Лишь правильная палеогеографическая интерпретация геологических данных позволяет создавать убедительные стратиграфические схемы. Далеко не полная ясность в вопросах стратиграфии четвертичных отложений Большеземельской тундры ставит нас перед необходимостью рассмотреть на основе новейших данных палеогеографическую обстановку четвертичного периода, главным образом плейстоцена, на этой территории, сравнить ее с соседней Западной Сибирью и таким образом приблизиться к разрешению упомянутых стратиграфических вопросов.

За недостатком места мы не в состоянии привести сколько-нибудь значительный фактический материал и должны ограничиться интерпретацией составленной нами сводной стратиграфической колонки (см. таблицу). Эта колонка составлена на основании наших наблюдений в восточной и западной частях Большеземельской тундры, а также с учетом литературных и фондовых данных.

Отложения, относящиеся к нижнему ярусу плейстоцена (Q_I), в пределах Большеземельской тундры, по-видимому, отсутствуют. Значительные высотные колебания поверхности коренных пород, подстилающих четвертичную толщу, свидетельствуют об интенсивном эрозионном расчленении страны в начале плейстоцена. Уровень моря в то время был значительно ниже современного, и суша простиралась гораздо дальше на север, чем ныне.

Объективная оценка фактов заставляет сомневаться в существовании покровного нижнеплейстоценового оледенения в пределах Большеземельской тундры. Валунник в основании четвертичных отложений объясняется приносом бурными реками, стекавшими с Полярного Урала, и местным размывом ложа из палеозойских и мезозойских пород, хотя не исключается и косвенное влияние зародившегося горного оледенения Урала. На дочетвертичном основании залегают либо упомянутый валунник, либо сразу пески и глины с редкой галькой и морской фауной. Мощность их - до 10- 20 м . Эти отложения, названные печорским горизонтом, рассматриваются как осадки трансгрессивных фаций моря, затопившего территорию Большеземельской тундры в начале среднего плейстоцена (Q₂¹). Причиной среднечетвертичной трансгрессии было тектонически обусловленное погружение территории.

Вверх эти отложения постепенно переходят в мощную толщу, представленную темно-серыми суглинками и глинами с гравием, галькой и^: валунами, заключающими маломощные пачки слоистых, иногда ленточных глин, алевритов и песков подчиненного значения. Пачки песков особенно характерны для средней части толщи. Встречаются мелкие растительные остатки и раковины морской фауны главным образом в обломках. Мощность этих осадков достигает 60- 100 м и более. Их распространение очень широкое - от Тимана до Полярного Урала.

Большинство исследователей относило эту толщу к континентальной морене максимального оледенения [Калецкая и Миклухо-Маклай, 1958; Краснов, 1946 и др.]. По нашему мнению, этот вывод является ошибочным. Наши взгляды ближе к представлениям Н.А. Кулика [1926] о ледниково-морском генезисе осадков Большеземельской тундры. Еще более конкретно высказался в пользу ледниково-морского генезиса этой толщи Б.Л. Афанасьев [1959].

Толща названа нами Воркутинским горизонтом и отнесена также к среднему ярусу (Q₂²). Эта толща осадков, в согласии с Б.Л. Афанасьевым, рассматривается нами как морская, точнее ледово- и ледниково-морская. Она знаменует собой длительный этап дальнейшего погружения страны, переход к более глубоководному режиму.

Многообразие фаций ледово- и ледниково-морских осадков подчиняется определенным закономерностям. Наиболее выдержанной является фация, представленная серым опесчаненным суглинком (или глиной) с редко рассеянными гравием и мелкой галькой, часто хорошо окатанными. Валуны сравнительно редки, но иногда они достигают 3 м и более в поперечнике. Слоистость обычно отсутствует, но иногда имеются слабо выраженные тонкие прослои песка и алеврита.

Эта фация - результат сочетания нормального морского осадконакопления и попадания в осадок крупнообломочного материала, приносимого припайным льдом и айсбергами.

Несомненно, что мелкий гравийный и галечный материал, преобладающий в породе, при отсутствии или редкой встречаемости валунов, и крупной гальки может приноситься только припайным льдом. Глетчерный лед и айсберги поставляют в осадок более разнообразные по размеру обломки, в составе которых преобладают плохо окатанные валуны и крупная галька. Так как поступление в осадок крупных обломков происходит главным образом за счет айсбергов, а не припайного льда, надо признать, что наряду с припайным льдом источником валунного материала были и айсберги. Следовательно, формирование описываемой среднеплейстоценовой толщи совпадало с оледенением Полярного Урала и Новой Земли, когда ледники спускались в море и продуцировали айсберги. Нагромождений валунного материала типа морской морены, сгружаемой глетчером, спускающимся непосредственно в море [Воллосович, 1961], в Большеземельской тундре как будто не имеется, и это обстоятельство наряду с другими фактами служит основанием для отрицания здесь былого покровного оледенения и в среднем плейстоцене.

Характерна следующая закономерность, которая нарушается редко: чем лучше выражена слоистость осадков, тем меньше в них гравийно-галечно-валунного материала, и, наоборот, чем больше этого материала, тем хуже выражена слоистость. Четкослоистые осадки, например ленточные глины, обычно вовсе лишены грубых обломков; осадки, обогащенные обломками, не слоисты.

Эта закономерность свидетельствует о том, что изменение количества обломков в породе зависело не от того, поступал или нет грубый материал в осадок, а от изменения скорости обычного осадконакопления при сравнительно равномерном поступлении обломков. В противном случае имелось бы обогащение валунами и галькой осадка, не только лишенного слоистости, но и слоистого.

Местами наблюдается ритмичное чередование горизонтов, содержащих гальку и валуны, и безвалунных, нередко ясно слоистых. Между ними обычны постепенные переходы, фациальные замещения. В некоторых разрезах можно видеть до 5-6 и более валунных горизонтов, что, конечно, не означает принадлежности их к отдельным ледниковым эпохам.

Отмеченная закономерность позволяет рассматривать валунные суглинки, находящиеся в столь тесной генетической связи с безвалунными горизонтами, как особую фацию ледово- и ледниково-морских осадков, отвечающую условиям замедления обычного морского осадконакопления.

Описанный комплекс осадков имеет много общего с так называемой санчуговской, или салемальской, толщей севера Западно-Сибирской низменности, изученной нами ранее. Имеется сходство в главнейших особенностях обеих толщ: преимущественно суглинистый состав, почти постоянное присутствие редко рассеянного крупнообломочного материала при наличии также совершенно безвалунных горизонтов, постепенность переходов между ними, стадиальные замещения, местами несогласное налегание осадков разных фаций, обязанное донному размыву без осушения, общее внешнее сходство по морфологическим признакам и т.д. Отмеченное присутствие горизонтов песков в средней части толщу серых суглинков Большеземельской тундры напоминает песчаные горизонты в толще серых суглинков района Салехарда.

Приписываемое салемальской (санчуговской) толще морское происхождение в условиях шельфа трансгрессировавшего Карского моря, сочетавшегося с максимальным оледенением Полярного Урала, нагорий Бырранга и Путорана [Попов, 1949; 1959], позволяет при наличии упомянутых выше фактов, относящихся к «серой» толще Большеземельской тундры, рассматривать последнюю как известный аналог упомянутой толщи севера Западной Сибири как по условиям, так и по времени формирования.

Трансгрессия полярного бассейна в пределах Большеземельской равнины и северной части Западной Сибири стимулировала возникновение и развитие горного и предгорно-шельфового оледенения на Северном Урале, в Путоране, на Таймыре. Таким образом, оба явления причинно связаны [Попов, 1949; 1959].

Ледники спускались в море, воды которого омывали западный и восточный склоны Полярного Урала, и продуцировали айсберги, разносившие валуны в пределах всего бассейна.

На протяжении длительного времени накопления описываемой толщи имели место неоднократные, но кратковременные эпейрогенические колебания дна, временами приводившие к относительному обмелению и отложению осадков, обязанных деятельности течений (пласты и линзы песков в толще валунных суглинков). Формированием толщи воркутинского горизонта завершается время среднего плейстоцена. Таким образом, этап формирования толщи валунных суглинков следует сопоставлять с эпохами днепровского и московского оледенений Европейской части СССР. Никаких следов днепровско-московского межледниковья среднеплейстоценовая толща в данном районе не обнаруживает.

Отложения воркутинского горизонта вверх постепенно сменяются толщей слоистых песков, супесей, реже суглинков, в верхней части с галькой и валунами. Местами вследствие размыва дна течениями наблюдается резкий контакт. Мощность толщи - от нескольких метров до 30- 40 м . Она получила название вашуткинского горизонта и отнесена нами к низам верхнего яруса (Q₃¹).

Пески нижней и средней частей этого горизонта обеднены крупнообломочным материалом, что объясняется их быстрым накоплением в прибрежных условиях, когда обогащение галькой не успевало за накоплением осадков. Переход от тонкозернистых осадков к грубозернистым, а затем к галечнику и валуннику представляет собой картину регрессирующего бассейна, свидетельствует о постепенном обмелении.

В районе Воркуты отложения вашуткинского горизонта обычно лишены фауны. Она появляется в отложениях этого горизонта севернее и западнее, в частности на возвышенностях в районе Вашуткиных озер, в низовье Печоры и т.д.

Обилие валунов в верхней части регрессивной толщи, особенно на возвышенных элементах рельефа, объясняется как обогащением из нижележащих слоев за счет размыва волнением и течениями, так и выпадением крупнообломочного материала из припая и айсбергов, садившихся на мели и таявших.

Итак, морской бассейн продолжал существовать и в начале верхнего плейстоцена, но в регрессивной стадии, которая по времени, вероятно, совпала с началом днепровско-валдайского межледниковья Европы и соответствует этапу бореальной трансгрессии [Лаврова, 1949]. Однако наличие иногда весьма крупных глыб, отсутствие фауны на юге района, вызванное значительным опреснением вследствие таяния льдов на мелководье, отсутствие признаков потепления по данным пыльцевого анализа свидетельствуют о продолжавшемся горно-долинном оледенении Полярного Урала. Ледники еще спускались в воды мелеющего бассейна и продуцировали айсберги.

По времени и условиям накопления вашуткинский горизонт нами сопоставляется с казанцевским, или сангомпанским, горизонтом севера Западной Сибири, где также нет серьезных оснований относить его к межледниковой эпохе.

Переход толщи серых суглинков вверх в пески и затем: галечники аналогичен разрезу водоразделов севера Западной Сибири, где имеется такая же закономерность, свидетельствующая о последовательном обмелении. Пески с галькой в верхней части разреза, относимые многими авторами к эпохе зырянского континентального оледенения Западной Сибири [Лазуков, 1957; Сакс, 1953], на самом деле представляют собой вместе с казанцевским горизонтом фации обмеления единой морокой и ледниково-морской толщи [Попов, 1949; 1959].

Осушение территории Большеземельской тундры - вероятная причина значительного сокращения оледенения в соседних горах вследствие усиления континентальности климата. В это время, при довольно быстром понижении базиса эрозии, заложились основные речные долины. Тогда же в понижениях первичного рельефа осушенной литорали отложились озерные пески и глины.

Это время совпадает с валдайским оледенением. Когда на запале Европейской части СССР возник валдайский ледниковый покров, и районе Большеземельской тундры происходило врезание гидросети, и в речных долинах формировалась III надпойменная терраса. Ее аллювий и часть озерных осадков в низинах отнесены к зырянскому горизонту (Q₃²).

Ледниковые отложения зырянской, или валдайской, эпохи в Большеземельской тундре отсутствуют. Это значит, что покровного оледенения на указанной территории тогда не было.

Возросшая континентальность климата на осушенной территории усугубленная косвенным климатическим воздействием обширного валдайского ледникового покрова, существовавшего далеко на западе, активизировала деятельность мерзлотных процессов, развитие подземного оледенения и образование покровных суглинков - коры выветривания, формирующейся в условиях сурового климата.

В каргинскую (Q₃³) эпоху (аллеред) при сравнительно высокой степени континентальности климата вновь произошел сдвиг в сторону более высоких температур; ландшафт арктической тундры уступил место ландшафту южной тундры, началось интенсивное торфообразование в болотах, которое непрерывно продолжалось в сартанский (Q₃⁴) (сальпаусселька) и ранне-современный (Q₄¹) этапы.

О времени отложения аллювия I надпойменной террасы и поймы можно судить по приводимой таблице.

На основании вышеизложенного можно сделать некоторые выводы общего палеогеографического характера, имеющие прямое отношение к разработке вопросов стратиграфии четвертичных отложений западного сектора советской Арктики и Субарктики.

Многие литологические изменения от валунных отложений к безвалунным, обычно рассматриваемые как свидетельство смены климатических эпох (от ледниковой к межледниковой) [Лазуков, 1957], нами оцениваются как фациальные изменения в пределах единого водоема.

По аналогии с Западной Сибирью мы видим в Большеземельской тундре единую морскую толщу, литологические изменения в пределах которой не свидетельствуют о смене климатических эпох и о смене эпох ледниковых межледниковыми и т.д. [Попов, 1949; 1959]. Эти изменения суть отражение смены условий осадконакопления в бассейне главным образом в связи с изменением береговой линии, со степенью удаленности участка дна от берега, с условиями рельефа дна, распределения течений и других, в основном гидродинамических факторов. При этом важнейшее значение имеют скорость осадконакопления и ледовый режим моря.

Покровное оледенение никогда не распространялось на Западную Сибирь и равнины северо-востока Европейской части СССР. Оледенение всегда было ограничено Полярным Уралом и Новой Землей, Путораном и горным Таймыром. Оно носило, как уже говорилось, лишь горно-долинный и предгорный характер.

Шельф - сравнительно мобильная краевая зона плиты: было достаточно небольших вертикальных колебаний, чтобы шельф оказался либо затопленным на значительном пространстве, либо осушенным также на большом протяжении. Подобные изменения оказывали существенное влияние на климат прилегающего пространства, понижая, или повышая степень его континентальности.

Имевшая место на западе смена ледниковых эпох межледниковыми не сказывалась столь радикально на общем облике ландшафта северных равнин. Если на Русской равнине, пребывавшей все четвертичное время в состоянии континента, оледенения и их исчезновение были главным ландшафто- и климатообразующим фактором, то в зоне североевропейского и западносибирского шельфа, где оледенения были ограничены горами Новой Земли, Полярного Урала, Таймыра, наиболее действенным фактором были трансгрессии и регрессии моря, за короткое время обводнявшие или осушавшие (благодаря равнинности) огромные плоские пространства северо-западной окраины Евразии.

Чем восточнее, тем меньше были различия между ледниковыми и межледниковыми эпохами вследствие ослабления климатического влияния оледенений Европы на восток [Герасимов и Марков, 1939]. Чем дальше на восток, тем больше сказывалось влияние таких местных факторов (хотя и широкого регионального охвата), как трансгрессия и регрессия моря. Их роль как доминантов в ландшафтообразовании Большеземельской тундры и севера Западной Сибири является очевидной.

Доминирующая роль этих факторов подчиняет себе и проявление оледенений в горах (возникновение, развитие, исчезновение).

Продолжительная трансгрессия на шельфе при общем похолодании, безусловно способствовавшая оледенению в горах, тормозила его исчезновение при общем потеплении климата. Она как бы выравнивала изменение климата и ландшафта от ледниковых эпох к межледниковым, вследствие чего здесь не наблюдается заметных смен этих эпох. При регрессии общее потепление проявлялось заметно.

Итак, проявление крупных климатических ритмов, столь выразительных в Европе, сильно ослабевало на северо-востоке Европейской части СССР и севере Западной Сибири вследствие сокращения оледенения с запада на восток, а также мощного климатического влияния трансгрессии, охватившей огромные низменные пространства.

Можно говорить об одной крупной трансгрессии полярного бассейна в пределы северных равнин в плейстоцене, вызвавшей к жизни оледенение Полярного Урала, Путорана, Таймыра. Это оледенение, вызванное трансгрессией и находившееся в тесной от нее зависимости, является с ней синхронным и, таким образом, единственным оледенением в плейстоцене для данного района Евразии.

ЛИТЕРАТУРА

1. Афанасьев Б.Л. Неотектоника голоцена и плейстоцена Печорского угольного бассейна и прилегающих районов северного Приуралья. Фонды МГРИ и УТГУ. Москва-Воркута, 1959.

2. Воллосович К.К. О стратиграфии четвертичных отложений Европейского Севера. «Мат-лы по геол. и полезн. ископ. сев.-вост. Европ. части СССР», вып. 1. М ., 1961.

3. Герасимов И.П., Марков К.К. Ледниковый период на территории СССР. Изд-во АН СССР, М., 1939.

4. Калецкая М.С., Миклухо-Маклай А.Д. Некоторые черты четвертичной истории восточной части Печорского бассейна и западного склона Полярного Урала. «Тр. Ин-та географии», 1958, т. 26.

5. Краснов И.И. Основные черты палеогеографии северо-востока Европейской части СССР. Проблемы палеогеографии четвертичного периода. «Тр. Ин-та географии», 1946, т. 37.

6. Кулик Н.А. О северном постплиоцене. «Геол. вестник», 1926, т. V, вып. 1-3.

7. Лаврова М.А. К вопросу о морских межледниковых трансгрессиях Печорского района. «Уч. зап. ЛГУ», сер. геогр., 1949, № 6.

8. Лазуков Г.И. К вопросу о стратиграфическом расчленении четвертичных отложений бассейна нижней Оби. «Тр. междуведомств. совещ. по стратиграфии Сибири». Л., 1957.

9. Попов А.И. Некоторые вопросы палеогеографии четвертичного периода в Западной Сибири. «Вопросы географии», 1949, сб. 12.

10. Попов А.И. Четвертичный период в Западной Сибири. Сб. «Ледниковый период на территории Европейской части СССР и Сибири». Изд-во МГУ, 1959.

11. Сакс В.Н. Четвертичный период в советской Арктике. «Тр. НИИГА», 1953, т. 77