В работе 1935 г. Яков Самойлович Эдельштейн кратко, но чрезвычайно метко, охарактеризовал устройство поверхности и основные геоморфологические особенности Кольского полуострова.

О четвертичном рельефе он писал: «повсюду мы видим яркий отпечаток, наложенный на морфологию великим ледниковым покровом четвертичного времени. Он значительно выровнял междуречные пространства, придал им черты волнистого плато, заполнил впадины и долины нагромождением валунного материала, придал многим существовавшим тогда долинам корытообразную форму. После исчезновения ледникового щита вступили в свои права речная эрозия и работа морозного выветривания в полярных условиях» [Эдельштейн, 1935, стр. 93-94].

«Составляя единое целое с архейским массивом Фенноскандии, Кольский полуостров участвовал вместе с последним в тех колебаниях земной коры, которыми отмечены ледниковая и послеледниковая история этих стран. Следами этих колебаний остались абразионные поверхности и волноприбойные линии, наблюдаемые как по периферии полуострова, так и далеко во внутренних его частях. Но, к сожалению, состояние изученности этих форм еще далеко от того, в каком находятся соответственные образования в Финляндии, Швеции и Норвегии.

Увязать полностью наши данные с результатами работ финляндских и скандинавских ученых представляется затруднительным, тем более, что сообщаемые различными исследователями Кольского полуострова сведения весьма неполны и частью противоречивы» [Эдельштейн, 1935, стр. 96].

Таково было заключение Я.С. Эдельштейна в результате обзора литературы в 1935 г. Однако в годы, предшествующие Отечественной войне, изучение четвертичных отложений достигло значительных успехов.

Большой, накопленный за многие годы исследований, геологический, палеонтологический и геоморфологический материал позволил уточнить стратиграфию четвертичных отложений, выяснить ряд основных вопросов четвертичной геологии, наметить главнейшие этапы истории Кольского полуострова в четвертичный период и произвести сопоставление и синхронизацию их с таковыми для северо-западной части Европы.

В настоящей работе, посвященной Якову Самойловичу Эдельштейну, кратко излагаются результаты исследований по вопросу четвертичной истории Кольского полуострова.

В основном, рельеф коренных пород Кольского полуострова, как отмечал Я.С. Эдельштейн, был сформирован в дочетвертичное время. Он представлял сильно расчлененное, денудированное складчатое нагорье, сильнее (свыше 1000 м) поднятое в центральной своей части и постепенно снижающееся к окраинам.

Первые страницы четвертичной геологической летописи Кольского полуострова не сохранились, так как древнейшие четвертичные отложения, по-видимому, нацело были уничтожены в последующие ледниковые эпохи.

В доступной изучению четвертичной истории Кольского полуострова в настоящее время выделяются следующие этапы.

ПРЕДПОСЛЕДНЯЯ ЛЕДНИКОВАЯ ЭПОХА

(днепровская = рисская)

Наиболее древними документами четвертичной истории Кольского полуострова являются отложения нижней морены, относимой мною ко времени предпоследнего, днепровского (рисского) оледенения.

Как известно, В. Рамсей считал, что на Кольском полуострове имеются отложения двух ледниковых эпох. В более древнюю из них льдами был покрыт весь полуостров. К сохранившимся следам первого оледенения он относил морену на полуостровах Варангер, Рыбачьем, на о. Кильдине и в северной части восточного Мурмана между Териберкой и Варзиной [Ramsay, 1898].

После детальных исследований В. Таннера в северной Лапландии, доказавших распространение отложений последнего оледенения до берегов моря, В. Рамсей присоединился к этому мнению [Ramsay, 1924], признав, что на Кольском полуострове сохранились только отложения последнего оледенения.

В 1934 г. Л.В. Введенский отметил на южном берегу Кольского полуострова две морены, разделенные межморенными морскими отложениями [Введенский, 1934]. Он датировал морены временем последнего оледенения, а межморенные отложения принимал за межстадиальные, хотя и отмечал более теплолюбивый, чем современный у данных морских берегов, состав морской фауны.

Эту точку зрения разделял и А.А. Полканов [1937].

Дальнейшие исследования на восточном берегу Кольского полуострова (Калицкая, Лаврова) позволили установить в древних глубоких речных долинах (М. Качкова, Поной, Бабья и др.) наличие нижней основной морены предпоследнего, днепровского (рисского), оледенения, покрытой мощной толщей морских межледниковых отложений. Редкая встречаемость ее, несомненно, объясняется сильной ледниковой денудацией во время последнего оледенения, когда она была уничтожена не только на водораздельных пространствах, но и в древних долинах, по которым двигались льды. Особенно сильно это выразилось в западной, более гористой части полуострова, где нижняя морена не наблюдается.

Литологический характер основной морены и состав валунов из кристаллических фенноскандинавских пород сближает ее с северо-двинской и мезенской нижней мореной.

Имеющийся в нашем распоряжении материал не позволяет произвести реконструкцию движения льдов данного оледенения. Судя по составу валунов несомненно, что центром оледенения являлись массивы Скандинавии, а также Хибинские и Ловозерские тундры. Вероятно, оно было максимальным и для Кольского полуострова. Возможно, что именно в это время край материкового льда на севере спускался до уступа 200 м подводной террасы Баренцева моря, покрытой большим количеством обломочного материала [Кленова, 1933].

В позднеледниковое время, при отступании края и таянии льда предпоследнего оледенения, Кольский полуостров находился в состоянии весьма значительной депрессии. В пределах горла Белого моря в это время существовал глубокий пролив, по которому мигрировали в Белое море арктические, относительно глубоководные виды моллюсков, как Arca glacialis Gray, Pecten groenlandicus Sow, и другие, не обитающие в настоящее время в Белом море, но отмеченные в межледниковых морских отложениях районов р. Сев. Двины.

МЕЖЛЕДНИКОВАЯ ЭПОХА

(днепровско-валдайская)

Морская бореальная трансгрессия. В конце ледниковой эпохи, а возможно даже в начале послеледникового времени, при благоприятных климатических условиях, на севере СССР имела широкое распространение морская бореальная трансгрессия.

На Кольском полуострове ее отложения сохранились в юго-восточной части. Они залегают на размытой поверхности нижней (днепровской) морены или непосредственно на коренных породах, что указывает на предшествовавшее ей послеледниковое поднятие и усиление эрозии. Данные морские отложения покрываются мореной последнего (валдайского = вюрмского) оледенения. Мощность межледниковых морских отложений значительна (в долине р. Поноя - до 100 м).

Состав морской фауны данных отложений более тепловодный, чем фауна побережий современных морей в этих районах. Наряду с видами, имеющими широкое распространение, здесь наблюдаются бореальные виды, как-то: Cardium edule, С. fasciatum, Dentalium entalis, Mactra elliptica, не обитающие в настоящее время в Белом море, и Astarte sulcata, Venus gallina, Lucina borealis, распространенные ныне у берегов Финмаркена и западной Норвегии, и, наконец, Anomia striata - лузитанский вид, неоднократно отмечаемый вместе с бореальными видами и в межледниковых бореальных отложениях районов Сев. Двины. Фаунистический состав морских отложений указывает на благоприятные гидробиологические условия во время развития этой фауны, когда температура воды была выше, чем даже во время трансгрессии Тапес II во время атлантического периода, когда материкового оледенения в Европе уже не существовало.

По характеру фауны, стратиграфическому положению, литологическому профилю, значительной мощности осадков, высоким абсолютным отметкам нахождения данные морские слои хорошо сопоставляются с северо-двинскими и мезенскими морскими отложениями межледниковой бореальной трансгрессии.

Хотя отложения морской бореальной трансгрессии на Кольском полуострове в настоящее время наблюдаются только в древних глубоких речных долинах, где они сохранились от ледниковой денудации последнего оледенения, однако весьма значительные отметки их нахождения в восточной части полуострова дают возможность утверждать о широком ее распространении. Кольский полуостров в это время находился еще в состоянии весьма значительной депрессии, а трансгрессия в значительной мере, как указывалось ранее [Лаврова, 1937], была обусловлена преобладанием эвстатического фактора. Последующее эпейрогеническое поднятие Кольского полуострова привело к регрессии бореального моря и усилению на суше речной эрозии.

Морская беломорская трансгрессия. Во второй половине межледниковой эпохи районы наименьшего поднятия Кольского полуострова были покрыты водами межледниковой морской трансгрессии, синхроничной беломорской в районе Сев. Двины и Печоры [Лаврова, 1937]. Отложения данной трансгрессии отмечены в районе южного берега Кольского полуострова (pp. Варзуга, Стрельна). Амплитуда трансгрессии была незначительна и, по-видимому, не превышала 30-40 м. Отложения беломорской трансгрессии не имеют широкого распространения. Фаунистический состав их близок к современному в Белом море, что указывает на изменение климатических условий в сторону похолодания.

Как показали позднейшие исследования в Печорском районе, в развитии данной трансгрессии принимал участие также и эвстатический фактор, хотя повышение уровня океана было незначительно и морем были покрыты районы наименьшего поднятия или даже находившиеся в состоянии погружения.

Времени последнего оледенения предшествовало сильное эпейрогеническое поднятие Кольского полуострова. На это указывает то, что морские межледниковые отложения восточной части полуострова, находившегося после последнего оледенения в зоне равновесия, в то время были подняты более, чем на 150 м над ур. моря. Весьма значительное поднятие привело к усилению эрозии, омоложению рельефа, а в горных массивах, при ухудшении климатических условий, - к развитию оледенения.

ПОСЛЕДНЯЯ ЛЕДНИКОВАЯ ЭПОХА

(валдайская = вюрмская)

Как установлено по рассеиванию валунов, Хибинские и Ловозерские тундры, а также Заимандровские массивы являлись центрами последнего оледенения Кольского полуострова, которые, однако, уступали по значению главному центру - Скандинавии.

По мере роста Скандинавского ледникового щита, по-видимому в то время, когда область питания, по данным Таннера [Tanner, 1915], перемещалась с гор севера Скандинавии на главный водораздел Финляндии, центр оледенения с Хибинского и Ловозерского массивов переместился на восток от последних. Это доказывается расположением конечно-моренных образований, оконтуривавших остаточный ледниковый щит, смещенный на восток по отношению к горным массивам.

Последнее оледенение Кольского полуострова достигало формы ледникового щита, скрывавшего все высоты, превышающие 1000 м.

Комплекс отложений времени последнего оледенения на Кольском полуострове имеет широкое распространение, и в основном им представлен четвертичный покров полуострова. Первое место среди ледниковых отложений занимает основная морена. Она залегает покровом, мощность которого сильно варьирует. На платообразных горных вершинах, а также в районе северного берега Кольского полуострова основная морена представлена только эрратическими валунами, что объясняется выносом мелких частиц штормовыми ветрами, но возможно, что в данных местах она была вообще слабо развита, так как здесь доминировала ледниковая эрозия.

Моренный покров слабо развит также в районе к востоку и северо-востоку от Ловозерских тундр, что в настоящее время находит свое объяснение в смещении центра оледенения на восток от горных массивов.

В западной, более гористой части полуострова мощность морены сильно изменчива. В юго-восточной она более равномерна и значительна (3-4 м). Наибольшая мощность морены наблюдается в древних депрессиях коренного рельефа. В районе к западу от Мончегорска мощность ее по буровым данным достигает около 100 м (В.П. Бокин).

Установлено, что изменение литологического состава морены происходило в зависимости от подстилающих пород.

Исследования последних лет позволили внести весьма значительные изменения в трактовку вопроса об отступании края и таянии льда последнего оледенения.

Отступание материкового льда Кольского полуострова началось с северо-запада, по-видимому, под влиянием Нордкапской ветви теплого Атлантического течения. Благодаря колебаниям климатических условий оно происходило с многочисленными остановками и осцилляциями его края.

За краем льда отступавшего ледникового покрова по фиордам, древним долинам и депрессиям следовало море. Особенно далеко оно проникало в западной части полуострова, подвергшейся во время оледенения наибольшей депрессии.

Изучение морских террас и стратиграфии морских отложений показало, что береговая линия моря в поздне- и послеледниковое время испытывала многократные колебания, - трансгрессии моря сменялись регрессиями.

Еще Нансен (в 1922 г.), а позднее Рамсей (в 1924 г.) указали, что колебание береговой линии Фенноскандии происходит от взаимодействия двух одновременных движений, а именно: вертикального движения земной коры и вертикального колебания поверхности моря.

По мнению Рамсея, в течение всего поздне- и послеледникового времени Фенноскандия непрерывно, но неравномерно испытывала изостатическое поднятие. В это же время уровень моря почти непрерывно поднимался. Эти движения совершались не параллельно. В периоды более быстрого поднятия уровня океана по сравнению с земной корой (т.е. благодаря преобладанию эвстатического компонента) происходила трансгрессия моря. В периоды более сильного изостатического поднятия, по сравнению с эвстатическим, происходила регрессия моря.

Как известно, амплитуда изостатического поднятия Кольского полуострова была неодинакова. В юго-западной части полуострова, где депрессия земной коры во время оледенения была значительнее, в поздне- и послеледниковое время поднятие достигало большей величины на единицу времени, чем в периферической зоне, где нагрузка была менее значительна.

В силу этого высота древних абразионных уровней моря постепенно понижается от центра поднятия к периферии.

Изучение древних абразионных уровней моря и конечно-моренных образований, фиксирующих стационарные состояния края льда, позволили выяснить историю освобождения Кольского полуострова от ледникового покрова и колебания береговой линии моря в связи c изостатическими движениями земной коры.

Как отмечал еще В. Рамсей, наиболее древние абразионные уровни наблюдаются на Рыбачьем полуострове (100 м), о. Кильдине (95 м). Незначительное количество и прерывистое распространение местонахождений древних морских террас указывает на широкое развитие материкового льда и на малое количество пунктов суши, омываемых морем.

В дальнейшем край материкового льда отступил к Мурманскому берегу и испытал здесь длительное стационарное состояние. На мысе Сеть Наволок и в устье Кольского залива в это время формировались конечно-моренные отложения.

Абразионные уровни для этого времени отмечены уже для большого количества пунктов на высотах около 105 м в Западной Лице (В.П. Зенкович), до 25 м в Иоканьге.

Как видно из эпейрогенического спектра (рис. 1), данная остановка соответствует одной из последних стадий (датской) стояния ледникового покрова. Депрессия полуострова в это время была весьма значительна, вследствие чего прибрежные скалы, по мере освобождения из-подо льда, омывались морем.

Затем последовало значительное улучшение климатических условий. Край льда особенно интенсивно отступал по фиордам. Абразионные морские уровни этого времени отмечены в большом количестве пунктов по всему Мурманскому берегу. В Кольском заливе освободилось ото льда даже низовье долины Туломы, и здесь, в морском заливе, развивалась морская фауна арктическо-бореального характера.

Эта стадия отступания края льда ориентировочно сопоставляется со стадией Аллеред в южной Скандинавии. Это заключение позволяет сделать нахождение переотложенной во флювиогляциальных отложениях вышеотмеченной фауны, которую возможно сопоставить с фауной яруса Cyprina в юго-западной части Скандинавии, совпадающей с континентальной стадией Аллеред.

Последующее ухудшение климатических условий начала готи-гляциальной субэпохи привело к наступанию ледникового края, а затем к длительному стационарному состоянию. В верховьях фиордов льды наступили и образовали мощные флювио-гляциальные дельты (Мурмаши, Соловарака, Пальники, Голицино и др.).

Морские уровни данного времени соответствуют уровням К по схеме Таннера. В районе Мурмашей они наблюдаются на высотах 107.5 м и 102 м [Горецкий, 1937].

Дальнейшее отступание льда по долинам pp. Туломы и Колы сопровождалось двумя остановками края льда меньшего порядка.

Эти этапы отступания льда, кроме конечных морен, как видно из спектра (рис. 1), зафиксированы и абразионными уровнями моря.

В районе Белого моря в это время край льда отступал от онего-двинских конечных морен на запад. Широкое развитие в юго-восточных районах Белого моря ленточных глин с четкой диатектической структурой, залегающих на морене, свидетельствует о существовании в Беломорской впадине ледникового озера.

Как далеко отступил в это время край льда - данных пока нет.

По мере освобождения горла Белого моря ото льда и восстановления связи с Баренцевым морем озерно-ледниковый бассейн сменился солоновато-водным.

Точно датировать это событие в настоящее время не представляется возможным, но можно определенно сказать, что оно было в конце готи-гляциальной субэпохи до стационарного состояния края льда на границе Сальпауссельке I - Кейва I на Кольском полуострове и, возможно, по времени совпадало с освобождением от материкового льда Финского залива, Ладожского и Онежского озер.

Наличие верхнего абразионного уровня на горе Крестовой в Кандалакше на высоте около 200 м над ур. моря [Ramsay, 1897; Лаврова, 1935] свидетельствует о том, что земная кора в пределах юго-западной части Кольского полуострова в это время находилась в состоянии весьма значительной депрессии.

Последовавшее затем ухудшение климатических условий привело к наступанию края ледникового покрова, а затем к длительному стационарному состоянию его. Это событие зафиксировано развитием мощных конечно-моренных образований на южном и восточных берегах Кольского полуострова, называемых местными жителями «кейва». Изучение данных образований на территории Карелии и Кольского полуострова позволяет считать их синхроничными первой или внешней гряде Сальпауссельке в Финляндии, что дает основание для параллелизации и увязки последующих этапов четвертичной истории Кольского полуострова с районами Балтики и Финляндии.

Как видно из схемы (рис. 2), край льда в это время имел слабоизвилистую линию, образуя небольшие фестоны в районах Пильской губы, Кашкаранцы и Стрельны. В юго-западном горном районе он был разбит нунатаками (Иовди и Кандалакшские тундры) на лопасти, края которых осциллировали. Кандалакшский залив замыкался краем льда, опускавшимся в море.

В северной части полуострова наибольшее отступание льда произошло по долинам pp. Туломы и Колы. Во время стационарного состояния края у Кейва I в районе р. Туломы граница льда проходила у Кривецкого порога. Как видно из эпейрогенического спектра (рис. 1), морской уровень этого времени находится на высоте 110 м. В долине Колы край льда в это время стоял у поселка Лопарского, вблизи устья р. Кицы (рис. 3).

В пределах восточного Мурмана край ледника располагался к югу от фиордов. Здесь наблюдаются конечные морены, а местами холмисто-моренный ландшафт и камы. По-видимому, во многих местах лед здесь был неподвижен. В силу этого граница края льда не совсем ясна и нанесена условно (рис. 2).

Изучение краевых отложений Кейва I позволяет сказать, что остаточный ледниковый щит в это время покрывал почти весь Кольский полуостров.

Вершины высоких горных массивов выделялись в виде нунатаков, что устанавливается по остаткам боковых морен, оконтуривавших их на значительных высотах (600 м).

В дальнейшем, с улучшением климатических условий, началось отступание края ледникового покрова. Оно происходило неравномерно. В восточной, равнинной, части Кольского полуострова край льда потерял способность к движению и таял на месте. В западной части полуострова, находившейся в состоянии более значительной депрессии, край льда отступал активно и относительно быстро, так как, по-видимому, он всплывал и разрушался путем образований айсбергов.

По мере отступания края льда в депрессии озер Колвицкого и Имандры образовался глубокий морской залив, в дальнейшем соединявшийся через узкий и мелководный пролив с Кольским заливом Баренцева моря. В это время остаточный ледниковый покров Кольского полуострова был разделен на две части; восточную с центром к востоку от Ловозерских тундр и западную с центром в Заимандровских массивах (рис. 4).

Вопрос о четвертичном соединении заливов долго считался спорным. В настоящее время, благодаря тщательным исследованиям Кольско-Имандровского водораздела Г.И. Горецким [1936], он решен положительно.

В районе водораздела отмечены террасы, представленные слоистыми супесями и песками, превышающие минимальные отметки водораздела на 4.5 м (152 м). Из 19 форм диатомовых, приведенных Г.И. Горецким для характеристики отложений, 25% морских.

Отложения с морскими диатомовыми в районе Кольско-Имандровской депрессии многократно отмечались и другими исследователями [Порецкий, 1937; Лаврова, 1938].

Небольшой процент морских форм среди относительно редких пресноводных указывает на сильное опреснение пролива, а также на то, что гидробиологические условия того времени были неблагоприятны для развития органической жизни.

На слабое развитие органической жизни в подобных условиях указывает А. Йессен [Jessen, 1936] для Дании, В. Таннер [Tanner, 1930] для северной Скандинавии и Клив-Юлер [Cleve-Euler, 1934] для Финляндии.

С изменением климатических условий, по-видимому благодаря увеличению количества выпадавших осадков, отступание края льда прекратилось, и во многих местах он осциллировал, перекрыв и гляциально-морские отложения конечно-моренными или отложениями флювио-гляциальных дельт. На максимальной границе стояния края льда образовалась вторая мощная гряда маргинальных отложений Кейва II, синхроничная по времени второй гряде Сальпауссельке Финляндии (рис. 4).

Более значительные осцилляции края льда произошли в районе оз. Имандры, а именно: к западу от Монче-губы и в верховьях Куренгского залива, где мореной частично перекрыты вышеотмеченные гляциально-морские слои.

Мощная маргинальная гряда Кейва II наблюдается на всем расстоянии от р. Поноя до оз. Имандры, где по цепи мелких островов огибает Хибинский массив. Условия образования ее были различны: в восточной части она была образована в проталинах у зоны мертвого льда и представлена камами, в западной - конечными моренами при активном состоянии льда.

Северная граница положения края льда нанесена условно, так как выражена менее четко и слабо изучена.

В пределах Хибинского и Ловозерского массивов в это время образовались боковые морены на абсолютной высоте около 400 м.

Морены, синхроничные Кейва II, наблюдаются и по краям западного остаточного покрова, а именно: у оз. Сончеярви, на западном берегу Монче-озера, по долине р. Улиты и у Падуна в долине р. Туломы, где были изучены А.А. Полкановым и Г.И. Горецким.

Благодаря значительной депрессии земной коры, в западной части полуострова море имело широкое распространение (рис. 4). По направлению к востоку полоса, занятая морем, постепенно суживается, а высота нахождения морских абразионных уровней постепенно убывает и, наконец, от р. Поноя до Лумбовского залива море не выходило за пределы современной береговой линии.

На северном берегу Кольского полуострова распространение моря увеличилось по направлению к западу, достигая у Западной Лицы 99 м абс. выс. По долине Туломы морской залив достигал Нот-озера. Верхний абразионный уровень этого времени наблюдается у колхоза Восмус на высоте 110 м [Горецкий, 1937].

Существование Кольско-Имандровского пролива было непродолжительно. Оно обнимает отрезок времени от конца отступания края-стадии льда от Кейвы I и до начала стационарного состояния Кейвы II. Благодаря дальнейшему поднятию земной коры сквозной пролив перестал существовать.

Поскольку морские отложения в это время образовались вблизи края льда, они представлены преимущественно гляциально-морскими слоями, а именно: ленточными глинами и слоистыми песками, в верхней части которых в долине р. Туломы появились уже раковины Portlandia (Ioldia) arctica Gray, а в долине Колы и Имандровского морского залива бедный комплекс морских и пресноводных диатомей.

Морские террасы и абразионные уровни, образованные в конце готи-гляциальной субэпохи, начиная от времени, предшествующего Кейва I и кончая уровнями Кейвы II, согласно схеме Таннера, относятся к уровням I, N, G и датируются от 12 500 до 11 000 лет до настоящего времени.

Готи-гляциальная трансгрессия моря на севере соответствует распространению I Балтийского ледникового озера, I Иольдиевого моря и II Балтийского ледникового озера в Балтике.

В конце стадии Кейва II (Сальпауссельке II) произошло значительное улучшение климатических условий, что привело к интенсивному таянию и отступанию края льда.

Данный исторический момент принято считать началом фини-гляциальной субэпохи.

Трансгрессия Портландия. Благодаря интенсивному таянию льда произошло повышение уровня Мирового океана. Так как в это время земная кора вблизи центра оледенения находилась еще в состоянии значительной депрессии, то последовала трансгрессия моря, синхроничная времени образования яруса Portlandia lenticula в Скандинавии и II Иольдиевого моря в Балтике (10 900-9 800 лет до настоящего времени).

Во время данной трансгрессии образовались широкие, местами двойные террасы, а именно: уровень F от максимальной стадии трансгрессии и уровень Е от последующего наступания моря, после незначительной регрессии.

В долине р. Туломы морские отложения уровня F представлены песчанистыми глинами с Ioldia hyperborea, I. limatula, Portlandia lenticula, Nucula tenuis и Pecten groenlandicum.

Общий состав фауны беден. Он имеет арктический характер и указывает на увеличение глубин и значительную (морскую) соленость воды. Среди редко встречающихся диатомей 46% холодноводных.

Отложения второй трансгрессии (Е) представлены слоистыми песками. Наиболее широко распространенным видом являются Tellina (Macoma) calcarea. Кроме того, выше появляются Astarte compressa и Saxicava arctica.

Состав фауны указывает на некоторое обмеление моря и на постепенное улучшение климата, хотя бедность состава макрофауны и микрофлоры, т.е. диатомовых, свидетельствует еще о довольно суровых климатических условиях.

К данным отложениям приурочены первые находки пыльцы Betula (по-видимому, nana) и Picea.

В районах, расположенных вблизи эпицентра поднятия, береговые уровни F и Е представлены близко расположенными и четкими террасами.

В периферической зоне изостатического поднятия наблюдается только нижняя (терраса Е, наложенная на F). Это объясняется тем, что уровень F был уже выведен из горизонтального положения, когда уровень Е только начал образовываться.

Отложения трансгрессии, синхроничной ярусу Portlandia, на Кольском полуострове имеют широкое распространение. В это время Нот-озеро частично уже освободилось ото льда. В районе р. Лоты уровни достигают 120-115 м абс. выс., около Падуна на Туломе 107 м, в Коле на Соловараке 86 м, на Сеть-Наволоке 82 м (рис. 1). В долине р. Колы граница моря наблюдается к югу от Мурд-озера (на 102-109 м). В районе оз. Имандры в это время существовал обширный, сильно опресненный морской залив.

На южном берегу Кольского полуострова в долинах рек террасы данного времени выражены очень отчетливо, но на водоразделах, по-видимому благодаря наличию мертвых льдов, они имеют прерывистое распространение.

Благодаря позднейшему поднятию Кольского полуострова террасы данной трансгрессии постепенно снижаются к востоку: в Кандалакше ее уровень 148 м, Умбе 115 м, Варзуге 74 и 70 м, в Пялице 32 м. В северо-восточной части полуострова данные отложения не наблюдаются.

Образование данной трансгрессии Таннер объясняет преобладанием отрицательного движения земной коры, вследствие крупных осцилдяций края ледника во время формирования больших стадиальных морен Сальпауссельке.

Судя по эпейрогеническому спектру района Кандалакша - Имандра - Кола (рис. 3), видно, что после образования Кейва II, т.е. в фини-гляциальное время, происходило сильное изостатическое поднятие, в силу этого в образовании весьма значительной трансгрессии Portlandia, по-видимому, большое значение имел также фактор эвстатический, когда в начале фини-гляциального времени от быстрого таяния льда уровень моря повысился.

Во время трансгрессии Portlandia отступание края льда происходило интенсивно, но все же в первой половине трансгрессии установлены факты, свидетельствующие о значительной осцилляции края льда и последующем стационарном состоянии его. В районе Хибинского массива к отложениям этого времени относятся конечные морены, замыкающие устья главных долин. Полоса холмисто-моренного рельефа и камов прослеживается и к востоку от Ловозерских тундр. Она оконтуривает с юга незначительный по размерам остаточный ледниковый покров, расположенный в верховьях р. Поноя.

В районе Монче-тундры в это время была образована внешняя линия конечных морен к востоку от главного хребта Монче-тундры.

Отложения данной стадии нами считаются синхроничными Сальпауссельке III в Финляндии и названы «Кейва III».

Дальнейшее отступание льда происходило с большой быстротой. В это время отступание льда в Швеции по де-Гееру достигало 400 м в год, в Финляндии 250 м в год [Sauramo, 1929].

После стадии Кейва III, кроме небольшого остаточного щита в Понойской депрессии, оледенение Кольского полуострова было приурочено к горным массивам. Оно имело уже местный характер и находилось в зависимости от степени расчленения массивов и их абсолютной высоты. Наиболее богатые следы данного оледенения отмечены в Хибинском и Ловозерском массивах, но менее совершенные формы наблюдаются и в массивах Чуна, Монча, Волчья и других.

Регрессия Литорина. Превалирующее изостатическое поднятие суши прервало трансгрессию Portlandia. Началась регрессия, сопровождавшаяся небольшими колебаниями уровня моря. Морские отложения этого времени представлены прибрежными фациями - галечниками и песками. Они соответствуют отложениям яруса Littorina oceanica в Скандинавии.

Начало регрессии моря происходило еще в суровых климатических условиях, в конце же климатические условия были более благоприятные, что вызвало в литоральной и сублиторальной зонах моря сильное развитие арктическо-бореальной фауны, а именно: Mytilus edulis, Tellina (Macoma) baltica, Littorina littorea, Balanus balanoides и др.

Данный комплекс фауны в это время впервые появляется и в Белом море.

Общая амплитуда регрессии моря в районе Туломы достигает 24 м, к этому времени относится образование ряда террас (D₅ - D₁), хорошо выраженных по берегам Кольского полуострова, кроме восточной его части. Нот-озеро в это время совершенно освободилось ото льда и представляло морской залив. В районе Кандалакши верхний уровень регрессии достигает 132 м, а следовательно только в начале ее море имело сообщение с оз. Имандра, в дальнейшем же произошло образование речного стока (р. Нива).

По южному берегу высоты террас постепенно снижаются к востоку (от 120 м Колвица к 22 м Чапома).

По северному берегу наблюдается такое же явление (70 м в районе горы Кутовой до 8 м в Иоканьге).

Время регрессии Литорина отвечает началу развития Анцилового озера в Балтике и ориентировочно датируется 9 800-8 000 годами до нашего времени (см. таблицу).

Ввиду улучшения климатических условий, оледенение Кольского полуострова в это время сильно сокращается и приобретает долинный характер в горных массивах. Изучение морен локального горного оледенения дает нам право сказать, что сокращение льда происходило с задержками и даже небольшими осцилляциями края льда.

Трансгрессия и регрессия Фолас. В конце фини-гляциальной субэпохи регрессия моря сменилась трансгрессией, синхроничной образованию яруса Folas в Скандинавии. На размытую поверхность нижних террас яруса Литорина несогласно налегают более глубоководные отложения суглинков и глин, достигающие иногда значительной мощности.

Макрофауна указывает на увеличение глубин. Преобладающими являются раковины Astarte compressa и Astarte montagui. Диатомовые представлены преобладанием морских форм; количество холодноводных падает до 38%, что указывает на улучшение климатических условий.

В конце регрессии данного моря среди моллюсков появляются уже первые виды бореальной природы: Modiola modiolus и Neptunea despecta L. v. carinata.

В отложениях данной трансгрессии моря пыльца древесных пород отмечена уже в значительном количестве. Преобладает пыльца березы, но и сосна имеет до 30%.

Отложения данной трансгрессии образуют ряд террас (D - С₁), из которых верхняя наиболее хорошо выражена.

На Рыбачьем полуострове в это время обитал человек с культурой «арктического палеолита» (Б.Ф. Земляков).

Время образования данной трансгрессии отвечает второй половине Анцилового озера в Балтике и ориентировочно датируется периодом с 9 000 до 8 000 лет до настоящего времени.

Трансгрессия Фолас обусловлена преобладанием эвстатического компонента, когда, благодаря быстрому отступанию ледников, уровень Мирового океана повысился. Регрессия, по-видимому, совпала со временем осцилляции ледников в полярных странах (Новая Земля, Шпицберген и др.)

Трансгрессия и регрессия Тапес I. Регрессия Фолас была прервана небольшой трансгрессией, отложения которой, по-видимому, синхроничны ярусу Tapes I в Скандинавии. Отложения ее представлены песками незначительной мощности и неширокого распространения. В районах значительного поднятия полуострова они образуют четко выраженную террасу (С по схеме В. Таннера). По направлению к востоку высота террасы снижается, а затем перекрывается уровнем террасы Тапес  II (В).

По данным В. Таннера, трансгрессия Тапес I соответствует морю Mastogloja clypeus в Балтике. Она падает на время от 8 000 до 7 500 лет до настоящего времени (см. таблицу).

Затем последовала весьма значительная регрессия моря, частичный размыв отложений, а местами, как в Архангельске (Филиппович) и Онежском заливе (Лаврова), образование торфяников, в дальнейшем перекрытых морскими слоями.

Трансгрессия и регрессия Тапес II. Регрессия моря сменилась трансгрессией, отложения которой синхроничны ярусу Tapes II в Скандинавии. Уровень Мирового океана в это время повысился на 24.64 м, и терраса Тапес I в периферической зоне поднятия была затоплена, в районах же более значительного поднятия она сохранилась и вместе с террасой моря времени Тапес II образовала руководящие двойные абразионные уровни.

Отложения трансгрессии Тапес II представлены прибрежными фациями от песков до песчанистых глин. Они характеризуются обилием фауны. Видовой состав моллюсков увеличился больше чем в 2 раза. Комплекс бореальной фауны достигает 25 видов. К берегам западного Мурмана мигрируют Gibbula tumida, Utriculus truncatulus, Venus gallina, обитающие в настоящие время у берегов Финмаркена.

Видовой состав диатомовых богат и содержит большой процент солоноводных (морских) форм.

В Белом море во время этой трансгрессии мигрировали бореальные виды, как Cyprina islandica, Neptunea despecta и другие [Дерюгин, 1928].

Отложения данной трансгрессии не имеют широкого распространения. Максимальный уровень (В) четко выражен и является руководящим. Как видно из эпейрогенических спектров, наиболее высоко он расположен в западной части полуострова, а именно: в верховьях Туломы 42 м, в Кандалакше 45 м. По направлению к юго-востоку высота его постепенно уменьшается.

Данная трансгрессия соответствует развитию Литоринового моря в Балтике и падает на атлантический период (время климатического оптимума), когда, по данным В. Таннера, температура воды поднялась на 2.5°С и климат был океанический.

Во время регрессии моря образуются две террасы (А₉ - A₈).

На Рыбачьем полуострове, в Кандалакше, в Варзуге в это время обитал человек неолитической культуры.

Благодаря благоприятным орографическим условиям и значительным абсолютным высотам, местное оледенение Хибинских и Ловозерских массивов, по-видимому, сохранялось еще до начала послеледникового времени. Изучение торфяников, расположенных в ледниковых долинах, указывает, что начало торфообразования и заболачивания озер началось в конце атлантического периода, т.е. во время трансгрессии Тапес II. По-видимому, к этому времени горное оледенение массивов уже закончилось и началось заболачивание озерных впадин.

Когда закончилось таяние остаточного щита в верховьях р. Поноя, пока неизвестно.

Трансгрессия и регрессия Тривия. Регрессия моря была прервана новой, менее значительной трансгрессией, синхроничной отложениям яруса Trivia в Скандинавии. Отложения, представленные песками и супесями с богатой фауной, указывающей на продолжение благоприятных климатических условий, местами залегают на размытой поверхности отложений Тапес II.

Трансгрессия Тривиа соответствует второй литориновой трансгрессии в Балтике [Нууррä, 1932] или второй неолитической трансгрессии Ramsay. Она приходится на вторую половину литоринового времени (на 5 000-3 750 годы до нашей эры) и совпадает со временем климатического оптимума (см. таблицу).

По данным В. Таннера, эта трансгрессия в Фенноскандии произошла приблизительно в переходную эпоху между каменным и бронзовым веками. В это время на Кольском полуострове развилась культура арктического полированного камня (Б.Ф. Земляков, Г.И. Горецкий).

Трансгрессии Остреа. На размытые слои яруса, синхроничного Тривиа, налегают более молодые морские отложения, по-видимому отвечающие по времени отложениям яруса Ostrea I и Ostrea II в Скандинавии. Ими представлены наиболее молодые (низкие) террасы. Фаунистический состав отложений становится беднее, так как исчезают некоторые бореальные виды, в том числе и Cardium edule, что указывает на ухудшение климатических условий.

Изменения климатических условий Кольского полуострова в поздне- и послеледниковое время. В результате изучения палеонтологического материала удалось установить картину развития морской фауны и наземной растительности и произвести попытку синхронизации колебания климата в поздне- и послеледниковое время Кольского полуострова с таковыми для северо-западной части Европы.

В готи-гляциальное время морская фауна представлена одним высоко-арктическим видом Portlandia (Ioldia) arctica, который являлся аборигеном кольских вод. Диатомовые почти отсутствуют. Все это указывает на то, что в арктический и субарктический периоды климатические условия были весьма суровы.

В начале фини-гляциальной субэпохи началось улучшение климатических условий. Во время трансгрессии Портландия, наряду с арктическими видами, к берегам Мурмана мигрировали и широко распространенные арктическо-бореальные виды. Общий состав фауны все же беден (6 видов). Морская диатомовая флора бедна, встречаются лишь единичные формы.

Редкая встречаемость пыльцы Betula nana, а также растительных остатков в северной Финляндии [Tanner, 1930] свидетельствует о развитии в это время тундровой растительности.

Как указывалось выше, более интенсивное развитие органической жизни началось в бореальный период (регрессия Литорина, начало трансгрессии Фолас). Однако доминирующее распространение имеют формы арктическо-бореального происхождения.

В начале послеледникового периода (конец трансгрессии Фолас) появляются суббореальные виды моллюсков. На постепенное улучшение климатических условий указывает и характер пыльцы древесных пород, из которых преобладает пыльца березы (до 64%). Кольский полуостров в это время находился в фазе березово-сосновых лесов, возможно, островного характера.

Во время трансгрессии Тапес II и Тривия морская жизнь пышно расцветает и ископаемая морская фауна достигает 73 видов. Значительно увеличивается количество видов бореальной природы (25 видов). Пышного развития достигает и диатомовая морская и пресноводная флора. Во вторую половину атлантического периода начинается образование диатомитов, сильное заболачивание озер и образование торфяников.

Пышное развитие растительности позволяет считать вторую половину атлантического периода временем климатического оптимума, когда климат был океаническим - влажным и теплым.

В суббореальный период комплекс морской фауны беднеет (43 вида). Отсутствует большинство бореальных видов. Торфяники представлены сильно разложившимся торфом, что свидетельствует об относительной сухости климата. На это же указывает значительное развитие сосны и береговых дюн.

В субатлантический период морская фауна продолжает беднеть (36 видов). Среди пыльцы возрастает количество ели. Происходит интенсивное развитие торфяников. Все это указывает на ухудшение климатических условий - понижение летней температуры и увеличение влажности.

В целом ход развития морской фауны и наземной растительности указывает на равномерный подъем температур до второй половины атлантического периода. Позднее началось постепенное понижение ее, прерванное в 30-х годах нашего века.

Поздне- и послеледниковое поднятие Кольского полуострова. Синхронизация морских террас путем применения метода составления эпейрогенических спектров позволила уточнить схему поднятия Кольского полуострова в поздне- и послеледниковое время, впервые данную Рамсеем [Ramsay, 1898], а именно: поднятие Кольского полуострова началось вскоре после начала отступания льда и происходило непрерывно, но неравномерно и в общем закономерно, кроме западной части полуострова Среднего (к юго-западу от Рыбачьего) и Хибинского и Ловозерского массивов. Наибольшая амплитуда поднятия имела место в юго-западной части полуострова, расположенной вблизи эпицентра поднятия в северо-западной части Ботнии.

Как видно из эпейрогенических спектров, наиболее интенсивное поднятие было в конце готи-гляциальной субэпохи (в долине р. Туломы градиент поднятия 30 см на 1 км) и в фини-гляциальное время (трансгрессия Портландия там же 22 см на 1 км).

На карте изобаз (рис. 5) позднеледникового поднятия ось равновесия проходит по северо-восточной части полуострова и далее к востоку горла Белого моря. Максимальная амплитуда поднятия наблюдается в юго-западной части полуострова. В северной части полуострова поднятие совершается менее интенсивно, чем в южной части. Как видно из эпейрогенического спектра, по центральной депрессии Кольского полуострова (рис. 3) гармоничность поднятия нарушают Хибинский и Ловозерские массивы, имеющие дифференцированное поднятие. В силу этого изобазы поднятия сильно изогнуты.

В послеледниковое время градиент поднятия значительно уменьшается, а именно: для района Туломы в трансгрессию Фолас до 16 см, а в трансгрессии Тапес II и Тривия до 8 см на 1 км.

На карточке изобаз послеледникового поднятия (рис. 6) видно, что ось равновесия в юго-восточной части полуострова значительно переместилась к западу, оставаясь в северо-восточной части в прежнем положении.

Поднятие Кольского полуострова становится более равномерным, и разница в поднятии северной и южной части уменьшается. Хибинский массив продолжает испытывать дифференцированные движения, однако амплитуда их несколько сокращается.

Северный берег в настоящее время находится почти в стационарном состоянии, юго-западная часть полуострова поднимается, восточная испытывает погружение.

При эпейрогеническом поднятии Кольского полуострова по краям его и оси главного меридионального разлома происходит образование незначительных перемещений, что подтверждается наличием слабых землетрясений.

Литература

Введенский Л.В. Рельеф южной части Кольского полуострова. Изв. Гос. Геогр. общ., т. 66, в. 6, 1934.

Горецкий Г.И. Опыт изучения террас в долине р. Туломы. Фонды Геогр. инст. Ак. Наук, 1937.

Дерюгин К.М. Фауна Белого моря и условия ее существования. Иссл. морей СССР, № 7-8, 1928.

Кленова М.В. Происхождение рельефа дна Баренцева моря. Природа, № 2, 1933.

Лаврова М.А. О четвертичных отложениях южного берега Кольского полуострова между pp. Нивой и Умбой. (Рукопись, фонды СОПС АН СССР, 1935).

Лаврова М.А. О стратиграфии четвертичных отложений Северной Двины от устья р. Ваги до Конецгорья. Тр. Сов. секц. Межд. асс. по изуч. четверт. периода, в. 1, 1937.

Лаврова М.А. Четвертичные отложения и история Кольского полуострова. (Рукопись, 1938),

Полканов А.А. Очерк четвертичной геологии северо-западной части Кольского полуострова. Тр. Сов. секц. Межд. асс. по изуч. четверт. периода, в. III, 1937.

Порецкий В.С., Жузе А.П., Шешукова В.С. Диатомовые Кольского полуострова в связи с микроскопическим составом кольских диатомитов. Тр. Геол. инст. АН, № 8, Кольский диатомовый сборник. Л., 1934.

Порецкий В.С. Материалы к изучению диатомовых из четвертичных отложений Кольского полуострова. Тр. Ком. по изуч. четверт. периода, т. V, 1937.

Эдельштейн Я.С. Устройство поверхности и основные геоморфологические особенности северных районов СССР. Геология и полезные ископаемые севера СССР, т. I. Геология. Изд. Главн. упр. Сев. морск. пути, 1935.

Cleve-Euler. Det gotiglaciala havets utbredning samt maximihöjd i Nordfinland och i trakterna omkring vita havet. Terra, №2, Helsinki, 1934.

Hууppä E. Die postglazialen Niveauverschiebungen auf der Karelischen Landenge, Ann. Ac. Sc. Fenn., ser. А, т. 37, № 1, Fennia, 56, 1932.

Hууppä E. Über die spätquartäre Entwicklung Nordfinnland mit Ergänzungen zur Kenntniss des spätglacialen Klimas. Büll. De la Comm. Geol. de Finlande, № 115, Helsinki, 1936.

Jessen A. Vendsyssel geologie. Danmarks Geolog. Undersog. København, 1936.

Nansen F. The strandflat and isostasy. Videnskapsselsk. Skriften, I, Mat. Naturvid., H.I., 1921, № II, Kristiania, 1922.

Ramsay W. Über die geologische Entwicklung der Halbinsel Kola in der Quartärzeit. Fennia, 16, №°1, Helsingfors, 1898.

Ramsay W. On relations between crustal movements and variations of sea-level during the Late Quaternary time especially in Fennoscandia. Fennia, 44, № 5, Helsinki, 1924.

Sauramo M. The quaternary geology of Finland. Bull. de la Comm. Geol. de Finlande, № 86, Helsingfors, 1929.

Tanner V. Studier öfver kvartärsystemet i Fennoskandias nordliga delar, III. Bull. de la Comm. Geol. de Finlande, № 38, Helsingfors, 1915.

Tanner V. Studier öfver kvartärsystemet i Fennoskandias nordliga delar, IV. Fennia, 53, Helsingfors, 1930.