Из данных анализа видно, что морена представлена несортированным валунным суглинком.

Своим суглинистым составом, дающим нередко вертикальные стенки разрезов со столбчатой отдельностью, большим количеством валунов кристаллических пород, включениями раковин и своим желтовато-бурым или серым цветом, верхняя морена резко отличается от нижней. Это хорошо наблюдается в гипсовом районе, а также на каменноугольных известняках ниже Усть-Пинеги.

Как видно из профиля (табл. II), верхняя морена имеет плащеобразное залегание, нивелирует неровности мезо-рельефа, а потому отличается неодинаковой мощностью. В общем надо отметить, что в западной части исследованного района верхняя морена имеет большую мощность и содержит большее количество валунного материала, чем в восточной, где она иногда выражена без достаточной четкости, как это наблюдается, например, к юго-востоку от гипсоносного района у р. Юмоты.

На всем протяжении исследованного района верхняя морена имеет характер типичной континентальной поддонной морены. Только в некоторых местах, как например, у д. Красноярской, около Орлецов, а также к востоку от Бобровой горы нижние горизонты морены содержат линзы слоистых песков, указывающие на частичный местный перемыв данных слоев подледниковыми водами, да в некоторых местах ниже Усть-Пинеги в толще морены наблюдаются пропластки и линзы песка, не превышающие 10-15 см мощности. Слоистой морены, о которой упоминает В.П. Андросова [1935], нигде не наблюдалось. У Бобровой горы имеется только один горизонт неперемытой морены, которая налегает на серые морские глины беломорской трансгрессии.

Наибольшая наблюдаемая мощность верхней морены достигает 7- 8 м . Как видно из профиля (табл. II), в послеледниковое время морена подверглась сильной денудации, главным образом, благодаря эрозионным процессам.

В пониженных участках дочетвертичного рельефа на верхнюю морену налегают ледниково-озерные отложения, представленные ленточными глинами.

Особенно большое распространение эти отложения имеют к востоку от Звоза. Ленточные глины местами наблюдаются в гипсовом районе, как например, это отмечено у гипсового завода. Еще большее распространение они имеют к востоку от него. Здесь они неоднократно наблюдались в районе левого берега от Шепелихи до устья Моржевки, и по правому берегу от р. Юмоты, почти до Красной горки. Здесь ленточные глины имеют коричневый цвет, представлены глинами с тонкими неравномерными прослойками песка. Местами они достигают до 5 м мощности, как это наблюдается вблизи р. Юмота, а также у д. Репанова.

Ленточные глины, залегающие на морене, наблюдались также и ниже по течению на левом берегу Северной Двины у Хоробрицы. Данные отложения, представленные более песчаной фацией, наблюдаются также на левом берегу реки в расстоянии 2 км от Орлецов. Здесь они не имеют широкого распространения.

Ленточные глины, залегающие на верхней морене, надо отметить также в районе правого берега против д. Ухострово и Троицкого погоста. Здесь они разрабатываются Ухостровской артелью для производства кирпичей.

По-видимому, к озерным отложениям, образовавшимся вблизи края ледника, надо отнести пески, развитые в районе около впадения р. Емцы на правом и левом берегах реки. Здесь на правом берегу реки против устья р. Емцы наблюдается хорошо выраженная терраса до 15-16 м высоты, представленная мелкозернистыми песками с диагональной слоистостью. Микроскопическое исследование песков показало в них полное отсутствие диатомовых водорослей.

В исследованном районе высокие террасы сложены данными отложениями. Более низкие террасы Северной Двины представлены аллювиальными отложениями. Строение их в исследованном районе довольно однообразно, в верхней части они представлены темно-серыми или буроватыми горизонтально-слоистыми супесями и суглинками с прослойками песка. По направлению книзу мощность песчаных прослоек увеличивается и, наконец, в нижней части террасы представлены песками с косой слоистостью.

По берегам Северной Двины наблюдаются надпойменные террасы в 10-11 м высоты над уровнем реки и несколько террас современной поймы - луговые, верхняя из которых достигает 6-7 м высоты. Кроме этого, наблюдаются менее отчетливо выраженные террасы, большинство из которых образуется в результате причленения к берегу обширных мелей реки, в настоящее время уже заросших растительностью.

На поверхности коренных берегов реки, в пониженных участках рельефа, нередко встречаются разрезы торфяников, иногда являющихся продолжением современных болот. Мощность торфа в разрезах нередко достигает до 2 м.

На поверхности повышенных участков коренных берегов наблюдаются покровные пески. Чаще всего это подзолистый горизонт почв, развившийся на верхней морене, реже элювиально-делювиальные отложения, а также встречаются пески небольших озерных водоемов.

Из вышеизложенного материала видно, что в исследованном районе хорошо развиты две морены. Верхняя из них обычно относится к последнему (вюрмскому) оледенению и нижняя - к предпоследнему (рисскому). Они разделены мощной толщей морских отложений, среди которых, как указал К.А. Воллосович [1900], различаются отложения двух трансгрессий. Нижний мощный комплекс морских отложений, имеющий широкое распространение относится к бореальной - океанической трансгрессии, и верхний, по-видимому, не выходивший за пределы северо-двинской впадины в нижнем течении долины - к беломорской трансгрессии.

Как указывалось выше, морские отложения в горизонтальном и вертикальном направлениях сильно изменяют свой характер как в литологическом, так и фаунистическом отношениях. Эта смена отложений представлена на схематическом стратиграфическом профиле, табл. III, составленном для района Северной Двины по данным исследований 1934 г. для района р. Ваги, по материалу Б.К. Лихарева [1933], для района Архангельска, по данным буровых скважин. Профиль построен на основании целого ряда опорных геологических разрезов, спроектированных на спрямленную кривую равновесия стока рек, абсолютные высотные отметки которых, полученные из лоций рек, заимствованы из неопубликованной работы М.Н. Карбасникова.

Как видно из профиля, по направлению к северу и северо-западу вниз по течению реки мощность отложений увеличивается и они меняют свой характер.

Нижний горизонт песчанистых глин с Astarte, Pecten islandicus, Leda, Tellina calcarea и др. раковинами, наблюдаемых выше Усть-Пинеги, ниже ее спускаются под уровень реки, в разрезах же наблюдаются более глубоководные отложения с Yoldia hyperborea, Yoldia limatula и, наконец, слои с Yoldia arctica.

Таким образом, в связи с увеличением глубин, здесь наблюдается также смена фаций и биоценозов, такого же порядка, что и в современном Белом море по направлению от Двинского залива на запад [Дерюгин, 1928; Кулик, 1926].

Подобные изменения имеются и в верхнем горизонте морских отложений. В районе Колешки, на р. Ваге, отложения имеют прибрежный характер и относятся по составу фауны к верхнему отделу сублиторали. По направлению вниз по течению слои становятся более глубоководными.

Ясно выраженное фациальное различие вышеуказанных морских горизонтов - верхнего песчаного и нижнего глинистого, по-видимому, стоит в связи с незначительными колебаниями уровня моря, которые отмечены Б.К. Лихаревым [1933] и В.С. Порецким [Порецкий и Жузе, 1935] на р. Ваге, около устья р. Колешки. Как известно, под верхним горизонтом морских песков здесь наблюдаются два прослойка автохтонного торфа, залегающие на темных морских глинах, подстилаемых нижней мореной. Таким образом, здесь имелись незначительные континентальные перерывы в морских отложениях. По-видимому, в результате колебания береговой линии моря произошел подводный размыв нижнего горизонта морских отложений, который наблюдается ниже по Северной Двине, и затем последовало дальнейшее, местами явно несогласное, налегание на него верхнего, песчаного морского горизонта.

Изучение литологического характера отложений и фауны в вертикальном направлении позволяет отметить некоторые изменения гидрологического режима данного моря.

Малая сортированность отложений нижнего морского слоя, по всем вероятности, обусловлена сильным и быстрым размывом подстилающей нижней морены. По-видимому, наступание моря происходило быстро. Это подтверждает и очень слабое развитие литорального комплекса фауны, а также солоноводный комплекс морской фауны, без данных, указывающих хотя бы на слабое опреснение, несмотря на то, что море трансгрессировало по глубокой депрессии.

Присутствие в составе фауны нижнего слоя большого количества бореальных видов, обитающих в настоящее время только у берегов Мурмана, как Cardium edule, Cardium fasciatum, Cardium elegantulum, Mactra elliptica, Astarte sulcata, а также находки теплолюбивых форм как Cardium paucicostatum, Corbula gibba, Nassa reticulata, Capulus hungaricus, указывают на благоприятные физико-географические условия при начале трансгрессии, а именно - на более высокий, чем в настоящее время у Финмаркена, термический режим Баренцева моря и повышенную соленость, о которой упоминает и В.П. Андросова [1935].

По-видимому, данные изменения связаны с усилением теплых струй атлантического течения (продолжения Гольфстрима) и восточной ветви его, идущей вдоль Мурманского берега. В силу этого могло произойти значительное смещение ареалов распространения моллюсков на восток, а также несомненно отразилось и на общем смягчении климата.

Подобные, но сравнительно слабые изменения в гидрологическом режиме, а в связи с этим и в составе фауны Баренцева моря в настоящее время отмечались Н.М. Книповичем [Книпович, 1930; Knipowitsch, 1931], К.М. Дерюгиным [1924; 1928] и В.Ю. Визе [1928a; 1930].

С возможностью таких предположений согласуется также и то, что климатические изменения в начале трансгрессии, отразившиеся на составе морской фауны, не успели еще проявиться в составе флоры. На это указывает пыльцевая диаграмма, составленная на основании исследования нижних горизонтов морских отложений у д. Красной горки, представленных песчанистыми глинами и супесями с бореальной фауной, залегающими на нижней морене (рис. 3).

Данная пыльцевая диаграмма, хотя и составлена на основании недостаточного количества пыльцы, но несмотря на это, представляет значительный интерес, так как пыльцевые диаграммы межледниковых отложений для данного района почти отсутствуют.

По данным Г.А. Благовещенского, всю диаграмму предположительно можно разделить на несколько зон.

«Первая из них захватывает нижнюю часть от основания до глубины 400 см и характеризуется быстрыми чередованиями преобладания отдельных пород, вначале ели, затем сосны и наконец ольхи. Эта зона содержит также в заметном количестве пыльцу березы.

Зона вторая от глубины 400 до 275 см. Для нее характерно господство пыльцы ели при значительном участии сосны. Пыльца березы сохраняется еще в нижней части зоны и выше выклинивается.

Зона третья (от 275 до 200 см) характеризуется господством сосны, в верхней части ее начинается восхождение пыльцы березы.

Зона четвертая (от 200 до 50 см) содержит в большом количестве пыльцу ели, сосна здесь исчезает и заменяется березой и ольхой.

Связано ли существование данных зон с климатическими изменениями пока ответить нельзя, вследствие отсутствия достаточных данных. Здесь достаточно ограничиться самыми общими заключениями. Господство пыльцы ели, то есть еловых лесов, типично для таежной зоны, и следовательно должно отражать существование прохладного и сырого климата. Колебание в верхней и нижней частях диаграммы пыльцы ольхи, если исходить из диаграммы торфяников средней части Союза, должно характеризовать улучшение климата. Заметное увеличение ее ничтожно для суббореального и атлантического периодов.

Интересен резкий выступ сосны в средней части диаграммы, господство сосны обычно соответствует бореальному периоду торфяников средней части Союза, который рассматривается большинством исследователей как сухой и континентальный климат.

Таким образом, данная диаграмма ориентировочно выявляет ряд зон.

Насколько можно доверять данным настоящей диаграммы, вопрос еще спорный, так как пыльца извлечена из морских отложений и неизвестен процент сохранности ее, но важно отметить тот факт, что ко времени начала трансгрессии европейская часть севера Союза была покрыта лесами, по своему составу несколько отличающимися от современной Архангельской тайги, где господствует ель.

Прослеживая слои в вертикальном направлении, наблюдаем изменение литологического состава отложений, указывающее на увеличение глубин моря, и в связи с этим - на изменение комплекса морской фауны, то есть на смену биоценозов. Так отложения илисто-каменистого песка и супеси с богатой бореальной фауной постепенно сменяются отложениями фации песчанистого ила и глины с относительной бедностью видового состава фауны.

На основании изучения литологического характера осадков можно заключить, что во время максимума бореальной трансгрессии отлагались глины из средней части нижнего горизонта морских отложений. В северо-западной части исследованного района в это время образовались горизонты с Joldia arctica и Joldia hyperborea. В районе выше Усть-Пинеги наиболее глубоководные отложения залегают ниже вышеуказанного водоносного горизонта.

Вышележащие горизонты морских слоев указывают на регрессию моря. По направлению кверху отложения становятся более песчанистыми. Морские моллюски указывают вновь на отложение слоев в верхнем отделе, сублиторали. Наконец, в верхних горизонтах слоев ниже р. Варды присутствие Tellina baltica свидетельствует о значительном опреснении вод, т.е. о мелководности и прибрежности отложений.

Таким образом, в морских отложениях исследованного района как в горизонтальном, так и вертикальном направлениях, наблюдаются фациальные изменения с соответствующими изменениями и комплекса фауны, причем тепловодный комплекс фауны наблюдается только в основании морских слоев. Этот факт может привести к выводу о постепенном ухудшении климатических условий, начиная со времени начала трансгрессии. Однако материал, собранный в других районах, вносит значительные коррективы и не дает нам права для подобных заключении.

Так, на основании изучения диатомовых и пыльцы из отложений в районе Колешки на р. Ваге В.С. Порецким [Порецкий и Жузе, 1935] и И.М. Покровской [1935] установлено, что климатический максимум межледникового времени падает на время отложения прослойков торфа, т.е. на время колебания береговой линии отступающего моря. В данных отложениях отмечен более тепловодный комплекс диатомовых и пыльца широколиственных деревьев.

Данные Б.К. Лихарева [1933], указывающие на тепловодный комплекс моллюсков, залегающих в песках поверх торфяников, по-видимому, свидетельствует о дальнейшем продолжении благоприятных климатических условий. На это указывает и бореальный состав фауны, отмеченный М.Н. Карбасниковым для района Пинеги, А.А. Малаховым [1930] для р. Пезы, а также просмотренные мною сборы фауны М.М. и Н.А. Толстихиных из района Онего-Двинского водораздела.

По-видимому, тепловодный комплекс моллюсков начала трансгрессии в дальнейшем нашел благоприятные условия для своего развития в прибрежной мелководной зоне, по периферии межледникового моря, в то время как в более глубинных частях северо-двинской депрессии с более низкими придонными температурами на фации ила обитал комплекс фауны более арктического характера.

По данным Н.М. Дерюгина [1928] и А.А. Зенкевича [1927], подобную картину распределения фауны наблюдаем и в настоящее время в Белом море, с той разницей, что в составе прогреваемых прибрежных вод отсутствуют вышеуказанные бореальные и тепловодные элементы, отмеченные для межледниковой бореальной трансгрессии.

О климатических условиях конца регрессии межледникового бореального моря достаточных данных пока не имеется. Так как в нижнем течении Северной Двины в отложениях верхней части слоистых прибрежных песков бореальные элементы фауны уже отсутствуют, то, по-видимому, климатические условия к этому времени уже ухудшились.

Как видно из геологического профиля (табл. II), после отступания моря произошел сильный размыв отложений. Вполне возможно предположить существование здесь даже континентального перерыва, хотя фактических данных, свидетельствующих об этом, пока не имеется.

В дальнейшем низовья долины Северной Двины подверглись новой трансгрессии - беломорской. Состав фауны, как отмечает еще Н.М. Книпович [Knipowitsch, 1901], указывает уже на сильно изменившиеся климатические условия, более близкие к современном условиям Белого моря, возможно даже - и на более суровые.

Пыльцевая диаграмма (рис. 4), составленная на основании изучения пыльцы из верхних горизонтов морских отложений Бобровой горы, залегающих под верхней мореной и относящихся к беломорской трансгрессии, указывает на преобладание в составе древесной растительности еловых лесов. К началу трансгрессии, как видно из единичных находок пыльцы, возможно, преобладала сосна.

Как видно из геологического профиля отложений правого берега Северной Двины, после беломорской трансгрессии до наступления последнего оледенения существовал большой размыв во время континентального периода. С этим согласуется наличие отложений небольших озер, значение которых, как указывалось выше, было несколько преувеличено К.А. Воллосовичем.

Последнее оледенение носило континентальный характер. При наступании ледникового покрова в депрессиях рельефа, у края его, существовали ледниковые озера, где отлагались ленточные глины.

Морена последнего оледенения имела плащеобразное залегание и нивелировала только элементы мезорельефа, в то время как в больших депрессиях она сохраняла свой обычный характер.

Отступание ледникового покрова последнего оледенения в исследованном районе происходило постепенно, и край ледникового языка, выполнявшего долину Северной Двины, неоднократно испытывал колебания. Остатки морены, указывающей на стационарное стояние края ледника, отмечено в районе д. Жилино, Осередок. Возможно, что язык ледника спускался даже к Белой горе. Здесь Северная Двина пересекает гряду, по морфологическим признакам близкую к озам. По данным Т.Я. Богачева она идет на некотором расстоянии вдоль долины реки. Возможно, что в данном случае мы имеем маргинальные отложения.

На стационарное состояние края ледника в данном месте указывает также наличие высоких песчаных террас по Северной Двине, которые наблюдаются в районе устья р. Емцы. Возможно, что долина р. Северной Двины сечет озерные отложения, образовавшиеся по периферии ледника. Микроскопическое исследование материала показало полное отсутствие в них диатомовых, что до некоторой степени говорит о близости отложений к озерно-ледниковым.

Следующая стадия стационарного положения ледника отмечена у Холмогор. Интересно отметить, что большая часть островов Северной Двины у Холмогор представляет отчлененные участки коренного берега, в результате сильной миграции Северной Двины в послеледниковое время, а не остатки древней дельты, к которой относятся лишь небольшие острова ниже по течению в районе д. Амосова.

Все это ставит очень интересные вопросы из четвертичной истории района.

Недостаток времени, к сожалению, не позволил нам расширить задачи наших исследований.

Как уже упоминалось, р. Северная Двина имеет молодую послеледниковую долину, в которой наблюдается лишь ограниченное количество невысоких террас.

Интересно отметить в нижнем течении р. Северной Двины у Конецгорья современное погружение древне-аллювиальной террасы. Терраса в данном месте покрыта торфяником, который в настоящее время частично затоплен водой. Так как данный район находится в зоне современных приливно-отливных течений, то, по-видимому, данное явление указывает на современное опускание района Архангельска, а следовательно перемещение нулевой послеледниковой изобазы с горла Белого моря на восток.

В заключение необходимо отметить, что данные, полученные нами при изучении стратиграфии четвертичных отложений Северной Двины, если не решают полностью сложных вопросов относительно климатических изменений в рисс-вюрмскую межледниковую эпоху, то все же дают новые геологические данные для их понимания.

Принимая во внимание палеонтологические данные, как я уже указывала ранее, считаю, что межледниковая бореальная трансгрессия началась при более благоприятных климатических условиях, чем в настоящее время, и связана, по-видимому, с преобладанием эвстатических факторов над изостатическими, когда уровень мирового океана, благодаря быстрому отступанию ледников, повысился, что дало возможность проникновению через барьер Томсона более мощному потоку теплых струй атлантического течения на север. С этим связано быстрое наступание моря и увеличение глубин.

Регрессия моря была обусловлена уже изостатическими факторами, однако с участием эвстатических, что привело к незначительным колебаниям уровня моря. Она, по-видимому, была значительно продолжительнее, чем трансгрессия.

Таким образом, данная трансгрессия, по-видимому, началась после отступания льда в горные районы Фенноскандии, что вполне согласуется с данными пыльцевых анализов, указывающими на развитие на севере в это время тайги.

Указанные выше колебания морского уровня в межледниковую эпоху можно представить следующей схематической кривой (рис. 5).

Вопрос о времени образования данных морских отложений до последних лет не возбуждал сомнений и относился к рисс-вюрмскому межледниковому периоду. В настоящее время, в виду возобновления идей моногляциализма [Громов, 1933], этот вопрос должен быть пересмотрен.

Несмотря на отрывочный характер палеонтологических данных, все же для времени образования толщи морских межледниковых отложений может быть установлена смена климатических условий.

Большое количество руководящих бореальных и теплолюбивых форм морских моллюсков из нижних морских горизонтов указывает, что начало трансгрессии происходило при более благоприятном гидрологическом режиме, чем в настоящее время у берегов Финмаркена и, по-видимому, связано с усилением теплых струй Атлантического течения и Нордкапской его ветви.

Как видно из работ В.Ю. Визе [1928a; 1928b; 1930], пульсация термического режима Баренцева моря в настоящее время находится в тесной связи с общей циркуляцией атмосферы а именно с барическим рельефом над северным Атлантическим океаном и Европой. Годам с повышенной термикой вод всегда предшествует развитие Исландского минимума, обусловливающего развитие над Баренцевым морем юго-западных и западных ветров. Под влиянием данных ветров туда входит большое количество теплой воды из Норвежского моря. Повышение термического режима Баренцева моря в свою очередь влияет на термику всего района и на изменение общих климатических условий.

Современные незначительные климатические изменения, как известно, отразились не только на миграции некоторых бореальных бентонических элементов на восток [Дерюгин, 1924; 1930; Книпович, 1930; Knipowitsch, 1931], но также и на отступании ледников на Шпицбергене и на усиленном таянии погребенного льда на Новой Земле [Горбацкий, 1933].

Если данные явления стоят в связи с незначительными гидрологическими изменениями в режиме Баренцева моря в настоящее время, то в большей степени они должны были сказаться во время бореальной трансгрессии, когда климатические условия были значительно более благоприятны, чем в настоящее время, так как в составе фауны встречаются тепловодные элементы, как Cardium paucicostatum, Corbula gibba и Nassa reticulate и др., массовое распространение которых в настоящее время находится у берегов Англии, Франции и Португалии.

Благоприятные климатические условия начала трансгрессии продолжались и далее, но как видно из пыльцевых диаграмм, на изменение в начале бореальной трансгрессии древесная растительность не реагировала. Это сказалось лишь значительно позднее.

В дальнейшем климатические условия изменились настолько, что в средних горизонтах морских отложений на р. Ваге отмечена пыльца древесных пород (дуба, вяза, орешника, граба) и флора диатомовых, свойственные более южным широтам. Конец бореальной трансгрессии и образование отложений беломорской трансгрессии происходили уже при более умеренных климатических условиях.

Закономерные изменения климатических условий во время отложения межморенной толщи, весьма значительная мощность данных морских отложений, достигающая по данным буровых скважин в Архангельске до 76 м , наконец, сложный ход кривой колебания морского уровня с рядом эрозионных циклов подтверждают ее межледниковый возраст, а следовательно, и отнесение верхней и нижней морен к двум различным оледенениям.

Литологический характер отложений бореальной межледниковой трансгрессии и фаунистический комплекс ее вполне согласуются с определением Б.К. Лихаревым [1933] максимального гипсометрического уровня данной трансгрессии для района р. Ваги в 100 м .

Данные отложения на европейском севере имели широкое распространение. В последнее время они были отмечены в районе Беломорского канала в бассейне р. Онеги, по системе притоков Северной Двины и рекам, впадающим в Двинский залив, а также на южном берегу Кольского полуострова [Лаврова, 1932], где наблюдаются факты, указывающие на значительный размыв морских отложений и трансгрессивное залегание верхнего морского горизонта. Кроме этого они известны из бассейна р. Мезени [Малахов, 1930; Мурчисон и др., 1849], Чеши, Печоры [Амалицкий, 1905; Ливеровский, 1933; Knipowitsch, 1901] и Енисея.

Изучение морских отложений по берегам Северной Двины приводит к заключению, что данные отложения в районе Северной Двины выше Ваги должны иметь более широкое распространение, чем; то указывается Б.К. Лихаревым [1933]. Возможно, что благодаря ледниковой денудации отложения прибрежного характера сильно разрушены и потому не имеют таких хороших выходов в разрезах. В пользу такого предположения говорят также наблюдения М.Н. Карбасникова и И.С. Кобозева.

Наконец, отложения межледниковой морской бореальной трансгрессии, по-видимому, синхроничны эемским слоям в Голландии и в Бельгии, а также в Западной и Восточной Пруссии [Madsen, 1928].

ЛИТЕРАТУРА

1. Амалицкий В.П. Геологическая экскурсия на север России. Протоколы Варшавск. общ. естеств. № 3, год VII, 1896.

2. Амалицкий В.П. О постплиоценовых образованиях Сухоно-Двинского бассейна. Труды СПб. общ. естеств. Прот. засед. т, XXX, в. I, стр. 4-5, 1899.

3. Амалицкий В.П. По ледовитому океану и Печоре. Путевые впечатления. Варшава, 1905.

4. Андросова В.П. Микрофауна северо-двинского постплиоцена. (К вопросу об истории северо-двинского постплиоцена). (Труды Всесоюзн. иссл. инст. рыбн. хоз. и океаногр. т. I. M. 1935.

5. Архангельский А.Д. Введение в изучение геологии Европейской России Часть I. Госиздат. Л., 1923.

6. Apхангельский А.Д. Геологическое строение СССР. В.П., ОНТИ, 1934.

7. Барбот-де-Марни Н. Геогностическое путешествие в северные губернии Европейской России. Зап. Минер. общ. СПБ., 1868.

8. Визе В.Ю. Изотермы для поверхностного слоя воды в Баренцевом море. Исследов. морей СССР. в. 9, стр. 5-33. Изд. Гос. гидр. инст. 1928.

9. Визе В.Ю. Об аномалиях температуры поверхностного слоя воды в Баренцевом море. Исследов. морей СССР. в. 9, стр. 35-60. Изд. Гос. гидр. инст. 1928.

10. Визе В.Ю. О значении систематического изучения Баренцева моря для метеорологических и гидрологических прогнозов. Исслед. морей СССР в. II. Изд. Гос. гидр. инст. Л., 1930.

11. Воллосович К.А. Геологические наблюдения в нижнем течении Северной Двины (Усть-Пинега - Архангельск). Труды Варшавск. общ. естеств. Ч. VIII, Отд. биолог. 1897-98 гг.

12. Воллосович К.А. Заметка о постплиоцене в нижнем течении Северной Двины. Материалы для Геолог. России, т. XX. Стр. 249-262, СПб. 1900.

13. Горбацкий Г.И. Ископаемые ледники Крестовой губы на Новой Земле. Arctica, кн. I. ВАИ. Л. 1933 г .

14. Громов В.И. Проблема множественности оледенений в связи с изучением четвертичных млекопитающих. Проблемы Советской геологии, № 7, стр. 33-48, 1933.

15. Дерюгин К.М. Баренцево море по Кольскому меридиану. Труды Северной научн. пром. эксп. Вып. 19. М .-О. 1924.

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

17. Дерюгин К.М. Гидрология и биология. Исследование морей СССР, в. II, стр. 37-45: Л., Изд. Гидрол. инст., 1930.

18. Едемский М.Б. Геологические исследования в бассейне рек Пинеги, Кулоя и Мезени в 1929 г . // Тр. Геол. Музея АН СССР, т.8, 1930.

19. Зеккель Я.Д. О происхождении Беломорско-Кулойского уступа. Изв. Госуд. геогр. общ. т. 66, в. 3, 1934.

20. Зенкевич Л.А. Количественный учет донной фауны Печорского района Баренцева моря и Белого моря. Тр. Плов. морск. инст., t. II, в. 4, 1927.

21. Книпович Н.М. Гидрология и промысловое дело. Исследование морей СССР, в. II, стр. 21- 32. Л ., Изд. Г. г. инст. 1930.

22. Кулик Н.А. О северном постплиоцене. Геол. вестник, т. V, № 1-3, 1926.

23. Лаврова М.А. К геологии Онежского полуострова Белого моря. Тр. Геол. музея Ак. наук, т. VIII. Л., 1931.

24. Лаврова М.А. О нахождении межледниковых морских отложений на южном берегу Кольского полуострова. Тр. Комис. по изуч. четвер. периода. Ак. наук, т. II. Л., 1932.

25. Лаврова М.А. К познанию четвертичных отложений Поморского берега Белого моря. Труды Геол. инст. т. III, 1933.

26. Лаврова М.А. О результатах геологических исследований в районе Беломорского бассейна. Тр. II Междунар. конфер. ассоц. по изуч. четвертичн. периода Европы. В. II, Л., 1933.

27. Лаврова М.А. К изучению стратиграфии четвертичных отложений южного берега Кольского полуострова. Печат. в Трудах КЧ АН.

28. Лебедев Н.О. Предварительный отчет о геологических исследованиях по р. Ваге. Материалы по геологии России, т. XVI, 1893.

29. Ливеровский Ю.А. Геоморфология и четвертичные отложения северных частей Печорского бассейна. Тр. Геоморфол. инст. Ак. наук, вып. 7. 1933.

30. Лихарев Б.К. Предварительный отчет о геологических исследованиях в 1917 г , в бассейне р. Ваги. Изв. Геол. ком., т. XXXVIII, № 3, 1919.

31. Лихарев Б.К. К вопросу о происхождении валунных глин на севере Европейской России. Геологический вестник, т. V, № 4-5, 1926-1927.

32. Лихарев Б.К. Общая геологическая карта Европейской части СССР. Лист 69. Шенкурск - Вельск. Тр. Всесоюзн. геол. разв. Объединения НКТП СССР в. 40, 1933.

33. Малахов А.А. К стратиграфии четвертичных отложений бассейна среднего течения pp. Мезени и Пезы. Изв. Гос. геогр. Общ., т. 60, в. 3, 1930.

34. Мирчинк Г.Ф. Стратиграфия₅ синхронизация и распространение четвертичных отложений Европы. Тр. II, Междунар. конфер. асс. по изуч. четв. пер. Европы, в. II, 1933.

35. Мурчисон Р., Вернейль Э., Кейзерлинг А. Геологическое описание Европейской России и хребта Уральского. Перев. Озерского. СПБ. 1849.

36. Понагаибо Н.Д. Почвенно-грунтовые условия бассейна р. Мезени. Труды Лесоэконом. эксп., в. I, стр. 50- 180. М . 1929.

37. Покровская И.М. Некоторые данные микропалеоботанических исследований межледниковых отложений в бассейне pp. Ваги и Северной Двины. Бюлл. советской секции АИЧПЕ, в. I. 1935.

38. Порецкий B.C., Жузе А.П. Диатомовые межледниковых отложений по р. Ваге. Бюлл. советской секции АИЧПЕ, в. 1, 1935.

39. Толстихин Н.И. К геологии Архангельской и Вологодской губерний, с I карт. Бюлл. Моск. общ. испыт. природы. Общ. Геол. т. II (№3) 1923-24. Нов. сер. т. XXXII, М.

40. Чернышев Ф.Н. Орографический очерк Тимана. Тр. Геол. ком. т. XII, № 1, 1915.

41. Яковлев С.А. Деятельность Комиссии по изучению Четвертичного периода за 1927 и 1928 гг. Бюлл. Комиссии по изуч. четвертичного периода. Ак. наук, № 1, 1929.

42. Knipowitsch N.М. Zur geologischen Geschichte der Fauna des Weissen und des Murman-Meeres. Verhandl. d. К.К. Miner. Gesell. zu Petersb. Bd. XXXVIII, No I, 1901.

43. Knipowitsch N.M. Zur Kenntnis der geologischen Klimate. Ibid. Bd. XL. 1903.

44. Knipowitsсh N.M. Rasche Veränderungen hydrologischer und biologischet Verhältnisse im Barents-Meer. Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода № 3, 1931.

45. Madsen V. Nordmann og Hartz. Eem - Zonnerne Studier ver Ciprina leret og andre Eem-Aflejringer i Danmark. Nord Tyskland og Holland. Danm. Geol. Undersög. 5. Rack. No 4. 1928.

46. Tanner V. Studier över Kyartärsystemet i Fennoskandias nordliga delar. IV. Om niväförändringar na och grunddragen av den geografisca utvecklingen efter istiden i ishavsfinland samt om homotaxin av Fennoskandias kvartara marina avlagringar. Fennia 53. No 1. Helsingfors, 1930.

ÜBER DIE STRATIGRAPHIE DER QUARTÄREN ABLAGERUNGEN AN DER DWINA VON DER MÜNDUNG DER WAGA BIS ZUM DORFE KONEZGORJE

M.A. Lavrova

Zusammenfassung

Vorliegende Skizze ist das Ergebnis der mit Unterstützung der Sowjet-Sektion der INQUA von der Verfasserin 1934 ausgeführten Forschungen längs der Dwina von der Mündung der Waga bis zum Dorfe Konezgorje.

Das untersuchte Gebiet ist von schwach dislozierten Karbon- und Perm-ablagerungen aufgebauf.

Das gegenwartige Dwinatal ist an eine schwach nach NW abdachende Depression im paläozoischen Platau gebunden. In ihrem nördlichen Teile bildet diese Depression die Fortsetzung des Beckens des Weissen Meeres und der Dwinabai und ist, wie es scheint, tektonisch angelegt. Südlich vom Flusse Warda benutzt sie ein in palaozoischen Gesteinen ausgearbeitetes altes Tal. Während der Eiszeit war die Depression einer starken glazialen Denudation ausgesetzt.

Auf der erodierten Oberfläche des Anstehenden lagert die untere Moräne. Sie besteht aus rotbraunem unsortierten Geschiebelehm (mechanische Analyse S. 159) mitzahlreichen örtlichen Gesteinen und selteneren fennoskandischen Geschieben.

Auf der erodierten Oberfläche der unteren Moräne oder unmittelbar auf dem Anstehenden lagert eine mächtige Schicht von marinen interglazialen Ablagerungen. In Zusammenhang mit dem Charakter der Dwinadepression kann man diese Ablagerungen in horizontaler Richtung mit Vorbehalt einteilen in Ablagerungen der Flachsee im südlichen - und solche der Tiefsee im nördlichen Teil des untersuchten Gebiets.

In den Profilen, des vom Verfasser untersuchten südlichen Teiles, werden zwei Horizonte von Meeresablagerungen beobachtet.

1) Der untere Horizont besteht aus dunklen sandigen Tonen. An der Basis enthält er tonige Sande mit einer grossen Menge von marinen Muscheln, darunter 33,4% borealer und Warmwasserformen, die gegenwärtig im Weissen Meer nicht vorkommen, wie z. B.: Cardium edule, C. fasciatum, C. elegantulum, C. echinatum, С. paucicostatum, Astarte sulcata, Mactra elliptica, Corbula gibba, Nassa reticulata u. a. (Verzeichniss, S. 156-157).

In vertikaler Richtung werden die Ablagerungen feinkörniger und mehr sortiert. Die marine Fauna wird ärmer, sowohl quantitativ als auch hinsichtlich der Artenzahl. Hier sind vorherrschend: Astarte, Leda, Cardium ciliatum, Pecten islandicum, Tellina (Macoma) calcarea, Saxicava u. a. Die Mächtigkeit der marinen Schichten ist nicht gleichmässig und erreicht zuweilen 20 m .

2) Der obere Horizont ist durch geschichtete Sande und Sandlehme vertreten. Stellenweise werden sie durch einen wasserführenden Horizont von den sie unterteufenden dunkelgrauen Sandlehmen getrennt. Ihre Mächtigkeit schwankt im Bereiche von 20 m . Die mechanische Zusammensetzung dieser Ablagerungen variiert sowohl in horizontaler, als auch in vertikaler Richtung. Nach NW werden die Ablagerungen lehmiger, in vertikaler Richtung grobkörniger. Im Nordteil des untersuchten Gebiets erreichen die marinen Ablagerungen grosse Mächtigkeit.

Die unteren Horizonte der Sandlehme mit borealer Fauna lassen sich verfolgen fast bis zum Dorfe Bor, wo die untere Moräne zutage tritt. Unterhalb des Dorfes tauchen sie unter das Flussniveau unter.

Nach oben werden diese Schichten von dunkelgrauen sandigen Lehmen, Zwischenschichten von Lehm und Sandlehm abgelöst (Analysen, S. 159). Unter den Mollusken sind vorwiegend Yoldia hyperborea, Y. limatula, Y. lenticla, Tellina (Macoma) calcarea u. a.

Höher werden die Schichten allmählich von geschichteten Sandlehmen abgelöst. Ausser Yoldia hyperborea, wurden angetroffen: Natica clausa, Admete veridule, Trophon clathratus u.a. In den oberen sandigen Schichten kommt Tellina baltica vor.

Flussabwärts vom Berge Trojnaja erscheint unter den Schichten mit Yoldia hyperborea ein grauer plasticher Lehm mit Yoldia arctica und spärlichen kleinen Kolonien von Tellina (Macoma) calcarea und Cardium ciliatum. In vertikaler Richtung geht er allmählich in sandigen Lehm mit Yoldia hyperborea über.

NW von Ust-Pinega lagern transgressiv auf der erodierten Oberfläche der marinen Schichten geschichtete Sande, mitunter auch Gerölle mit Muscheln von Tellina baltica. In westlicher Richtung werden die Ablagerungen toniger und der Charakter der Fauna weist auf einen grösseren Salzgehalt des Wassers hin. Diese Ablagerungen haben keine grosse Verbreitung. Das Niveau der Transgression scheint die 40 m - Höhenkurve nicht zu übersteigen. Stellenweise lagern auf diesen Sanden Seeablagerungen, die nach K.A. Wo1lossowitsch keine grosse Verbreitung haben.

Westlich von Kenniza lagern auf der erodierten Oberfläche der marinen Tone Bändertone und Sande von 9 m Mächtigkeit. Diese Ablagerungen gehören schon zum Komplex der glazialen Ablagerungen der letzten Vereisung.

Bald auf der erodierten Oberfläche der obenerwähnten quartären Ablagerungen, bald unmittelbar auf dem Anstehenden lagert gelbrotbrauner oder grauer unsortierter Geschiebelehm - die obere Moräne. Sie enthält in grosser Menge Geschiebe von fennoskandischen kristallinen Gesteinen, mitunter Bruchstücke oder ganze Schalen von marinen Muscheln. Sie lagert mantelförmig und ist von ungleicher Mächtigkeit, die stellenweise 7- 8 m erreicht.

In den tiefergelegenen Teilen des Reliefs lagern auf der oberen Moräne lakustro-glaziale Bändertone. Im oberen Teil des untersuchten Gebietes sind sie weit verbreitet. Die Hochterrassen der Dwina sind von sandigen lakustro-glazialen Ablagerungen aufgebaut. Sie erreichen 15- 16 m Höhe über dem Flusse. Die 6 bis 10 m hohen Niederterrassen und die noch jüngeren Terrassen sind alluvial.

Auf der Wasserscheidefläche sind eluviale, deluviale und lakustre Ablagerungen, sowie Torfmoore entwickelt.

Aus dem Obigen folgt, dass im untersuchten Gebiet zwei Moränen vorhanden sind. Sie werden durch eine mächtige Schicht mariner Ablagerungen getrennt, unter denen, nach K.A. Wollosowitsch, Ablagerungen von zwei Transgressionen unterschieden werden können. Der untere machtige Abschnitt dieser Ablagerungen, der eine weite Verbreitung hat, gehört zu der boreal-ozeanischen Transgression; der obere, der im Unterlauf der Dwina vorkommt - zur Transgression des Weissen Meeres.

Der Wechsel im lithologischen Charakter der marinen Ablagerungen, sowohl in horizontaler als auch in vertikaler Richtung wird veranschaulicht durch das schematische stratigraphische Profil, das für das Dwina-Gebiet nach den Beobachtungen von 1934, für das Waga-Gebiet, nach В.К. Liharew (1933), und für die Gegend von Archangelsk - nach den Ergebnissender Bohrungen (Wollosowisch, 1900) zusammengestellt ist.

Der im Profil klar zum Ausdruck kommende Unterschied zwischen dem oberen sandigen und dem unteren tonigen marinen Horizont oberhalb Ust-Pinega steht anscheinend in Zusammenhang mit den Spuren von Meeresschwankungen, die von B.K. Licharew (1933) und W.S. Poretzky (Poretzky, Zhuze, 1935) an der Waga bei der Mündung des Fl. Koleschka festgestellt wurden. Bekanntlich sind hier unter dem oberen Horizont der marinen Sande zwei Zwischenschich-ien autochtonen Torfes vorhanden, die auf dunklen, von der unteren Moräne unterteuften marinen Tonen lagern.

In NW-Richtung wird eine Veränderung der litholcgischen Zusammensetzung der Ablagerungen beobachtet. Diese deutet auf ein Zunehmen der Tiefe und, in Zusammenhang damit, auf die Veränderung des Faunakomplexes, d.h. auf die Ablösung der Biozönosen hin. Während des Maximums der Transgression lagerten sich im Nordteil des untersuchten Gebiets Tone mit Yoldia hyperborea und Yoldia artica ab. Die darüber lagernden marinen Schichten deuten auf eine Regression, die, wie es scheint, länger dauerte als die Transgression.

Die Untersuchung des lithologischen Charakters der Ablagerungen sowie des Faunakomplexes zeigt, dass das Meer rasch transgredierte, und dass an den Küsten des westlichen Murmangebiets und Finnmarkens günstigere hydrologische und klimatische Verhältnisse, als die gegenwärtigen, herrschten. Das Meer besass höheren Salzgehalt und starke Strömungen, was zu einer üppigen Entwicklung der Fauna in der Zone der oberen Abteilung des Sublitoralen auf der Fazies des schlammigen Sandes führte. Das auf Grund der Untersuchungen der unteren Horizonte der marinen Ablagerungen mit borealer Fauna beim Dorfe Krasnaja Gorka gezeichnete Pollendiagramm zeigt, dass der europäische Teil des Nordens der Sowjet-Union zur Zeit des Anfangs der Transgression Wälder besass, deren floristische Zusammensetzung etwas von der gegenwärtigen Taiga von Archangelsk abwich.

Später veränderte sich das Klima so stark, dass hier Eichen, Ulme, Haselnuss und Weissbuche wachsen konnten. Davon zeugt der in den Torfzwischenschichten aus den mittleren Horizonten der marinen Ablagerungen am Flusse Waga von I.M. Pokrowskaja (1935) gefundenen Pollen dieser Baumarten und die von W.S. Poretzky (Poretzky, Zhuze, 1935) bestimmte Diatomeen-flora.

Der Fund der borealen Fauna in den geschichteten, auf sandigen marinen Tonen lagernden, marinen Sanden von В.К. Licharew (1933) an der Waga, von M.N. Karbasnikow im Gebiet der Pinega und von A. A. Malachow (1930) am Mesen, zeugt von einem weiteren Fortbestehen von günstigen klimatischen Verhältnissen.

Wie es scheint, fand die wärmeliebende Molluskenfauna des Beginns der Transgression auch weiterhin günstige Lebensbedingungen in der Küstenzone an der Peripherie des interglazialen Meeres, während in den Tiefseeteilen der Dwinadepression mit niedrigeren Bodentemperaturen eine Fauna von mehr arktischem Charakter wohnte. Ein solches Bild der Faunaverteilung wird gegenwärtig im Weissen Meere beobachtet, freilich mit dem Unterschiede, dass im Bestand der Fauna im besser durchwärmten Küstenwasser die borealen und Warmwasserelemente fehlen, die aus der borealen interglazialen Transgression bekannt sind.

Über die klimatischen Verhältnisse am Ende der Regression des borealen Meeres kennen wir bis jetzt wenig. Da im Unterlaufe der Dwina in den Ablagerungen des oberen Teiles der geschichteten Sande die Elemente der borealen Fauna bereits fehlen, so müssen sich die Klimaverhältnisse zu dieser Zeit schon verschlechtert haben. Der Bestand der Fauna der Transgression des Weissen Meeres deutet auf eine weitere Verschlechterung der Klimaverhältnisse. Wahrscheinlich waren sie den gegenwärtigen Verhältnissen des Weissen Meeres nahe. Das auf Grund der Untersuchung des Pollens aus den oberen Horizonten der marinen Ablagerungen vom Berge Bobrowaja aufgestellte Diagramm weist auf das Vorherrschen von Tannenwäldern (fig. 4).

Auf Grund des paläontologischen Materials nehme ich an, dass die boreale zwischeneiszeitliche Transgression bei günstigeren als die gegenwärtigen Klimaverhältnisse einsetzte und eher durch eustatische, als isostatische Erscheinungen bedirgt war: der Spiegel des Weltozeans stieg infolge des raschen Schwindens des Eises an, was das Eindringen grösserer Mengen warmen Wassers der Atlantischen Strömung nach Norden und der Nordkapströmung nach Osten in die Barentssee ermöglichte.

Die Regression konnte bereits durch isostatische Faktore bedingt sein, doch unter Mitwirkung von eustatischen, was zu unbeträchtlichen Schwankungen des Meeresniveaus führte.

Die erwähnten Niveauschwankungen in der interglazialen Zeit können durch eine schematische Kurve dargestellt werden (fig. 5).

A. Beginn der borealen Transgression.

B. Maximum der borealen Transgression.

С. Bildung der unteren Torfschicht in der Gegend der Koleschka an der Waga.

D. Ansteigen des Meeresniveaus.

E. Bildung der oberen Torfschicht.

F. Ansteigen des Meeresniveaus.

G. Erosion der marinen borealen Ablagerungen.

H. Transgression des Weissen Meeres.

I. Erosion der marinen Ablagerungen des Weissen Meeres.

Die regelmässige Veränderung der Klimaverhältnisse zu der Zeit der Ablagerungen der intermoränalen marinen Schicht, eine recht beträchtliche Mächtigkeit der marinen Ablagerungen, die in Archangelsk bis 76 m erreicht, schliesslich, der komplizierte Verlauf der Meeresschwankungen mit einer Reihe von Erosionszyklen, bestätigen ihr interglaziales Alter, somit auch die Einordnung der oberen und der unteren Moräne in zwei verschiedene Eiszeiten, nämlich in die letzte, die der Würmeiszeit und in die vorletzte, die der Risseiszeit der Alpen entspricht.

Der lithologische Charakter der Ablagerungen der marinen borealen, zwischeneiszeitlichen Transgression und ihr faunistischer Komplex stimmen vollkommen überein mit В.К. Licharews Bestimmung ihrer maximalen Meereshöhe mit 100 m .

Diese Ablagerungen haben im Norden Osteuropas eine grosse Verbreitung. In letzter Zeit wurden sie im Bereich des Weissmeerkanals (Deryugin, 1924), im Einzugsgebiet von Onega (Archangelsky, 1923), sowie an der Südküste der Kolahalbinsel (Liverovsky, 1933; Licharew, 1933) konstatiert. Ausserdem sind sie auch in den Einzugsgebieten der Flüsse Mesen (Poretsky, Zhuze, 1935; Yakovlew, 1929), Tschescha und Petschora (Amalitsky, 1905; Mirchink, 1933) bekannt. Die Ablagerungen der eiszeitlichen borealen marinen Transgression sind, wie es scheint, den Eemschichten in Holland sowie den entsprechenden Schichten in West- und Ostpreussen synchron.