В ледниковые эпохи плейстоцена Северная Европа подвергалась воздействию двух великих ледниковых щитов: Скандинавского и Баренцево-Карского. В последний холодный максимум центр первого щита лежал над Ботническим заливом, а один из его секторов покрывал Кольский полуостров и Белое море [Lundqvist, 1986; Стрелков и др., 1976]. Второй щит растекался из центра Карского шельфа, его существование многие считают спорным. Сомнения, однако, касаются лишь карской части ледникового щита, оледенение же Баренцева моря и севера Русской равнины признается достаточно широко.

Среди доказательств этого оледенения - данные о гляциоизостатическом поднятии Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа [Гросвальд, 1983], о моренных поясах и ледниковых шрамах на берегах Баренцева моря [Лавров, 1977], о рельефе и осадках его дна [Vorren et al., 1988]. Согласно упомянутым работам [Гросвальд, 1983; Лавров, 1977], все побережье от устья Мезени до Югорского полуострова покрывалось льдом, надвигавшимся с Баренцева шельфа. Этот лед двигался с моря на сушу, причем так было и в максимум оледенения, и на этапе дегляциации.

Положение с оледенением более западного, Беломорско-Кольского района гораздо менее ясное. Известно, что в ледниковый максимум сюда выдвигался Скандинавский щит, это доказано геоморфологией района и составом эрратики [Стрелков и др., 1976; Бахмутов и др., 1991]. Что же касается этапов сокращения оледенения, то их палеогеография остается предметом догадок. Хотя почти все думают, что район оставался в зоне влияния Скандинавского щита и что его лед продолжал двигаться к Баренцеву морю, разделившись на два потока: Баренцевоморский, пересекавший Кольский полуостров вдоль долины Вороньей, и Беломорский, занимавший ложбину Белого моря [Стрелков и др., 1976; Бахмутов и др., 1991]. Однако приведенные ниже данные говорят об ошибочности этой точки зрения.

Выясняется, что на позднеледниковом этапе район Кольского полуострова и Белого моря оказывался в зоне влияния не только Скандинавского, но и Баренцево-Карского ледникового щита. Лед последнего, надвигавшийся с северо-востока, сформировал здесь несколько моренных поясов, которые до недавнего времени были либо неизвестны, либо трактовались превратно. Среди этих поясов - Терские Кейвы и несколько «продольных» поясов, вытянутых вдоль длинной оси полуострова.

Первый пояс на 250 км протягивается вдоль юго-восточного берега полуострова. Он представляет собой систему аккумулятивных гряд, сложенных валунными песками. Сейчас этот пояс считают либо левой боковой мореной Беломорского ледяного потока, либо системой моренные гряд, возникших на контакте названного потока с Понойским «щитом» - ледниковым куполом, который по одной из гипотез сохранялся в центре Кольского полуострова [Стрелков и др., 1976; Бахмутов и др., 1991; Svensson, 1981]. Однако наш геоморфологический анализ показал, что Терские Кейвы не имеют ничего общего ни с Беломорским потоком Скандинавского щита, ни с местным Понойским щитом. На самом деле это система боковых морен, сформированных правым краем ледяного потока, вторгавшегося в Горло Белого моря с северо-востока. Об этом свидетельствуют:

-  ориентировка «кулис», образуемых двумя ветвями Терских Кейв. Как следует из рис. 1, они правые. Их геометрия известна давно, она отражена на Геоморфологической карте СССР (1981) и подтверждена наземными исследованиями [Бахмутов и др., 1991]. Тем не менее никто не осознал, что правая кулисность Терских Кейв несовместима с северо-восточным направлением Беломорского потока, что она могла возникнуть лишь у края льда, двигавшегося на юго-запад;

-  направление продольных уклонов Терских Кейв. Высотные отметки их основания закономерно убывают в юго-западном направлении, что также давно известно [Svensson, 1981]. Основание северо-восточной ветви пояса снижается к юго-западу от 280 до 120 м над уровнем моря, основание юго-западной ветви - от 180 до 130 м. Такое направление уклонов также совместимо лишь с ледяным потоком, двигавшимся на юго-запад;

-  соотношение Терских Кейв с краевыми образованиями ледниковой лопасти, вторгавшейся в Белое море с запада. Эта лопасть Скандинавского щита оставила яркие следы на побережье Кандалакшской губы: боковые морены, борозды и каналы стока талых вод, которые в плане образуют воронку, сужающуюся к востоку. Следы ее северного края сохранились на юго-западе полуострова [Стрелков и др., 1976], где они вытянуты с северо-запада на юго-восток. По существующим представлениям эта система гряд и ложбин продолжается Терскими Кейвами и доходит как минимум до устья Поноя. На самом деле, однако, она пересекается Терскими Кейвами у Баб-озера и уходит под уровень моря в 50-55 км к юго-востоку от устья Варзуги (рис. 1 и 2).

Таким образом, ледяной поток, который сформировал Терские Кейвы, двигался не в сторону Баренцева моря, а от него. И был апофизом не Скандинавского, а Баренцево-Карского ледникового щита [Grosswald, 1993].

На рис. 1 показаны и два «продольных» пояса. Один из них лежит южнее долины Поноя, второй - севернее нее. Пояса вытянуты с юго-востока на северо-запад и имеют плановую форму гирлянд, обращенных выпуклыми сторонами на юго-запад. Первый пояс прижат с севера к параллельной ему «осевой» зоне гряд и ложбин. Эта зона протягивается через весь полуостров и, скорее всего, представляет собой межлопастное образование, возникшее в зоне контакта соседних потоков отступавшего Скандинавского щита. Пояс надвинут на «осевую» зону, он срезает, подминает под себя и дислоцирует ее гряды. Это, однако, можно видеть лишь на новых снимках высокого разрешения, на ранних «Ландсатах» пояс и зона выглядели как единый комплекс. Его первое описание принадлежит X. Свенссону [Svensson, 1981], от которого не ускользнуло сходство комплекса с краевыми ледниковыми образованиями. Но его поставила в тупик прямолинейность «осевых» гряд, поэтому Свенссон не решился связать их с оледенением и сделал вывод, что весь комплекс состоит из денудационных форм, возникших в результате препарировки древних структур земной коры.

Вопреки мнению Свенссона геоморфология пояса и «осевой» зоны позволяет уверенно говорить о гляциальной природе всего комплекса. Четко очерченные гряды, межгрядовые ложбины, озерные ванны, короткие ущелья долин стока талых вод объединяются здесь в морфологически свежий моренный ландшафт. Гряды пояса чаще всего асимметричные, с крутыми северными склонами, их гребни на 20-30 м возвышаются над соседними ложбинами и на 100-120 м над днищем долины Поноя. В плане пояс образует ряд широких фестонов, объединенных в систему типа рыбьей чешуи, которая типична для гляциотектонических сооружений.

К северу от контакта с «осевой» зоной лежат амфитеатры языковых бассейнов с ансамблями моренных дуг, камов, друмлинов, флютинга, скоплений флоу-тилла, а также озер, возникших на месте растаявших массивов мертвого льда. Юго-восточный фланг пояса и «осевой» зоны резко обрублен линией Терских Кейв, он полностью уничтожен ледяным потоком Горла Белого моря, что, естественно, могло произойти лишь в случае, если и пояс и зона слагаются рыхлым материалом.

Второй «продольный» пояс параллелен первому и лежит в 50-70 км севернее. Он продолжает Терские Кейвы, начинаясь в пункте их пересечения с долиной Поноя, и состоит из гряд разного цвета, наложенных на северный склон протяженной возвышенности Кейва (не путать с Терскими Кейвами). Гряды скучиваются на крутых участках склона и расходятся на пологих, характерная деталь их рисунка - длинные и узкие лопастные выступы, ориентированные на юго-запад. Эти выступы всегда приурочены к седловинам, в частности к участкам, где возвышенность Кейва пересекается долинами Поноя, Лебяжьей, Лосинги и Пятчемы.

Рис. 3 дает общую картину геометрии описанных выше комплексов и их элементов. Она несовместима с концепцией Свенссона. Такая картина могла возникнуть лишь в результате взаимодействия поверхности полуострова с ледниковым щитом, который широким фронтом наступал с северо-востока. Геоморфологические комплексы полуострова и пространственное сочетание их элементов создают поистине неповторимый рисунок, который с высокой степенью надежности свидетельствует о ледниковой природе рассматриваемого рельефа.

Возраст моренных поясов полуострова устанавливается достаточно надежно. Как следует из рис. 2, юго-западная ветвь Терских Кейв сечет краевые образования Беломорской лопасти: она наложена на них и подпруживает Баб-озеро, которое заполняет ложбины, возникшие у края названной лопасти. Последняя же была синхронна моренам Сальпаусселькя-1 Финляндии, которые имели возраст 10.8 тыс. лет назад [Стрелков и др., 1976]. Отсюда следует, что Терские Кейвы моложе 10.8 тыс. лет.

Датированы и осадки озера, возникавшего в долине Северной Двины-Вычегды при последнем вторжении льда с северо-востока. На Вычегде эти осадки подстилаются торфяником с ¹⁴С-датировками 10460; 10560 и 10900 лет назад [Гросвальд, 1983; Лавров, 1977; Grosswald, 1993], а в низовье Северной Двины, в разрезе Гостинный, они включают торф и древесину, для которых получены датировки 10240; 10160; 10020 и 9780 лет назад [Арсланов и др., 1984]. Таким образом, наступание льда с Баренцева шельфа произошло в самом конце позднего дриаса, при переходе к пребореальному времени, т.е. совпало с моментом крайне резкого потепления климата Арктики и столь же резкого роста атмосферных осадков [Alley et al., 1993].

Морскими геологическими работами установлено, что ледниковый покров Баренцева шельфа испытал начиная с 14 тыс. лет назад ряд мощных сёрджей в сторону Норвежского моря, которые привели к тому, что к концу аллерёдского интервала, т.е. к 11 тыс. лет назад, он почти целиком распался [Vorren et al., 1988; Jones & Keigwin, 1988; Polyak et al., 1995]. Выяснено также, что на Шпицбергене деградация оледенения не прерывалась этапами его заметной активизации. В частности, там не удалось выявить следов ледникового наступания, связанного с похолоданием позднего дриаса [Svendsen & Mangerud, 1992].

До последнего времени казалось, что эти выводы идут вразрез с фактами, установленными мной на Беломорско-Кольской площади. Опираясь на них, я ранее пришел к заключению, что дегляциация Баренцева шельфа 14-11 тыс. лет назад была только частичной, что она была прервана мощным разрастанием южной части ледникового покрова и что оно произошло в позднем дриасе, около 10.5 тыс. лет назад, будучи прямым следствием позднедриасового похолодания климата [Grosswald, 1993].

Теперь, однако, я вынужден изменить прежнюю интерпретацию. Масштабы наступания льда, оставившего молодые морены на Кольском полуострове и берегах Белого моря (многие сотни километров), слишком велики, а его возраст (около 10 тыс. лет) слишком молод, чтобы говорить о ее правдоподобности. С другой стороны, все натяжки устраняются, если принять гипотезу о связи выявленного нами разрастания Баренцево-Карского ледникового щита с массивным сёрджем его карской части.

Суть новой гипотезы сводится к следующим положениям. Массивные сёрджи баренцевоморской части Баренцево-Карского ледникового щита, очистив к концу аллерёда от материкового льда шельф к западу от Новой Земли и о. Вайгач, тем самым лишили опоры и резко дестабилизировали карскую часть щита, которая, по нашим данным, все еще имела высоту до 3 км. Реализация этой нестабильности, или механической неустойчивости щита, «отложенная» в связи с похолоданием позднего дриаса, должна была произойти (и фактически произошла) при переходе от позднего дриаса к пребореалу. Резкое потепление и рост снегопадов, сопровождавшие этот переход, сыграли роль триггера, давшего толчок для начала сёрджа. Аналогом Баренцевоморского сёрджа была внезапная подвижка лабрадорской части

Лаврентьевского щита около 8.5 тыс. лет назад, которая была вызвана дегляциацией Гудзонова пролива и достигла о. Баффина [Miller et al., 1988].

Палеогеографические следствия Баренцевоморского сёрджа представлены на рис. 4. Лопастной рисунок южного края ледникового щита, вероятно, отражает его малую толщину, низкое сопротивление сдвигу на контакте с ложем и высокие скорости движения. Представляет интерес и другое его следствие: по физическим причинам молодая трансгрессия Баренцево-Карского щита, достигавшая Белого моря, не могла не захватить бассейнов Мезени и Печоры. Поэтому автор не разделяет сомнений в их оледенении, высказанных Я. Мангерудом и др. [Tveranger et al., 1995].

Эта работа была поддержана грантом N4Y000 Международного научного фонда.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Lundqvist J. In: Quaternary Glaciations in the Northern Hemisphere. N.Y. 1986. P. 269-292. (Quat. Sci. Revs. V. 5).

2. Стрелков C.A., Евзеров В.Я., Кошечкин Б.И. и др. История формирования рельефа и рыхлых отложений северо-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1976. 164 с.

3. Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.

4. Лавров А.С. В кн.: Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы. М.: Наука, 1977. С. 83-100.

5. Vorren Т., Hald М., Lebesbye Е. Late Cenozoic environments in the Barents Sea // Paleoceanography. 1988. V. 3. № 5. Р. 601-612.

6. Бахмутов В.Т., Евзеров В.Я., Загний В.Ф. и др. Условия формирования и возраст краевых образований последнего ледникового покрова на юго-востоке Кольского полуострова // Геоморфология. 1991. № 2. С. 52-59.

7. Svensson Н. // Geogr. Ann. 1981. V. 63А. № 3/4. Р. 175-182.

8. Grosswald M.G. Extent and Melting History of the Late Weichselian Ice Sheet, the Barents-Kara Continental Margin. In: Ice in the Climate System. B.: Springer, 1993. P. 1-20.

9. Арсланов X.A., Левина Н.Б., Останин B.E. и др. // Вестник ЛГУ. Геология, география. 1984. № 12. В. 2. С. 57-66.

10. Alley R.B., Meese D., Shuman C.A. et al. Abrupt increase in Greenland snow accumulation at the end of the Youger Dryas event // Nature. 1993. V. 362. Р. 527-529.

11. Jones G.A., Keigwin L.D. Evidence from Fram Strait (78°N) for early deglaciation // Nature. 1988. V. 336. P. 56-59.

12. Polyak L., Lehman S.J., Gataullin V., Jull A.J.T. Two-step deglaciation of the southeastern Barents Sea // Geology. 1995. V. 23. P. 567-571.

13. Svendsen J.I., Mangerud J. Paleoclimatic inferences from glacial fluctuations on Svalbard during the last 20.000 years // Climate Dynamics. 1992. V. 6. P. 213-220.

14. Miller G.H., Hearty P.J., Stravers J.A. Ice-sheet dynamics and glacial history of southeasternmost Baffin Island and outermost Hudson Strait // Quaternary Research. 1988. V. 30. P. 116-136.

15. Tveranger J., Astakhov V., Mangerud J. The margin of the last Barents-Kara Ice Sheet at Markhida, Northern Russia // Quaternary Research. 1995. V. 44. P. 328-340.

Ссылка на статью:

Гросвальд М.Г. Последриасовая (<10 тыс. лет назад) трансгрессия льда с Баренцева шельфа на северо-восток Европы // Доклады РАН. 1996. Том 350. № 5. С. 687-691.