Геологическое строение Белого моря - типичного внутреннего морского бассейна гляциальной зоны шельфа, всегда привлекало внимание исследователей. Два определяющих фактора: тектоническое развитие Балтийского кристаллического щита и покровные четвертичные оледенения оказали решающее влияние на морфогенез и седиментогенез в беломорской впадине. Геология Белого моря достаточно хорошо изучена как по данным комплексных исследований ИО РАН [Невесский и др., 1977], так и в результате проведения геологического картирования масштаба 1:200 000 в период 1972-1989 гг. [Спиридонов и др., 1980; Соболев и др., 1995]. Начиная с 2004 года наметился новый этап исследований четвертичного покрова Беломорской впадины. Это работы ИО РАН под руководством акад. А.П. Лисицына по созданию 4-D модели седиментогенеза в данном бассейне, геофизические работы МАГЭ как в рамках обеспечения профиля АР-3 (ФГУНПП «Севморгео»), так и по созданию новой редакции листов карты масштаба 1:1000 000 R-36 - R-38. Начиная с 2001 года в Белом море осуществляется регулярный мониторинг геологической среды силами ФГУНПП «Севморгео». Указанные работы включали в себя сейсмическое, сейсмоакустическое и высокочастотное акустическое профилирование, отбор длинных колонок (до 5 м ) с их детальным послойным литостратиграфическим изучением. В основе предлагаемого сообщения лежат новые, преимущественно геофизические материалы, позволяющие уточнить или существенно уточнить особенности площадного строения четвертичного покрова Белого моря, что, в свою очередь, помогает понять историю геологического развития этого морского бассейна в позднем неоплейстоцене-голоцене.

Предыдущие исследования, в частности непрерывное сейсмоакустическое профилирование, выполненное в рамках ГСШ-200, не позволили расчленить нижнюю моренную толщу на различные сейсмостратиграфические горизонты [Спиридонов и др., 1980]. Единственным достоверным свидетельством о наличии в разрезе четвертичных отложений средненеоплейстоценовой морены явились данные, полученные в результате бурения геологами Новодвинской экспедиции [Соболев и др., 1995]. Внедрение в практику работ новых образцов сейсмоакустической аппаратуры (МАГЭ) позволило более четко дифференцировать покров рыхлых отложений Белого моря, а использование ЛЧМ-профилографов с частотой 1-4 кГц дало дополнительную информацию о структуре поверхностного слоя донных осадков.

Одним из принципиально новых результатов, полученных при проведении сейсмоакустического профилирования, является устойчивое фиксирование на записях довалдайских отложений. При этом устанавливается их отчетливая связь с тектоническими элементами допалеозойских пород. Среди описываемых отложений выделяются межледниковые отложения и ледниковые образования среднеплейстоценового (?) оледенения. Морена этого наиболее мощного ледникового покрова выявлена по данным непрерывного сейсмоакустического профилирования (НСП) в Кандалакшском заливе юго-западнее п-ова Турий. Здесь в глубоком врезе в породах рифея прослеживаются корни древнего ледника виде тилла напора. Верхняя часть его срезана последующим ледниковым потоком. Древний ледник двигался в юго-восточном направлении в виде двух языков. Вблизи Терского берега среднеплейстоценовый ледник оставил маргинальные гряды, хорошо выраженные в донном рельефе. Юго-восточная часть Кольского п-ова и прилежащая часть беломорского шельфа, где на значительной площади сохранились микулинские морские отложения, в меньшей степени подвергалась экзарационному воздействию ледников. С этими отложениями коррелируется толща «горизонтальнослоистых» осадков, выделяемая ниже подошвы «верхней» морены, характеризующейся хаотической картиной распределения отражающих площадок. Эти отложения, как и предполагалось ранее, располагаются в глубоких эрозионных врезах. Однако интерпретация сейсмоакустических данных показала, что распространение этих осадочных образований гораздо шире, и они часто выходят за пределы указанных врезов. В этом случае получают понимание результаты палинологических исследований, выполненных ВСЕГЕИ в районе Чапомского взморья [Калугина и др., 1979], когда в серых глинах, вскрывающихся почти на поверхности моря, были обнаружены спектры микулинских отложений.

Высокое качество сейсмоакустических записей позволило выявить блоки гравитационных отложений (гигантские оползни), расположенных вдоль крутого юго-западного склона впадины. Мощность отложений составляет более 100 м , на записи можно проследить несколько генераций оползневых тел, формирование которых в результате сейсмических процессов происходило, вероятно, на протяжении всего неоплейстоцена и голоцена. Это совпадает с данными как о современной тектонической активности в пределах Кандалакшского грабена, так и о многочисленных сейсмодислокациях, выявленных на Карельском и Терском берегах залива [Балуев и др., 2000].

Наиболее четко проявлена на сейсмограммах морена последнего (валдайского, осташковского) оледенения. Она четко подразделяется на два генетических типа: донную и краевую. Донная морена формирует облекающий чехол мощностью до первых десятков метров. В центральной части моря были установлены обширные зоны, где морена отсутствует. Краевая морена представлена серией валов, расположенных как по периферии Центральной впадины, так и в Двинском заливе. В первом случае они являются боковыми моренами и их происхождение связано с выпахивающей деятельностью ледникового языка, распространяющегося по желобу Кандалакшского залива. Более мощные гряды расположены вдоль северного борта, где они продолжают серию моренных гряд, протягивающуюся от Ловозерских тундр в центре Кольского полуострова на юг до устья реки Оленицы. Осевые части и мористые, более пологие склоны этих гряд практически лишены покрова более молодых осадков, характеризуются мелкогрядовым рельефом, что прекрасно подтверждают данные высокочастотного профилирования. Мощность ледниковых отложений в грядах может превышать 100 м . Поверхностные осадки представлены, по данным ГСШ, песчано-галечным перлювием, развитым до глубин 80- 100 м . Положение этих гряд существенно влияет на формирование позднеплейстоценовых-голоценовых отложений. На сейсмограммах отчетливо видно появление мощных толщ надледниковых осадков с бережной стороны, причем мощность их может достигать 10- 20 м , в то время как средние значения этого параметра для северной части Белого моря составляют 5- 7 м . В этом проявляется своеобразный «плотинный» эффект моренных гряд для осадочных масс, поступающих со стороны Кольского полуострова. Данные колонкового пробооотбора ИО РАН в 2005-2006 гг., как и ранее полученные данные ВСЕГЕИ, свидетельствуют, что севернее описываемых гряд располагается зона накопления нефелоидных пелитовых осадков, мощностью 3 м . В самом Центральном желобе мощность голоценовых осадков относительно низкая, а значительные площади на глубинах 200- 230 м вообще лишены этих отложений. Только на отдельных участках пологих склонов отмечается локальное увеличение мощности надледниковых осадков до 10 и более метров, причем принадлежность их к определенным батиметрическим уровням делает возможным сопоставление этих толщ с контуритами. При этом в северо-западной части Кандалакшского трога, к западу от мыса Турий, где боковые морены отсутствуют, на дне трога происходит интенсивное накопление алевропелитовых нефелоидов голоценового возраста, мощность которых превосходит 10 м .

С южной стороны Кандалакшского желоба моренные гряды гораздо более мелкие, мощность ледниковых отложений не превышает первых десятков метров и эти гряды не имеют связи с береговыми образованиями аналогичного генезиса. В Двинском заливе ледниковые гряды имеют локальное распространение, возможно, они обрамляют границы ледникового языка с востока, т.е. замыкание этого языка происходило недалеко от Зимнего берега Архангельской области. Сами гряды имеют высоту до 20- 40 м и симметричны. Это совпадает с ранее высказанным нами мнением, что ледниковые потоки осташковского времени упирались в Зимние горы и не распространялись в Горло Белого моря [Рыбалко, 2006].

Голоценовые осадки занимают ограниченные площади, не превышающие 40-50 % современной поверхности морского дна. Они в значительной мере отсутствуют на прибрежных мелководьях до глубин 50- 60 м , а также, частично, на склонах Центрального желоба, сложенного моренными образованиями. Обширные абразионные поверхности доголоценовых осадков существуют в Горле и в Мезенском заливе. Кроме того, по геофизическим данным было выделено поперечное поднятие, разделяющее глубоководную впадину Кандалакшского грабена и внешнюю часть Двинского залива. Материалы гранулометрического анализа подтверждают эти данные, свидетельствуя о наличии двух изолированных зон накопления нефелоидных осадков алевро-пелитового состава, северо-западная из которых связана с седиментацией в глубоководной впадине, а юго-восточная, возможно, контролируется выносами Северной Двины. К югу зона редуцированных голоценовых осадков трассируется в пролив Западная Соловецкая Салма и далее в Сорокскую губу. Наличие такой зоны, северо-восточного простирания, вероятно, можно связать с наличием тектонической глубинной зоны, разделяющей эти две части Белое море. Этот вопрос требует дальнейшего уточнения, но одновременно показывает, что многие элементы структуры четвертичных и голоценовых осадков связаны со структурными элементами более древнего коренного субстрата.

Данные геоакустического профилирования, выполненного с борта НИС «Академик Келдыш» в 2007 году позволили дать общую характеристику четвертичного покрова в районе, где формирование осадков во многом определяется твердым стоком Северной Двины. Вблизи Зимнего берега, на глубинах 30- 40 м , надледниковые осадки образуют почти сплошной покров, сложенный преимущественно ледниково-морскими осадками, которые прорываются грядами ледникового происхождения. Мощность покрова достигает 3- 5 м . По-видимому, вдольбереговые течения активно эродируют поверхность морского дна и не дают возможности для аккумуляции песчано-алевритовых осадков голоценового возраста. Донные отложения здесь представлены преимущественно алеврито-песчаным перлювием, мощность которого не превышает 0,5 м .

В осевой части губы мощность осадков нарастает и достигает 10- 12 м , верхняя часть его представлена морскими голоценовыми осадками нефелоидного генезиса, мощность которых обычно составляет около 1 м . Это подтверждается и данными геологического пробоотбора. На станции 6050 (2006 год) мощность морских осадков составляет 1,05 м . По мере увеличения глубин более 100 м мощность осадков возрастает и превышает 10- 14 м . Однако и на такой глубине он не является сплошным. Голоценовые осадки часто отсутствуют и на поверхности вскрываются плейстоценовые отложения ледниково-морского генезиса. Чередование зон накопления голоценовых илов и неоплейстоценовых глин с маломощным покровом перлювия приводит к мозаичности распределения верхнего слоя донных осадков. Батиметрический контроль не является абсолютным. Хотя, генерально, надледниковые осадки приурочены к пониженным участкам доверхнеплейстоценового рельефа, но местами отчетливо проявляется увеличение мощностей голоценовых морских осадков с образованием выпуклых форм рельефа, что, вероятно связано с распределением относительно малоинтенсивных придонных течений, с которыми связано формирование седиментационных потоков. С другой стороны, на глубинах порядка 130 м формируются ложбины эрозионного характера с относительной глубиной более 10 м . Здесь осадочный покров практически уничтожен до кровли морены. Очевидно, что интенсивность придонных течений здесь была существенно выше, и аккумулятивный (аккумулятивно-транзитный) характер осадконакопления сменился активным эрозионным режимом.

Таким образом, комплексное использование сейсмоакустической аппаратуры нового поколения позволило существенно расширить представления о строении четвертичного покрова в Белом море, получить представление о широком распространении эрозионно-абразионных процессов на его дне и факторах, контролирующих накопление голоценовых осадков.

Список литературы

1. Балуев А.С., Моралев В.М., Глуховский М.3. и др. Тектоническая эволюция и магматизм Беломорской рифтовой системы // Геотектоника. 2000. № 5. С. 30-43.

2. Калугина Л.В., Рыбалко А.Е., Спиридонова Е.А. и др. Стратиграфия верхнечетвертичных отложений северной части Белого моря // Позднечетвертичная история и седиментогенез окраинных морей. М.: Наука, 1979. С. 56-64.

3. Невесский Е.Н., Медведев В.С., Калиненко В.В. Белое море - седиментогенез и история развития в голоцене. М: Наука, 1977. 235 с.

4. Рыбалко А.Е. Последнее шельфовое оледенение: литологические и палеогеографические аспекты // Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере: Тезисы докладов международного рабочего совещания. 4-6 декабря 2006 г . Санкт-Петербург: ВСЕГЕИ, 2006. С. 81.

5. Соболев В.М., Алешинская З.В., Полякова Е.И. Новые данные о палеогеографии Белого моря в позднем плейстоцене-голоцене // Корреляция палеогеографических событий: континент-шельф-океан. М.: Изд-во МГУ, 1995. С. 120-129.

6. Спиридонов М.А., Девдариани Н.А., Калинин А.В. и др. Геология Белого моря // Советская геология. 1980. № 4. С. 45-55.

Ссылка на статью:

Рыбалко А.Е., Лисицын А.П., Шевченко В.П., Журавлев В.А., Варламова А.А., Никитин М.А. Новые данные о геологическом строении четвертичного покрова Белого моря. Материалы Международной научной конференции, посвященной 100-летию со дня рождения Д.Г. Панова (8-11 июня 2009 г ., г. Ростов-на-Дону). Ростов-на-Дону: Изд-во ЮНЦ РАН, 2009, с. 286-288.