CC BY
43БЮЛЛЕТЕНЬ КОМИССИИ ПО ИЗУЧЕНИЮ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
№ 66, 2005 г.
ПЕЧОРОМОРСКИЙ ШЕЛЬФ В ПОЗДНЕМ ВАЛДАЕ-ГОЛОЦЕНЕ: ОСНОВНЫЕ СЕДИМЕНТОЛОГИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ СОБЫТИЯ
О.Г. Эпштейн, И.А. Чистякова
Печорское море, как важная составная часть Баренцевоморского гляциального шельфа, привлекает значительное внимание исследователей, например [Эпштейн и др., 1983; Чистякова, 1997; Печорское ..., 2003; Левитан и др., 2003 и др.]. Интерес к этому бассейну заметно обострился после появления концепции [Маг^егис1 е1 а1., 2002] об ограниченности последнего оледенения в Западной Арктике и положении южной границы поздневалдайского Баренцевоморского щита в акватории Печорского моря (вне пределов его приматерикового мелководья).
Нами недавно проведен тщательный анализ и обобщение собранного в разные годы большого фактического материала (в том числе данных сейсмоакустических исследований и инженерно-геологического бурения - АМИГЭ, г. Мурманск) с привлечением многочисленных опубликованных работ, что позволило для Печороморском шельфа получить, как представляется, более полную и четкую картину важнейших событий осадконакопления и палеогеографии в позднем валдае-голоцене. Этот отрезок времени охватывает последний и поэтому наиболее полно представленный гляциоседиментационный цикл формирования шельфовой формации региона (разрезы отложений предыдущих циклов редуцированы процессами последующей ледниковой экзарации и гляциотектонического дислоцирования) и в максимальной мере охарактеризован фактическим материалом. Специальное внимание авторов обращено на явления послеледниковой морской трансгрессии, поскольку применительно к Печорскому морю этот вопрос рассматривался лишь в одной работе [Са1аи1Мп е1 а1., 2001], причем в достаточно общем виде.
Прежде, чем переходить к изложению собственного материала, следует остановиться на двух предшествующих работах, которые, включая много ценной информации, в своих основных выводах противоречат полученным нами результатам. В этих статьях [Ро1уак е1 а!., 2000; ва1аи1-Нп е1 а1., 2001] на основании датирования осадков в двух скважинах (210-218 и 234) и проведе-
ния корреляций сделан вывод о развитии на всем Печорском мелководье средневалдайских дель-тово-авандельтовых осадков, не перекрывавшихся поздневалдайским ледником. Заключение о характере латерального распространения выделенных средневалдайских отложений базируются на результатах литостратиграфического сопоставления разрезов целого ряда скважин, которые в зоне сейсмогеологически весьма неблагоприятного Печорского мелководья1 являются почти единственным источником геологической информации. Приведенные разрезы скважин [Оа-1аи1Нп е1 а1., 2001], кроме двух вышеуказанных, представляют собой авторский вариант литоло-гической интерпретации (сведения о ее принципах не излагаются) отчетных материалов инженерно-геологического бурения (АМИГЭ). При этом в разрезах всех скважин, помимо расположенных в непосредственной близости от скв. 210-218 (рис. 1), как тонкозернистые дельтово-авандельтовые осадки среднего валдая трактуются отложения иного, судя даже по их гранулометрическому составу, литологического типа. В первую очередь это касается части плейстоценовых ледниковых отложений ("мореноподоб-ных суглинков", в маринистической трактовке исполнителей морского бурения, - осадков, пес-чано-алеврито-глинистый матрикс которых насыщен ледниковообработанным грубообломоч-ным материалом, в том числе валунами) - рис. 2. Наиболее наглядно реализованный [ХЗа1аи1Нп е! а1., 2001] интерпретационный подход выявляется в разночтениях с материалами документации скважин, которые опубликованы. Так, в работе [ХЗДаиШп е1 а!., 2001] в разрезах скважин 207 и 112 дельтово-авандельтовыми осадками показаны "мореноподобные суглинки", согласно [Онищенко, Бондарев, 1988], а пласт "моренопо-добных суглинков" вверху разреза скв. 384 [Мельников, Спесивцев 1995] рассматривается как пачка песчанистых алевритов, которая отнесена
1 Печорское мелководье - приматериковая часть шельфа с глубинами моря менее 50 м
Рис. 1. Карто-схема Печороморского региона с положением объектов фактического материала и с элементами палеогеографии и геологии позднего вапдая - голоцена
1 - положение южной границы поздневалдайского Баренцевоморского ледникового покрова, по (Mangerud et al., 2002); 2 - конечно-моренные сооружения поздневалдайского Новоземельского ледникового щита, согласно (Лавров, 1981); 3 -общее направление движения ледниковых масс Новоземельского щита в регионе; 4 - участки шельфа, в пределах которых верхневалдайская морена отсутствует в разрезах инженерно-геологических скважин; 5-8 - на шельфе осадочные комплексы четвертичного разреза, непосредственно перекрывающие верхневалдайскую морену, а в местах отсутствия последней -дельтово-авандельтовые отложения среднего валдая: S - позднеледниковые гляциоморские отложения (5а - субмаринные флювиогляциальные накопления приледниковых конусов выноса, 56 - гляциосуспензиты), 6 - позднеледниковые лимно-гляциапьные ленточноподобные глины, 7 - позднеледниково-голоценовые аллювиально-дельтовые и авандельтовые осадки, 8 - голоценовые морские отложения; 9 - предполагаемое направление течения водных потоков, связанных с катастрофическими прорывами ледниково-подпрудных озер, на выявляемых НСП участках активной эрозионной деятельности этих потоков; 10 - установленное по данным НСП поле развития песчаных волн на морском дне; 11 - изученные крупнейшие естественные обнажения четвертичных отложений, в которых вскрывается верхневалдайская морена: БН - мыс Болванский Нос, ВК - Вастьянский Конь, К - Колгуев, КГ - Колоколкова губа, X - Хонгурей; 12 - инженерно-геологические скважины, разрезы которых показаны на фиг. 2, и их номера; 13 - профиль А-А (рис. 3) и показанные вне масштаба фрагменты (Б-Г) профилей НСП (рис. 8-11).
о
1 СКВАЖИНЫ 210_
104 3 110 109 111 130 207 117 234 131 138 21» 384 124 146 145 115 112 118
В
СКВАЖИНЫ 109 128 204 201 385
ю
а б
ЕВ20
Рис. 2. Инженерно-геологические скважины Печороморского шельфа: расчленение и корреляция разрезов (расположение скважин показано на рис. 1) 1 - гравийно-галечные отложения; 2 - пески; 3 - пески с прослоями алевритов; 4 - алевриты; 5 - алевриты с прослоями глин; 6 - алевриты, переслаивающиеся с глинами; 7 - глины с прослоями алевритов; 8 - глины; 9 - ленточноподобные темно-серые, черные глины; 10-11 - гляциоморские образования: 10 - субмаринные флювиогляциальные отложения приледниковых конусов выноса, 11 - гляциосуспензиты (коричневые глины); 12 - ледниковые отложения; 13 - меловые образования; 14 -растительные остатки; 15 - остатки раковин морских моллюсков; 16-18 - материал, использованный для определений абсолютного возраста: 16 - раковинный детрит, 17 -остатки фораминифер, 18 - растительный детрит; 19 - номера комплексов: а - сейсмостратиграфических, б - литостратиграфических; 20 - границы лигостратиграфических комплексов, по (Оа1аи1Пп е1 а1., 2001): а - подошва голоценового, б - подошва средневалдайского; результаты определения абсолютного возраста органических остатков, приведенные возле разрезов скважин, даны в тыс. лет: тонкими цифрами обозначены АМ8 датировки (Ро1уак е1 а1., 2000), жирными цифрами - две даты, полученные методом сцинтилляционного счета: наиболее молодая из них - ИОАН-3779, другая - ИОАН-4000 (В.М. Купцов, ИО РАН)
к голоцену (рис. 2). Не обосновано фактическим материалом и используемое для литостратигра-фического расчленения и корреляции разрезов скважин представление |ХЗа1аи1Пп е1 а1., 2001] о том, что в зоне Печорского мелководья мощные (>30-40 м) толщи моренных отложений - единый (в данном случае средневалдайский) ледниковый горизонт (более подробно этот вопрос обсуждается ниже). Другие противоречия носят более частный характер. Не комментируя данные абсолютного датирования отложений в разрезах скважин [Ро1уак е1 а!., 2000], нельзя не обратить внимание на определение возраста микрофосси-лий, заключенных в морене (скв. 210-218). Помимо спорности самого по себе подобного приема определения возраста морены, полученная дата (37.1 тыс. лет назад) никак не согласуется й с временем (50-60 тыс. лет назад [Маг^егис! е1 а1., 2002]) предполагаемого оледенения, с которым эти моренные отложения коррелируются [Ро1уак е1 а1., 2000].
Составленные нами разрезы скважин (почти все они использованы и в работах [Ро1уак е1 а1., 2000; Са1аиШп а1., 2001] приведены на рис. 2. Впервые в разрезах (скв. 201, 204 и 385) выделяются позднеледниковые лимно-гляциапьные ленточноподобные глины (в работе [Са1аиШп е1 а), 2000] последние показаны как дельтово-авандельтовые). Это серые, темно-серые глинистые осадки, которые в отличие от обычных четвертичных глинистых образований региона, на 55-70 % сложенных пелитовым веществом, имеют исключительно тонкий состав (до 85-90 % пелитовой фракции); они не содержат растительных остатков и практически лишены микрофауны: из 60 проб этих осадков в разрезе скв. 201 лишь в 4 обнаружены единичные остатки фораминифер (переотложены?).
Корреляция разрезов скважин в районе о. Колгуева осуществлена с использованием материалов непрерывного сейсмоакустического профилирования (НСП). Это позволило уверенно прослеживать по латерали литостратиграфиче-ские подразделения четвертичной толщи, приобретающие здесь ранг картируемых сейсмостра-тиграфических комплексов (ССК) - сверху вниз: ССК I - голоценовые морские осадки, ССК II -позднеледниковые гляциоморские образования1, ССК III - верхневалдайская морена, ССК IV -
1 В целом в восточной части Баренцева моря возраст отложений ССК I и ССК II установлен данными абсолютного датирования. Осадки первого комплекса отвечают времени не древнее 10 тыс. лет назад [Ро1уак, М1кЬаЛоу, 1996], а второго - имеют возрастные рамки 10-14 тыс [Ро1уак & а1., 1995]
средневапдайские морские отложения, ССК V -нижневалдайская морена; наиболее широко на шельфе развиты отложения ССК I - III [Чистякова, 1997; Эпштейн и др., 1999; Эпштейн, Лавру-шин, 2003]. В зоне Печорского мелководья, где сейсмоакустический метод является неэффективным, корреляция разрезов была выполнена на основе данных об общей временной последовательности региональных палеогеографических и седиментационных событий. Выделяемые в этой зоне литостратиграфические комплексы (1-5) по возрастному диапазону аналогичны ССК. Исключение составляет комплекс 5-п (?), который включает нижневалдайские и более древние плейстоценовые ледниковые отложения. Выделение такого "сводного" литостратиграфическо-го комплекса объясняется следующим. Согласно материалам по о. Колгуеву, материковой суше и шельфу, в плейстоценовой толще региона содержится до пяти горизонтов морен [Лаврушин и др., 1989; Лаврушин, Эпштейн, 2001; Андреиче-ва, 2002]. Как результат очень сложного строения плейстоценового покрова [Лаврушин и др., 1989; Лаврушин, Эпштейн, 2001], вызванного многократными процессами неравномерной, местами очень глубокой ледниковой экзарации и интенсивного гляциотектонического дислоцирования подстилающих отложений, ледниковые . горизонты часто накладываются один на другой, образуя мощные моренные накопления (наглядно это видно в обнажении о. Колгуева [Лаврушин, Эпштейн, 2001] и на сейсмоакустических профилях - рис. 3, 5-7. У пос. Варандей мощность таких существенно ледниковых отложений составляет около 180 м. Определенным свидетельством неоднородного строения мощных ледниковых комплексов в зоне Печорского мелководья является то обстоятельство, что в разрезах отдельных скважин (например, скв. 207 и 112) среди «мореноподобных суглинков» выделяются один-два интервала (мощностью в несколько метров) иных осадков (литостратиграфическая значимость последних не вполне ясна). По материалам бурения расчленить такие «сводные» ледниковые толщи на составляющие их горизонты практически невозможно.
В проведенной нами литостратиграфической корреляции разрезов скважин важным маркирующим горизонтом является верхневалдайский моренный комплекс (комплекс 3). В изученных обнажениях региона [Лаврушин, Эпштейн, 2001], на профилях НСП (рис. 3-7), в разрезах скважин (в случае наличия у него хорошо выраженной нижней границы - рис. 2), мощность этого ледникового горизонта колеблется, как
правило, от 3-5 м до 15-20 м (в области материковой суши максимальные значения мощности встречаются весьма редко [Андреичева, 2002]). С учетом вышеизложенного, в тех случаях, когда верхневалдайская морена прослеживается к вскрытому скважинами мощному (> 30—40 м) разрезу ледниковой толщи, то она условно ограничивается здесь мощностью 15-20 м, а нижележащая часть толщи, не имеющая четкой стратиграфической принадлежности, относится к плейстоценовому литостратиграфическому комплексу 5-п (?).
Литостратиграфические корреляции разрезов скважин зоны Печорского мелководья, в проведении которых, как уже отмечено, важнейшую роль играет горизонт верхневалдайской морены, базируются на геологических данных по району о. Колгуева и материковой суше. Первый район включает сам остров и прилегающую к нему с востока акваторию Печорского моря, где расположены скважины 3, 104, 109-111 (рис. 1). На о. Колгуеве развиты две валдайские морены и одна более древняя [Лаврушин, Эпштейн, 2001]; вблизи острова обе валдайские морены вскрыты скв. 104 (датированы голоценовые и средневапдай-ские межморенные отложения [Polyak et al., 2000]. К востоку от о. Колгуева на серии детальных сейсмоакустических профилей (НСП), протягивающихся с севера к зоне Печорского мелководья (один из крупных профилей приведен на рис. 3), отчетливо выделяются все сейсмострати-графические комплексы (ССК), составляющие последний гляциоседиментационный цикл (сверху вних): голоценовые морские осадки ССК I, поздневалдайские гляциоморские отложения ССК II и верхневалдайская морена ССК III [Чистякова, 1997; Gataullin et al., 2001; Эпштейн, Лаврушин, 2003] - рис. 3-5, 9. Полный разрез этих осадков вскрыт скв. 3 (голоценовые образования датированы [Polyak et al., 2000] - рис. 1,2. На указанных профилях НСП (рис. 3) верхневап-дайская морена непрерывно прослеживается с севера к зоне Печорского мелководья (рис. 3-11); на глубинах менее 70-75 м она непосредственно перекрыта отложениями голоценовой трансгрессии (рис. 3, 6, 7, 8, 10, 11) -такие разрезы вскрыты скв. 109-111 (рис. 2, 3). На материковой суше (севере Печорской низменности) покров верхневалдайской морены является рельефообразую-щим. Он прослеживается от побережья морского бассейна на юг до зоны мощных морфологически хорошо выраженных конечно-моренных сооружений. Фрагменты отчетливо картируемого дугообразного сегмента этой зоны, протягивающегося от мыса Святой Нос на западе до низовь-
ев Печоры на востоке [Лавров, 1981], вскрываются в известных обнажениях Вастьянский Конь и Хонгурей - рис. 1. В этих крупных обрывах р. Печоры наблюдается чешуйчатая напорная морена, залегающая на сложно дислоцированных аллювиальных песках [Эпштейн, 1990; Лаврушин, Эпштейн, 2001]. Проведенные здесь недавно работы [Туегап§ег е1 а1., 1998; Аз1акЬоу е1 а1., 1999; Неппкэеп е1 а1., 2001] по сути подтвердили (сами авторы публикаций придерживаются другой трактовки) известные многочисленные определения [Гольберт и др., 1974 и др.] средневал-дайского возраста подморенных песков. Так, из 17 проанализированных проб растительных остатков, собранных в песках обн. Вастьянский Конь [Tveгangeг ег а1., 1998; Аз1ак1юу е1 а1., 1999], по 6 пробам получены датировки, причем 5 из них относятся к временному интералу 25-33 тыс. лет назад (в числе последних датированная АМБ проба остатков мхов - 25.1 тыс. лет назад). В обн. Хонгурей методом АМ8 проанализировано 3 пробы остатков мхов [Неппкэеп й а!., 2001], отобранных из толщи аллювиальных песков; получена одна дата - 38.7 тыс. лет назад. Горизонт подморенных аллювиальных песков, вскрывающийся в этих обнажениях, прослеживается на север - до устья р. Печоры (обн. мыса Болванский Нос) [Лаврушин, Эпштейн, 2001]. К востоку от устья реки, в районе Колоколковой губы (рис. 1), торф в подморенных отложениях имеет возраст 31.1 тыс. лет [Лаврушин, Эпштейн, 2001].
Выполненная нами корреляция разрезов скважин (рис. 2) позволяет сделать выводы о гораздо меньшем, чем представлялось [Ро1уак
а1., 2000; Оа1аи1Ип е1 а!., 2001], ареале развития средневалдайских дельтово-авандельтовых осадков на Печорском мелководье и о том, что два участка этого района, где в разрезах скважин средневалдайские отложения не перекрыты верхневалдайской мореной, имеют сугубо локальный характер (менее 5-15 км в поперечнике) - рис. 1. Приведенные и другие данные позволяют для Печороморского шельфа реконструировать основные седиментологические и палеогеографические события позднего валдая - голоцена.
Ледниковая стадия позднего валдая знаменуется образованием мощного Новоземельского ледникового покрова (элемента сложно построенного Баренцевоморского ледникового щита), который при своем движении на юго-восток [Чистякова, 1997; Эпштейн и др., 1999; Андреичева, 2002] перекрыл Печороморский шельф и прибрежную материковую сушу, повсеместно налегая на ложе. Ледник активно дислоцировал и
Рис. 3. Сейсмогеологический разрез по профилю НСП А-А (рис. 1). Построен исходя из расчета скорости распространения продольных волн 1500 м/с в водной среде и 1800 м/с в осадочной толще. Показано положение фрагментов сейсмоакустического профиля, приведенных на рис. 4-7. Разрез скв. 111 дан на рис. 2
1-6 - сейсмостратиграфические подразделения четвертичного разреза: 1 - ССК I; 2 - ССК IIa; 3 - ССК Иб; 4 - ССК II?; 5 - ССК III; 6 - ССК V; 7 - меловые отложения; отражающие границы: четкие - сплошные линии, нечеткие - пунктир; отдельные границы показаны в голоценовом горизонте (тонкие линии) и в меловой толще
Рис. 4. Фрагмент сейсмоакустического профиля А-А (рис. 3). Полный разрез отложений последнего гляциоседиментационного цикла. Верхневалдайская морена залегает на меловых образованиях и частично - на нижневалдайских ледниковых отложениях. Подошва голоценовых морских осадков - она непрерывно прослежена вдоль всего профиля НСП (рис. 3) от расположенного юго-восточнее участка, где голоценовый горизонт со следами абразии залегает на верхневалдайской морене (рис. 7), - имеет здесь четкий, но менее контрастный характер, чем отражающие границы между нижележащими сейсмостратиграфическими единицами. На данном фрагменте профиля НСП, как и на последующих (рис. 5-11), вертикальный масштаб рассчитан исходя из скорости распространения продольных волн 1500 м/с, в связи с чем реальная мощность четвертичных отложений в 1.1-1.2 раза превышает значения, получаемые согласно приведенной шкале глубин.
1-5 - подошва сейсмостратиграфического подразделения: 1 - ССК I; 2 - ССК IIa; 3 - ССК 116; 4 - ССК III; 5 - ССК V; 6 - отражающие границы в меловой толще; 7 -номера сейсмостратиграфических подразделений, К - меловые образования
Рис. 5. Фрагмент северной части сейсмоакустического профиля А-А (рис. 3). Верхневалдайская морена, перекрытая толщей слоистых бассейновых позднеледниково-голоценовых осадков, залегает (кроме северо-западного краевого участка) на нижневалдайских ледниковых отложениях. Подошва н- последней несогласна относительно отражающих границ в нижележащей меловой толще. £ Условные обозначения см. на рис. 4; белая стрелка - кратное отражение дна
Рис. 6. Фрагмент южного окончания сейсмоакустического профиля А-А (рис. 3), непосредственно примыкающего к зоне Печорского мелководья. В разрезе наблюдаются (сверх вниз) голоценовые осадки, «сводная» ледниковая толща, состоящая их двух валдайских морен, и меловые отложения. Современные осадки имеют ровную подошву, возникшую в ходе голоценовой морской трансгрессии. Условные обозначения см. на рис. 4-5
1 — 2 ч- 3 о- 4 ©5
Рис. 7. Фрагмент сейсмоакустического профиля А-А (рис. 3). Слоистые голоценовые морские осадки с размывом залегают на верхневалдайской морене (наиболее ярко это выражено в пределах абразионной площадки в средней части профиля) и частично - на позднеледниковых (?) отложениях (ССК II?), сохранившихся в двух мелких западинах. Верхневалдайская морена залегает на нижневалдайской, подстилаемой меловыми образованиями. Условные обозначения см. на рис. 4-5
«Е- 1 2 3 04 —«5
Рис. 8. Фрагмент сейсмоакустического профиля Б (местоположение на рис. 1). Верхневалдайская морена и залегающие на ней (сохранились в западине) позднеледниковые лимногляциальные тонко слоистые глины (ССК II) с размывом и абразионным выравниванием кровли перекрыты осадками голоценовой морской трансгрессии.
Условные обозначения см. на рис. 4-5
—1 — 2 — 3 «-4 ©5
Рис. 9. Фрагмент сейсмоакустического профиля В (местоположение на рис. 1). Слоистые голоценовые морские отложения со слабо выраженным угловым несогласием (с размывом) перекрывают позднеледниковые слоистые гляциоморские осадки. Условные обозначения см. на рис. 4-5
Рис. 10. Фрагмент сейсмоакустического профиля Г - южная часть (местоположение на рис. 1). Мощное реликтовое аккумулятивное береговое тело, сложенное голоценовыми песками, залегает на верхневалдайской морене. Кровля последней выровнена абразионными процессами.
2 - кровля аккумулятивного тела первой генерации; белые стрелки показывают различные кратные отражения; остальные условные обозначения см. на рис. 4-5
эродировал подстилающие отложения: различные более древние плейстоценовые осадки (на самом шельфе в том числе и морские накопления предшествующего межледниковья) и слабо ли-тифицированные породы мезозоя, ассимилируя продукты эрозии. Процессы ледниковой эрозии наиболее активно происходили, очевидно, в северной области шельфа (мористее современной изобаты 50 м), во многих участках имевшей уклоны, встречные движению ледниковых масс: на профилях НСП именно здесь верхневалдайская морена залегает на нижневалдайских ледниковых отложениях и на больших пространствах -непосредственно на меловых образованиях (рис. 3-9). В зоне Печорского мелководья эта морена часто налегает прямо на более древние морены (рис. 2) - данное явление иллюстрируют рис. 3, 6. В результате деятельности Новоземельского ледника в Печороморском регионе был сформирован покров верхневалдайской морены (мощность обычно до 15-20 м) и зона крупных конечно-моренных сооружений (рис. 1). Образование ледниковых отложений протекало согласно общим закономерностям [Лаврушин, Эпштейн, 2000] ледового типа литогенеза. Активные подвижки льда (отчасти, вероятно, серджевого типа) в краевой ледниковой зоне, произошедшие уже после времени образования пласта базальной морены, привели к тому, что в районе Колокол-ковой губы (рис. 1) была сложно гляциодисло-цирована верхневалдайская морена вместе с подстилающими ее средневалдайскими отложениями [Лаврушин, Эпштейн, 2001]. Как показывают данные сейсмоакустических исследований (рис. 3-5, 8, 9), в соответствии с особенностями ледникового морфолитогенеза верхневалдайская морена приобрела на Печороморском шельфе субгоризонтально ровную ("режущую") подошву (последняя сохранилась и у более древних ледниковых отложений - рис. 4-6) и грядово-западинную кровлю.
В позднеледниковъе на Печороморском шельфе развивались сложные геологические события, связанные главным образом с процессами деградации Новоземельского ледникового покрова, протекавшими на фоне начавшейся последнико-вой гляциоэвстатической морской трансгрессии. В начальную фазу дегляциации у фронта ледника образовалась серия подпрудных озер (в обн. Хонгурей ленточные глины одного из них залегают на верхневалдайской морене на отметках + 50-55 м [Лаврушин, Эпштейн, 2001; Henriksen et al., 2001]; ледниковые массы, занимавшие Печорское мелководье, в это же время, вероятно, начали стагнировать: существенно утоняться в
мощности и распадаться на отдельные разобщенные массивы мертвых льдов. Воды подпруд-ных озер, очевидно, неоднократно прорывали блокирующие их ледниковые дамбы, приподнимая или прорезая последние, и в виде мощных субгляциапьных или открытых потоков устремлялись на север - на шельф (уровень Мирового океана в начале позднеледниковья находился на 100-150 м ниже современного [Алексеев и др., 1986; Fairbanks, 1989], и лишь к концу этого времени, как это будет показано ниже, поднялся до отметок около минус 70 м). Водные потоки катастрофических прорывов подпрудных озер обладали, по всей видимости, высокой эрозионной активностью; они инициировали и процесс восстановления нижнего отрезка современной долины р. Печоры. Эти водные потоки эродировали значительные участки ложа, вызывая глубокий размыв (отчасти почти полный, в результате которого на месте оставался лишь разрозненный грубообломочный материал) в первую очередь рыхлой верхневалдайской морены. Последнему в немалой степени способствовало то обстоятельство, что доверхневалдайские осадки находились в мерзлом состоянии (в начале ледниковья на осушенном Печорском мелководье эти отложения подверглись глубокому промерзанию [Мельников, Спесивцев, 1995]) и для временных потоков представляли собой своеобразное твердое ложе.
Следы деятельности (в значительной мере, видимо, субгляциальной) мощных водных потоков, связанных с эпизодическими прорывами ледниково-подпрудных дамб, выявляются на Печорском шельфе по материалам НСП. Наиболее наглядный, на наш взгляд, пример демонстрирует один из участков Поморского пролива (рис. 1). Здесь на субмеридианапьном профиле НСП [Ga-taullin et al., 2001, фиг. 11], в зоне около 10 км шириной на абсолютных отметках минус 70-80 м наблюдаются латерально полностью разобщенные (отстоят друг от друга на расстояние до 3-6 км) фрагменты пласта верхневалдайской морены, которые имеют протяженность от <100 м до 1 км и более и мощность от первых метров до 10-15 м (этот разобщенный пласт осадков трактуется [Gataullin et al., 2001] как предположительно верхневалдайские ледниковые отложения, вероятно преобразованные солифлюкцион-ными процессами или превратившиеся в дебрис-флоу). Остатки упомянутого выше моренного пласта и эродированная поверхность средневал-дайских (?) отложений перекрыты акустически тонко слоистыми глинистыми, судя по характеру залегания, осадками (мощность до 10—15м), ко-
торые, по всей видимости, являются позднелед-никовыми лимногляциальными. Во втором участке, расположенном к востоку от о. Колгуева, на серии профилей НСП в верхневалдайской морене вырисовывается длинное (> 20-25 км) северовосточного простирания желобообразное углубление, днище которого имеет пологий уклон на северо-восток (отметки минус 60-70 м); вблизи своего северного окончания эта отрицательная форма морфологически выражена наиболее резко: имеет четко очерченные сглаженные борта и при ширине около 1 км достигает относительной глубины 10-15 м. Это желообразное углубление перекрыто самой крупной на Печороморском шельфе реликтовой аккумулятивной береговой формой (рис. 10), которая сформировалась при перемещении голоценовых песков в направлении, поперечном к простиранию углубления.
В области Печорского мелководья водные потоки катастрофических прорывов ледниково-подпрудных озер согласно региональному уклону текли в сторону Южно-Новоземельского желоба. Очевидно, одной из областей активного стока этих вод служили два упоминавшиеся ранее участка (рис. 1), где верхневалдайская морена не обнаружена в разрезах скважин. Морена последнего оледенения, размытая здесь высокоскоростными водными потоками, имела небольшую мощность, не превышавшую, как представляется, первые метры (в скв. 384, расположенной вблизи одного из участков, мощность верхневап-дайской морены составляет 4.5 м - рис. 2)
При отступлении края таявшего Новоземель-ского ледника на север приледниковые озерные водоемы стали возникать и на самом шельфе. В одном из таких водоемов, располагавшемся к востоку от Печорской губы (в Поморском проливе он протягивался, вероятно, от района скв. 201, 202 и 385 на запад), на морене последнего оледенения (отметки минус 50-60 м) возник мощный (до 30-35 м) покров темно-серых, черных ленточноподобных глин - рис. 1. В завершающую стадию накопления последних уровень данного озера находился на отметках не ниже минус 25-30 м.
На начальном этапе дегляциации Печоромор-ского шельфа крупный внутриледниковый водоем возник и к востоку от о. Колгуева. Он активно расширялся на север, запад и восток и позднее, получив на западе некоторую связь с океаном, превратился в обширный полузамкнутый сильно опресненный морской бассейн, обрамленный ледяными берегами. Уровень этого водоема не был постоянным. Сначала он располагался на абсолютных отметках не ниже минус 50-60 м (об
этом свидетельствуют мощные тонко слоистые лимногляциальные глинистые осадки, сохранившиеся в локальной западине кровли верхневалдайской морены - рис. 8; особенности залегания последних указывают на их первоначально гораздо более широкое площадное распространение). Позднее, по мере расширения бассейна и превращения в полузамкнутый морской, уровень его заметно снизился, в итоге начав соответствовать океанскому того времени, но затем стал гляциоэвстатически повышаться, хотя к голоцену так и не достиг своих высоких начальных отметок. В этом водоеме, исключая его самую начальную чисто озерно-ледниковую стадию, происходили весьма интенсивные процессы гляцио-морской седиментации, которая охватила основную площадь Печороморского шельфа (за пределами современной изобаты 70-75 м) - рис. 1. В результате активной деятельности субгляциапь-ных талых вод, выносивших в водный бассейн огромные массы ледникового минерального вещества, за счет доминирующих тонких фракций последнего в морском водоеме преобладающее развитие получило лавинное накопление тонко слоистых коричневых глин - гляциосуспензитов [Эпштейн, Лаврушин, 2003]. Эти осадки, в большинстве случаев непосредственно перекрывшие верхневалдайскую морену, в пределах крупных отрицательных форм достигли мощности в десятки метров [Эпштейн, Лаврушин, 2003] при максимальной (до 60-70 м) - в Южно-Новоземельском желобе [Оа1аиШп а!., 2001]. К востоку от о. Колгуева в начальный период гля-циоморской седиментации широкое развитие получили мощные (до 20-25 м) слоистые субмарин-ные флювиогляциальные осадки приледниковых конусов выноса (рис. 1, 3-5, 9), которые формировались на верхневалдайской морене пряма у края медленно отступавшего Новоземельского ледника и позднее были перекрыты гляциосус-пензитами [Эпштейн, Лаврушин, 2003]. В пределах данного района эти разновидности гляцио-морских осадков составляют достаточно мощные и сейсмоакустически отчетливо различимые и латерапьно прослеживаемые подразделения разреза, что позволяет здесь выделять их в качестве самостоятельных подкомплексов ССК II: гля-циосуспензиты - ССК На, субмаринные флювиогляциальные отложения приледниковых конусов выноса - ССК Иб (рис. 3-5, 9).
В зоне Печорского мелководья по мере таяния ледниковых полей и возобновления стока Пра-Печоры образовалась обширная аплювиально-озерно-болотная равнина (в одной из морских скважин у пос. Варандей среди перекрывающих
верхневалдайскую морену отложений на абсолютной отметке минус 15 м обнаружен слой торфа возрастом 10.3 тыс. лет [Вейнсбергс и др., 1995]. Занимавший большие пространства сложный латерапьно изменчивый комплекс дельтово-аллювиальных осадков (от песков до тонких глин) протянулся на северо-восток к? Южно-Новоземельскому желобу. Мощность накоплений этого комплекса в целом, вероятно, невелика, хотя весьма изменчива (обычно от первых метров до 25-30 м); максимальных значений она достигает вблизи желоба - в зоне преобладающего развития дельтовых образований. Здесь, в районе современной 50-метровой изобаты, на «читаемом» отрезке одного из профилей НСП под субгоризонтально залегающими голоцено-выми осадками (< 5-10 м) наблюдаются мощные (40-50 м) отложения с полого наклонными (падение на север) структурами латерального наращивания (не исключено, что наиболее молодые из этих дельтовых накоплений являются ранне-голоценовыми).
Голоценовое время характеризуется становлением на Печороморском шельфе современного открытого морского бассейна. К началу (или в самом начале) голоцена акватория морского водоема практически освобождается от ледниковых масс [Левитан и др., 2003]; находясь еще на достаточно низких абсолютных отметках, этот открытый бассейн приобретает гораздо более высокую, сравнительно с условиями позднелед-никовья, гидродинамическую активность. В результате в самом начале голоцена явления, которые сопутствовали продолжавшемуся гляциоэв-статическому подъему уровня моря, впервые начинают отчетливо проявляться в морфологии морского дна и характере осадков. Данные НСП показывают, что в целом ряде участков шельфа на абсолютных отметках минус 70-75 м верхневалдайская морена и перекрывавшие ее поздне-ледниковые осадки подверглись интенсивной морской абразии. Так, на одном из профилей НСП восточнее о. Колгуева (рис. 3) среди находящегося на этих отметках протяженного участка горизонтальной выровненной поверхности верхневалдайской морены, перекрытой голоце-новыми отложениями, встречен километровой протяженности своего рода моренный останец с практически горизонтально срезанной поверхностью на абсолютных отметках минус 72-72 м (рис. 7). Эта картина резко отличается от наблюдаемой на том же профиле НСП (рис. 3) в 10-15 км севернее, где в условиях абсолютных отметок минус 85-90 м проявления морской абразии отсутствуют; здесь свою первично неровную кров-
лю сохранили не только верхневалдайская морена, но и залегающие на ней субмаринные флю-виогляциальные осадки приледниковых конусов выноса. На одном из участков другого профиля НСП (рис. 8), отчетливо видно, что на абсолютных отметках минус 65-70 м абразионному размыву подверглись не только морена последнего оледенения, но и перекрывавшие ее достаточно мощные, судя по характеру сохранившегося их фрагмента, позднеледниковые лимно-гляциапь-ные глины. К востоку от о. Колгуева голоцено-вые морские пески, с размывом залегающие на верхневалдайской морене, вскрыты скважинами 3 и 111 на абсолютных отметках соответственно минус 59 м и 65м (рис. 1-3). Голоценовая активизация гидродинамических процессов, особенно ощутимая в волноприбойной зоне, участками проявилась и в области относительных глубин 10-30 м того времени. Так, на отдельных профилях НСП в зоне абсолютных отметок минус 9095 м голоценовые слои залегают на позднелед-никовых коричневых глинах (гляциосуспензи-тах) с некоторым размывом, выраженном в виде небольшого углового несогласия между подошвой голоценового горизонта и непосредственно нижележащими слоями (рис. 8). Абсолютные отметки около минус 70 м, которые отвечают уровню моря на Печороморском шельфе в начале голоцена1 находятся в ряду тех значений (минус 50-70 м), которыми разные исследователи [Алексеев и др., 1986; Fairbanks, 1989] определяют уровень Мирового океана в интервал времени 10 тыс. лет назад.
В ходе голоценового этапа гляциоэвстатиче-ского подъема уровня моря - при прохождении волноприбойной зоны вверх по склону от абсолютных отметок порядка минус 70 м до нынешнего ее положения - участки Печороморского шельфа, затапливавшиеся водами морской трансгрессии, в разной мере подвергались процессам абразии в зависимости от характера слагающих их осадков и геоморфологических особенностей (крутизны и ориентировки склонов). Однако в целом в результате голоценовой транс-гресии на шельфе возникла огромная масса песчаного материала. Последний при своем поперечном (относительно палеобереговой линии) перемещении в отдельных участках в диапазоне абсолютных отметок от минус 60 м до минус 1020 м сформировал ряд ныне затопленных береговых аккумулятивных тел. Наиболее мощная (до
1 Нельзя, однако, исключить, что первые активные проявления процессов гляциоэвстатической трансгрессии на Печороморском шельфе не относятся к непосредственно предголоценовому времени
20-25 м) и крупная из таких песчаных аккумулятивных форм (5-10 х 25-30 км) - о ней речь шла выше - наблюдается к востоку от о. Колгуева. Песчаный покров (до 5-7 м), среди которого развита эта форма, залегает на выровненной абра-дированной поверхности верхневалдайской морены, имеющей абсолютные отметки минус 5060 м (рис. 10). Рассматриваемое аккумулятивное тело возникло в результате двух генераций, из которых последняя форма, намного более крупная, перекрыла первую. Оба песчаных тела имеют отчетливое косослоистое строение (падение слоев в южных румбах) - рис. 10. Одна из хорошо выраженных в рельефе морского дна реликтовых береговых форм, располагающихся на абсолютных отметках около минус 20-30 м, вскрыта скв. 204; пески, слагающие эту форму, венчают разрез скважины (рис. 2). В ходе голоценовой морской трансгрессии произошло и постепенное отступление дельты Печоры и обрамлявшей ее зоны авандельновых осадков на юго-запад - до современной позиции.
В результате всех этих явлений в течение голоцена на Печороморском шельфе сформировался неоднородный по мощности покров глинисто-алеврито-песчаных морских, в меньшей мере -аллювиально-дельтовых и авандельтовых осадков (рис. 2). В распределении мощностей морских отложений наблюдается прямая связь с положением обрамляющих бассейн источников сноса - участков островной и материковой суши. Поскольку в ходе морской трансгрессии размыву были подвергнуты прежде всего районы южного побережья, сложенные рыхлыми плейстоценовыми накоплениями, голоценовые осадки наибольшую мощность (до 25-30 м) имеют в зоне Печорского мелководья; в северном направлении, по мере удаления от материковой суши и увеличения глубин моря, их мощность сокращается до 5 м и менее (рис. 3).
Горизонт голоценовых морских осадков, возникший в ходе гляциоэвстатической трансгрессии, в очень редких случаях представляет собой классический пример вертикального утонения структуры осадков в связи с ростом глубин моря. В зависимости от конкретных (локальных) условий в голоценовом разрезе наблюдается достаточно пестрая картина вертикальной структурной зональности отложений (рис. 2), при этом верхи разреза нередко имеют более крупнозернистый состав, чем низы - например, скв. 3 (рис. 2). В целом голоценовые морские осадки имеют более грубый состав, чем поздневалдайские гля-циоморские. Это проявляется и в значительной роли апеврито-песчаных отложений в разрезе и в
насыщенности голоценовых глинистых осадков обломочными частицами. Если в позднеледнико-вых глинах пелитовое вещество содержится нередко в количестве 80-92%, то в голоценовых -оно составляет обычно 50-65%. Даже в области максимальных глубин Печорского моря (в Юж-но-Новоземельском желобе) развиты алевритово-глинистые осадки [Левитан и др., 2003]. В алев-рито-глинистых отложениях Печорского моря заметна примесь песчаных частиц, нередко присутствует и грубообломочный материал. Последний в виде гравийных зерен встречен нами в пробах приповерхностных алевритов Поморского пролива; хорошая окатанность эти обломков свидетельствует об их пляжевой природе. Эти наблюдения, а также сделанные в других районах Баренцева моря [Эпштейн, Гатауллин, 1993; Эпштейн, 1995], позволяют считать, что грубообломочный и песчаный (прежде всего средне-крупнопесчаный) материал, рассеянный в тонких осадках Печорского моря, является продуктом ледового разноса (морские припайные льды).
Значительная ледовитость Печорского моря (морские льды почти 9 месяцев в году покрывают водную поверхность), резко сокращает продолжительность волновой, по А.П. Лисицыну [1966], экспозиции акватории и соответственно делает более низкой его гидродинамическую активность сравнительно с западными районами Баренцева моря. В результате здесь формируются хуже сортированные осадки (в первую очередь, пески и алевриты со значительным содержанием пелитовой фракции), а область развития современных тонкозернистых отложений начинается со сравнительно небольших глубин моря. На Печороморском шельфе пески распространены до изобаты 40-55 м; на больших глубинах (хотя участками и на меньших) накапливаются алеврито-глинистые осадки. На песчаном покрове встречаются поля развития песчаных волн площадью более десятков квадратных километров. Одно из таких полей на глубинах 40-50 м расположено к востоку от о. Колгуева (рис. 1). Песчаные волны имеют здесь асимметричное строение (длина 100-300 м, высота до 2-3 м) с более крутым и коротким склоном, обращенным на юг (рис. 11) - в сторону распространения наиболее частого и сильного северо-западного ветрового волнения. Влияние твердого стока р. Печоры ограничивается зоной мелководья (глубины <50 м), где осаждается практически весь выносимый рекой материал [Кленова, 1960], под влиянием течений транспортируемый к востоку от Печорской губы и формирующий поле аван-дельтовых образований.
***
Таким образом, в позднем валдае-голоцене на Печороморском шельфе в полной мере проявились события последнего гляциоседиментационного цикла. По характеру седиментологических и палеогеографических явлений этот цикл, сопровождавшийся процессами гляциоэвстатического изменения уровня моря, отчетливо разделяется на 3 этапа (стадии): 1 -оледенение шельфа (поздний валдай), 2 - дегляциа-ция (позднеледниковье) и 3 - стадия функционирования открытого морского бассейна (голоцен).
Стадия оледенения Печороморского шельфа протекала в условиях низкого стояния уровня Мирового океана. Новоземельский ледниковый покров, двигавшийся по шельфу, повсеместно налегал на подстилающие отложения, гляциотектони-чески дислоцируя и экзарируя последние. На возникшей зрозионой поверхности в соответствии с особенностями ледникового типа седиментогенеза сформировался покров континентальной морены.
Две последующие стадии гляциоседиментационного цикла (наиболее отчетливо это проявилось в завершающей) протекали в условиях морской трансгрессии.
В стадию дегляциации на шельфе возникли обстановки бассейнового осадконакопления: озерно-ледникового и гляциоморского. Все се-диментационные процессы контролировались ледниковым фактором; последним определялись источники терригенного материала, способы его поставки в водный бассейн и весьма специфические процессы осадконакопления, имевшие лавинный характер. Участки, непосредственно прилегавшие к фронту отступающего ледникового покрова, явились внутришельфовыми депо-центрами гляциоморского осадконакопления.
Стадия открытого морского бассейна резко выделяется возросшей общей гидродинамической активностью водоема, что проявилось, в первую очередь, в повсеместном накоплении в той или иной мере более грубых отложений. Осадкообразование стало подчиняться закономерностям морской терригенной седиментации. Определяющее влияние приобрели следующие факторы: общие и локальные особенности гидродинамического режима, испытывающие влияние ледовых условий, а также близость и характер "внешних" источников сноса - обрамляющих бассейн участков суши. Наиболее интенсивное осадконакопление происходило в окраинных зонах шельфа.
В процессах осадкообразования и палеогеографических явлениях двух последних стадий гляциоседиментационного цикла определенную, но явно подчиненную роль, играла деятельность современной и Пра-Печоры.
Авторы выражают признательность руково- сейсмоакустических материалов и данных инже-дству АМИГЭ (г. Мурманск) за предоставление нерно-геологического бурения.
Литература
Алексеев М.Н., Чистяков A.A., Щербаков Ф.А. Четвертичная геология материковых окраин. М.: Недра, 1986. 243 с.
Андреичева JI.H. Плейстоцен Европейского Северо-Востока. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. 322с.
Вейнбергс И.Г., Стелле В.Я., Caeeaumoe A.C., Якубовская И.Я. Позднечетвертичная история развития побережья Печорского моря. Корреляция палеогеографических событий: материк-шельф-океан (материалы конференции). М.: Изд-во МГУ, 1995. С. 108-112
Гольберт A.B., Гудина В.И., Зудин А.Н., Сухорукова С.С., Троицкий С.Л., Юдкевич А.И. Вастьянский Конь - опорный плейстоценовый разрез севера Печорского края. Новосибирск: ИГИГ СО АН СССР, 1974. С. 137-210
Кленова М.В. Геология Баренцова моря. М., Изд-во АН СССР, 1960. 367 с.
Лавров A.C. Субгляциальные компрессионные морены Баренцевоморского ледникового щита. Бюллетень по изучению четвертичного периода, 1981, №51. С. 51-60
Лаврушин Ю.А., Чистякова И.А., Гайдаманчук A.C., Голубев Ю.К., Васильев В. П. Строение и вещественный состав отложений гляциального палео-шельфа Большеземельской тундры // Литология кайнозойских отложений. М.: ГИН АН СССР, 1989. С. 3-51
Лаврушин Ю.А., Эпштейн О.Г. Особенности ледового типа литогенеза. Бюллетень МОИП, отд. геол.,
2000. Т. 75. Вып. 6. С. 14-29
Лаврушин Ю.А., Эпштейн О.Г. Геологические события плейстоцена на севере Восточной Европы и в южной части Баренцева моря (по материалам изучения естественных опорных разрезов). Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода.
2001, №64. С. 35—60
Левитан М.А., Беляев H.A., Буртман М.В., Дюплесси Ж.-К., Xycud Т.А. История голоценовой седиментации в Южно-Новоземельском желобе. Литология и полезные ископаемые, 2003, № 6. С. 660-672
Лисицын А.П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М.: Наука, 1966. 574 с.
Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологические и геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей. Новосибирск: Наука, 1995. 198 с.
Онищенко C.B., Бондарев В.Н. Стратиграфия и палеогеографические особености разрезов Печоромор-ского мелководья. В сб. Четвертичная палеоэкология и палеогеография северных морей. М.: Наука, 1988. С. 142-150
Печорское море. Системные исследования (ред. Е.А. Романкевич, А.П. Лисицын, М.Е. Виноградов), М.: "Море", 2003. 502 с.
Чистякова И.А. Осадконакопление и история четвертичного мелководного гляциального шельфа (на примере Печорского моря). Автореферат дис. ... канд. геол.-минер. наук. М.: ГИН РАН, 1997. 24 с. Эпштейн О.Г. Обнажение Вастьянский Конь на Нижней Печоре - разрез мощного конечно-моренного сооружения в активной краевой зоне Новоземель-ского ледникового покрова. Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода АН СССР, 1990. №59. С. 14-28 Эпштейн О.Г. Усовершенствованная пятибальная шкала для визуальной оценки окатанности обломочного материала и некоторые полученные результаты. Литология и полезные ископаемые, 1995, №6. С. 654-666 Эпштейн О.Г., Валпетер А.П., Широков С.И. Особенности рельефа, донных отложений и условия формирования осадочного чехла юго-восточной части Баренцева моря в связи с оценкой общих инженерно-геологических условий. Геология, нефтега-зоностность, инженерно-геологические условия и методы изучения шельфа. Труды ВНИИморгео, 1983. С. 62-69 Эпштейн О.Г., Гатауллин В.Н. Литология и условия образования четвертичных отложений восточной (Приновоземельской) части Баренцева моря. Литология и полезные ископаемые, 1993. № 1. С. 119-124 Эпштейн О.Г., Лаврушин Ю.А. Гляциоморская седиментация как особая стадия шельфового осадкона-копления. Доклады Академии Наук, 2003. Т. 393. №4. С. 521-523 Эпштейн О.Г., Романюк Б.Ф., Гатауллин В.Н. Плейстоценовые Скандинавский и Новоземельский ледниковые покровы в южной части Баренцевоморского шельфа и на севере Русской равнины. Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода, 1999. № 63. С. 126-149 Astakhov V.I., Svendsen J.I., Matiouchkov A., Mangerud J., Maslenikova О., Tver anger J. Marginal formation of the last Kara and Barents ice sheets in northern European Russia. Boreas, 1999. V. 28. P. 23-45 Fairbank R.G. A 17,000-year glacio-eustatic sea level record: influence of glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep-ocean circulation. Nature, V. 342. № 6250. P. 637-642 Gataullin V., Mangerud J., Svendsen J.-I. The extent of the Late Weichselian ice sheet in the southeastern Barents Sea. Global and Planetary Change, 2001, V. 31. P. 453-474 Henriksen M., Mangerud J., Maslenokova O., Tveranger J. Weichselian stratigraphy and glaciotectonic deformation along the Pechora River, Arctic Russia. Global and Planetary Change, 2001. V. 31. P. 297-319 Mangerud J., Astskhov V., Svendsen J.-I. The extent of the Barents-Kara ice sheet during the Last Glacial
Maximum. Quaternary Science Reviews, 2002. V. 21. P. 111-119
Polyak L„ Gataullin V., Okuneva O., Stelle V. New constrains on the limits of the Barents-Kara ice sheet during the last Glacial Maximum based on borehole stratigraphy from the Pecxhora Sea. Geology, 2000. V. 28. № 7. P. 611-614
Polyak L., Lehman S.J., Gataullin V., JullA.J.T. Two-step déglaciation of the southeastern Barents Sea. Geology, 1995. V. 23. №6. P. 567-571
Polyak L„ Mikhailov V. Post-glacial environments of the southeastern Barents Sea: foraminiferal evidence. Andrews J.T., Austin W.E.N., Bergsten H., Jennings A.E. (eds.) Late Quaternary palaeoceanography of the North Atlantic margin, Geological Society Special Publication, 1996. № 111. P. 323-337 Tver anger J., Astakhov V., Mangerud J., Svendsen J.I. Signature of the last shelf-centered glaciation at a key section in the Pechora basin, Arctic Russia. Journal of Quaternary Science, 1998. V. 13. № 3. P. 189-203
