Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

На Мурманском берегу соответствующие отложения ледникового парагенетического ряда (песок мелкозернистый, с песчано-гравийными линзами, в верхней части толщи с косоволнистой слоистостью) были обнаружены в вершине Святоносского залива Баренцева моря, где они залегают на морских глинах (разрез 9, рис. 2). Полученный их ОСЛ возраст около 60–70 тыс. л., отсутствие материала подстилающих коренных пород, данные о наличии редких обломков морских диатомей и дальнезаносной древесной пыльцы, условия залегания пород позволяют считать их водноледниковыми, возможно зандровыми, отложениями средневалдайского возраста.

Есть основания породы этого возраста связывать с экспансией в Кольский регион ледника, распространявшегося со стороны шельфа Баренцева и Карского морей (Корсакова и др., 2007). О доминировании в это время шельфового ледника свидетельствуют многочисленные новейшие данные, полученные для регионов, смежных с Кольским полуостровом (Grøsfjeld et al., 2006; Helmens et al., 2000; Lambeck et al., 2006; Mangerud et al., 1996, 1999, 2002; Svendsen et al., 2004 и др.).

Теоретически в ранне-средневалдайское время (МИС 5b-a, 4) в пределы Кольского полуострова мог проникать и Скандинавский ледник. Работами финских ученых установлено наличие ранневалдайского (МИС 5b) ледникового горизонта в Финской Лапландии, в районе Сокли (Helmens et al., 2000). Однако палеогеографические реконструкции, выполненные для северной и южной Финляндии, показали, что Скандинавский ледник, по крайней мере, в ранневалдайское время не распространялся в пределы Кольского полуострова (Lunkka et al., 2004).

В этой связи существует и другая точка зрения, согласно которой палеогеографические события в Кольском регионе синхронизируется с таковым в северной Финляндии, где бурением вскрыт полный разрез отложений от микулинского (терсанкумпу) межледниковья (МИС 5е) до голоцена включительно, т. к. в нем не обнаружены ледниковые отложения стадиального похолодания, отвечающего подстадии МИС 5d, но есть морены более поздних холодных периодов стадиальних, соотносимых с МИС 5b, МИС 4 и 2 (Helmens et al., 2000). Согласно этой точке зрения именно в ранневалдайское оледенение (МИС5b) покровный ледник достигал северных предгорий Ловозерских тундр, но не продвинулось восточнее Ловозерского массива (Евзеров, Николаева, 2008 а, б). В этом случае на ледниковых отложениях раннего валдая в Кольском регионе залегают межстадиальные отложения, которые по палеонтологической характеристике хорошо сопоставляются с осадками межстадиала перяпохьёла, выделенного в Северной Финляндии. По современным представлениям они соотнесены с отложениями межстадиала оддераде (Helmens et al., 2000).

Близкое расположение края ранневалдайского ледника к Хибинским горам позволяет считать, что он не перекрывал этот горный массив. Ранневалдайскому покровному оледенению предшествовало горное оледенение Хибин (Арманд, 1965). Причем, локальный ледник, по-видимому, выходил за пределы гор. Вероятно, что и в завершающую стадию ранневалдайского оледенения имело место горное оледенение, отложения которого встречены Евзеровым В.Я. в основании разрезов краевой гряды в одной из резных долин на западе Хибин и фактически за пределами гор к востоку от Хибин (Романенко и др., 2004). Морена того же горного оледенения, вероятно, обнаружена бурением в северных предгорьях Ловозерских тундр, а флювиогляциальные отложения – южнее Ловозерских тундр (Евзеров, 2001).

Вторая точка зрения поддерживается данными модельных реконструкций (Глазнев и др., 2004), полученными при геотермических исследованиях в глубоких скважинах на расслоенных массивах основного состава примерно в 30 км к юго-востоку от юго-восточного окончания Ловозерского плутона. По геофизическим модельным построениям за последние 150 тысяч лет территория расположения скважин покрывалась ледниками только в московское и поздневалдайское время, когда температура дневной поверхности была близка к 0°С, а в раннем и среднем валдае имело место существенное переохлаждение поверхностных пород региона вследствие отсутствия здесь ледникового покрова.

Таким образом, результаты проведенных в Кольском регионе исследований по-прежнему имеют две трактовки относительно хронологии валдайских оледенений, особенно предпоследнего (ранне-средневалдайского) оледенения.

2. Гляциоизостатическое поднятие Кольского региона

Несомненно, все валдайские оледенения оказывали воздействие на земную кору. Однако в нашем распоряжении имеются только материалы, позволяющие реконструировать отклик коры на деградацию максимального в позднем плейстоцене поздневалдайского ледника, осадки которого в Кольском регионе имеют рельефообразующее значение. Работы по изучению гляциоизостатического поднятия северо-восточной части Балтийского щита ведутся с 90-х годов прошлого века (Corner et al., 1999, 2001; Колька и др., 2005). За это время были изучены три района на баренцевоморском побережье и 4 района на беломорском побережье (рис. 1).

Изучение гляциоизостатического поднятия базируется на использовании графиков относительного перемещения береговой линии моря, для построении схем изобаз гляциоизостатического поднятия территории. В рамках МПГ в 2007–2008 годах проведены работы по изучению относительного перемещения берега моря в районе г. Кандалакши на побережье Кандалакшского залива Белого моря (рис. 1). Целью этих работ было восстановление сложной картины неотектонических движений в вершине Кандалакшского залива, вызванных как гляциоизостатической составляющей, так и собственно тектоническим влиянием Кандалакшского грабена.

Работы велись по ранее апробированной методике идентификации и датирования изоляционных контактов (переходных зон море – пресное озеро) в колонках донных осадков небольших озер (Donner et al., 1977). На основе сведений о характере переходных зон, возрасте осадков этих зон и высотных позициях порогов стока из озерных котловин строились графики изменения положения береговой линии моря во времени, являющиеся опорными для создания схемы изобаз. Подробно вся методика исследования рассмотрена ранее (Колька и др., 2005; Corner et al., 1999, 2001).

В разрезах донных осадков озер беломорского побережья на основе литологических характеристик выделены пять генетических фациальных разновидностей донных осадков которые, в свою очередь, отражают различия в условиях осадконакопления: осадки фации позднеледникового приледникового озера (I); осадки фации переходной зоны от пресноводных условий к морским условиям седиментации (II); осадки фации, соответствующей морским условиям (III); осадки фации переходной зоны от морских к озерным отложениям (IV); осадки фации пресноводного озера (V). Следует отметить, что на баренцевоморском побережье осадки фации I нигде не установлены, т. к. приледниковый водоем здесь был морским.

Здесь пробурены, изучены и датированы отложения восьми озерных котловин на высотных отметках от 9 до 87 м н.у.м. (рис. 3). Площади поверхности исследованных озер варьируют от 0.1 км2 до нескольких квадратных километров. Глубина озер меняется от 1.5 до 8.5 метров. Озера размещаются в эрозионных котловинах коренного фундамента. Пороги стока из озер, высотное положение которых соответствует положению древней береговой линии при формировании осадков фации IV (осадки транзитной зоны море-озеро), представлены коренными породами, мореной, иногда покрыты торфом разной мощности.

Для построения графика относительного перемещения береговой линии в районе г. Кандалакши использованы датировки, полученные для 7 озер (рис. 3в). Данные для восьмого озера из-за особенностей седиментации в его котловине не учитывались. Характер разреза в нем свидетельствует, что его котловина во время деградации ледника была заблокирована льдом и морская седиментация в позднеледниковое время и в раннем голоцене в ней не происходила.

Рис. 3. Расположение изученных озерных котловин (а), строение разрезов (б), график относительного перемещения береговой линии моря в районе г. Кандалакши (участок 7 на рис. 1.) (в). Сплошная линия – для радиоуглеродного возраста, пунктирная – для калиброванного календарного возраста.

При анализе разрезов установлено, что полный набор фаций I–II–III–IV–V присутствует только в разрезе осадков котловины озера 5. Остальные разрезы имеют в разной степени редуцированные последовательности фаций. Согласно принятой методике для построения относительной кривой перемещения береговой линии моря наиболее важны последовательности фаций III–IV–V. Анализ разрезов показал, что при относительно медленном поднятии территории в разрезах наблюдается хорошо выраженная переходная зона (IV) между морскими и пресноводными осадками. В этом случае она представлена переслаиванием алеврита и гиттии (озера 6, 7 на рис. 3б). При относительно быстром переходе от морских условий осадконакопления к озерным условиям в верхних частях морских осадков (фация III) проявляется органика, в связи с чем изменяется цвет алеврита, происходит погрубение материала. Вышележащая озерная гиттия (фация V) залегает на подстилающих осадках несогласно, с резким контактом.