozoic history of the Scandinavian and Barents Sea ice sheets // Global and Planetary Change. 1996. Vol. 12. P. 11-26.

25. Mangerud J., Svendsen J.I., Astakhov V.I. Age and extent of the Barents and Kara ice sheets in Northern Russia // Boreas. 1999. Vol. 28. P. 46-80.

26. Molodkov A.N., Bolikhovskaya N.S. Eustatic sea-level and climate changes over the last 600 ka as derived from mollusk-based ESR-chronostratigraphy and pollen evidence in Northern Eurasia // Sedimentary Geology. 2002. Vol. 150. P. 185-201.

27. Molodkov A., Yevzerov V. ESR/OSL ages of long-debated subtill fossil-bearing marine deposits from the southern Kola Peninsula: stratigraphic implications // Boreas. 2004. Vol. 33. P. 123-131.

28. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V., Demidov I., Dowdeswel J., Funder S., Gataullin V., Henriksen M., Hjort Ch., Houmark-Nielsen M., Hubberten H., Ingolfsson O., Jakobsson M., Kjaer K., Larsen E., Lokrants H., Lunkka J.-P., Lysa A., Mangerud J., Matiouchkov A., Murray A., Möller P., Niessen F., Nikolskaya O., Polyak L., Saarnisto M., Siegert Ch., Siegert M., Spielhagen R., Stein R. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quaternary Science Reviews. 2004. Vol. 23. P. 1229-1271.