Геоморфология и палеогеография, 2020, № 3, стр. 3-19

МАКСИМАЛЬНАЯ ГРАНИЦА СКАНДИНАВСКОГО ЛЕДНИКОВОГО ПОКРОВА В ВАЛДАЙСКУЮ (ВИСЛИНСКУЮ) ЭПОХУ И ОСОБЕННОСТИ РЕЛЬЕФА ЕГО ПЕРИФЕРИЧЕСКОЙ ЗОНЫ

А. Н. Маккавеев 1*, М. А. Фаустова 1**, Н. В. Карпухина 1***

1 Институт географии РAН
Москва, Россия

* E-mail: aleksander-mackaveeff@yandex.ru
** E-mail: faustovam@yandex.ru
*** E-mail: natalia_karpukhina@mail.ru

Поступила в редакцию 25.11.2019
После доработки 19.02.2020
Принята к публикации 10.03.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

После окончания микулинского межледниковья, в связи с усилившимся трендом к похолоданию на территории Фенноскандии, стал формироваться Скандинавский ледниковый покров. Его рост до максимальных границ сопровождался продвижением ледников или, наоборот, их сильным сокращением, что отражало неоднократную смену похолоданий потеплениями в течение длительного периода времени, получившего название валдайской (вислинской) ледниковой эпохи. Cкандинавский ледниковый покров достигал своего максимума на разных своих склонах не одновременно. Прослеживается тенденция к “омолаживаниюˮ его максимальной границы на континенте с запада на восток, что связано с палеоклиматической обстановкой на севере Евразии – формированием экстраконтинентального климата. Увеличение степени континентальности климата происходило в восточном направлении, вдоль периферии покрова. Эти особенности климата и реакция на них ледникового покрова обусловили характер гляциального морфогенеза в прогляциальной зоне. Во время деградации льдов условия для формирования периферического ледникового покрова, увеличения количества селевых потоков и образования приледниковых озер были более благоприятными, чем при экспансии льда. Поэтому формы активного и мертвого льда, особенно конечные морены и камы различных типов, долины маргинальных каналов и зандры служат маркером этапов потепления и деградации ледниковых покровов.

Ключевые слова: валдайское оледенение, максимальная граница оледенения, гляциальный морфогенез

ВВЕДЕНИЕ

История достижения валдайским Скандинавским ледниковым покровом своих максимальных границ изучена гораздо хуже, чем эпоха его деградации. Она восстанавливается, главным образом с помощью стратиграфических и палинологических данных, поскольку следы трансгрессивных этапов оледенений, по большей части, или уничтожаются ледниковой эрозией, или “маскируются” гляциальными отложениями отступающего ледника.

В выполненной работе обобщены данные о рельефообразующей деятельности Скандинавского ледникового покрова во время его максимального продвижения в конце валдайской ледниковой эпохи (в позднем валдае). Уточняются возраст и границы этого продвижения, особенно в наиболее спорной – юго-восточной его части.

ФАЗА РОСТА (ТРАНСГРЕССИВНАЯ ФАЗА) ПОСЛЕДНЕГО ЛЕДНИКОВОГО ПОКРОВА ЕВРОПЫ

Известно, что для зарождения и роста ледника необходимо многолетнее превышение накопления твердых атмосферных осадков над их расходом. В Европе наиболее благоприятные условия для возникновения крупных ледниковых покровов существуют в Скандинавских горах, находящихся на пути воздушных потоков из Северной Атлантики и перехватывающих значительную часть несомой ими влаги. Даже небольшое снижение солнечной радиации, вызванное, например, космическим причинами, или запылением атмосферы в результате интенсивной деятельности вулканов, может привести к росту ледников в горах Европы, как это было во время “Малого ледникового периодаˮ, когда, согласно многочисленным оценкам, произошло понижение средних годовых температур в XV–XIX веках примерно на 3°С.

Расчеты В.А. Ходакова [1] показывают, что если при этом среднелетняя температура на побережье северо-западной Европы снизится до температуры прибрежных островов Канадской Арктики и северной Гренландии, то в центральной Финляндии она понизится на 8°С, а в районе Москвы на 6°С ниже современной; в таком случае, даже при интенсивности аккумуляции осадков 250 мм/год, ледниковый покров толщиной 3000 м может образоваться чуть более чем за 12 000 лет. В настоящее время на морском побережье Скандинавии выпадает в год до 1195 мм, на юге Гренландии до 828 мм, в Баренцбурге (архипелаг Шпицберген) – 354 мм.

Палинологические и геологические данные (в том числе полученные при изучении морских разрезов) свидетельствуют [2–5 и др.], что 112–110 тыс. л. н. подобный сценарий реализовался. Во время этого первого ранневалдайского похолодания (стадия МИС 5d), последовавшего за микулинским межледниковьем, и которое обычно считается началом валдайской (вислинской) ледниковой эпохи, снижение зимних температур на территории Западной Европы составило 5–7° и почти 10° в Восточной Европе (бассейне Верхней Волги); в западной и центральных частях Скандинавских гор образовался ледниковый покров, выходивший юго-восточным краем в акваторию современного Ботнического залива [2–5 и др.].

В настоящее время установлено, что от последнего микулинского межледниковья до достижения своих максимальных границ оледенение развивалось достаточно сложно: сильные похолодания и продвижения ледников неоднократно сменялись потеплениями и сильным сокращением ледников. Это послужило для ряда исследователей поводом для разделения трансгрессивной фазы на самостоятельные ледниковые эпохи. Однако даже в оптимум самого теплого из потеплений – дунаевского (денекамп), температуры в Скандинавии и соседних районах были ниже оптимума голоцена и не полностью восстанавливались природные зоны, существовавшие в межледниковье [6, 7 и др.].

ФОРМИРОВАНИЕ МАКСИМАЛЬНОЙ ГРАНИЦЫ ПОСЛЕДНЕГО ЛЕДНИКОВОГО ПОКРОВА ЕВРОПЫ

К концу стадии МИС-3 (58–23 тыс. л. н.) в западной части Северной Евразии сформировалась система из крупного Скандинавского материкового ледникового покрова и локальных ледниковых покровов, развивавшихся на архипелаге Шпицберген, островах Земли Франца Иосифа и Новой Земли. В Атлантике оледенением были охвачены Британские острова и Ирландия. Начиная с 30 тыс. л. н. проявилась тенденция к разрастанию ледников, которая была наиболее сильно выражена в Атлантическом секторе Северной Евразии, где юго-западный край Cкандинавского покрова выдвигался в Северное море. Льды между 29 и 27 14С кал. тыс. л. н. продвинулись на юг, в Данию и северо-восточную часть бассейна Северного моря в сторону Британских островов, где (в интервале от 29.4 до 22 14C кал. тыс. л. н.) предполагается соединение скандинавских льдов с британскими [814].

В береговой зоне Западной Норвегии льды достигли края шельфа. Пояс гряд Эгга I и II, сложенных обломочным материалом мощностью до 250 м, протягивается от края шельфа на остров Андойя [8 и др.]. Возраст гряд – более 25 и 19 кал. тыс. л. н. установлен на основании радиоуглеродного датирования озерных осадков на острове и подтвержден более поздними морскими картографическими исследованиями [15]. Льды, продвинувшиеся со стороны Южной Норвегии на территорию современной Дании, достигли (согласно данным радиоуглеродного и термолюминесцентного анализов по серии разрезов) своей максимальной границы около 29 кал. тыс. л. н. [8 и др.]. После 19 кал. тыс. л. н. они отступили, но в проливе Каттегат еще оставался лед, принесенный ледником, выдвинувшимся сюда со стороны Балтийского моря.

На западе Баренцевоморского бассейна край континентального ледникового покрова мог контактировать с ледниковым потоком, выходившим в Норвежское море по Медвежинскому желобу [16, 17]. Северо-восточный склон Скандинавского покрова несколько продвинулся на шельф со стороны Кольского полуострова [18]. Оледенение самого шельфа, судя по материалам морских геологических и геофизических исследований [19], не было сплошным [20, 21 и др.]. К максимуму похолодания (25–23 кал. тыс. л. н.) покров приобрел асимметричную форму с коротким северным и северо-западным и длинным юго-восточным склоном, а также радиальную структуру, обусловленную серией ледниковых потоков [22, 23] (рис. 1).

Рис. 1.

Скандинавский ледниковый покров в эпоху максимального похолодания в верхнем плейстоцене – валдайское (вислинское) оледенение (по [7]).

1 – океан; 2 – мощность ледникового покрова, м; 3 – ледниковые потоки и лопасти; 4 – ледниковые покровы (I – скандинавский, II – британский); 5 – области ледоразделов; 6 – возраст максимальной границы, кал. тыс. л. н.

Южная и юго-восточная окраина Скандинавского покрова была вначале более стабильна, и только к 25–23 кал. тыс. л. н. льды его южного склона заполнили Балтийскую котловину, заходя на ее противоположный борт в западной части, а в восточной распространяясь далеко за ее пределы на низменности Западной Европы и Восточно-Европейскую равнину. Северогерманскую низменность льды занимали в период от 22 до 18 кал. тыс. л. н. На северо-западе Германии льды покрывали лишь небольшую площадь береговой зоны и не достигали р. Эльбы. В периферической зоне покрова (юго-восточнее г. Киль) мощность льдов была небольшой, поскольку здесь известны возвышенные участки, не покрывавшиеся льдом – нунатаки [24, 25].

Восточнее, в Балтийском секторе льды продвинулись более чем на 200 км в глубь суши [26], преодолев Поморский уступ. До времени быстрого продвижения ледника на низменности Западной Европы и северо-запад Восточно-Европейской равнины территория Южной Финляндии, через которую шел транзит льда в последний ледниковый максимум, оставалась как минимум 10 тыс. лет безледной, хотя северная Финляндия была покрыта льдом [2 и др.].

В максимум похолодания в Западной Европе преобладали формации типа субарктических лугов, равнинных кустарниковых тундр и березовых редколесий в сочетании с низкогорными кустарниковыми тундрами, а в восточной Европе многолетняя мерзлота распространялась до широты Днепропетровска и Волгограда [27]. Здесь господствовали тундровые и степные сообщества с галофитными травянистыми группировками, местами с островными участками лиственничного и березового редколесья. Осушенный шельф занимала арктическая тундра.

ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ КРАЕВОЙ ЗОНЫ ПОЗДНЕВАЛДАЙСКОГО ОЛЕДЕНЕНИЯ В МАКСИМУМ ПОХОЛОДАНИЯ И ВОЗРАСТ ЕГО МАКСИМАЛЬНОЙ ГРАНИЦЫ

К максимуму похолодания юго-западный склон Скандинавского ледникового покрова сократился, но происходил рост покрова в южном направлении. В это время, по мнению В.Г. Ходакова [1], площадь ледника еще не достигала своих максимальных размеров. Согласно его взглядам, по мере роста ледника температура у его края повышалась, несмотря на охлаждающее влияние ледника. Соответственно увеличивались высота границы питания и размеры зоны абляции. На снижение поверхности ледника влияло и гляциоизостатическое прогибание его ложа. Глобальная регрессия Мирового океана до уровня 120–130 м ниже современного и осушение значительных площадей акваторий Северного и Балтийского морей способствовали усилению континентальности климата северной половины Европы, уменьшению количества осадков и повышению летних температур. О ксерофитизации перигляциальной зоны валдайского оледенения свидетельствуют многочисленные палеогеографические данные, в том числе полученные при изучении лёссовых толщ Русской равнины [21, 22 и др.].

Совпадал ли максимум оледенения с максимумом похолодания? Если следовать построениям В.А. Ходакова [1], то эпохе максимального продвижения ледника предшествовало потепление климата, что могло бы привести к существенному прогреву его толщи. Величина повышения температуры тела ледника должна была превышать величину повышения температуры воздуха, поскольку в охваченной таянием зоне при повторном замерзании воды в толще фирна выделяется скрытая теплота. И.А. Зотиков [28] указывает еще источники тепла: диссипацию энергии в толще ледника при его растекании и поступающее к нижней поверхности ледника глубинное тепло Земли, если лед лежит на грунте, или воды, если лед на плаву. При этом возможно происходил “разлив льдаˮ из-за потери устойчивости части ледника и катастрофических его подвижек, типа сёрджей. В теле ледника возникали потоки льда с повышенной скоростью движения. Края этих потоков, выходя за пределы основного тела ледника, образовывали ледниковые лопасти, хорошо дешифрируемые по геолого-геоморфологическим данным [28]. В современных ледниковых покровах им соответствуют выводные ледники. Этот процесс приводил к увеличению абляции ледника и уменьшению его средней толщины. Маломощные края лопастей часто формировали “прилавокˮ [29, 30] — периферический ледниковый покров, существование которого подтверждено гляциоморфологическими исследованиями [31 и др.].

Модуль стока талых вод в эпоху деградации последнего ледникового покрова на территории Европы был почти в 20 раз выше, чем у современных рек (порядка 170 л/сек км2), следствием чего были мощные летние паводки [1]. Стремительно стекающая в краевой зоне ледника вода в сочетании с обилием моренного материала стали причиной образования селевых потоков, выносивших грубый материал на десятки километров от края ледника, особенно по понижениям (ложбинам и долинам). На контакте с морской акваторией усиливался сброс айсбергов в океан, что приводило к похолоданию воды в океане и климата [1].

Эта взаимосвязь ледникового покрова и особенностей климата существенно отразилась на особенностях экзоморфогенеза в краевой и приледниковой зонах. Здесь происходило образование ледниковых лопастей и периферического ледникового покрова, возникали многочисленные сели, существовали обширные приледниковые озера, формировались разнообразные формы активного и мертвого льда, конечные морены и камы различных типов, маргинальные каналы и зандры – явления, присущие скорее эпохам потепления и деградации крупных ледников и ледниковых покровов, чем этапам их разрастания.

Имеющиеся к настоящему времени многочисленные хронологические данные о возрасте отложений вблизи границы поздневалдайского оледенения однозначно свидетельствуют, что Скандинавский ледниковый покров достигал своего максимума в разное время на разных своих склонах. Это зависело от конкретных региональных климатических и геоморфологических условий, термических условий у подошвы ледника и положения его края на суше или в море. На южной и юго-западной окраинах покрова континентальность климата усиливалась в восточном направлении, по мере удаления от океана – основного источника осадков, приносимых западными ветрами. Учитывая, что Северное море во время максимума похолодания практически осушалось и значительные пространства Северной Атлантики были покрыты льдами, а на пути западных ветров был мощный барьер – сам ледниковый щит, а также антициклон, господствовавший над ним, то для палеоландшафтных условий Восточно-Европейской равнины можно представить себе сибирский сценарий. Различные части огромного ледникового покрова находились на различном удалении от Северной Атлантики, откуда поступало основное количество атмосферных осадков. Тенденция сокращения ледниковых покровов Евразии с запада на восток, причиной которой является увеличение континентальности климата в этом направлении, была отмечена еще К.К. Марковым более 80 лет назад [32].

Количество твердых осадков на макросклонах крупных ледниковых покровов, обращенных к господствующим потокам атмосферной влаги, в 5–15 раз больше, чем на соседних равнинах [1]. Холодные катабатические воздушные массы, нисходящие с ледникового покрова, также отклоняли влажные ветры. В центральных частях покровов твердые осадки почти не выпадают, что приводит к прекращению роста ледникового покрова в высоту. Лед растекается в стороны, расширяется зона абляции. В районах Восточно-Европейской равнины, расположенных на окраине приледниковой области и южнее, преобладали достаточно сухие воздушные потоки, приносившие слагающий лёссы материал из южных районов Евразии. Эти районы в ледниковые эпохи имели облик экстрааридных перигляциальных (“полустепей-полупустыньˮ) с нестабилизированной поверхностью из-за квазиперманентного процесса лёссовой аккумуляции [33]. В результате на южные и восточные склоны ледника поступало меньшее количество осадков, что затрудняло его рост. Продвижению льдов в южном секторе также мешали котловина Балтийского моря и впадина Датских проливов.

Итак, асинхронность в продвижении льдов на разных склонах Скандинавского ледникового покрова объяснима их расположением в разных секторах покрова с разными условиями влагообеспеченности. Первое выдвижение льдов, как показано выше, произошло в Атлантическом секторе со стороны его юго-западного склона, где льды достигли своей максимальной границы уже около 29 кал. тыс. л. н. Ко времени максимального похолодания произошло их сокращение.

На северо-востоке Фенноскандии (Кольский полуостров) максимального распространения ледник достиг около 17 кал. тыс. л. н., оставив три пояса краевых образований (гряд), внешний из которых располагается на прилегающем шельфе [18 и др.].

В юго-западной части Балтийского сектора Фенноскандии (Северогерманская низменность) максимальной границы льды достигли примерно 20 кал. тыс. л. н. [35]. Лед не покрывал высокие участки рельефа. В условиях смягчающего влияния морского климата формировались маловыразительные моренные гряды (только у г. Шверин, вблизи ледораздельной зоны известны мощные напорные образования). В окрестностях г. Киль выделено до 5 горизонтов морены, из которых два связаны с основными фазами продвижения льда, максимальная из которых датируется 21–20 кал. тыс. л. н. [34]. Положение края льда часто маркируется только долинами, образовавшимися на месте подледниковых тоннелей.

Южный и юго-восточный склоны вышли за пределы южной части Балтийской котловины, преодолев этот барьер и дополнительный противоуклон, связанный с изостатическим прогибанием Фенноскандии. На Среднеевропейской равнине ледник преодолел Поморский уступ, после чего уменьшился в мощности и далее распространился в виде тонкого покрова, оставив преимущественно аккумулятивные конечные морены насыпного типа. Восточнее формировались “комбинированныеˮ конечные морены (насыпные и напорные), с дистальной стороны которых по прадолинам стекали талые ледниковые воды. Вдоль края льда проходил отток талых вод в западном направлении. Возникла густая речная сеть, отличающаяся от довалдайской, чему способствовало наличие многолетней мерзлоты, ограничивавшей глубинную эрозию [35]. В результате слияния водотоков образовались крупные маргинальные прадолины большой протяженности [23].

На северо-востоке Польши, территории Калининградской области и юга Литвы в максимальную стадию – грудаскую (Литва), поозерскую (Беларусь), соответствующую стадии бранденбург-лешно, – льды выходили к подножию Гродненско-Ошмянских высот и Лидской возвышенности, но, не преодолев их, остались на их северных склонах [35, 36 и др.]. Малая мощность основной морены вблизи границы распространения льдов свидетельствует о существовании в этом регионе маломощного периферического ледника шириной до 30–40 км. Признаком стационарного состояния льда у максимальной границы оледенения служат насыпные песчано-гравийные морены и низкохолмистый камовый рельеф. Напорные образования есть только у Эйшишских высот, игравших роль местного ледораздела. Восточнее Вильнюса, начиная от ледораздела, проходившего по Швенчëниской гряде, распространялись льды по понижению, позже занятому современным Чудским озером.

На Восточно-Европейскую равнину Скандинавский покров вышел восточной частью Балтийского потока, а также Чудским и Ладожским. Положение границы максимального распространения льдов обосновано серией разрезов с межледниковыми (микулинскими) отложениями, перекрытыми и не перекрытыми мореной, изученными палинологически и радиометрически [36, 37], а также гляциоморфологическими исследованиями [38, 39]. Новые исследования, проведенные в начале ХХI века, позволили уточнить положение максимальной границы последнего поздневалдайского (поозерского) оледенения [40]. Выяснилось, что в бассейне р. Вилии ледниковая лопасть выдвигалась на 10–20 км южнее, чем считалось раньше. Граница ее продвижения подчеркивается водноледниковыми дельтами и конусами. Отсутствие выразительного конечно-моренного рельефа с проксимальной стороны от границы льдов и широкое развитие форм мертвого льда – камов, озов и участков водноледниковых равнин свидетельствуют о пассивном периферическом ледниковом покрове, разбитом трещинами. Крупная лопасть, занимавшая Полоцкую низину, выходила на юг, вдоль долины р. Березины на 40–50 км. Характерная черта рельефа Полоцкой низины – субмеридиональные ложбины, сочетающиеся с четковидными озерами, камовыми террасами и термокарстовыми западинами [37]. Многие ложбины имеют характерные признаки экзарационного действия льда на их профиль и, скорее всего, формировались как субгляциальные. Возраст границы максимального распространения поздневалдайских льдов на территории Беларуси и запада РФ определен с помощью радиоуглеродного датирования по серии разрезов в бассейнах рек Западной Двины и Верхнего Днепра (Дричалуки, Шапурово, Каспляне, Рубежница и др.) около 18 14С тыс. л. н. (примерно 22 кал. тыс. л. н.). В приледниковой зоне формировались приледниковые водоемы и также зандры. На западе приледниковой зоны в Верхнее-Неманской низине образовался Скидельский подпрудный приледниковый водоем. Вблизи склонов Ошмянской и Минской возвышенностей существовало Нарочано-Вилейское приледниковое озеро, воды которого поступали вдоль края льда в Скидельское озеро, откуда по сквозным долинам происходил сток на юго-запад в бассейн р. Нарев и далее вниз по Днепру. В приледниковой зоне у края льда, распространявшегося со стороны Чудского озера (Чудского ледникового потока) существовали условия для образования долинных зандров и стока талых вод на юг. Оршанское приледниковое озеро образовалось только на восточном фланге ледникового потока в бассейне Верхнего Днепра. Его воды стекали на юг, вниз по Днепру.

Конфигурация ледниковых лопастей подчеркивается подковообразными конечно-моренными грядами и участками холмисто-моренного рельефа. У границы оледенения, особенно на склонах возвышенностей – нунатаков, находится зона с разнообразными формами рельефа мертвого льда (камовые террасы и камы). На поверхности некоторых возвышенностей, называемых “останцамиˮ, расположенных в зоне периферического покрова, верхний горизонт маломощной морены часто отсутствует. Малая мощность основной морены вблизи границы предельного распространения льда и характер краевых форм указывают, что здесь существовала полоса маломощного периферического льда.

Льды, двигавшиеся со стороны котловины Ладожского озера (Ладожский поток), спускались в бассейн Верхнего Днепра Ловатской лопастью. В периферической зоне покрова шириной около 30 км в бассейне Верхнего Днепра и Верхней Волги мощность льда не превышала 100 м [31, 41 и др.]. Крупные платообразные довалдайские возвышенности полностью не покрывались льдом. На склонах возвышенностей присутствуют камовые террасы и камы, оставленные выдвинувшимися сюда узкими ледниковыми языками.

Восточнее продвижение льдов ограничивалось отрогами довалдайских Смоленской, Духовщинской и Бельской возвышенностей и ступенчатым склоном Карбонового плато. Широкое развитие древних эрозионных ложбин обусловило трещиноватость льда и быстрый его переход в пассивное состояние. Формы рельефа мертвого льда получили широкое развитие на склонах довалдайских возвышенностей. На проксимальной границе зоны периферического льда расположены гряды и участки холмистого рельефа, маркирующие край активного льда. Положение границы валдайского оледенения подтверждается здесь данными о положении разрезов с микулинскими осадками, перекрытыми и не перекрытыми мореной [42].

В приледниковой зоне в верховьях рек Зап. Двины, Цны, Осуги и Волги формировались долинные зандры и небольшие приледниковые озера [43].

Извилистый контур границы последнего валдайского оледенения, связанный с существованием ледниковых языков на краю Ловатской лопасти, изменяется, начиная от ледораздельной зоны у Вышнего Волочка. Последняя выражена как полоса грядово-холмистого рельефа северо-западного направления (Вышневолоцко-Новоторжский вал). Образование вала, сложенного отторженцами каменноугольных известняков и глин, связано с воздействием довалдайских ледников [44, 45]. От Вышнего Волочка граница валдайского оледенения относительно прямолинейно протягивается на северо-восток к Молого-Шекснинскому понижению.

На юго-восточной периферии СЛП, несмотря на длительную (с начала XX века) историю изучения ее геологического строения и геоморфологии, проблемы, связанные с оледенением этого региона, остаются дискуссионными; нет единого мнения о максимальной границе распространения ледникового покрова и ее возрасте.

В приледниковой зоне восточных окраин ледникового покрова создавались благоприятные условия для обводненности, которые были предопределены обширными и глубокими довалдайскими понижениями. Крупный Онежско-Карельский ледниковый поток, граничивший на юго-западе с Ладожским, выдвинулся по системе радиально ориентированных депрессий (впадины озер Онежского, Белого) на Восточно-Европейскую равнину своим западным флангом (часто именуемым как Онежский поток). С дистальной стороны покрова (на его стратиграфической границе) образовались зандры и приледниковые озера. Воды крупного приледникового озера, существовавшего в Молого-Шекснинской низменности, занятой в настоящее время Рыбинским водохранилищем, переливались в бассейн Средней Волги (на участке между Угличем, Рыбинском и Ярославлем). Геоморфологическую границу покрова фиксируют маломощные формы краевого рельефа – долинные зандры и отдельные моренные гряды, сложенные песчано-гравийным и галечным материалом [44].

На левобережье Шексны (на восточный берег Рыбинского водохранилища) ледник проник лишь в самую северную часть Молого-Шекснинского понижения. Из-за размыва талыми водами положение края льда здесь неопределенно. Холмистый и грядовый рельеф этого района сложен песчано-гравийным и галечным материалом, с чешуйчатыми надвигами; он отнесен к краевым образованиям максимальной стадии последнего оледенения по результатам геолого-съемочных работ и гляциоморфологических исследований, проводившихся в 60–70-е годы ХХ века [45]. Возраст продвижения льдов по данным палинологического и карпологического изучения межморенных озерных отложений в разрезе на р. Пучка на западном берегу Кубенского озера и радиоуглеродного анализа – около 21 14С тыс. л. н. (25 кал. тыс. л. н.) [36, 39, 46].

Последние исследования (ОСЛ датирование осадков водноледниковой дельты), выполненные в окрестностях г. Кириллов, северо-западнее озера Кубенское, свидетельствуют о более позднем продвижении льдов [47]. Было установлено, что возраст надморенных эоловых песков в проксимальной ее части составляет 16.4 ± 1.5 кал. тыс. л. н., а в дистальной, где они перекрывают флювиогляциальные отложения, датированные 19.3 ± 1.3 кал. тыс. л. н., их возраст 17.6 ± 1.2 кал. тыс. л. н. Литостратиграфическое, радиометрическое (14С и ОСЛ) и биостратиграфическое изучение озерных отложений, залегающих между московской и валдайской моренами, показало, что они накапливались в интервале между концом микулинского межледниковья и максимумом развития валдайского оледенения – 14С > 55 830 – 29 380 ± 370 л. н. [47]. Можно предположить, что более ранние датировки, полученные в разрезе на р. Пучка, не ошибка датирования, но связаны не с максимальной стадией существования льдов в данном районе, а с началом их продвижения в Молого-Шекснинскую низменность.

Быстро продвинувшийся ледниковый покров имел небольшую мощность и его обширный периферический покров быстро потерял подвижность, на что указывают, например, данные гляциоморфологического картографирования в окрестностях Ферапонтово (Вологодская область) [48].

В раннем и среднем валдае территория современных Архангельской и Вологодской областей и смежных районов не покрывалась скандинавским льдом. Но в позднем валдае здесь произошла быстрая экспансия льдов из Карелии. А восточнее льды заняли не только котловину Белого моря (Беломорская лопасть), но и значительную часть бассейнов рек Онеги и Сев. Двины и ее притока Ваги, а также Кулоя. Они достигали берегов п-ова Канин, не заходя на Кулойское плато и в бассейн р. Мезени, как предполагалось ранее [49]. Граница максимального распространения льдов проходит с севера на юг от северо-западного побережья п-ова Канин до устья р. Пинеги, притока р. Сев. Двины [50]. За их краем образовались водно-ледниковые равнины с остаточными озерами, осадки которых содержат следы мощного проявления криогенеза. О поздневалдайском возрасте верхней из залегающих здесь морен можно судить по результатам датирования (TL и 14С) осадков, залегающих непосредственно под валдайскими ленточными глинами в разрезах на р. Вага (разрезы Колешка и Пасьва) и притоках Сев. Двины (Юмиж и Томаша), которые накапливались в интервале от 31 до 62 кал. тыс. л. н. и 34–45 кал. тыс. л. н. соответственно [5153].

Эти данные свидетельствуют о поздневалдайском возрасте морены. Сложнее определить более точный возраст последнего ледникового надвига. Для озерных осадков, подстилающих валдайскую морену в 10 км севернее г. Шенкурска, ранее был получен возраст 24 900 ± 470 14С [52]. Последние геохронологические исследования серии разрезов в бассейнах Сев. Двины и Ваги свидетельствуют о более позднем времени продвижения Скандинавских льдов в бассейн Сев. Двины – около 17 кал. тыс. л. н. [53]. Граница льдов имеет фестончатый характер, а краевые образования представлены моренными холмами и камами, а также ложбинами длиной до 5 км, фиксирующими пути подледного стока [50]. Ширина прогляциальной зоны, сложенной водно- и озерноледниковыми осадками в западной части Важской депрессии, достигает 20 км. На территории Двинско-Вычегодского водосбора выделены два пояса краевого ледникового рельефа в виде дугообразных гряд конечных морен, из которых гипсометрически более высокий связан с максимальным распространением поздневалдайских льдов, второй, более низкий с их последующей деградацией [50].

Важно подчеркнуть, что история валдайского оледенения Архангельской, Вологодской областей и смежных районов Карелии связана с быстрой экспансией льдов в позднем валдае, образовавшим здесь три лопасти: Карельскую, продвигавшуюся в депрессию Онежского озера, Беломорскую, занимавшую значительную часть бассейнов рек Онеги и Сев. Двины, а на северо-востоке – котловину Белого моря и небольшую Кулойско-Мезенскую на северо-востоке. В раннем и среднем валдае эта территория не покрывалась скандинавским льдом. Отложения этого возраста представлены озерно-ледниковым, озерным, водно-ледниковым материалом, среди них нет ледниковых фаций. Ниже них присутствуют морские отложения, возраст которых И.Н. Демидовым и соавт. определен по содержащимся в них раковинам моллюсков и остаткам ископаемой флоры как микулинский [50].

Такое быстрое продвижение ледника, преодолевшего за 8–10 тыс. лет расстояние не менее 700 км (от северной половины Финляндии, где ледниковый покров уже существовал до ледникового максимума [2 и др.]) – не отмечено пока в других секторах ледникового покрова, хотя, как считает И.А. Зотиков, для достижения максимальных размеров, установленных по геоморфологическим и стратиграфическим данным, валдайскому ледниковому покрову вполне могло хватить немногим более 21 тыс. лет, считая от зарождения ледников в горах [27]. Можно предположить, что этому способствовали уже начавшееся отступание льдов в западных секторах покрова и связанное с этим понижение самого ледникового купола, которые привели к тому, что влажные морские ветры начали переваливать через главный ледораздел покрова и приносить твердые осадки на его восточные, подветренные склоны, провоцируя тем самым рост ледника к юго-востоку. Надо признать, однако, что причины быстрого продвижения льдов на юго-восток требуют более тщательного анализа.

ВЫВОДЫ

Хроностратиграфические и гляциоморфологические данные свидетельствуют о значительной нестационарности древних покровов – высоких скоростях их возникновения и деградации. В настоящее время установлено, что от последнего микулинского межледниковья до достижения своих максимальных границ валдайское оледенение развивалось достаточно сложно, сильные похолодания и продвижения ледников неоднократно сменялись потеплениями и в ряде случаев сильным сокращением ледников.

Скандинавский ледниковый покров в валдайскую (вислинскую) эпоху достигал своей максимальной границы в своих разных секторах разновременно, что было вызвано тем, что эти сектора находились в неодинаковых температурных обстановках и условиях питания твердыми осадками. К максимуму похолодания юго-западная часть Скандинавского ледникового покрова начала сокращаться, но в юго-восточном направлении он продолжал расти. Вероятно, главный ледораздел ледникового покрова сместился к востоку – на это обстоятельство указывают ряд исследователей [напр., 53]. Прослеживается тенденция “омолаживанияˮ максимальной сухопутной границы с запада на восток. На южной и юго-западной окраинах покрова континентальность климата усиливалась в восточном направлении, по мере удаления от океана – основного источника осадков, приносимых западными ветрами. Продвижение юго-восточного фланга Скандинавского ледникового покрова в бассейны рек Онеги, Сев. Двины и Кулоя, возможно, произошло позднее, чем в остальных районах, начиная с 17 кал. тыс. л. н.

Эпохе максимального продвижения ледника должно было предшествовать потепление климата, чем объясняется его быстрое сокращение в эпоху деградации. Потеря устойчивости части ледника была причиной его катастрофических подвижек, и во многом способствовало образованию периферического ледникового покрова, увеличению количества селевых потоков, формированию приледниковых озер и долин маргинальных каналов. Сохранившиеся в современном рельефе формы активного и мертвого льда, особенно конечные морены и камы различных типов, долины маргинальных каналов и зандры служат отличительной чертой скорее эпох деградации ледниковых покровов, чем этапов их роста.

Список литературы

  1. Ходаков В.Г. Построение модели европейского покровного ледника, основанной на актуалистическом подходе // Палеогеография Европы в позднем плейстоцене. Реконструкция и модели. Опытный макет атласа-монографии. М.: ВИНИТИ, 1973. С. 79–112.

  2. Lunkka J.P., Johansson P., Saarnisto M. and Sallasmda O. Glaciation of Finland // Quaternary glaciations extent and chronology. Part 1: Europe. Elsevier. 2004. P. 97–100.

  3. Quaternary glaciations-extent and chronology. A closer look, Developments in Quaternary Science 15. Ehlers J., Gibbard P.L., Hughes P.D. Eds. Amsterdam: Elsevier, 2011. 1108 p.

  4. Hirvas H., Lintenen P., Lunkka J.P., Eriksson B. and Grönlund T. Sedimentation and Lithostratigraphy of the Vuosaari multiple till sequence in Helsinki, southern Finland // Bulletin of the Geological Society of Finland. 1995. Vol. 67. P. 47–60.

  5. Hirvas H. Pleistocene stratigraphy of Finnish Lapland // Geological Survey of Finland, Bulletein. 1991. Vol. 354. 123 p.

  6. Anderson B.G. and Mangerud J. The Last Interglacial-Glacial cycle in Fennoscandia // Quaternary International. 3/4. 1990. P. 21–29.

  7. Величко А.А., Фаустова М.А., Писарева В.В, Карпухина Н.В. История Cкандинавского ледникового покрова и окружающих ландшафтов в валдайскую ледниковую эпоху и начале голоцена // Лед и Снег. 2017. Т. 57. № 3. С. 391–416.

  8. Mangerud J., Gyllencreutz R., Lohne Ø., and Svendsen J.I. Glacial history of Norway // Quaternary glaciations: extent and chronology: a closer look (Developments in Quaternary Science 15). Amsterdam: Elsevier, 2011. P. 279–298.

  9. Boulton G.S., Dongelmas M., Puncari M., and Broadgate M. Paleoglaciology of an ice sheet through the Weichselian // Quaternary Science Reviews. 2001. Vol. 20. P. 591–625.

  10. Olsen L., Sveian H., and Bergstrøm B. Rapid adjustments of the western part of the Scandinavian ice sheet during the mid and late Weichselian – a new model // Norsk geologisk tidsskrift. 2001. 81. P. 93–118.

  11. Seirup H.P., Larsen E., Landvik J., King E.L., Haflidason H. & Nesje A. Quaternary glaciations in southern Fennoscandia: evidence from southwestern Norway and the northern North Sea region // Quaternary Science Reviews. 2000. Vol. 19. P. 667–685.

  12. Houmark-Nielsen M. and Kjær K. H. Southwest Scandinavia, 40–15 kyr BP: Palaeogeography and environmental change // Journal of Quaternary Science. 2003. Vol. 18. P. 769–786.

  13. Mangerud J., Gulliksen S., and Larsen, E. 14C-dated fluctuations of the western flank of the Scandinavian Ice Sheet 45–25 kyr BP compared with Bølling-Younger Dryas fluctuations and Dansgaard-Oescher events in Greenland // Boreas. 2010. Vol. 39. P. 328–342.

  14. Larsen N.K., Knudsen K.L., Krohn C.F., Kronborg C., Murray A.S., and Nielsen O.B. Late Quaternary ice sheet, lake and sea history of southwest Scandinavia–a synthesis // Boreas. 2009. Vol. 38. P. 732–761.

  15. Vorren T.O. and Plassen L. Deglaciation and palaeoclimate of the Andfjord-Vågsfjord area, North Norway // Boreas. 2002. Vol. 31. P. 97–125.

  16. Winsborrow M.C.M., Andreassen K., Corner G.D., and Laberg J.S. Deglaciation of a marine-based ice sheet: Late Weichselian palaeo-ice dynamics and retreat in the southern Barents Sea reconstructed from onshore and offshore glacial geomorphology // Quaternary Science Reviews. 2010. Vol. 29. P. 424–444.

  17. Jakobsson M., Andreassen K., Bjarnadóttir L.R., Dove D., Dowdeswell J.A., England J.H., Funder S., Hogan K., Ingólfsson Ó., Jennings A., Larsen N.K., Kirchner N., Landvik J.Y., Mayer L., Mikkelsen N., Möller P., Niessen F., Nilsson J., O’Regan M., Polyak L., Nørgaard-Pedersen N., and Stein R. Arctic Ocean glacial history // Quaternary Science Reviews. 2014. Vol. 92. P. 40–67.

  18. Евзеров В.Я., Николаева С.Б. Пояса краевых ледниковых образований Кольского полуострова // Геоморфология. 2000. № 1. С. 61–73.

  19. Павлидис Ю.А., Богданов Ю.А., Левченко О.В., Мурдмаа И.О. Новые данные о природной обстановке в Баренцевом море в конце валдайского ледниковья // Океанология. 2005. Т. 45. № 1. С. 92–106.

  20. Величко А.А., Фаустова М.А. Реконструкция последнего позднеплейстоценового оледенения Северного полушария (18–20 тыс. лет назад) // Докл. АН СССР. 1989. Т. 309. № 6. С. 1465–1468.

  21. Величко А.А., Фаустова М.А., Кононов Ю.М. Геохронология, распространение и объём оледенения Земли в последний ледниковый максимум в свете новых данных // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2000. Т. 8. № 1. С. 3–16.

  22. Gripp K. Die Entstehung der Landschaft Ost-Holsteins // Meyniana. 1952. Bd. 1. 1949. S. 119–129.

  23. Чеботарева Н.С., Фаустова М.А. Структура и динамика последнего Европейского ледникового покрова (карта 2) // Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет (Атлас-монография) / И.П. Герасимов, А.А. Величко. М.: Наука, 1982. С. 36–47.

  24. Marks L. Pleistocene glacial limits in Poland // Quaternary glaciations extent and chronology. Part 1: Europe. Elsevier, 2004. P. 298–300.

  25. Величко А.А., Фаустова М.А. Проблемы обоснования максимальной границы позднеплейстоценового оледенения на Севере Евразии // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1982. С. 7–16.

  26. Палеоклиматы и палеоландшафты внетропического пространства Северного полушария. Поздний плейстоцен – голоцен: Атлас-монография / А.А. Величко. М.: ГЕОС, 2009. 120 с.

  27. Зотиков И.А. Построение модели европейского покровного ледника, исходя из различий древних и современных оледенений // Палеогеография Европы в позднем плейстоцене. Реконструкция и модели. Опытный макет атласа-монографии. М.: ВИНИТИ, 1973. С. 113–132.

  28. Асеев А.А. Древние материковые оледенения Европы. М.: Наука, 1974. 320 с.

  29. Спиридонов А.И. Некоторые особенности древнего ледникового покрова на Русской равнине // Вестник Моск. ун-та. Сер. 5. География, 1964. № 6. С. 24–30.

  30. Фаустова М.А. Дегляциация и типы ледникового рельефа на территории европейской части России // Палеогеографическая основа современных ландшафтов (результаты русско-польских исследований). М.: Наука, 1994. С. 30–40.

  31. Герасимов И.П., Марков К.К. Ледниковый период на территории СССР // Тр. Ин-та географии. Вып. 33. М.–Л.: Изд-во АН СССР, 1939. 462 с.

  32. Величко А.А. Этапы становления аридной зоны юга России (по материалам строения лёссово-почвенной формации Доно-Азовского региона) // Изучение и освоение морских и наземных экосистем в условиях арктического и аридного климата. Ростов-н/Д.: Изд-во ЮНЦ РАН, 2011. С. 140–143.

  33. Ehlers Ju., Grube A., Stephan H-Ju., and Stefan W. Pleistocene Glaciations of North Germany – New Results. Ehlers Ju., Gibbard P.L., and Hughes P.D. (Eds.) // Quaternary Glaciations – Extent and Chronology. A Closer Look. Elsevier. Amsterdam. 2011. P. 149–162.

  34. Вальчик М.А., Маккавеев А.Н., Фаустова М.А., Шупричинский Я. Формирование гидросети Польши и европейской части России в процессе дегляциации // Палеогеографическая основа современных ландшафтов. Результаты российско-польских исследований. М.: Наука, 1994. С. 40–53.

  35. Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет (Атлас-монография) / И.П. Герасимов, А.А. Величко. М.: Наука, 1982. 175 с.

  36. Чеботарева Н.С., Макарычева И.А. Последнее оледенение Европы и его геохронология. М.: Наука, 1974. 216 с.

  37. Санько А.Ф. Неоплейстоцен северо-восточной Белоруссии и смежных районов РСФСР. Минск: Наука и техника, 1987. 187 с.

  38. Фаустова М.А., Чеботарёва Н.С. Белорусская ССР и Смоленская область // Последний ледниковый покров на Северо-Западе Европейской части СССР. (К VIII конгрессу ИНКВА, Париж, 1969). М.: Наука, 1969. С. 151–192.

  39. Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы / Чеботарева Н.С. М.: Наука, 1977. 143 с.

  40. Санько А.Ф., Величкевич Ф.Ю., Рылова Т.Б., Хурсевич Г.К., Матвеев А.В., Карабанов А.К., Мотузко А.Н., Илькевич Г.И. Стратиграфическая схема четвертичных отложений Беларуси // Лiтaсфера. 2005. № 1 (22). С. 146–156.

  41. Фаустова М.А., Козлов Д.Н. Геолого-геоморфологическое строение района исследований // Динамика лесных экосистем юга Валдайской возвышенности в позднем плейстоцене и голоцене. М.: ГЕОС, 2011. С. 9–14.

  42. Velichko A.A., Faustova M.A., Gribchenko Yu.N., Pisareva V.V., and Sudakova N.G. Glaciations of the East European Plane – distribution and chronology // Quaternary glaciations extent and chronology. Part 1: Europe. Elsevier, 2004. P. 337–354.

  43. Пузаченко Ю.Г., Козлов Д.Н. Геоморфологическая история развития Центрально-Лесного заповедника // Комплексные исследования развития в Центрально-Лесном государственном природном биосферном заповеднике: его прошлое, настоящее и будущее / Тр. Центрально-Лесного заповедника. Вып. 4. Тула: Гриф и Ко, 2007. С. 125–157.

  44. Последний европейский ледниковый покров. К VII конгрессу INQUA (США, 1965) / И.П. Герасимов. М.: Наука, 1965. 220 с.

  45. Последний ледниковый покров на Северо-Западе Европейской части СССР. К VIII конгрессу INQUA (Париж, 1969). М.: Наука, 1969. 322 с.

  46. Арсланов Х.А., Ауслендер В.Г, Громова Л.И., Зубков А.И., Хомутова В.И. Палеогеографические особенности и абсолютный возраст максимальной стадии валдайского оледенения в районе Кубенского озера // Докл. АН СССР. 1970. Т. 195. № 6. С. 1395–1398.

  47. Lunkka J., Saarnisto M., Gey V., Demidov L., and Kiselova V. Extent and age of the Last Glacial Maximum in the south-eastern sector of the Scandinavian Ice Sheet // Global and Planetary Chang. 2001. Vol. 31. P. 407–425.

  48. Маккавеев А.Н. Рельефообразующая роль Белозерского ледника на примере окрестностей Ферапонтово (Кирилловский район Вологодской области) // Экологические и инженерно-геоморфологические проблемы Вологодской области. 1993. С. 91–101.

  49. Карта четвертичных отложений Европейской части СССР. м-б 1: 1.5 млн. / И.И. Краснов. М.: Министерство геологии СССР, 1974.

  50. Demidov I.N., Houmark-Nielsen M., Kjær K.H., Larsen L., Lyså A., Funder S., Lunkka J.P., and Saarnisto M. Valdaian glacial maxima in the Archangelsk district of Northwest Russia // Quaternary glaciations extent and chronology. Part 1: Europe. Elsevier. 2004. P. 321–336.

  51. Девятова Э.И. Природная среда позднего плейстоцена и ее влияние на расселение человека в Северо-Двинском бассейне и в Карелии. Петрозаводск: Карелия, 1982. 156 с.

  52. Останин В.Е., Атласов Р.Р., Букреев В.А., Левина Н.В. Краевые образования и граница валдайского оледенения в бассейне р. Ваги // Геоморфология. 1979. № 1. С. 72–76.

  53. Larsen E., Lysa A., Demidov I., Funder S., Houmark-Nielsen M., and Kjaer K. Age and extent of the Scandinavian Ice Sheet in north-west Russia // Boreas. 1999. Vol. 28. P. 115–132.

Дополнительные материалы отсутствуют.