Еще Ф. Нансен [1938] в 1912 г. установил сплошное развитие плотных серых глин под зелеными (донными) илами в западной, наиболее глубоководной части между Финмаркеном и Западным Шпицбергеном. Позднее У. Хольтедаль [Holtedahl, 1940] обнаружил аналогичные вязкие глины под тонким слоем донных осадков на подводном склоне п-ва Варангер. Советские исследователи, особенно М.В. Кленова [1960] и П.С. Виноградова [1957], выявили эти глины на поверхности дна во множестве пунктов Баренцева моря, где они обнажаются или залегают под очень тонким (0,3-1,0 м) слоем донных илов (например, район п-ова Рыбачьего, Мурманское мелководье, западные промысловые банки и ряд пунктов на разрезе по Кольскому меридиану). Эти «древние глины», как их называет М.В. Кленова, отмечены ею и в Приканинском районе, где они перекрываются преимущественно песчаными прибрежно-морскими осадками послеледникового возраста.

Сотрудники Полярного института морского рыбного хозяйства и океанографии (Мурманск) обнаружили «древние глины» даже в самой глубокой части Медвежинского желоба, а финский геолог Г. Игнатиус [Ignatius, 1961] показал их развитие и на неровной (экзарированной?) поверхности дна Центральной Баренцевоморской ложбины на глубинах до 300-400 м, где они прикрыты прерывистым плащом донных отложений мощностью до 1-3 м.

Исследования автора, произведенные во время двадцатого рейса учебного судна «Батайск» (в 1964 г.), подтвердили очень широкое распространение «древних глин», которые были выявлены, в частности, почти на всех станциях стандартного разреза Нордкап - о. Медвежий. Там под тонким прерывистым слоем неконсолидированных илов наблюдались дресвяно-песчанистые глины и суглинки темно-серого или зелено-серого цвета, относительно плотные, пластичные или вязкие с большей или меньшей примесью крупнообломочного материала. В основном это щебень, иногда слегка окатанный; реже встречаются гравий и галька.

На дне Баренцева моря покров древних глин практически прерывается только на абразионных платформах, где дно сложено скальными породами или продуктами их разрушения.

«Древние глины», в отличие от обычных донных илов - неуплотненных осадков последней трансгрессии, - это очень плотные пластичные и вязкие глины и суглинки, лишенные фораминифер, с очень низким (~0,1%) содержанием органического углерода (при содержании этого же компонента в донных илах до 2,0%). Иногда рассматриваемые отложения настолько переполнены грубообломочным материалом, что их следует называть «дресвяно-песчанистыми» «гравелитовыми» или «щебенчатыми» глинами и суглинками. «Древние глины» имеют различный цвет: голубоватый, зелено-серый, серый, розово-серый, розовый, - видимо, зависящий от цвета подстилающих коренных пород. Например, упоминаемые М.В. Кленовой [1960] розово-серые и розовые глины, развитые вдоль северного побережья Кольского полуострова, произошли, вероятно, за счет переотложения коры выветривания гранито-гнейсов Мурманского массива. Местами в «древних глинах» встречается битая ракушка, указывающая, видимо, на переотложение ледником морских межледниковых отложений, подобно тому, как это имеет место на юго-востоке Кольского полуострова [Лаврова, 1960]. Для гранулометрического состава основной массы «древних глин» характерна двувершинная кривая с пиками не только для глинистой, но и для песчанистой фракций [Кленова, 1960].

Глины, подобные вышеописанным, известны и на дне Карского моря, где они выявлены Э. Толлем в пределах Притаймырского шхерного мелководья [Толль, 1959], а позднее М.М. Ермолаевым (1937/38 г.) и Т.И. Горшковой (1957 г.) - на Центральном Карском плато и к востоку от него, а также на западном подводном склоне Ямала и в некоторых других местах. Эти отложения не известны только в желобе Св. Анны, что естественно при их ледниковом генезисе. Развитые в этой депрессии донные илы накапливались в течение по крайней мере последних 25 000 лет (если экстраполировать скорости осадконакопления, полученные М.М. Ермолаевым [1948]). Это означает, что последнее плейстоценовое (осташковское) оледенение на желоб Св. Анны не распространялось.

Кроме того, в Баренцевом, как и в Карском морях, «древние глины» неизвестны на абразионных платформах, где волны разрушили дно моря до меловых и более древних пород.

О происхождении «древних глин» Баренцево-Карского шельфа еще нет общего мнения. Одни авторы трактуют их как ледниковые отложения (Толль, Нансен, У. Хольтедаль, Игнатиус), другие считают их ледниково-морскими образованиями (Кленова, Виноградова). По нашему мнению, внешний облик и вещественный состав «древних глин» не оставляют сомнений в их чисто ледниковом происхождении. Образование ледниково-морских отложений как таковых, хотя они широко выделяются Ю.А. Поповым, В.А. Зубаковым, Г.И. Лазуковым и другими геологами среди плейстоценовых отложений Печорской низменности и северной части Западной Сибири, весьма сомнительно. Для решения этого вопроса следует обратиться к какому-либо из арктических районов современного оледенения, например к Земле Франца-Иосифа. Здесь в узкие проливы архипелага сползают ледники, и, казалось бы, создаются оптимальные условия для формирования ледниково-морских отложений. Однако, как показали сборы М.М. Ермолаева (1936 г.) и наши исследования, современные донные осадки в этом районе представлены илами и глинистыми илами с редкой примесью щебня и гальки. Эти илы подстилаются моренной глиной (сходной с «древними глинами» открытых районов Баренцева моря) или озерно-ледниковыми (ленточными) отложениями [Дибнер и др., 1959]. Современные же осадки проливов Земли Франца-Иосифа макроскопически не отличаются от донных илов, развитых в открытых районах Баренцева моря, в том числе и далеко за пределами ареала распространения айсбергов. Подавляющая часть Баренцева моря находится под воздействием отдельных струй Северо-Атлантического течения, которые веерообразно расходятся в северном, северо-западном и западном направлениях почти по всей акватории из районов, где айсбергов сейчас не бывает. М.В. Кленова приходит к выводу, что айсберги быстро тают в море и их роль в разносе крупнообломочного материала значительно меньше, чем это считалось ранее: большинство обломков, место происхождения которых удалось определить, имеет ограниченный ареал рассеивания [Кленова, 1960]. Возможна ли вообще такая комбинация условий осадкообразования, продуктом которой могут стать отложения, переходные между морскими и ледниковыми? Ледниковой и морской обстановкам соответствуют свои скорости осадкообразования, различающиеся на несколько порядков. Даже в таких узких проливах, как между островами Земли Франца-Иосифа, скорость современного осадконакопления равна в среднем 0,1 мм в год [Дибнер и др., 1959], в то время как озерно-ледниковые отложения той же мощности (0,1 мм) могут накопиться за несколько лет. Моренные отложения накапливаются еще быстрее. Поэтому следует предполагать, что в местах непосредственного вытаивания морены из ледникового барьера на дне моря откладываются чисто ледниковые отложения, где примесь морского (пелагического) компонента ничтожна. В нескольких же километрах от барьера откладываются уже пелагические илы с единичными вытаявшими из айсбергов обломками скальных пород. Иначе говоря, примеси ледникового материала к морским отложениям (или наоборот) ничтожны, и нет никаких оснований ту или иную комбинацию принимать за фацию смешанного происхождения.

Моренное происхождение «древних глин» Баренцева моря хорошо согласуется с широким распространением на этих же пространствах морского дна котловинно-холмистого и грядового рельефа ледниково-аккумулятивного габитуса. Последние исследования показали, что рельеф этого типа широко развит на большей части Баренцево-Карского шельфа. Исключением является только зона, в которую входят желоб Св. Анны и дно моря к югу от него. Она располагается на продолжении приосевой полосы северной части Западно-Сибирской низменности, где отсутствуют прямые данные о позднеплейстоценовом (зырянском, калининском) оледенении. На остальной площади Баренцево-Карского шельфа ледниково-аккумулятивные холмы и плоский рельеф моренных равнин занимают большие площади, закономерно чередуясь либо с подводными равнинами перигляционального происхождения, либо с экзарационным рельефом, особенно характерно представленным на Мурманском и Притаймырском мелководьях и внутри Центрального Карского плато. Всхолмленный экзарационно-аккумулятивный рельеф выявлен Г. Игнатиусом даже в Центральной Баренцевоморской депрессии. Судя по новейшим исследованиям ПИНРО и нашим (на учебном судне «Батайск» в 1964 г.), ледниковый котловинно-холмистый рельеф в Баренцевом море встречается на разных глубинах до 450 м ниже уровня моря, как например у подножия северного склона желоба Медвежинского. Теперь нельзя безоговорочно согласиться с выводами П.С. Виноградовой [1957] о том, что рельеф дна Баренцева моря, начиная с 100 м и особенно 200-250 м и больше, отличается особой пологостью.

В пределах Баренцево-Карского шельфа намечаются даже целые пояса краевых образований, которые характеризуются теми же морфологическими показателями, что и на северо-западе Восточно-Европейской равнины. Это многогрядные субпараллельные цепочки подводных холмов с относительными превышениями до 50-100 м над разделяющими их котловинами, имеющими размеры до 10-15 км по длинной оси. На дне Баренцева моря такие краевые комплексы наиболее четко выражены в виде выпуклой к югу и юго-востоку дуги, протягивающейся вдоль северного борта Медвежинского желоба (где нами установлен крупнохолмистый рельеф, сложенный древними глинами), и другой - также субширотной - дуги, развитой к юго-западу от Центрального Баренцевоморского плато (в районе 73° с.ш.). Еще один краевой комплекс намечается в виде полосы, протягивающейся вдоль юго-восточного (тектонического) края Центральной Баренцевоморской впадины - к северо-западу от Канинско-Колгуевского плато и Гусиной банки.

Не менее характерный крупнохолмисто-котловинный (мореноподобный, рельеф развит в юго-западной части Карского моря - между Восточно-Новоземельским желобом и западным склоном Ямало-Гыданской отмели - на подводном продолжении ледниково-аккумулятивного рельефа, развитого в южной половине Ямала. Ледниково-аккумулятивный рельеф этого участка дна Карского моря, который можно даже назвать Западно-Карской моренной равниной, был впервые отдешифрирован В.Т. Мартыновым [Стрелков и др., 1961].

В более восточных районах Баренцево-Карского шельфа нами отдешифрированы мореноподобные гряды: 1) вдоль юго-восточного борта подводного цоколя островов Сергея Кирова, где они морфологически близки к краевым образованиям Баренцева шельфа; 2) внутри прибрежно-краевой (компенсационной) Восточно-Таймырской ложбины, где так же, как и на Западно-Карской моренной равнине, отдельные скопления подводных холмов подчинены очертаниям ближайшей суши.

Гипотеза оледенения Баренцева шельфа была впервые высказана К. Гриппом [Gripp, 1929], а затем И. Блютгеном [Blüthgen, 1942] и автором настоящей статьи [Дибнер, 1959; 1961] по различным косвенным, в том числе и гляциоизостатическим данным. В последнее время плейстоценовый ледниковый щит Баренцева шельфа реконструируется М.Г. Гросвальдом путем изучения гляциоизостатических движений по новейшим радиокарбоновым датировкам морских террас Земли Франца-Иосифа и Шпицбергена [Гросвальд, 1963; 1967].

Данные, приведенные в настоящей статье, представляются нам прямыми доказательствами сплошного плейстоценового оледенения Баренцева и значительных частей Карского шельфов.

ЛИТЕРАТУРА

1. Виноградова П.С. Новые данные о рельефе дна Баренцева моря. Тр. Полярного науч.-исслед. ин-та морского рыбного хоз. и океанографии, вып. 10. Мурманск, 1957.

2. Горшкова Т.Н. Осадки Карского моря. Тр. Всесоюз. гидробиол. о-ва, т. 8. М., 1957.

3. Гросвальд М.Г. Древние береговые линии Земли Франца-Иосифа и позднеантропогеновая история ее ледниковых покровов. В сб.: «Гляциол. исслед.», № 9. Результаты исслед. по прогр. МГГ. М., Изд-во АН СССР, 1963.

4. Гросвальд М.Г. Оледенение Баренцева шельфа в позднем плейстоцене и голоцене (основные положения). Мат-лы гляциол. исслед. Хроника, обсуждения. Вып. 13. М., Изд-во АН СССР, 1967.

5. Дибнер В.Д. Земля Франца-Иосифа. Тр. Науч.-исслед. ин-та геологии Арктики, т. 91. М., Госгеолтехиздат, 1959.

6. Дибнер В.Д. Основные особенности рельефа и четвертичной истории Арктического шельфа Евразии. INQUA, VI-th Congress, Abstracts of Papers, Poland, 1961.

7. Дибнер В.Д., Кордиков А.А., Разин В.К. Первые результаты исследований донных отложений в районе Земли Франца-Иосифа. Информ. бюлл. Ин-та геол. Арктики, вып. 16, 1959.

8. Ермолаев М.М. О литогенезе пластических глинистых морских осадков. Изв. АН СССР, сер. геол., 1948, № 1.

9. Кленова М.В. Геология Баренцева моря. М., Изд-во АН СССР, 1960.

10. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.-Л., Изд-во АН СССР, 1960.

11. Нансен Ф. Собр. соч., т. 4, Шпицберген. Л., Изд-во Главсевморпути, 1938.

12. Стрелков С.А., Загорская Н.Г., Мартынов В.Т. Геоморфологическая карта Советской Арктики. Масштаб 1:2 500 000. Объяснительная записка. М., Гостехиздат, 1961.

13. Толль Э.В. Плавание на яхте «Заря». М., Географгиз, 1959.

14. Blüthgen J. Die diluvial'e Vereising des Barentsseeschelfes. Die Naturwissen-schaften. 30 Jahrg., Berlin, 1942.

15. Gripp K. Gl'aziologische und geologische Ergebnisse der Hamburger. Spitsbergen-Expedition, 1927. Abh. Naturw. Ver. Bd. 22, Hamburg, 1929.

16. Holtedahl O. Some remarkable features of the submarine relief on the North Coast of the Varanger Peninsula, Northern Norway. Avhandlinger d. Norske Videnskaps Akad., Oslo, 1940.

17. Ignatius H. Marine Geological Observations from the Barents Sea. Abstract of Paper. Geology of Arctic, vol. 1. University of Toronto Press, 1961.