CC BY
46БЮЛЛЕТЕНЬ КОМИССИИ ПО ИЗУЧЕНИЮ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
№ 63 1999
УДК 551.782
О.Г. ЭПШТЕЙН, Б.Ф. РОМАНЮК, В.Н. ГАТАУЛЛИН
ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫЕ СКАНДИНАВСКИЙ И НОВОЗЕМЕЛЬСКИЙ ЛЕДНИКОВЫЕ ПОКРОВЫ В ЮЖНОЙ ЧАСТИ БАРЕНЦЕВОМОРСКОГО ШЕЛЬФА И НА СЕВЕРЕ РУССКОЙ РАВНИНЫ
Характер оледенений, охвативших в плейстоцене южную часть Баренцева моря и север Русской равнины, с начала текущего столетия вызывает различные толкования (работы Д.Де-Геера, В. Рамсея). До сих пор дискуссионными являются проблемы, связанные с масштабами оледенений и с положением ледниковых центров (Грос-вальд, 1983; Огоз5\уаИ, 1988; Данилов и др., 1983а; Матишов, 1987; Крапивнер и др., 1988; Вщикоу « а!., 1988; Лавруишн, 1989; Павлидис, 1992; ОаШиШп е1 а1„ 1993; Величко и др., 1993; Эпштейн и др., 1994; Дунаев и др., 1995). Проведенное нами изучение состава обломков в плейстоценовых моренах баренцевоморского шельфа (пионерные исследования) и обрамляющей с юга прибрежной суши впервые позволяет на вещественном материале аргументированно решить ряд этих вопросов.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ ГЕОЛОГИЯ РЕГИОНА
Четвертичный покров региона, состоящий из моренных и межморенных горизонтов, с резким несогласием перекрывает все докайнозойские толщи. Он имеет разное строение в Баренцевом море и на севере Русской равнины, поскольку в ледниковые эпохи плейстоцена (во всяком случае, в позднем валдае) шельф в основном был областью ледниковой экзарации и транзита гляциального материала, а современная низменная материковая суша служила зоной преимущественной ледниковой аккумуляции.
Согласно нашим данным (Эпштейн и др., 1994; Гатауллин и др., 1997), на шельфе Баренцева моря, за исключением районов близ материковой суши, четвертичный разрез представлен осадками главным образом последнего (поздний валдай-голоцен) гляциоседиментационного цикла, который включает три самостоятельных сейс-мостратиграфических комплекса (ССК). Нижний (ССК Ш) - преимущественно основная морена средней мощностью 10-30 м, с характерным хаотическим типом сейс-моакустической записи, достаточно ровной субгоризонтальной экзарационной подошвой и неровной грядовой кровлей. У подошвы комплекса повсеместно развиты гляциотектониты - интенсивно дислоцированные рыхлые мезозойские отложения мощностью - 5-7 м. ССК II представлен слоистыми глинистыми озерно-леднико-выми и ледниково-морскими отложениями, несогласно с заполнением облекающими все неровности кровли морены. Осадки имеют возраст около 12,7-9,4 КА (Ро1уак е1 а1., 1995), их мощность колеблется от 1 м в северных районах до 50-100 м в отдельных впадинах, расположенных южнее широты Гусиной банки. ССК I составляют
© О.Г. Эпштейн, Б.Ф. Романюк, В.Н. Гатауллин, 1999
разнообразные слоистые голоценовые морские осадки (обычно до 1-3 м), содержащие немногочисленные дропстоуны айсбергового и ледового (морские льды) разноса (Эпштейн, 1994).
В северных районах Русской равнины, прилегающих к Баренцеву морю (частично и в прибрежных участках шельфа), четвертичная толща мощностью до 100-300 м отличается сложным строением и включает не только верхний, но и средний плейстоцен (Андреичева, 1992). Здесь в четвертичных разрезах обычно наблюдается не менее двух-трех горизонтов морен, разделенных интенсивно гляцио-дислоцированными, разными по литологии, межморенными отложениями. Самая молодая морена прибрежной суши одновозрастна ССК Ш на шельфе и относится к позднему валдаю, судя по абсолютным датировкам (по С14) подстилающих ее межморенных осадков. Возраст двух более древних плейстоценовых морен точно не установлен, поэтому далее в тексте они условно обозначаются так: вторая (калининская?) и третья - самая древняя (московская?). Мощность плейстоценовых морен обычно 5-20 м и лишь в зоне напорных конечных морен (Эпштейн, 1990) увеличивается почти до 100 м.
Более подробно особенности строения, состава, условий залегания и образования четвертичных отложений в отдельных районах южной части Баренцева моря и севера Русской равнины освещены в ряде работ (Лавров, 1973, 1977; Гуслицер, Лосева, 1979; Лаврушин, 1989; Лаврушин, Чистякова, 1988; Лаврушин и др., 1989; Эпштейн, 1990, 1995; Эпштейн, Гатауллин, 1993; Андреичева, 1992; Оа1аиШп е1 а1., 1993; Ро1уак й а1., 1995, 1996, и др.).
ОБЪЕКТ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ.
БАЗА ДАННЫХ
Плейстоценовые морены (ледниковые диамикты) исследованы нами на многих участках южной части Баренцева моря и прилегающей материковой суши (рис. 1, 2). На суше ледниковые диамикты изучались в 6 районах в естественных обнажениях четвертичных отложений - в крупных обрывах (высотой 10 - 100 м и протяженностью от 100 м до 5-7 км), расположенных, как правило, вдоль морского берега или берега р. Печоры. В обнажениях исследованы все вскрывающиеся горизонты морен: на севере п-ова Канин и о. Колгуев - 3 горизонта, на западе п-ова Канин - 2, в других участках - только верхневалдайская морена. На баренцевоморском шельфе моренные отложения ССК Ш изучены в 11 районах по керну геотехнических скважин, а также грунтовых трубок.
Ледниковые диамикты повсеместно имеют одни и те же важнейшие характеристики строения и состава, которые позволяют в целом относить их к основным моренам (Эпштейн, 1990, 1995; Эпштейн, Гатауллин, 1993; ОашШп а а1., 1993). В кратком изложении литолого-генетические особенности этих отложений следующие. Рассматриваемые ледниковые диамикты состоят из песчано-алеврито-глини-стого матрикса, в котором заключены рассеянные обломки (до валунов и глыб) слаболитифицированных мезозойских пород, прочных дальноприносных архейско-палеозойских пород и многочисленные дислоцированные отторженцы рыхлых мезозойских, реже четвертичных морских осадков. Обломки пород не окатаны и имеют ледниковообработанную форму. Отторженцы (мощность до 3-5 м) составляют от 1-2 до 40-50% мощности морены и часто концентрируются в ее подошвенной части; отторженцы сложно дислоцированы: брекчированы, рассечены разломами, будинированы, смяты в складки. Мелкие вытянутые отторженцы создают полосчатость в морене и выявляют ее сложную динамическую текстуру. Моренный диа-микт имеет четко выраженную подошву, иногда усложненную узкими полого воздымающимися затяжками осадков субстрата (текстуры захвата, по Ю.А. Лавруши-ну, 1976). Весьма характерная и, как представляется, вполне естественная особенность морен региона - наличие в их матриксе остатков фораминифер и фрагмен-
Рис. 1. Обзорная схема и карта дочетвертичных отложений региона. Геологическая основа по данным A.B. Окулич и др. (1989) с некоторыми коррективами авторов. Характеристика архея-палеозоя (Геология СССР, 1958, 1963, 1970), мезозоя - (Баренцевоморская .., 1988) и материалы авторов
Точками показаны объекты исследований (см. рис. 2). Сокращенные названия желобов: СНж -Северный Новоземельский, ЮНж - Южный Новоземельский. На обзорной схеме пунктиром отмечено примерное положение бровки шельфа
1 - Мезозой: триас, юра, мел, 2 - Палеозой, 3 - Протерозой, 4 - Архей
тов раковин морских моллюсков. По нашему мнению, морские органические остатки, содержащиеся в моренах региона, - один из компонентов плейстоценовых межморенных морских осадков, которые ледниками были ассимилированы на шельфе и иногда сохранялись в моренах в виде обособленных включений (это наблюдалось в обнажениях и в керне скважин). Однако многие специалисты (Афанасьев, Белкин, 1963; Данилов и др., 1983а,б; Павлидис и др., 1992; Самойлович и др.,1993, и др.) данную особенность рассматриваемых диамиктов считают основным доказательством их морского генезиса. В этой связи уместно отметить, что во всех областях современного материкового оледенения, где ледниковый субстрат включает четвертичные морские отложения, в базальной зоне ледников и (или) в сформированных ими голоценовых моренах наблюдаются остатки (даже великолепной сохранности) морской макрофауны и (или) отторженцы морских осадков с макрофауной (Boulton, 1970; Clapperton, 1975; Лаврушин, 1976; Pickard, 1985; Макеев, Болыниянов, 1986а,б; Kelly, Bennike, 1992).
Грубообломочный ледниковый материал, состав которого приводится в данной статье, отбирался авторами непосредственно в процессе литологического изучения морен. Исследования проводились в течение нескольких лет: сначала - на севере Русской равнины, затем - в акватории Баренцева моря. Такая последовательность изучения плейстоценовых морен региона невольно привела к тому, что на суше и шельфе был отобран ледниковый грубообломочный материал, несколько различающийся своими размерами. В естественных обнажениях суши опробование морен осуществлялось путем зачистки крутопадающих стенок на площадках размером (1-1,5) х (2-3) м. При этом выбирались все обломки крупнее 10 мм, которые, по на-
Рис. 2. Объекты исследования и петрографические провинции грубообломочного материала верхневалдайских морен
Морские геотехнические скважины и обнажения суши, в которых отображены пробы моренного обломочного материала, изученные подробно - точки и качественно - кружочки. Одним условным знаком обозначены попарно близкорасположенные скважины 17 и 18, 77 и 118, 119 и 153, а также грунтовые станции 13 и 14
Районы исследований: I - Адмиралтейское поднятие, II - Лудловская банка, III - Центральная банка, IV-VI - Центральная впадина (IV - восточный борт, V - центральная часть, VI - южный борт), VII - Гусиная банка, VIII - Кольский желоб, IX - Мурманская банка и ее склоны, X - Северо-Канинская банка и ее западный склон, XI - западный Канин (реки Песцовая, Копыльная), XII - северный Канин (р. Крынка), XIII - северный Колгуев (р. Конкина), XIV - Печерское мелководье, XV - низовья р. Печоры (обн. Вастьянский Конь), XVI - район устья р. Печоры (КГ - Колоколкова губа, БН - мыс Болванский нос). Петрографические провинции грубообломочного материала в верхневалдайском моренном покрове региона: КП - Кольская провинция, НП - Новоземельская провинция с Печорской подпровинцией (П); 1 - граница между провинциями, 2 - западная граница Печорской подпровинции
шему мнению, наиболее удобны для визуального определения их состава; для достаточной представительности проб на площадках отбиралось по 150-300 обломков (табл. 1). Всего на суше отобраны 43 пробы, из которых 29 характеризуют морену поздневалдайского возраста, 11 проб - вторую морену плейстоценового возраста и 3 пробы - третью морену. Обломочный материал, содержащийся в моренных отложениях Баренцева моря, был получен из керна 27 геотехнических скважин (НИС "Бавенит" - АМИГЭ, г. Мурманск) и двух грунтовых трубок. Выделение обломков осуществлялось путем размачивания образцов керна в воде и последующей мокрой расситовки. В каждой скважине ледниковые отложения были охарактеризованы несколькими (от 2-4 до 7-9) образцами керна, взятыми из разных частей разреза и имеющими сухой вес 1-3 кг. В этих небольших образцах содержались, как правило, лишь редкие обломки крупнее 10 мм. Поэтому, чтобы пробы обломочного материала были достаточно представительными, сделано следующее. Во-первых, в состав проб включили также зерна 5-10 мм, которые почти на порядок многочисленнее, чем частицы > 10 мм. Во-вторых, по каждой скважине обломочный материал всех образцов объединили в одну пробу. В итоге в каждой скважине морена оказалась представлена одной объединенной пробой, насчитывающей обычно 100-500 облом-
5 Бюллетень комиссии, № 63
129
Таблица 1
Петрографический состав (в %) грубообломочного материала (> 10 мм) плейстоценовых морен севера Русской равнины и южной части Баренцева моря
Рай- Воз- Обнажение Скважина Архейско-палеозойские породы
он раст мо- Но- Номер Интер- Коли- Терри- Известняки Кварциты
рен Наз- мер вал оп- чество генные темно-серые, черные светлые темно-серые, серые цветные
вание пробы робова-ния, м обломков в пробе породы
КОЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
XI 1 Кз 150 195 55,9 11,8 10,9 1 3,1
151 227 53.4 15 92 4 4,8
2 № 113 296 28 23 10,1 11.1 3.8
114 311 26,6 21,9 12,5 9 3,9
115 339 35,7 13 8,2 7,1 2
НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
I 1 13,14 0,5-2,0 90 42,2 26,7 - 11,1 _
17,18 1,0-13,0 94 72,3 13,8 - 1,1 -
хп 1 Кс 39 127 63 - - 5,5 4,7
41-1 218 32,1 11 9,2 13,8 -
45-1 269 24,9 14,9 8,1 10 -
50-1 219 26,9 12,8 7,3 5,9 0,9
2 Кс 30-1 215 40,4 12,6 6,9 8.8 -
54-1 276 29,7 18,1 5,8 2,9 2,2
3 Кс 72-1 254 26 18,1 11,8 18,1 0.8
81-1 246 31,7 ¡4,3 11,8 15 -
хш 1 КВ 35 230 59,5 18,2 2Л 9,6 -
39 116 51 15,1 12,7 8.1 -
40 70 35,7 5.7 5,7 26,8 2,9
77 108 48,1 32,4 - 83 -
2 КВ 46 119 39,5 25Л - 16 -
55 198 29,8 20,2 7.6 4,1 2
73 262 42 25,2 - 13 1,1
73а 186 17,7 31,7 4,3 15,1 -
74 281 17,1 27,8 2,8 15,9 1.1
76 148 33,8 33,8 - 14,2 -
3 КВ 87 201 46,2 11,9 5 17,9 -
ПЕЧОРСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПОДПРОВИНЦИЯ
XV 1 ВК 228 286 19 47,9 8,1 8 2,8
267 303 39,2 39,9 5 6,9 2
301 210 28,1 43,8 8,1 8,1 0,9
318 292 27,7 50 - 16,1 -
319 303 27,1 49,8 - 11,9 -
332 202 13,9 57,9 9,9 11,9 -
333 308 36 48,1 - 9,1 -
363 289 29,7 45,4 7,9 6,9 -
394 225 27,1 40 20,9 6,2 -
402 251 33,1 41 8 5,2 3,9
Примечание. Названия районов см. в подписи к рис. 2. Возраст морен: 1 - поздневалдайский; 2, 3 - допоздневалдайский (3 - наиболее древний). Обнажения: ВК - Васгьянский Конь, КВ - Колгуев, Кс - Канин северный, Кз - Канин западный.
Архейско-палеозойские породы
Крис- Микро- Интру- Эффу- Крем- Жиль- Всего Терриген- Извест- Бурый
талли- клино- зивные зивные нистые ные кые няки, уголь,
чес- вые породы породы породы карбо- породы мергели конкре-
кие грани- наты, ционные
слан- ты, кварц сульфиды
цы грани- то-гней- сы
Мезозойские отложения
КОЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
7,2 1,5 - - 5,1 - 4,1 2,1 - 2
6,2 2,2 - - 3,1 2,2 0,9 - - 0,9
4,1 2 1 - 1 1 14,9 13,9 - 1
7,1 1 1 - 1 - 16 14,1 - 1,9
10 2,3 0 0,9 7,1 2,1 10,1 8 - 2,1
НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
- - - 1,1 3,3 5,6 10 7,8 - 2,2
2,1 - 2,1 - - - 8,6 7,5 - 1,1
- - - 0,8 0,8 - 25,2 24,4 - 0,8
1,8 - 0,9 - 0,9 3,2 27,1 27,1 - -
1,9 - 3 1,1 4,1 1,9 30,1 29 - 1,1
- - 0,9 0,9 - 1,5 42,9 42,9 - -
1 - 0,9 - 2 0,9 26,5 26,5 - -
- - 2,2 0,7 2,2 1,1 35,1 34 - 1,1
2 - 2 3,1 7,9 5,1 5,1 5,1 - -
2 - 4,1 0,8 2,1 4,1 14,2 12,2 - 2
- - 2,2 5,6 0,9 0.9 0,9 - - 0,9
- - 2,3 1,2 3,5 1,2 4,9 3,7 - 1,2
- - 2,9 4,3 5,7 2,9 5,6 - 5.6 -
- - - - 2,9 - 8,3 - - 8,3
_ - - 2,5 4,2 8,4 4,2 - - 4,2
2 - 5,1 1 - 4 24,2 21,2 - 3
- - - 9,9 3,1 3,8 1,9 - - 1,9
- - - 2,2 5,9 10,2 12,9 8,1 - 4,8
- - - 1,1 7,1 5 22,1 21 - 1,1
- - - 1,4 10,7 2,7 3,4 2 - 2
2 - 2 2 4 1 8 6 - 2
ПЕЧОРСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПОДПРОВИНЦИЯ
2,1 - 2,1 1 5,9 1 2,1 2,1 - -
- - 1 - 3 2 1 - - 1
0,9 - 1,9 2,9 1,9 1,9 1,4 - - 1,4
- - - - 4,1 2,1 - - - -
- - 1,3 2 6,9 1 - - - -
- - - 1 3 1 1.4 - - 1,4
- - - 1 3,9 1.9 - - - -
2,1 - - 2,1 2,1 1,7 2,1 2,1 - -
- - - 0,9 0,9 0.9 3,1 3.1 - -
- - 0,8 - 4 0,8 3,2 2 - 1,2
5*
131
Таблица 2
Петрографический состав (в %) грубообломочного материала (> 5 мм) плейстоценовых морен южной части Баренцева моря
Район Возраст морен Скважина Коли- чесгво- облом- ковв пробе Архебско-палеозойские породы
Номер Интервал опробования, м ш Известняки Кварцпы
темно-серые, черные светлые темно-серые, серые цветные
КОЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
УШ 1 87 4,2-37 227 33,5 8,8 6,6 22 1.8
К 1 85 11,4-21,7 98 11.2 6,3 3.0 2 1.1
86 0,6-49,5 334 18,9 4,9 3,5 3,3 0,9
141 1,5-26 124 14,5 3,6 2 1,1 0,6
X 1 142 15-21,5 359 10,8 2,3 1,9 1.1 0,3
144 4-23,5 397 35,3 5,7 5,1 3,3 0,5
2 144 31-66 152 15.8 4 3,9 1,3 -
НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
II 1 66 23,5-34,8 69 22Д 13,7 9,3 - -
67 7-28 257 27,4 27,7 12,4 - -
71 0,6-6,8 210 14.3 8,7 3,7 0,5 -
Ш 1 72 86 16,2 36,7 273 1,2 1.1
IV 1 190 4-13 162 30,2 23,1 18,9 3,7 -
V 1 64 2,5-27 216 48,2 18,6 7,8 6,4 0.5
77 3,5-44,9 223 29,6 22,8 7,2 5,4 -
79 2,5-22,3 124 33,1 22,7 7,1 4,8 -
117 5,5-21,5 68 33,8 26,5 25 - -
118 9,6-10 51 60,8 17,6 15,7 2 -
119 19,6-36,5 74 52,7 13,5 9,5 6.8 1.3
153 34-41,1 187 24,6 20,9 16 2,1 -
VI 1 140 20-62,4 656 28,6 8,9 7 2 0,2
202 12,4-81,5 594 38,8 12,6 4,8 1,9 -
VII 1 197 14,6-16,9 33 39,4 18.2 18,2 6.1 -
199 33,5-85 415 26,5 12,7 3.7 2,4 -
201 18-22 851 6.6 2,9 1.3 0,7 -
ПЕЧОРСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПОДПРОВИНЦИЯ
XIV 1 210 75,4-101,5 684 22,5 62,5 12,5 0,7 -
234 31,5-41,3 239 33,9 47,9 6,9 0.8 -
Примечание. Названия районов, полное наименование обнажений и возраст морен см. в подписи к рис. 2 и в примечании к табл. 1.
ков крупнее 5 мм (см. табл. 1). Исключение составляют две пробы, состоящие только из обломков > 10 мм, они получены из керна попарно близко расположенных скв. 17, 18 и грунтовых трубок 13, 14 (Адмиралтейское поднятие). Всего из ледниковых диамиктов баренцевоморского шельфа получено 28 проб обломочного материала: 27 проб относятся к верхневалдайскому ССК Ш, а одна проба (нижняя часть разреза скв. 141 - южный борт Мурманской банки) представляет, по нашему мнению, вторую морену, которая от верхневалдайской отделена мощной пачкой морских алеврито-глинистых отложений.
Грубообломочный материал большинства полученных проб (62 пробы) детально петрографически изучен, 9 проб, представляющих верхневалдайскую морену в
Архейско-палеозойсхие породы
Криста- Микро- Интру- Эффу- Крем- Жиль- Всего Терри- Извест- Бурый
лличес- клино- зивные зивные нистые ные генные няки, уголь,
кие вые породы породы породы карбо- породы мергели конк-
сланцы граниты, гра-шгго-гнейсы наты, кварц реционные сульфида
Мезозойские отложения
КОЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
0,9 5,3 7 - - 5,3 28,6 12,7 13,7 2 Д
- 1 2 - 1 2 70,4 62,2 4,1 4,1
1,2 5.7 7,4 - 1.5 3.9 48,8 44,9 3,6 0,3
0.8 2,4 - - - 4 71 50 21 -
- 0.6 - _ - 1.7 81,3 71,3 8.6 1,4
0,3 0,8 0,5 - 0.8 2.8 44,9 42,6 1 1,3
- 0,7 0,7 - 0.7 1,3 71,6 60,4 9.9 1,3
НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
- - - - 2.9 2.8 49,1 46,3 1,4 1.4
- - 3,1 - 1,6 0,8 27 23,7 2.1 1Д
- - 4,3 - - - 683 66,6 1,4 03
- - - - - 2,3 15,2 12,8 1Д 1Д
1.2 - 0,6 0,6 3,1 4,7 13,9 8.7 1,9 33
0,9 - 6 - 0,9 5.1 5.6 4,2 - 1.4
3,1 - 3,1 - 3,1 1.8 23,9 20,1 0,7 3,1
3,2 - 4 - 0,8 4.8 193 17,9 1.6 -
- - - - 1,5 4,4 8,8 5,9 2,9 -
- - - - - - 3,9 3,9 - -
1,4 - - - 13 6.8 5,4 5,4 - -
3.2 - - - 03 2.2 303 24.7 0,5 5,3
0,7 - 0 л - 0 л 3.6 48,6 34.1 14Д 0,3
- - 2.1 - 1Л 6.2 32,4 24,4 7 1
- - 3 3,0 - 6.1 6 6 - -
0,7 - 0,7 од 2,4 4.8 45,9 36,3 9,6 -
- - 0,1 1.1 0,1 1.1 86,1 40,4 45,6 0,1
ПЕЧОРСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПОДПРОВИНЦИЯ
0,1 - - - ОД 0.6 0,9 03 0,3 0,1
0,8 - - - 0.8 5 3,9 1.7 0,9 1,3
двух обнажениях суши и двух морских скважинах (рис. 2), проанализированы в более общем виде (качественно); в них установлен только доминирующий тип пород, а также наличие или отсутствие индикаторных пород. В детально проанализированных пробах обломки подразделены на 2 группы, несущие разную палеогеографическую информацию: 1 - прочные литифицированные архейско-палеозойские породы и 2- рыхлые мезозойские отложения. В силу геологических особенностей региона частицы мезозойских осадков представляют местный (шельфовый) материал ледникового ложа, а обломки архейско-палеозойских пород служат дально-приносными продуктами ледниковой абразии возвышенной суши - областей ледни ковых центров. Обломки архейско-палеозойских пород, особо значимые для обсу-
Таблица 3
Обломки дальнопрнносных архейско-палеозойскнх пород в плейстоценовых моренах севера Русской равнины и южной частя Баренцева моря
Район Воз- Обнажение Сква- Коли- Состав обломков, %
раст море- Назва- Номер пробы жина чество обломков в Терри-генные Известняки Кварциты Кристалли- Микроклино- Интрузивные Эффузивные Кремнистые Жильные
ны ние пробе породы темно-серые, черные светлые темно-серые, черные цветные ческие сланцы вые граниты, грани- то- гнейсы породы породы породы карбонаты, кварц
КОЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
vm 1 87 162 47 14 8 3 3 1 7 10 7
К 1 85 86 141 29 171 36 38 37 50 21 10 12 10 17 7 7 6 4 4 2 2 2 3 3 11 8 7 14 - 3 3 7 8 14
X 1 142 144 67 219 58 64 14 11 9 9 6 6 1 1 - 3 2 1 - 1 9 5
2 144 43 56 14 14 5 _ _ 2 2 2 5
XI 1 Кз 150 151 187 225 58 53 12 15 И 9 1 4 3 5 8 7 2 2 - 5 3 2
2 Кз 113 114 115 252 261 305 133 32 40 27 26 15 12 15 9 13 11 8 5 5 2 5 8 И 2 1 3 1 1 1 1 1 1 8 1 2
НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
I 1 13,14 81 47 30 — 12 _ _ _ I 4 6
17,18 86 79 15 _ 1 2 _ 3 _ _ _
II 1 66 35 44 27 18 _ _ _ _ 6 5
67 188 38 38 17 - - - - 4 2 - 1
71 66 45 28 12 2 13 __. _ _
ш 1 72 73 19 43 32 2 1 _ 3
IV 1 190 139 35 27 22 4 _ 1 1 1 4 5
V 1 64 .204 51 20 9 6 1 1 _ 6 1 5
77 170 39 30 10 7 - 4 - 4 - 4 2
79 100 41 28 9 6 - 4 - 5 — 1 6
117 62 37 29 27 - - . - _ - _ 2 5
118 49 63 18 17 2 - - - - — - _
119 70 56 14 10 7 2 2 - - _ 2 7
153 130 35 30 23 3 _ 5 _ _ _ 1 3.
VI 1 140 337 56 17 14 4 - 2 _ _ _ 7
202 401 57 19 7 3 _ _ 3 _ 2 9
VII 1 197 31 42 20 19 6 - _ 3 3 _ 7
199 224 49 23 7 5 - 1 - 1 _ 5 9
201 118 47 21 9 5 _ _ _ 1 8 1 8
хп 1 Кс 39 9* 84 - - 8 6 — _ _ 1 1
41-1 159 44 15 13 19 - 3 - 1 _ 1 4
45-1 188 36 21 12 14 - 3 - 4 1 6 3
50-1 125 47 22 13 10 2 _ 2 2 _ 2
2 Кс 30-1 158 55 18 9 12 - 1 _ 1 _ 3 1
54-1 179 46 28 9 5 3 _ _ 3 1 3 2
3 Кс 72-1 241 27 19 13 19 1 2 _ 2 3 8 6
81-1 211 37 17 13 18 _ 2 _ 5 1 2 5
хш 1 КВ 35 228 60 18 2 10 - _ _ 2 6 1 1
39 112 54 16 13 8 - 2 - 1 1 4 1
40 66 38 6 6 30 3 - - 3 5 6 3
77 99 53 35 - 9 - - - - - 3 -
Таблица 3 (окончание)
Район Воз- Обнажение Сква- Коли- Состав обломков, %
раст море- Назва- Номер пробы жина чество обломков в Терри-генные Известняки Кварциты Кристалли- Микроклино- Интрузивные Эффузивные Кремнистые Жильные
ны ние пробе породы темно-серые, черные светлые темно-серые, черные цветные ческие сланцы вые граниты, грани-то- гнейсы породы породы породы карбонаты, кварц
2 КВ 46 114 41 26 - 17 - - - _ 3 4 9
55 150 37 31 8 5 3 3 7 1 _ 5
73 257 43 26 - 13 1 — _ _ 10 3 4
73а 162 20 36 5 17 - - _ _ 3 7 12
74 219 22 36 3 20 2 _ - _ 2 9 6
76 143 35 35 - 14 _ _ _ 2 И 3
3 КВ 87 185 50 13 5 20 _ 2 2 2 5 1
ПЕЧОРСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПОДПРОВИНЦИЯ
XIV 1 210 678 23 63 12 1 — _ _ _ _ 1
234 225 35 51 6 1 _ ) . _ _ 1 5
XV 1 ВК 228 280 20 49 8 8 3 2 2 1 6 1
267 300 40 40 5 7 2 _ _ 1 _ 3 2
301 207 29 44 8 8 1 1 2 3 2 2
318 292 28 50 - 16 - - _ _ _ 4 2
319 303 27 50 - 12 - - _ 1 2 7 1
332 199 14 59 10 12 - - _ _ 1 3 1
333 308 36 48 - 9 - - _ _ 1 4 2
363 283 30 47 8 7 - 2 — 2 2 2
394 218 28 41 22 6 - - _ _ 1 1 1
402 243 34 42 9 5 4 - _ 1 _ 4 1
Примечание. Содержания обломков (в %) округлены до целых единиц. Содержания и индикаторных типов пород выделены более жирно. Названия районов, полное наименование обнажений и возраст морен см. в подписи к рис. 2 и в примечании к табл. I.
ждаемой в статье проблемы, по составу подразделены на 11 типов и разновидностей, а частицы мезозойских отложений - на три типа. Проведенная типизация аналитических данных отчетливо выявила свойственную ледниковым отложениям общую тенденцию (Флинт), состоящую в том, что обломки мягких пород концентрируются в мелких фракциях. В нашем случае это проявляется главным образом в поведении частиц рыхлых мезозойских отложений, которые сосредоточены преимущественно во фракции 5-10 мм. В результате в пробах, отобранных в основном на суше (частицы более 10 мм), среднее содержание обломков мезозойских осадков в 3 раза меньше, чем в пробах из керна морских скважин (частицы более 5 мм), и составляет соответственно 11 и 31% (табл. 2). Учитывая данное обстоятельство, чтобы разноразмерные пробы наиболее корректно сравнивать по составу дальноприносных обломков (архейско-палеозойские породы), последние в каждой пробе приняты за 100% и для составляющих компонентов сделан соответствующий пересчет. Полученные таким образом данные (табл. 3) обеспечивают оптимальную корреляцию материалов по прибрежной суше и прилегающим участкам шельфа. Необходимо заметить, что в табл. 1-3 пробы сгруппированы по принадлежности к выделенным петрографическим провинциям грубообломочного материала, о которых пойдет речь в следующем разделе.
Прежде чем переходить к обсуждению полученных материалов, необходимо пояснить наш подход к их интерпретации. Неоднократно упоминалось нами и другими специалистами (Гуслицер, Лосева, 1979; Эпштейн, 1990; Эппггейн, Гатауллин, 1993; Са1аиШп е1 а1., 1993), что плейстоценовые морены региона имеют пространственно неоднородное строение, поэтому есть все основания полагать, что состав обломочного материала морен также подвержен определенной изменчивости. По данной причине мы, как и другие исследователи (РегБвоп, Ьа^ег1ипс1, 1994), считаем, что для морен, связанных с одним и тем же источником сноса, вполне естественны даже значительные (порядка 20-30%) флуктуации в содержании доминантов обломочного материала при сохранении основных особенностей его состава, и в первую очередь индикаторных типов пород.
ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ
ОБЛОМКИ АРХЕЙСКО-ПАЛЕОЗОЙСКИХ ПОРОД В МОРЕНАХ
Как уже отмечалось ранее, основная масса изученных проб обломочного материала (58 проб из 73), отобранного из плейстоценовых морен в южной части Баренцева моря и на севере Русской равнины, характеризует поздневалдайский горизонт. Анализ состава проб дальноприносных ледниковых обломков позволил для данного горизонта выделить две региональные петрографические провинции грубообломочного материала - Кольскую и Новоземельскую (см. рис. 2). Первая включает фрагменты архейско-протерозойских пород Кольского полуострова, абрадирован-ных Скандинавским щитом, вторая - обломки палеозойских пород, экзарирован-ных Новоземельским щитом в пределах одноименного архипелага. Эти провинции характерны и для двух более древних исследованных морен.
КОЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
Верхневалдайские моренные отложения провинции охарактеризованы детально изученными 8 пробами обломков и 1 пробой (скв. 62 - Мурманская банка), проанализированной качественно. Более древняя (вторая) морена представлена 4 пробами.
Кольская поздневалдайская провинция занимает сравнительно небольшую юго-западную часть рассматриваемого региона (см. рис. 2). Для ее моренного обло-
6 Бюллетень комиссии, № 63
137
мочного материала характерен следующий средний (по 8 пробам) состав домезо-зойских пород: терригенные породы (аргиллиты, алевролиты, песчаники) - 50%, известняки - 22%, кварциты - 7%, кристаллические сланцы - 2%, розово-красные граниты и гранито-гнейсы - 5%, интрузивные породы -5%, кремнистые породы ~2%, жильные кварц и карбонат -7%. Рассматриваемую петрографическую провинцию грубообломочного материала отличает ряд признаков (табл. 4), и в первую очередь постоянное присутствие в пробах кольских архейско-протерозойских розово-красных микроклиновых гранитов и гранито-гнейсов, цветных кварцитов и в целом заметное преобладание кристаллических сланцев и интрузивных пород (плаги-оклазовые граниты, характерные для докембрия Кольского полуострова). Сохраняя основные типовые петрографические особенности провинции, обломочный материал верхневалдайской морены свидетельствует об определенной пространственной изменчивости (см. табл. 3). От участка к участку наибольшим колебаниям подвержено количество обломков терригенных пород: от 37-57 до 55-64%. Содержание частиц известняков варьирует от 17-23 до 31%, а колебания количества обломков остальных пород обычно не превышают 5-10%. В верхневалдайской морене западного Канина (2 пробы) изменения в составе обломочного материала незначительны и для каждого типа пород не превышают 1% (см. табл. 3).
Более древняя (вторая) плейстоценовая морена Кольской провинции характеризуется всеми теми же особенностями состава обломков, что и верхневалдайская морена. Однако имеются некоторые отличия. Так, в скв. 144 (Северо-Канинская банка) вторая морена отличается от первой (см. табл. 3) меньшим содержанием обломков терригенных пород (57 против 65%) и ббльшим - известняков (28 против 20%). Сходная картина характерна и для западного Канина, где вторая морена в сравнении с верхневалдайской содержит в среднем заметно меньше обломков терригенных пород (35 против 55%), но больше частиц известняков (35 против 23%), среди которых почти в 2 раза выше доля темных разновидностей; вторая морена заметно обогащена зернами кварцитов (в среднем 14 против 6%). Вместе с тем в этой морене, как и в верхневалдайской, вариации в содержании обломков основных типов пород невелики: не превышают 7-8% для терригенных пород, кварцитов и лишь для известняков достигают 10-15%.
НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ПРОВИНЦИЯ
Верхневалдайская морена провинции охарактеризована 39 детально изученными пробами грубообломочного материала (см. табл. 3) и 10 пробами, проанализированными качественно (два обнажения суши и скв. 63 на рис. 2). Более древние плейстоценовые морены представлены: вторая морена - 8 пробами, третья - 3 пробами (см. табл. 3).
Верхневалдайская Новоземельская провинция охватывает основную часть региона (см. рис. 2). Среди ее моренного обломочного материала доминируют терригенные и карбонатные породы (для 39 проб в среднем это составляет соответственно 44 и 41%), которые характерны для палеозойских толщ Новой Земли, о. Вайгач и Пай-Хоя. В составе обломков наблюдаются также кварциты - 5%, кристаллические сланцы и эффузивные породы - по 1%, интрузивные и кремнистые породы -по 2%, жильные кварц и карбонат - по 4% (взяты средние значения). Достаточно высокая встречаемость эффузивных пород и обычно существенное (часто резкое) преобладание темных известняков над светлыми - характерная особенность ледниковых частиц этой провинции, помимо отсутствия указанных выше признаков, которые выделяют Кольскую провинцию (см. табл. 4). Обломочный материал рассматриваемой петрографической провинции, как и Кольской, обладает значительной пространственной изменчивостью состава. Эта особенность проявляется на трех "уровнях": в пределах небольшого участка (обнажения), района (от участка к
Таблица 4
Отличительные особенности моренного обломочного материала верхневалдайских Кольской и Новоземельской петрографических провинций (север Русской равнины и южная часть Баренцева моря)
Компоненты состава Кольская провинция (8 проб) Новоземельская провинция (39 проб)
1. Розово-красные микроклиновые граниты и гранито-гнейсы Присутствуют во всех пробах Среднее содержание 5,1% Отсутствуют во всех пробах
2. Эффузивные породы Полностью отсутствуют Встречены в 29% проб Среднее содержание 0,8%
3. Цветные кварциты Присутствуют во всех пробах Среднее содержание 2,0,4% Встречены в 25% проб Среднее содержание 0,3%
4. Кристаллические сланцы Обнаружены в 58% проб Среднее содержание 2,0% Встречены в 46% проб Среднее содержание 0,9%
5. Интрузивные породы Обнаружены в 58% проб Среднее содержание 4,8% Встречены в 62% проб Среднее содержание 2,1%
6. Среднее соотношение темных и 1,6:1 2,4:1
светлых известняков
Примечание. Средние содержания компонентов рассчитаны для указанного количества проб.
участку) и между районами. При этом максимальным колебаниям подвержены содержания частиц доминирующих компонентов (терригенных пород и известняков). Так, в верхневалдайской морене от района к району количество обломков терригенных пород меняется от 28-35 до 56-63% (в одном случае до 79%), а содержание частиц известняков колеблется от 24-40 до 57-76%. При этом соотношение темных и светлых известняков варьирует от 1,1:1-3,3:1 до 6,7:1-50:0. Изменчивость состава моренных частиц в пределах провинции можно наблюдать на примере одного из участков Центральной впадины (район V - т.н. Штокмановская площадь), представленного 7 пробами (см. рис. 2 и табл. 3). Здесь от скважины к скважине содержание терригенных пород и известняков колеблется соответственно в пределах
35-63 и 24-56%, а соотношение темных и светлых известняков меняется от 1,1:1 до 3:1. Сходное поведение в верхневалдайской морене обломков терригенных пород и известняков обнаружено и в пределах небольших участков - конкретных обнажений. Так, в морене обн. Вастьянский Конь (XV на рис. 2) от пробы к пробе (10 проб) количество частиц терригенных пород меняется от 20-27% (в одном случае 14%) до
36-40%, а известняков - от 45-48 до 63-69%, причем соотношение темных и светлых известняков колеблется от 2:1 до 50:0. Примерно такая же картина наблюдается в верхневалдайской морене о. Колгуев (4 пробы).
Несмотря на пространственные вариации состава моренного обломочного материала, в пределах верхневалдайской Новоземельской провинции достаточно отчетливо обособляется петрографическая подпровинция, которую можно назвать Печорской. Она объединяет районы Печорского мелководья, устьевой части и нижнего течения р. Печоры (Х1У-ХУ1 на рис. 2).
Здесь повсеместно ведущим компонентом обломочного материала верхневалдайской морены служат черные и темно-серые микрокристаллические известняки, характерные для палеозойских толщ южной части Новой Земли, о. Вайгач и Пай-Хоя. Так, например, в морене обн. Вастьянский Конь среднее содержание обломков темных известняков составляет 47%, а в морене, вскрытой скв. 210 и 234 Печорского мелководья, этот показатель равен соответственно 51 и 63% (см. рис. 2).
6*
139
Более древние морены Новоземельской провинции, исследованные на о. Колгуев (вторая морена - 6 проб, третья - 1 проба) и северном Канине (вторая и третья морены - по 2 пробы), имеют сходные характерные особенности состава грубообломочного материала с верхневалдайским диамиктом этой провинции (см. табл. 4). Указанным древним моренам свойственно и непостоянство содержания основных обломочных компонентов, что более присуще второй морене о. Колгуев, в которой различия между пробами в количестве обломков терригенных пород и известняков достигают 20-30%, а кварцитов - 10-12%. Во второй и третьей моренах северного Канина колебания содержания частиц указанных выше пород не превышают 5-10%, эти морены несколько отличаются друг от друга и от верхневалдайской и средним содержанием частиц доминирующих пород. Так, по сравнению с верхневалдайской во второй морене о. Колгуев среди обломков снижена доля терригенных пород (35 против 51%) и заметно увеличено количество темных известняков (их соотношение со светлыми составляет здесь 9,7:1 против 3,8:1 в первой). Третья морена о. Колгуев по соотношению обломков терригенных пород и известняков напоминает верхневалдайскую, хотя и отличается преобладанием темных кварцитов (18 против 11%). tía северном Канине вторая морена по характеру обломочного материала близка к верхневалдайской и в отличие от третьей имеет повышенное содержание зерен терригенных пород (51 против 30%).
ОБЛОМКИ МЕЗОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ В МОРЕНАХ
Обломки мезозойских отложений (ОМО) весьма неравномерно распределены в верхневалдайском моренном покрове региона. В пределах Кольской петрографической провинции среди ледниковых частиц размером > 5 мм количество ОМО в целом достаточно высоко: от ~ 45% (лишь в одном случае около 29%) до ~ 83%, в среднем (6 проб) ~ 57%. В морене западного Канина в составе частиц > 10 мм содержится около 3% ОМО.
В отличие от Кольской в поздневалдайской Новоземельской провинции среди зерен > 5 мм количество ОМО в целом ниже (среднее для 19 проб составляет 26%), при этом оно весьма непостоянно и различно как между районами, так и между близко расположенными участками. В Новоземельской провинции минимальное (4%) среднее количество ОМО в морене наблюдается в зоне Печорского мелководья, несколько больше (до 15-32%) - в районе Центральной банки, Центральной впадины и ее бортов, а максимальное (более 45%) - в области Лудловской банки, в пределах южного борта Центральной впадины и Гусиной банки. Изменение содержания ОМО в пробах из соседних участков дает пример Лудловской банки и т.н. Штокмановской площади. В первом случае (3 пробы) от скважины к скважине количество ОМО в морене колеблется от 24 до 69%, а во втором (7 проб) - от 4-6 до 18-20%. Содержание ОМО в пробах, представленных фракцией > 10 мм, в целом более низкое, чем во фракции > 5 мм, но также очень изменчиво. Оно максимально (~ 31%) в районе северного Канина, более низкое (9-10%) в зоне Адмиралтейского поднятия и минимально (в среднем около 1%) в низовьях р. Печоры (обн. Ва-стьянский Конь). Данные по низовьям р. Печоры и Печорскому мелководью (скв. 210, 234) показывают, что для поздневалдайской Печорской петрографической подпровинции характерно очень незначительное (до 4%) присутствие ОМО. Это, вероятно, связано со слабо протекавшими здесь в позднем валдае процессами ледниковой экзарации мезозойского субстрата.
Более древние морены региона обычно отличаются от верхневалдайских по числу заключенных в них ОМО (см. табл. 1). На западном Канине (Кольская провинция) вторая морена содержит значительно больше ОМО, чем верхневалдайская (в среднем ~ 14 против ~ 3%). Во второй морене о. Колгуев (Новоземельская провинция) количество ОМО почти в 2 раза больше, чем в верхневалдайской (в среднем ~ 11 против ~ 5%); при этом в древней морене наиболее значительные содер-
жания ОМО (до 22-24%) свойственны ее нижним или самым приподошвенным частям на контакте с меловым субстратом (см. табл. 1, пробы КВ № 55, 73а, 74). Третья морена о. Колгуев представлена одной пробой, в которой содержание ОМО равно 8%. На северном Канине вторая морена по составу ОМО (в среднем 31%) практически тождественна верхневалдайской, а в третьей морене этот показатель заметно ниже - в среднем - 10%.
Следует отметить, что в составе ОМО всех изученных проб преобладают, как правило, терригенные отложения, среди них во фракции 5-10 мм основными являются плотные глины, во фракции > 10 мм - слаболитифицированные алевролиты и песчаники.
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ
Главные общие особенности палеогеографии южной части Баренцева моря и севера Русской равнины в период плейстоценовых ледниковий были, по данным С.А. Яковлева (1939), сформулированы еще Г.Де-Геером и В. Рамсеем, которые высказали предположение о существовании в регионе двух мощных центров оледенения: Скандинавского - на западе и Новоземельского - на востоке. Последующие работы были тому подтверждением. Многочисленные следы активной деятельности Скандинавского и Новоземельского щитов были установлены на севере Русской равнины: моренные покровы, содержащие "руководящие" валуны новоземельского и скандинавского (кольского) происхождения, конечно-моренные гряды, ледниковые шрамы и т.п. (Яковлев, 1939, 1956; Рудовиц, 1947; Чернов, 1947; Ламакин, 1948; Лавров, 1973, 1977). Ледниковые отложения новоземельного типа были обнаружены на о. Колгуев (Рудовиц, 1939). Однако из-за трудностей, связанных в первую очередь с возрастной датировкой и корреляцией морен, до настоящего времени существуют разночтения в трактовке характера и масштаба деятельности ледниковых щитов на материковой суше в разные эпохи плейстоцена.
Продолжительное время неизменной была точка зрения (Яковлев, 1939, 1956; Ламакин, 1948; Чернов, 1947, и др.), что самая молодая морена в западных и восточных районах севера Русской равнины имеет разный возраст (поздневалдайский и ранневалдайский) и, следовательно, различную в этих районах датировку (Яковлев, 1956) поясов конечных морен. Ю.Л. Рудовиц (1947), а затем и А.С. Лавров (1973, 1977) обосновали единый поздневалдайский возраст верхней морены на севере Русской равнины, показав одновозрасгной и развитую здесь зону конечно-моренных сооружений. Дальнейшие исследования (Гуслицер, Лосева, 1979; Андреичева, 1992, и др.) подтвердили справедливость этих представлений. Однако некоторые специалисты (Гросвальд, 1983; Вщикоу е1 а1., 1988; Величко и др., 1993) считают, что последнее оледенение более масштабно и распространялось намного южнее. Дискуссионным остается вопрос о взаимоотношении поздневалдайских Скандинавского и Новоземельского щитов. Одни (Рудовиц, 1947; Лавров, 1977; Гросвальд, 1983) описывают прямой контакт щитов в районе п-ова Канин, другие (Вщикоу ег а1., 1988; Величко и др., 1993), указывая на границы покровов в том же районе, полагают, что прямого контакта между ледниковыми щитами не было. По данным Л.А. Анд-реичевой (1992), граница между поздневалдайскими Скандинавским и Новоземель-ским ледниками проходила восточнее. Много неясностей имеется и в вопросах, связанных с более древними плейстоценовыми оледенениями севера Русской равнины. Мнения исследователей (Яковлев, 1939,1956; Лавров, 1973; Гуслицер, Лосева, 1979; Андреичева, 1992) совпадают в том, что таких оледенений было 2-3, что они были более масштабными, чем поздневалдайское, и что ареалы распространения Скандинавского и Новоземельского покровов и положение границы между последними меняли свое положение от одной ледниковой эпохи к другой. Однако недостаточность материалов не позволяет решать эти вопросы в полной мере.
Все реконструкции развития плейстоценовых оледенений на севере Русской
равнины так или иначе затрагивают проблему распространения ледниковых щитов (во всяком случае, Новоземельского) в прилежащей акватории Баренцева моря. Однако даже исследователи, непосредственно изучающие баренцевоморский шельф, не имеют на этот счет единых суждений. Авторы, обосновавшие сплошное оледенение южной части Баренцева моря (Гросвальд, 1983; Ого$8\уак1, 1988; ваШиШп е1 а1., 1993; Эпштейн и др., 1994; Гатауллин и др., 1997), вопрос о границах Скандинавского и Новоземельского покровов не затрагивали. Исследователи, признающие ограниченное поздневалдайское оледенение баренцевоморского шельфа (Матишов, 1987; Вщикоу е! а1., 1988; Павлидис, 1992; Величко и др., 1993), края этих щитов рисуют в тех районах морского бассейна, где, по их мнению, развиты конечно-моренные формы. Высказываются также предположения, что в позднем валдае в южной части баренцевоморского шельфа (в частности, на Центральной банке) существовали дополнительные внутренние центры оледенения (Матишов, 1987; Вщикоу е1 а1., 1988; Дунаев и др., 1995). Ю.А. Лаврушин (1979) предлагает модели более ранних плейстоценовых оледенений Баренцева моря, причем покровное оледенение шельфа он относит к московскому времени.
Проведенное нами изучение грубообломочного материала плейстоценовых морен в южной части Баренцева моря и в прилегающих районах севера Русской равнины впервые позволяет решать многие неясные вопросы на единой вещественной основе. Выделение петрографических провинций ледниковых обломков, маркирующих ареалы распространения Скандинавского и Новоземельского щитов, предоставляет возможность более корректно обрисовать палеогеографию региона в позднем валдае и дает новый дополнительный материал к истории происходивших здесь более древних оледенений. Учитывая полученные нами материалы, основные особенности развития плейстоценовых оледенений на юге Баренцева моря и севере Русской равнины можно представить следующим образом.
В позднем валдае Скандинавский и Новоземельский ледники, разрастаясь от своих центров (первый - на север и восток, второй - на юг и запад), стали выдвигаться в пределы баренцевоморского шельфа. Последний вследствие гляциоэвста-тического понижения уровня Мирового океана, амплитуду которого принято считать равной 100-150 м (Алексеев и др., 1986), осушался по крайней мере до современной изобаты 90-95 м (с этих отметок здесь наблюдаются явные признаки голо-ценовой трансгрессии). На шельфе ледники вели себя как обычные континентальные: они налегали на ложе даже на тех участках, где отметки их подошвы были много ниже уровня поздневалдайского моря. Увеличиваясь в размерах и двигаясь по шельфу и низменной прибрежной суше навстречу друг другу, Скандинавский и Новоземельский щиты вплотную сомкнулись. Об этом свидетельствует сплошное развитие поздневалдайского моренного ССК Ш в южной части Баренцева моря (Эпштейн и др., 1994; Гатауллин и др., 1997).
Наши данные о характере распространения верхневалдайских Кольской и Новоземельской петрографических провинций ледникового обломочного материала в южной части Баренцева моря и на крайнем севере Русской равнины позволяют сделать вывод, что во время поздневалдайского оледенения доминирующая роль в регионе принадлежала Новоземельскому щиту. Его северо-западная часть перекрывала, по-видимому, всю Центральную банку, поскольку ближний край Шпицбергенского щита располагался (Е1уегЬ01 е1 а1., 1990) севернее этого района. Зона ледораздела между Новоземельским и Скандинавским щитами находилась в юго-западной части района и располагалась на шельфе в 200-250 км от Кольского полуострова. Она имела в плане дугообразную форму, выпуклостью обращенную на северо-восток, и проходила вдоль северо-восточного подножия Мурманской банки, захватывая западный край Северо-Канин-ской банки, затем поворачивала на юг к п-ову Канин (к западной его части) и вдоль последнего (см., например, рисунки в работах Ю.Л. Рудовица (1947) и
A.C. Лаврова (1977)) далее следовала в область поздневалдайских конечно-моренных сооружений (см. рис. 3). В западном направлении зона ледораздела между рассматриваемыми щитами протягивалась, по-видимому, до бровки барен-цевоморского шельфа, куда явно выдвигались ледниковые массы (Saettem et al., 1992). Сомкнувшись, ледниковые щиты активно взаимодействовали. Под действием подпора, оказываемого Новоземельским ледником с севера и востока, Скандинавский щит в данном регионе приобретал компоненты движения, направленные, с одной стороны, на юго-восток (в сторону низменной материковой суши), а с другой - на запад (к бровке баренцевоморского шельфа) (рис. 3). В свою очередь, наличие дугообразного выступа Скандинавского щита и оказываемое им "расклинивающее" давление вызвали разделение Новоземельского щита на два ареала: основной, двигавшийся на запад, и южный, надвигавшийся на материковую сушу. В районе о. Колгуев ледовые массы Новоземельского щита перемещались на юго-запад (по нашим материалам, на севере острова в верхневалдайской морене обломки имеют в основном ориентировку 10-60°), а в районе п-ова Канин - на юг-юго-запад и юг (20-30° - преобладающее положение удлиненных частиц в морене северного Канина - Спиридонов, Яковлева (1961)). Печорский ледниковый поток, который со стороны южной оконечности Новой Земли, о. Вайгач и Пай-Хоя распространялся на районы Печорского мелководья и нижней Печоры, имел юго-западное направление (см. рис. 3). Последнему соответствует северо-восточное падение всех основных структурных элементов в верхневалдайской чешуйчатой морене, вскрывающейся в обн. Вастьянский Конь (Эпштейн, 1990), а также доминирующая здесь северо-восточная (10-60°) ориентировка обломков в самих ледниковых диамик-тах.
Взаимное давление Новоземельского и Скандинавского щитов было наиболее сильным, очевидно, в месте дугообразного изгиба зоны ледораздела, где происходило раздваивание Новоземельского покрова. На начальном этапе оледенения шельфа, когда контактирующие два щита только двинулись в район Центральной впадины, еще занятой морским бассейном, в участках, прилегающих к зоне ледораздела, вероятно, возникли скоростные ледяные потоки, свободно разгружавшиеся в морской бассейн. Вследствие свойственной таким потокам усиленной абразионной активности они выработали в мезозойском субстрате ряд узких глубоких желобов, морфологически подобных которым нет в других частях баренцевоморского шельфа. Наиболее крупные из этих желобов (Гусиный и Канинский) имеют западно-северо-западную ориентировку, соответствующую направлению движения сформировавших их ледяных потоков. На более поздних этапах оледенения, когда ледниковые щиты перекрыли Центральную впадину и продвинулись далее на запад желоба, возможно, служили зонами частого возникновения серджевых явлений. Деятельность локализованных ледяных потоков могла, вероятно, возобновиться здесь во время дегляциации шельфа.
Движущиеся ледовые массы Скандинавского и Новоземельского щитов активно эродировали ложе. На возвышенной суше объектами ледниковой абразии были архей-ско-палеозойские породы, на шельфе - преимущественно четвертичные и мезозойские отложения. Скандинавский ледник доставлял в районы шельфа и на север Русской равнины обломки архейско-протерозойских микроклиновых гранитов и гранито-гнейсов, плагиогранитов, серых и цветных кварцитов, кристаллических пород, а также различные породы палеозоя. Новоземельский щит транспортировал на шельф и в прилегающие с юга районы материковой суши частицы палеозойских отложений: преимущественно темных известняков и терригенных пород, кремнистых, эффузивных и некоторых других образований. Двигаясь от возвышенной суши, ледниковые щиты пересекали на шельфе линейные зоны крупнейших нарушений и структурных контактов, разных по возрасту и литологии толщ (протерозойских, палеозойских и мезозойских).
Рис. 3. Поздневалдайские Скандинавский (С) и Новоземельский (Н) ледниковые покровы в южной части Баренцева моря и на севере Русской равнины
Точками показаны объекты исследований (см. рис. 2), точечными линиями изображены изобаты: 100,200,300 (м). 1 - зона ледораздела между ледниковыми щитами, 2 - поздевалдайские конечно-моренные сооружения по данным A.C. Лаврова (1977), 3 - граница Печорской части (П) Новоземельского щита, 4 - важнейшие направления течения льда, 5 - зоны наиболее крупных высокоскоростных ледяных потоков, которые, вероятно, функционировали в начальные этапы оледенения и при дегляциации; 6 - преобладающая ориентировка длинных осей обломочного материала в верхневалдайской морене
В результате ледниковой экзарации этих ослабленных зон возникли Кольский, Северный и Южный Новоземельские поперечные, по Г.Г. Матшпову (1984), желоба (см. рис. 2). Последние, заложившиеся, очевидно, в более ранние ледниковые периоды плейстоцена, были выработаны продольным перемещением ледовых масс, как это происходит (Gray, 1982) даже в мелких абразионных формах, поперечных к общему направлению движения ледника. Другой, самый крупный отрицательный морфологический компонент баренцевоморского шельфа - субмеридионально ориентированная Центральная впадина также, вероятно, была сформирована Новоземельским ледником, двигавшимся в целом на запад. На шельфе, в области развития рыхлых мезозойских и четвертичных отложений, весьма активно проявились ледниковая абразия и мощное гляциотектоническое деформирование отложений субстрата. В этих районах были почти полностью эродированы морские осадки предшествовавшего межледни-ковья, другие более древние четвертичные отложения и объектом абразии стали мезозойские толщи. Скандинавский щит, по-видимому, повсеместно интенсивно эродировал мезозойский субстрат (об этом свидетельствует почти неизменно высокое содержание обломков мезозойских отложений в сформированной им морене).
Поведение Новоземельского щита на шельфе было сложнее. В пределах своего
северного ареала, ледовые массы которого двигались на запад (к бровке шельфа), он почти так же активно эродировал осадки мезозоя. Именно здесь на многих участках верхневалдайская морена включает большое количество обломков и крупных блоков мезозойских отложений. Вместе с тем в южном ареале Новоземельского щита, особенно в зоне Печорского потока, мезозойский субстрат в меньшей мере подвергся процессам абразии. При выходе Скандинавского и Новоземельского щитов в область приматерикового шельфового мелководья и тем более в районы Русской равнины экзарировались и активно гляциодислоцировались преимущественно различные четвертичные осадки. Сохранению здесь древних четвертичных отложений, в том числе и относящихся к последнему межледниковью, способствовали, видимо, два обстоятельства: большая мощность межледниковых осадков, представленных главным образом прибрежно-морскими и континентальными фациями, и, вероятно, менее активная экзарационная деятельность ледников, возможно связанная с более низкими скоростями их движения в этой по сути прикраевой зоне.
В эпоху калининского (?) оледенения (время формирования второй плейстоценовой морены в регионе) Скандинавский и Новоземельский щиты сомкнулись в том же районе п-ова Канин, что и в позднем валдае. Подтверждает это принадлежность обломочного материала второй морены западного и северного Канина к разным петрографическим провинциям. Однако положение и конфигурация ледораз-делъной зоны щитов в южной части Баренцева моря и на севере Русской равнины были, очевидно, несколько иными. На это косвенно может, вероятно, указывать другой характер движения ледовых масс на шельфе. Так, по нашим данным, на о. Колгуев во второй морене удлиненные обломки имеют преимущественную северную ориентировку (320-20°). Сходное преобладающее расположение (350-20°) характерно для длинных осей обломков во второй морене северного Канина (Спиридонов, Яковлева, 1961). К тому же морены о. Колгуев и западного Канина в определенной мере отличаются от развитых в тех же районах верхневалдайских морен и составом обломочного материала. Это проявляется главным образом в заметно более низком среднем содержании частиц терригенных пород во второй морене (о. Колгуев - соответственно 35 против 51%, западный Канин - 35 против 56%). Несколько иной характер движение ледниковых щитов приобрело и на севере Русской равнины, хотя имеющиеся сведения достаточно противоречивы (например, Андреичева, 1992; Рипкап, 1995). Согласно данным М. Пункари (Рипкап, 1995), основное отличие в динамике ледниковых щитов в эту эпоху заключалось в смене положения наиболее активных ледовых потоков.
Относительно эпохи московского (?) оледенения (время формирования третьей морены северного Канина и о. Колгуев) материалов недостаточно. Можно считать, что в эту ледниковую эпоху плейстоцена Новоземельский щит снова перекрыл основную часть шельфового приматерикового мелководья и обширные пространства севера Русской равнины, включая значительную часть п-ова Канин. На северном Канине при сохранении той же, что и во второй морене, преобладающей ориентировки обломочного материала (Спиридонов, Яковлева, 1961), наблюдается несколько иной состав обломков - заметно ниже роль терригенных пород (в среднем 30 против 51%). Третья морена о. Колгуев по составу грубообломочного материала также отличается от второй: в ней выше доля терригенных пород, кварцитов и ниже - известняков.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Изучение плейстоценовых морен в южной части Баренцева моря и на севере Русской равнины привело к следующим выводам. Заключенные в моренах обломки состоят из слабо- или нелитифицированных мезозойских отложений (местные
продукты ледникового ложа) и дальноприносных прочных архейско-палеозойских пород. Состав последних позволяет отчетливо выделить в регионе две петрографические провинции грубообломочного материала морен - Кольскую и Новоземель-скую, маркирующие ареалы распространения ледовых масс соответственно Скандинавского и Новоземельского щитов. Для обломочного материала Кольской провинции характерны архейско-протерозойские породы, и в первую очередь микроклиновые граниты и гранито-гнейсы.В составе частиц другой провинции велико (особенно в Печорской п/п) содержание темных палеозойских известняков. Состав обломков дальноприносных пород в разновозрастных моренах подтверждает представление, что Скандинавский и Новоземельский щиты функционировали в рассматриваемом регионе в течение по меньшей мере трех ледниковых периодов плейстоцена. Выясняется, что основная роль в регионе постоянно принадлежала Новоземельскому щиту. Наиболее очевидно доминирование этого щита в позднем валдае: по нашим данным, на шельфе зона его ледораздела со Скандинавским щитом на 200-250 км отстояла от Кольского полуострова. В силу взаимного давления ледниковых покровов Скандинавский щит в северной части двигался как на запад - к бровке шельфа, так и на юг - в сторону суши. Новоземельский ледник, помимо основного течения на запад (к бровке шельфа), активно перемещался на юго-запад и юг - в пределы материковой суши. При перемещении по шельфу ледники в основном уничтожили плейстоценовый покров и абрадировали докайнозойский субстрат.
Выход щитов на материковую сушу сопровождался усилением процессов ледниковой аккумуляции. Особенности динамики поздневалдайских Скандинавского и Новоземельского щитов отчетливо запечатлены в характере и расположении абра-зионно-аккумулятивных форм рельефа на баренцевоморском шельфе (банки, желоба) и на прибрежной суше (конечно-моренные валы и т.д.). В течение двух более древних ледниковых эпох плейстоцена Скандинавский и Новоземельский щиты контактировали на материковой суше также, по-видимому, в районе п-ова Канин. Однако положение зоны ледораздела щитов на шельфе и на севере Русской равнины было, вероятно, иным и определяло несколько отличный характер движения ледовых масс в регионе.
Авторы благодарны руководству АМИГЭ (г. Мурманск) за предоставленную возможность участвовать в морском геотехническом бурении при исследовании керна скважин и выражают признательность участникам экспедиции, с которыми они проводили полевые работы. Особо признательны М.Г. Гросвальду и Ю.А. Лав-рушину за полезные критические замечания.
ЛИТЕРАТУРА
Алексеев М.Н., Чистяков A.A., Щербаков Ф.А. Четвертичная геология материковых окраин. М.: Недра, 1986. 243 с.
АндреичеваЛ.Н. Основные морены европейского северо-востока России и их литостра-тиграфическое значение. СПб.: Наука, 1992. 125 с.
Афанасьев Б Л., Белкин В.И. Проблемы геологии кайнозоя Большеземельской тундры // Кайнозойский покров Большеземельской тундры. М.: Изд-во МГУ, 1963. С. 4-9.
Баренцевоморская плита. Л.: Недра, 1988. 263 с.
Величко A.A., Борисова O.K., Доскач А.Г. и др. Русская равнина // Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии. М.: Наука, 1993. Вып. 1. С. 11-21.
Гатауллин В.Н., Поляк Л.В., Эпштейн О.Г. Ледниковая геология восточной части Баренцева моря // Геология морей и океанов: (XII Междунар. школа мор. геологии: Тез. докл.). М.: Геос, 1997. С. 64-65.
Геология СССР. Т. 32. Мурманская область, ч. 1. Геологическое описание. М.: Госгеол-техиздат, 1958. 314 с.
Геология СССР. Т. 2. Архангельская, Вологодская области и Коми АССР, ч. 1. Геологическое описание. М.: Госгеолтехиздат, 1963. 1079 с.
Геология СССР. Т. 26. Острова Советской Арктики, ч. 1. Геологическое описание. М.: Недра, 1970. 547 с.
Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.
Гуслицер Б.И., Лосева Э.И. Верхний кайнозой Печорской низменности. Сыктывкар: Коми фил. АН СССР, 1979. 44 с. (Сер. препр. "Научные доклады"; Вып. 43).
Данилов ИД., Крапивнер Р.Б.,Лазуков Г.И., Чочиа Н.Г. Проблема генезиса моренопо-добных отложений // Основные проблемы палеогеографии позднего кайнозоя Арктики. JI.: Недра, 1983а. С. 193-203.
Данилов ИД., Недешева Г.Н., Полякова ЕМ. Современные осадки прибрежной зоны Арктических морей //Там же. 19836. С. 35-40.
Дунаев H.H., Левченко О.В., МерклинЛ.Р., Павлидис Ю.А. Приновоземельский шельф в позднечетвертичное время // Океанология. 1995. Т. 35, № 3. С. 440-450.
Крапивнер Р.Б., Гииценко И.И., Костюхин А.И. Позднекайнозойская сейсмостратигра-фия и палеогеография Южно-Баренцевоморского региона // Четвертичная палеоэкология и палеогеография Северных морей. М.: Наука, 1988. С. 103-123.
Лавров A.C. Древнее оледенение северо-востока Русской равнины // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1973. № 6. С. 29-38.
Лавров A.C. Кольско-Мезенский ледниковый поток. Новоземельско-Колвинский ледниковый поток // Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы. М.: Наука, 1977. С. 83-100.
Лавру шин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. М.: Наука, 1976. 237 с.
Лаврушин Ю.А. Гляциальный шельф: строение, осадконакопление, палеогеография // Генезис осадков и фундаментальные проблемы геологии. М.: Наука, 1989. С. 91-109.
Лаврушин Ю.А., Чистякова И.А. Гляциотурбидитовые отложения гляциального шельфа // Докл. АН СССР. 1988. Т. 303, № 1. С. 173-177.
Лаврушин Ю.А., Чистякова И.А., Гайдаманчук A.C. и др. Строение и вещественный состав отложений гляциального палеошельфа Большеземельской тундры // Литология кайнозойских шельфовых отложений. М.: ГИН АН СССР, 1989. С. 3-51.
Ламакин В.В. Древнее оледенение на северо-востоке Русской равнины //Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 1948. № 12. С. 18-38.
Макеев В.В., Большиянов Д.Ю. Формирование отложений и рельефа в области современного оледенения Северной Земли // Изв. ВГО. 1986а. Т. 118, вып. 2. С. 127-132.
Макеев В.В., Большиянов Д.Ю. Особенности ледниковых отложений архипелага Северная Земля // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л.: ПГО Севморгеология, 19866. С. 127-132.
Матишов Г.Г. Дно океанов в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 176 с.
Матишов Г.Г. Мировой океан и оледенение Земли. М.: Мысль, 1987. 269 с.
Окулич A.B., Лопатин Б.Г., Джаксон Х.Р. Циркумполярная геологическая карта Арктики (Геол. служба Канады. Карта 1765А, масштаб 1:6 000 ООО). 1989.
Павлидис Ю.А. Масштабы последнего оледенения в Арктическом бассейне // Океанология. 1992. Т- 32, № 3. С. 525-531.
Павлидис ЮЛ., Ионин A.C., Щербаков А.Ф. Строение четвертичных отложений Барен-цевоморского шельфа // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1992. Т. 67, вып. 5. С. 45-54.
Рудовиц ЮЛ. Новые данные о геологическом строении о. Колгуева // Там же. 1939. Т. 17, вып. 6. С. 81-84.
Рудовиц ЮЛ. О количестве оледенений, бореальных трансгрессий и границах последнего оледенения в связи с новыми исследованиями на Среднем Тимане // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 1947. № 9. С. 15-22.
Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты: Кол. науч. центр РАН, 1993. 72 с.
Спиридонов М.А., Яковлева C.B. Четвертичные отложения побережья полуострова Ка-нин и бассейна р. Пезы // Материалы по четвертич. геологии и геоморфологии СССР. 1961. Вып. 42, № 3. С. 75-89.
Чернов Г.А. Новые данные по четвертичной истории Большеземельской тундры // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 1947. № 9. С. 70-75.
Эпштейн О.Г. Обнажение Вастьянский Конь на Нижней Печоре - разрез мощного ко-
нечноморенного сооружения в активной краевой зоне Новоземельского ледникового покрова // Там же. 1990. № 459. С. 14-28.
Эпштейн О.Г. Материал айсбергово-ледового разноса и его связь с гидродинамическим режимом Баренцева моря в позднем голоцене // Всерос. совещ. по изуч. четвертич. периода: (Тез. докл.). М., 1994. С. 268.
Эпштейн О.Г. Усовершенствованная пятибалльная шкала для визуальной оценки ока-танности обломочного материала и некоторые полученные результаты // Литология и полез. ископаемые. 1995. № 6. С. 654-666.
Эпштейн О.Г., Гатауллин В.Н. Литология и условия образования четвертичных отложений в восточной (Приновоземельской) части Баренцева моря // Литология и полез, ископаемые. 1993. № 1. С. 110-124.
Эпштейн О.Г., Гатауллин В.Н., Роматок Б.Ф. Основные закономерности строения четвертичных отложений в восточном секторе Баренцева моря // Всерос. совещ. по изуч. четвертич. периода: (Тез. докл.). М., 1994. С. 269.
Яковлев СЛ. Руководящие валуны, морены и границы распространения Новоземельского оледенения на Русской равнине // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 1939. № 5. С. 21-44.
Яковлев СЛ. Основы геологии четвертичных отложений Русской равнины. М.: Госге-олтехиздат, 1956. 314 с.
Яковлев C.B. Палеогляциологическое значение крупнообломочного материала основных морен северной половины Русской равнины // Вещественный состав основных морен: (Материалы Междунар. симпоз.). М.: ГИН АН СССР, 1978. С. 83-96.
Birjukov V.Y., Faustova МЛ., Kaplin Р.А. et al. The paleogeography of Arctic shelf and coastal zone of Eurasia at the time of last glaciation // Palaeogeogr. Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1988. Vol. 68. P. 117-125.
Boulton G.S. On the origin and transport of englacial debris in Svalbard glaciers // J. Glaciol. 1970. P. 195-230.
Clapperton C.M. The debris content of surging glaciers in Svalbard and Iceland // Ibid.1975. Vol. 14. P. 396-406.
Drewry D. Glacial geological processes. L.: Arnold, 1986. 276 p.
Elverhti A., Nyland-Berg V., Russwurm L., Solheim A. Late Weichselian ice recession in Central Barents Sea // Geological history of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic. Amsterdam: Kluwer, 1990. P. 289-307.
Gataullin V., Polyak L„ Epshtein O., Romanyuk B. Glacigenic deposits of the Central Deep: A key to the Late Quaternary evolution of the eastern Barents Sea // Boreas. 1993. Vol. 22. P. 47-58.
Gray J.M. Unweathered, glaciated bedrock on an exposed lake bed in Wales // J. Glaciol. 1982. Vol. 28. P. 483-497.
Grosswald M.G. An Antarctic stile ice sheet in the Northern hemisphere: Towards a new global glacial theory // Polar Geogr. and Geol. 1988. Vol. 12. P. 239-267.
Kelly M., Bennike O. Quaternary geology of western and central North Greenland // Grenland Geol. Unders. Rap. 1992. N 153. P. 1-34.
Persson K.M., Lagerlund E. Glacial dynamic and transport of debris during the final phases of the Weichselian glaciation, southwest Skafce, Sweden // J. Quatem. Sci. 1994. Vol. 9. P. 245-256.
Pickard J. The Holocene fossil marine macrofauna of the Vestfold Hills, East Antarctica // Boreas. 1985. Vol. 14. P. 189-202.
Polyak L., Lehman S., Gataullin V., Jull AJ.T. Two-step déglaciation on the southeastern Barents Sea//Geology. 1995. Vol. 23. P. 567-571.
Polyak L., Mikhailov V. Post-glacial environments of the southeastern Barents Sea: foraminiferal evidence // Geol. Soc. Spec. Publ. 1996. № 111. P. 323-337.
Punkari M. Glacial flow systems in the zone of confluence between the Scandinavian and Novaya Zemlya ice sheets // Quatem. Sci. Rev. 1995. Vol. 14. P. 589-603.
Saettem J., Poole DA.R., Ellingsen L., Sejrup H.P. Glacial geology of outer Bjomoyrenna, southwestern Barents Sea // Mar. Geol. 1992. Vol. 103. P. 15-51.
ABSTRACT
Foz the first time Pleistocene morains coarse debris were studied in the southern part of the Barents Sea. New data were received for the adjacent areas of mainland. Late Weichselian morain and two more old ones were studied. Analysis of lithology of far-travelled glacial particles permitted to establish 2 lithological provinces of coarse debris (Kola and Novaya Zemlya provinces) for Pleistocene morains. These lithological provinces mark an area spread to Scandinavian and Novaya Zemlya ice sheets accordingly. These data showed that Novaya Zemlya sheet mantled the main part of the studied region. The zone of contact between Novaya Zemlya and Scandinavian ice sheets was on the Barents Sea shelf cca 200-250 km offshore Kola Peninsula and traced to Kanin Peninsula. Few data on more old ice epoch permit to assume that during these glacial periods Novaya Zemlya sheet occupied the main part in the region.
