CC BY
28
D0l:10.37614/2307-5228.2020.12.1.003 УДК 71+(551.793)9+924.14/16
ОСНОВНЫЕ СОБЫТИЯ ЭВОЛЮЦИИ ПОЗДНЕВАЛДАЙСКОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ В КАРЕЛО-КОЛЬСКОМ РЕГИОНЕ С ДОПОЛНЕНИЕМ К РАНЕЕ ОПУБЛИКОВАННЫМ ДАННЫМ О МЕСТОРОЖДЕНИЯХ СТРОИТЕЛЬНЫХ МАТЕРИАЛОВ
В. Я.Евзеров
Геологический институт ФИЦ КНЦ РАН, г. Апатиты
Аннотация
Рассмотрена структура поздневалдайского ледникового покрова Карело-Кольского региона в активную фазу распространения ледника. Выделены ледниковые лопасти в соответствии с рельефом коренного основания. Охарактеризованы основные этапы дегляциации территории и кратко дополнены не публиковавшиеся ранее сведения о месторождениях строительных материалов. Ключевые слова:
Карело-Кольский регион, поздневалдайское оледенение, эволюция, месторождения стройматериалов.
MAIN EVENTS IN EVOLUTION OF THE LATE VALDAI GLACIATION IN THE KARELIA-KOLA REGION WITH SUPPLEMENTED PREVIOUSLY PUBLISHED DATA ON DEPOSITS OF BUILDING MATERIALS
V. Ya. Yevzerov
Geological Institute of Kola Science Centre, Apatity
Abstract
A structure of the Late Valdai ice sheet of the Karelia-Kola region has been studied in the active phase of glacier expansion. Ice lobes have been found to be in conformity with the basement relief. Main stages of the territory deglaciation have been defined, and previously unpublished data on deposits of building materials have been briefly supplemented.
Keywords:
Karelia-Kola region, Late Valdai glaciation, evolution, deposits of building materials
Введение
Все исследователи, уделявшие внимание попутно или занимавшиеся конкретно историей формирования современного рельефа Карело-Кольского региона, как и всего Фенно-Скандинавского щита выделяют два очень различающихся по времени периода: дочет-вертичный и четвертичный. В первый из них были созданы основные денудационно-тектонические формы поверхности региона, а во второй — эти формы немного видоизменены, и за очень небольшой промежуток времени образован аккумулятивный рельеф.
В статье предпринята попытка на базе имеющегося материала по последнему покровному оледенению, полученного многочисленными исследователями из разных стран, проследить поведение поздневалдайского ледника в период активного распространения и во время дегляциации. Важное практическое значение имеет процесс дегляциации, поскольку именно в это время, охватывающее поздний плейстоцен и наиболее ранний отрезок голоцена, образовались месторождения строи-
тельных материалов: песка, печано-гравийных смесей и легкоплавких глин.
Стадия распространения поздневалдайского ледникового покрова
На территории Карелии во время распространения последнего ледникового покрова сформировалось несколько ледниковых лопастей. Они показаны на рис. 1 по материалам, главным образом, карельских исследователей [Экман и др., 1974; Ekman, М'т, 1995; Larsen е! а1., 1999; Демидов, 2005].
Западнее границы между Ладожской и Онежской лопастями расположена серия возвышенностей, через которые во время последнего покровного оледенения проходил один из главных ледоразделов скандинавских оледенений между Карельским и Финляндским ледниковыми потоками. Восточная периферия Онежской лопасти протягивалась через Волозерскую и Водлозерскую аккумулятивные возвышенности на восточном побережье Онежского озера и далее через Андом-скую возвышенность. Восточнее этого
Рис. 1. Ледниковые лопасти на территории Карелии. Выделено 4 лопасти, границы между которыми изображены пунктирной линией желтого цвета, а символы названий приведены в кружках: Л — Ладожская; О — Онежская; ВК — Восточно-Карельская; Б — Беломорская
глубже 200 100 50 0 100 200 300 500 7001000 выше I , ■ , , I , , , . I , . , , I
Рис. 2. Ледниковые лопасти на территории Кольского региона. В данной работе выделено 3 лопасти, границы между которыми изображены пунктирной линией желтого цвета, а символы названий приведены в кружках: СК — Северо-Кольская; ЮК — Южно-Кольская; Б — Беломорская
ледораздела функционировала Восточно-Карельская ледниковая лопасть. Ее отделяли от Беломорского потока возвышенности Ветреный пояс и Меловая. Большинство упомянутых ледниковых лопастей свободно продвигались вплоть до границы оледенения. Сложная ситуация создалась лишь в Онегоозерской лопасти, ледниковый поток которой оказался в южной части ограниченным с фронта и флангов Олонецкой, Вепсовской и Андомской возвышенностями. В результате, господствующими оказались сжимающие напряжения и преобладал надвиговый тип движения льда. Это привело к накоплению очень мощной толщи чешуйчато наслоенных различных по составу песчано-глинистых образований плейстоценового и более древнего возраста [Демидов, 2005]. Возраст максимума последнего покровного оледенения Карелии оценивается в 17,6-19,3 тыс. календарных лет (примерно 15,6-17,3 тыс. лет по С14) [Шпкка е! а1., 2001].
Ледниковые лопасти, распространявшиеся на территории Кольского региона, показаны на рис. 2.
Эта схема отличается от приведенных в литературе, в том числе и автором статьи, тем, что
на них была показана единая Кольская лопасть. Рассмотрев подробнее имеющиеся материалы, мы пришли к выводу, что правильнее лопасть подразделить на две: Северо-Кольскую и Южно-Кольскую. Северная граница первой из них выделена весьма условно на некотором удалении от Баренцевоморского побережья региона по системе гряд, состав и возраст которых, к сожалению, не установлен. Известно только, что в области их распространения содержится обломочный материал кристаллических пород Кольского региона. Южная граница лопасти в западной части региона условно проведена по подножью горного массива Сальных тундр, а в восточная проходит в непосредственной близости к возвышенности Кейвы. На западе лопасти, судя по разносу руководящих валунов [Евзеров, 2016 (рис. 36) и др.], имело место северо-восточное направление перемещение ледника. В восточной части лопасти по ориентировке друмлинов и разносу обломочного материала надежно установлено, что ледниковые массы перемещались, как и на западе, к северо-востоку [Евзеров, 2016 (рис. 36) и др.]. Восточная граница лопасти, как, впрочем, и северная, не установлена. По данным В. Рамзая [Ramsay, 1898, 1904, 1912],
Скандинавский ледниковый покров в период максимального распространения достигал полуострова Канина, где сформировались краевые ледниковые образования (Шомоховские сопки). Однако совершенно очевидно, что это образование одного из более ранних Скандинавских оледенений, повсеместно занимавших существенно более обширные площади, чем поздневалдайское.
В Южно-Кольской лопасти ледник двигался в юго-восточном и восточном направлениях. На это указывает разнос хорошо распознаваемого обломочного материала, например, щелочных пород Хибинского и Ловозерского массивов, данные о распространении которого приведены в работах многих исследователей и сведены воедино автором [Евзеров, 2016]. Упомянутые направления перемещения ледника подтверждают также ориентировка друмлинов и флют, установленные рядом геологов и обобщенные автором [Евзеров, 2016 (рис. 35)].
Беломорская лопасть распространялась по котловине Белого моря. Ее границы показаны на рис. 1 и 2. Северо-Кольская лопасть, перемещавшаяся по кристаллическим породам, содержала значительно больше обломочного материала по сравнению с частично находившейся на плаву Беломорской лопастью. Именно поэтому она воспрепятствовала продвижению Беломорской лопасти в северном направлении. Это предположение основано на кон-фигураци границы между лопастями (рис. 2).
Дегляциация региона и краткие сведения о месторождениях строительных материалов
Выделяют три типа дегляциации территорий [Гроссвальд, 1983, 1984]. Дегляциация может происходить фронтально (посредством отступания края активного ледникового покрова). Она характерна для равнинных территорий, в пределах которых дистальная (фронтальная) часть лопастей получает существенно больше солнечной энергии, чем проксимальная. Дегляциация может быть ареальной (посредством омертвения крупных частей ледниковых покровов). Она присуща территориям, на которых суша чередуется с внутренними морями или суше со сложной горно-долинной орографией, и характерна для субширотно ориентированных ледниковых лопастей [Гроссвальд, 1983, 1984]. Кроме того, значительное потепление климата, приводящее к уменьшению мощности ледника и выполаживанию его профиля, тоже
влечет за собой стагнацию значительных площадей оледенения в его периферической части [Lundqvist, Saarnisto, 1995]. Третий тип — рассекающая дегляциация. Она обычно проявляется вследствие расчленения прикрае-вой зоны ледниковых покровов морскими заливами [Ramsay, 1898, 1904], а также изредка в пределах крупных гляциодепрессий, в которых некогда располагались обширные и глубокие приледниковые водоемы [Демидов, 2005]. С типами дегляциации тесно связано распространение месторождений строительных материалов и прежде всего песков, песчано-гравийных смесей и легкоплавких глин.
И. Н. Демидов [2005] убедительно показал, что нет оснований выделять в качестве самостоятельных вепсовскую и крестецкую стадии. По его данным, в период максимального распространения ледника влияние Олонецкой, Вепсовскойи Андомской возвышенностей в южной части региона создавало сжимающие напряженияв теле ледника, в результате которых преобладал чешуйчато надвиговый тип движения льда. Существенное значение имело и наличие уступа Карбонового глинта на пути распространения материкового льда. В итоге, в краевой зоне ледника возникло мощное скопление ледниковых чешуй. Солнечной энергии последующего межстадиального потепления оказалось недостаточно для перемещения льда, скопившегося в прикраевой области, в северозападном направлении. Произошло отчленение широкой периферической части ледника вдоль Карбонового уступа, вызвавшее «скачкообразное перемещение фронта активного льда в проксимальном направлении, изменение баланса ледника и последующие релаксационные надвиги его фронта на поля мертвого льда» [Демидов, 2005]. В результате, образовался комплекс, представленный чередованием напорных морен с обширными полями камов и зонами холмисто-котловинного мореного рельефа. Ширина его достигает 20-30 км, мощность доходит до 40-50 м [Демидов, 2005]. Именно этот комплекс Демидов рассматривает как нерасчленные вепсовско-крестецкие образования (рис. 3).
Рис. 3. Схема распространения краевых ледниковых образований, приледниковых водоемов, месторождений песчано-гравийных смесей (ПГС) и легкоплавких глин Карелии по [Демидов, 2005; Минерально-сырьевая база..., 2006] с дополнением по [Евзеров, 2014]: 1 — напорно-насыпные краевые ледниковые образования: преимущественно насыпные и 2 — они же, преимущественно напорные (показаны вне масштаба); 3 — площадь распространения позднеплейстоцен-голоценовой
морской трансгрессии (о) и граница приледниковых водоемов (б); 4 — месторождения и проявления ПГС; 5 — месторождения и проявления легкоплавких глин. К проявлениям ПГС и глин отнесены: часть образований с запасами сырья кат. С2, прогнозные формирования с запасами кат. Р1+Р2 и все забалансовые. Номера месторождений
и проявлений на схеме соответствуют таковым в таблицах 2.3.3.9 и 2.3.3.6 [Минерально-сырьевая база., 2006]. Красными окружностями выделены крупнейшие разведанные месторождения ПГС с запасами сырья более 15 млн м3, а синими — средние с запасами от 6,6 до 14 млн м3. Приняты сокращения названий ледниковых стадий: У-Кг — вепсовско-крестецкая; Ш — лужская; N — невская; А1 — аллерёдская и йгз — позднедриасовая
З«1 40*
Рис. 4. Схема размещения месторождений и прогнозных запасов песка и песчано-гравийных смесей, а также
месторождений легкоплавких глин на территории Мурманской области. Месторождения и проявления: 1 — песков и песчано-гравийных смесей; 2 — легкоплавких глин. Площади с прогнозными ресурсами песка и песчано-гравийных смесей (в расчете на 100 км2): 3 — < 5 тыс. м3; 4 — от 5 до 50 тыс. м3; 5 — от 50 до 100 тыс. м3; 6 — от 100 до 300 тыс. м3; 7 — от 300 до 500 тыс. м3; 8—> 500 тыс. м3. Граница максимального распространения ледника в периоды стадиальных похолоданий: 9 — позднего дриаса; 10—бёллинга [Евзеров, 2014 (рис. 18 с дополнением)]
В период потепления 14-15 тыс. лет назад1 имело место отчленение активного льда и местами значительное перемещение его в северном направлении, а при последующем похолодании 13,3-14 тыс. лет назад - возвратное перемещение, завершившееся формированием краевых образований лужской стадии (рис. 3).
Значительное потепление в начале бёллинга привело к интенсивному таянию ледника и к фронтальному отступанию границы активного льда. Произошло выполаживание профиля ледникового покрова и уменьшение его мощности [Lundqvist, Saarnisto, 1995], вследствие чего значительные площади прикраевых частей ледника стали терять связь с областями питания.
В Кольском регионе, как отмечалось, не задокументированы восточные границы лопастей
1 Приведены результаты радиоуглеродного анализа.
и не обнаружены следы, оставленные в ранние стадии дегляциации. Здесь в период бёллингского потепления от активного покрова ледника отделились и омертвели как северная, так и южная лопасти Кольских лопастей, освободилась ото льда практически вся Беломорская котловина (рис. 4).
В бёллинге омертвела и Восточно-Карельская ледниковая лопасть, как справедливо полагает И. Н. Демидов [Демидов, 2005], опираясь на отсутствие находок краевых образований бёллинга в Карелии.
В Карелии после лужской стадии оледенения происходила в основном фронтальная дегляциация с возвратным перемещением в период похолодания, последовавшего за потеплением. Реактивация ледника привела к возникновению краевых образований невской стадии оледенения. В среднем же дриасе произошло всплытие периферической части
ледника в Онегозерской котловине [Демидов, 2005]. В Кольском регионе реактивация ледника привела к продвижению края льда на территорию Кольского полуострова и, особенно, на значительную часть Беломорской котловины (рис. 4). В период аллерёдского потепления в Кольском регионе лед омертвел.
По данным И. Н. Демидова [Демидов, 2005], проявилась рассекающая дегляциация в котловине Онежского озера — районе крупной гля-циодепрессии. Автор настоящей статьи полагает, что во время упомянутого потепления имела место не только рассекающая дегляциация, но произошло и омертвение ледника на огромной площади, простирающейся от краевых образований невской стадии оледенения на Кольском регионе и в Карелии до гряды Саль-паусселькя, и в пределах омертвевшего массива льда появилось достаточно много приледнико-вых водоемов. Некоторое количество подобных водоемов возникло и на площади распространения активного льда [Ramsay, 1904].
Формирование гряды Сальпаусселькя 1 имело место не в позднем дриасе, как принято считать в настоящее время, а в аллерёде, что в свое время достаточно убедительно показали Е. Хюппя, В. Окко и М. Окко [Hyyppa, 1951; Okko V., 1957; Okko М., 1962]. В позднем дриасе произошло лишь перекрытие краевых водно-ледниковых накоплений мореной в южной части гряды, в то время как севернее ледник не только перекрыл упомянутые отложения, но и продвинулся значительно дальше от гряды в восточном направлении (ругозерская стадия Карелии) и занял значительную площадь западной части Кольского региона (рис. 3 и 4). Завершилась дегляциация региона в голоцене, в том числе и в пределах вепсовско-крестецкого краевого пояса [Демидов, 2005].
На севере Карелии в позднем плейстоцене-голоцене проявилась рассекающая дегляциация, явившаяся следствием развития Беломорской трансгрессии. Морские воды распространились на весьма значительную площадь (рис. 3). В Кольском регионе рассекающая дегляциация происходила в районах распространения глубоко вдающихся в сушу заливов Баренцева моря [Евзеров, 2016].
Все имеющиеся сведения о месторождениях стройматериалов Карелии и Кольского региона изложены в сборнике [Минерально-сырьевая база..., 2006], работах И. Н. Демидова. [Демидов, 1998, 2005] и автора [Евзеров, 2014].
На рис. 3 и 4 распространение месторождений показано с целью некоторых дополнений к опубликованным данным. Прежде всего обращают на себя внимание высокая плотность развития месторождений на территориях проявления ареальной дегляциации и приуроченность проявлений и месторождений легкоплавких глин главным образом к районам распространения рассекающей дегляциации. Очень крупные месторождения глин, кроме того, изредка формировались при ареальной дегляциации. Они образовывались при расположении перед краем тающего не перемещавшегося длительное время активного льда обширного водоема. В Карелии это побережье Ладоги, а в Кольском регионе — перемычка на территории Лово-зерских тундр между Сейдозерской и Лово-зерской озерными котловинами. Фронтальная дегляциация, как отмечалось, имела место на небольшой территории, заключенной между краевыми образованиями луцкой и невской стадий в Карелии, где месторождения встречаются значительно реже, чем на остальной территории и Карелии, и Кольского региона. Обусловлено это, вероятно, тем, что при отступлении фронта ледника месторождения формировались только в углублениях коренного ложа, а при ареальной дегляциации их образование происходило как в депрессиях коренного ложа, так и в углублениях на поверхности ледника.
Следует отметить, что по всем месторождениям стройматериалов Карелии приведены только сведения о запасах сырья и отсутствуют данные о генезисе месторождений, которые имеются по Кольскому региону [Евзеров, 2014]. Поскольку дегляциация рассматриваемых территорий происходила в почти одинаковых условиях, можно полагать, что генетически близки и расположенные в них месторождения. Иными словами, в Карелии, как и на Кольском регионе, в областях распространения ареальной дегляциации, вероятнее всего, доминируют месторождения приуроченные к озам, камам и озово-камовым комплексам.
Заключение
На территории Карело-Кольского региона в период активного распространения поздневалдайского ледникового покрова в тесной связи с рельефом коренного основания функционировали несколько ледниковых лопастей. В Карелии их было 4, в Кольском
регионе — 3. Почти все они свободно распространялись вплоть до краевой зоны оледенения. Исключением являются две из них. В южной части Карелии лед Онежской лопасти оказался блокированным с фронта и флангов Олонецкой, Вепсовской и Андомской возвышенностями. В результате образовалась мощная толща чешуйчато наслоенного льда. В Кольском регионе продвижению Беломорской лопасти, вероятно, воспрепятствовал лед Кольских лопастей, северная и восточная границы распространения которых не установлены. Соответственно, отсутствуют и сведения о начальных этапах дегляциации. Здесь в бёллинге
омертвел лед большей части Кольских лопастей, и освободилась ото льда восточная часть Беломорской котловины примерно до 38° восточной долготы. В Карелии в период межстадиального потепления, предшествующего бёллингу, произошел отрыв активного льда от огромной массы мертвого льда с перемещением его к северу. При последующем стадиальном похолодании ледниковая экспансия привела к возникновению краевых образований лужской стадии оледенения. В период бёллингского потепления имела место фронтальная деляциация примерно вплоть до краевых образований невской стадии оледенения.
Литература
Гроссвальд М. Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.
Гроссвальд М. Г. Дегляциация // Гляциологический словарь / Ред. В. М. Котляков. Л.: Гидро-метеоиздат, 1984. С. 116-117.
Демидов И. Н. Этапы формирования и особенности локализации полезных ископаемых Карелии в четвертичном периоде // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск, 1998. Вып. 1. С.137-143.
Демидов И. Н. Деградация поздневалдайского оледенения в бассейне Онежского озера. // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2005. Вып. 8. С. 134-142.
Евзеров В. Я. Минерагения рыхлого покрова северо-восточной части Балтийского щита // Мурманск: МГТУ, 2014. 255 с.
Евзеров В. Я. Геология четвертичных отложений Кольского полуострова. Мурманск: МГТУ, 2016. 210 с.
Минерально-сырьевая база республики Карелия. Петрозаводск: Карелия, 2006. Кн. 2. 355 с.
Экман И. М., Девятова Э. И., Ильин В. А. Предфронтальные ледниковые образования юго-восточной окраины Балтийского щита // Предфронтальные краевые ледниковые образования. Вильнюс, 1974. С. 87-98.
Ekman I., Iljin V. Deglaciation, the Young Dryas End Moraines and their Correlation in Russian Karelia and Adjacent Areas // Glacial Deposits in North-East Europe. Balkama.Rotterdam, 1995. P. 195-209.
Hyyppä E. Kuvia Salpausselän rakenteesta. Summary: on the Structure of the First Salpausselkä // Helsinki. Geology 3. 1951. P. 5-7.
Larsen E., Lysaa A., Demidov I. et al. Age and Extent of the Scandinavian Ice Sheet in North-West Russia // Boreas. 1999. Vol. 28, no. 1. P. 115-132.
Lundqvist J., Saarnisto M. Summary of Project IGCP-253 // Quaternary International. 1995. Vol. 28. P. 9-17.
Lunkka J.-P., Saarnisto M., Gey V. et al. The Area and Timing of the Last Glacial Maximum in the Valdaian (Weichselian) Cold Stage in Vologda and Adjacent Areas of the NW Russian Plain // Global and Planetary Change. 2001. 31. P. 407-426.
Okko M. On the Development of the First Salpausselkä, West of Lahti // Bull. Comm. Geol. Finlande. 1962. No. 202. P. 150-162.
Okko V. The Second Salpausselkä at Julisjärvi, East of Hämeenlinna// Fennia. 1957. 81, No. 4.
Ramsay W. Über die Geologische Entwicklung der Halbinsel Kola in der Quartarzeit // Fennia, Hel-singfors. 1898. V. 16, no. 1. 151 S.
Ramsay W. Beitrage zur Geologie der recenten und pleistocanen Bildungen der Halbinsel Kanin // Fennia. 1904. V. 21, no. 7. S. 1-67.
Ramsay W. Über die Verbreitung von Nephelinsyenitgeschieben und die Ausbreitung des nordeuropaischen Inlandseises im nordichen Russland // Fennia. 1912. 8.
