Геоморфология и палеогеография, 2021, T. 52, № 2, стр. 39-51

ВВЕДЕНИЕ

Изучение особенностей структуры и рельефа краевых образований последнего оледенения актуально для решения вопросов палеогеографии позднего плейстоцена и выявления критериев прогнозирования залежей строительных полезных ископаемых в Кольском регионе. В четвертичном покрове региона одним из наиболее сложно построенных является участок вблизи пос. Умба. Здесь с целью определения особенностей ледниковой динамики и хода дегляциации, исследовались разрезы ледниковых отложений и морфология форм рельефа. Объектами исследования в районе работ были выбраны грядовый рельеф в районе оз. Нижнее Хлебное и д. Мосеево [1–3], а также участок холмистого рельефа северо-западнее пос. Умба [3–5]. Эти формы сложены моренами разных фаций, флювиогляциальными и лимногляциальными осадками общей мощностью 3–18 м и, реже, до 45 м и более.

Выбор объектов исследования обусловлен их расположением в районе на стыке разнородных аккумулятивных ледниковых образований. В северо-восточной части участка работ расположена островная ледораздельная Мунозерская возвышенность [6]. В юго-восточной части возвышенность сочленяется с фрагментом грядового рельефа Терских Кейв [1, 7, 8]. Юго-западнее возвышенности расположена обширная моренная равнина, поверхность которой осложняется участками грядового и грядово-холмистого рельефа. Изучение структуры этих разнородных форм актуально для определения особенностей ледниковой динамики, морфогенеза и дегляциации Кольского п-ова в ходе последнего оледенения.

Исследование отдельных фрагментов краевых образований и их корреляция в Кольском регионе [1, 2, 4, 9, 10], а также со смежными регионами [5, 11, 12] проводились наиболее активно последние тридцать лет. Большое значение имели работы по изучению особенностей дегляциации территории [1, 3, 7, 12]. В результате были разработаны две основные модели формирования конечно-моренного рельефа. По одной из них краевые зоны последнего оледенения связаны с краткосрочными периодами стабилизации края активного льда в периоды похолоданий и его скачкообразными перемещениями вперед с последующим отмиранием в периоды относительных потеплений [1, 3, 4, 6]. Другая модель связана с последовательным чередованием этапов деградации и стабилизации края активного ледника, имевших регрессивный характер [2, 5, 7, 11, 12]. Однако в рамках этой модели единой точки зрения на конфигурацию комплексов краевых образований, их корреляцию между собой и возраст на сегодня не существует.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Краевые образования изучались комплексом геолого-геоморфологических методов. На полевом этапе исследовались структурно-текстурные особенности ледниковых и водно-ледниковых осадков в 18 искусственных обнажениях: карьерах, расчистках на склонах гряд, шурфах. В полевых условиях с помощью набора стандартных сит диаметром 1–10 мм проводился гранулометрический анализ [13]. Цвет отложений определялся по колориметрической системе Munsell Soil Color Charts. Текстура ледниковых отложений детально исследовалась с помощью массовых замеров плоскостных (плоскости сланцеватости, границы слоистости) и линейных (длинные оси галек и валунов) элементов [14–16]. Всего в моренах на 15 участках в 10 обнажениях производилось по 50–100 замеров азимутов и углов падения полюсов сланцеватости и линейных элементов (длинных осей галек). При исследовании разрезов, вскрывающих несколько гляциоструктур, замеры производились отдельно для каждой из них. В случае исследования единой гляциоструктуры на площади 2 м² и более, замеры равномерно распределялись по вскрытой площади на 2–5 участках. Если обнажением был вскрыт фрагмент гляциоструктуры площадью менее 2 м², азимуты и углы падения замерялись из одного участка, число замеров сокращалось. В обнажениях с несколькими литологическими разностями морен структурные элементы в каждом слое измерялись отдельно. На камеральном этапе при помощи программы OpenStereo 0.1.2 строились структурные диаграммы на нижней полусфере равноплощадной сетки Шмидта [17]. На диаграммах выявлялась плоскость S₁, соответствующая максимуму на диаграмме полюсов сланцеватости морен. Эта плоскость указывает главное направление движения ледника [14]. На диаграмме линейных элементов плоскости S₁ часто соответствовали один или пара противоположных максимумов (направление a-линейности), что указывает на перемещение галек и валунов согласно направлению движения льда. Положение максимумов на диаграмме линейных элементов с разницей 75–90° от плоскости S₁ (b-линейность) указывает на ось главного нормального напряжения в теле ледника и на наличие перпендикулярных направлению движения льда систем растяжения или сжатия [14, 15].

В ходе полевых работ определялись морфологические характеристики ледниковых форм рельефа: длина, высота, крутизна склонов, ширина вершинной части и гребней гряд и ориентировка последних. Через отдельные формы рельефа проходились нивелирные ходы; в большинстве случаев использовались нивелирная рейка, рулетка длиной 30 м и компас, в отдельных случаях – теодолит. Краевые образования в камеральных условиях коррелировались с помощью анализа морфометрических показателей рельефа. Анализ проводился на площади 45 × 53 км по топографическим картам и с использованием цифровой модели рельефа ArcticDEM разрешением 2 м [18]. На участках площадью 1 км² определялись количество отдельных вершин, средняя высота склона и средняя длина. По этим показателям были вычислены средняя крутизна склонов и коэффициент вертикального расчленения рельефа (отношение крутизны склона к его высоте) [19]. Подсчет преимущественно производился по цифровой модели рельефа из-за ее большего соответствия рельефу местности, топографические карты использовались для проверки полученных результатов и на отдельных фрагментах при отсутствии данных цифровой модели. В программе Surfer 13 были построены морфометрические схемы [20]. Обобщенная схема морфометрических показателей вместе с полевым наблюдением отдельных форм послужила основой для корреляции краевых ледниковых образований. Преимущество данного метода обеспечивается тем, что конечно-моренный рельеф получает в ходе такого исследования точные численные характеристики, по которым он хорошо отличим от аккумулятивного рельефа равнин и рельефа, связанного с выступами коренных пород. Наличие базы данных морфометрических характеристик и возможность ее автоматической обработки значительно повышают точность исследования в сравнении с визуальным анализом цифровой модели рельефа или топографических карт. В будущем полученные морфометрические характеристики будут использованы при классификации ледникового рельефа на всей площади Кольского региона.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Краевые образования в районе работ исследованы в разрезах вблизи оз. Нижнее Хлебное и горы Сеньгора (полоса I), у д. Мосеево (полоса II) и северо-западнее пос. Умба (полоса III).

Аккумулятивные краевые образования полосы I в районе озера Нижнее Хлебное представлены двумя генерациями ледниковых осадков (A на рис. 1). К первой относится крупная гряда высотой до 25–35 м с асимметричными склонами (рис. 2а, 1). Склоны юго-западной экспозиции круче. С поверхности гряда сложена несортированными глинистыми песками оливкового цвета с гравием, галькой, валунами – чешуйчатой мореной с тонкой сланцеватостью, характерной для базальных морен. Анализ падения полюсов сланцеватости выявил уклон в юго-западном направлении, падение линейных элементов подтверждает это направление двумя отчетливыми максимумами a-линейности (рис. 2а, диаграммы 1, 2). Вторая генерация ледниковых осадков представлена небольшими моренными грядами высотой до 6–10 м (рис. 2а, 2). Эти формы имеют склоны крутизной до 20–32° и узкие гребни. Гряды разделены глубокими депрессиями, некоторые из них заняты озерами. Гряды сложены чешуйчатыми моренами с крутым (25°–35°) падением сланцеватости и слоистости. Небольшой размер гряд позволяет сопоставлять каждую из них с отдельной чешуей, выдавленной в ослабленную зону ледника, как описано в работах [14, 21–23].

Рис. 1.

Гляциоморфологическая схема юго-запада Кольского п-ова.

Отложения: 1 – чешуйчатые и складчатые морены, 2 – базальные морены с покрышкой абляционных морен, 3 – флювиогляциальные, 4 – морские, 5 – лимногляциальные; 6 – коренные породы; формы рельефа: 7 – конечно-моренные гряды, 8 – грядово-ячеистый рельеф, 9 – озовые гряды, 10 – параллельно-грядовые чешуйчатые массивы, 11 – полосы краевых образований, 12 – выступы кристаллического фундамента; прочие обозначения: 13 – скважины и значение мощности четвертичных отложений (м), 14 – геологические обнажения (буквенные обозначения связаны с рис. 2, 3), 15 – падение косых серий флювиогляциального материала (а), плоскостных элементов и складчатости в моренах (б), 16 – реки и озера.

Рис. 2.

Строение ледниковых отложений полос краевых образований I и II. Местоположение разрезов см. рис. 1.

Отложения: 1 – чешуйчатые краевые морены в гляциодислокациях, 2 – складчатые морены краевых гряд и базальные морены, 3 – абляционные морены, 4 – флювиогляциальные, 5 – морские, 6 – лимногляциальные, 7 – болотные и озерные торфы (а) и гиттии (б); 8 – зоны ассимиляции пород ледникового ложа; прочие обозначения на разрезах: 9 – номера слоев, 10 – участки структурных исследований (номера на разрезах соответствуют фактическому местоположению замеров и номерам диаграмм); обозначения на структурных диаграммах: 11 – реконструкция направления давления ледника по структурным данным, 12 – проекции плоскостей крыльев складок (а) и полюсов плоскостей слоистости (б). Все структурные диаграммы построены на нижней полусфере сетки Шмидта. Пары структурных диаграмм с одинаковым номером отражают ориентировку полюсов сланцеватости и слоистости (диаграммы а) и ориентировку длинных осей крупных обломков в морене (диаграммы б). Фрагменты (а) и (б) построены на основе данных шурфов и расчисток глубиной до 2.5 м, фрагмент (в) отражает фактическое вскрытое строение гряды, фрагмент (г) построен на основе двух расчисток глубиной до 8.5 м.

В пределах Мунозерской возвышенности этой полосе соответствует несколько чешуйчато-надвиговых массивов в районе крупного холма у горы Сеньгора [6]. В районе оз. Малое Сеньозеро (Б на рис. 1) это параллельно-грядовый, ступенчатый рельеф, осложненный многочисленными термокарстовыми западинами. Гряды представляют собой серию надвигов-чешуй, прислоненных друг к другу и сложенной чешуйчатой мореной оливкового цвета с углами падения слоистости и сланцеватости 18–30° (рис. 2б, диаграммы 3, 4). Гляциодислокации имеют значительную мощность – 15–30 м и более.

Краевые образования полосы II (моренная гряда высотой 5–15 м) исследованы в районе д. Мосеево. Один из разрезов гряды расположен на берегу Белого моря в 0.7 км к юго-востоку от д. Мосеево (В на рис. 1). В строении гряды участвует абляционная морена – несортированная гравийно-галечная смесь с валунами, связанная песками и алеврито-глинистым материалом (мощность до 0.7 м). Ниже по разрезу залегают лимногляциальные глины и суглинки (мощность до 0.25 м) и флювиогляциальные пески разнозернистые, с гравием и галькой (мощность до 0.2 м) (рис. 2в, слои 1–3). В ядре гряды установлена морена, представленная разнозернистыми глинистыми серо-коричневыми песками, несортированными, с гравием, галькой и валунами. Эта морена имеет сланцеватую текстуру, которая проявляется в виде тонкой плитчатой отдельности (с толщиной плиток 0.2–0.5 см) и тонких прослойков песка светло-серого цвета. Падение сланцеватости по всей толще установлено в юго-западном направлении. Ориентировка линейных элементов морены обнаруживает симметричные максимумы b-линейности, что свидетельствует о наличии системы поперечных напряжений в теле ледника (рис. 2в, диаграммы 5, 6).

В интервале 0.4–0.8 м выше подошвы морена насыщена мелкозернистыми песками красноватого цвета, залегающими ниже. Морена здесь представляет собой ассимиляционный тип гляциодинамической зоны контакта активного ледника и ложа [23, 24]. Ниже участков скопления крупных валунов отмечаются текстуры захвата в виде линз сложной формы (рис. 2в, слой 5). Породы ледникового ложа в разрезе представлены горизонтально слоистыми песками красновато-коричневого цвета. В интервале 0.4–0.6 м от кровли слоя отмечаются деформации его первичной слоистости.

Второй фрагмент гряды расположен в 4 км к северо-западу от д. Мосеево (Г на рис. 1). Здесь в строении участвуют абляционная морена мощностью от 2 до 6 м, флювио- и лимногляциальные отложения мощностью до 1.2 м и толща складчатой морены мощностью более 3.5 м, с ярко выраженной гляциодинамической зоной контакта активного ледника и его ложа. Эта зона представлена крупной лежачей складкой волочения, в которую включены пески и песчано-гравийные смеси красновато-коричневого цвета. Падение осевой плоскости складки и ее крыльев совпадает с азимутом падения сланцеватости и длинных осей галек складчатой морены в юго-западном направлении (рис. 2г, диаграммы 7–9). Восточнее гряды на абс. отметках 40–95 м развиты покровные зандровые пески. На юго-западной периферии Мунозерской возвышенности полосе II соответствует крупный чешуйчато-надвиговый массив в районе горы Виловатая [6].

К краевым образованиям полосы III относятся холмистый и грядовый рельеф, а также флювиогляциальные дельты на дистальных окончаниях озовых гряд к северо-западу и северу от пос. Умба. О строении холмистого рельефа краевой зоны можно судить по обнажениям в карьере у р. Пила (Д на рис. 1), ранее изученном В.Я. Евзеровым [4]. Карьер заложен в центральной части крупного холма с плоской вершиной, относительной высотой до 20 м. Здесь вскрыта складчатая морена, с поверхности представленная песком алевритистым, с гравием и галькой, в нижней части слоя с многочисленными тонкими линзами песка мелкозернистого и линзами песчано-гравийной смеси. Морена дислоцирована, имеет неоднородную мощность от 1.2 до 3.5 м. В нижней части слоя увеличивается содержание глинистых частиц. Морена залегает на флювиогляциальных песках и песчано-гравийных смесях мощностью свыше 4 м. Донные осадки заключены в крупную перевернутую складку с пережатым ядром (рис. 3д). Крылья этой структуры осложняются небольшими складками качения и затягивания материала. Шарнир и крылья гляциоскладки падают по азимуту 25°–205° (рис. 3д, диаграмма 3). Подобные значения получены и в ходе анализа падения слойков в морене (рис. 3, Д, диаграмма 1). Шарниры складок качения на контакте морены и флювиогляциальных осадков ориентированы по азимутам 100°–280°, что может указывать на наличие поперечных напряжений в краевой зоне (рис. 3д, диаграмма 2).

Рис. 3.

Строение ледниковых отложений полосы краевых образований III и моренной равнины.

Местоположение разрезов приведено на рис. 1. Усл. обозначения см. рис. 2. Фрагмент (д) построен по трем расчисткам глубиной до 4 м и с использованием материалов [4], фрагменты (е), (ж) и (з) отражают фактическое вскрытое строение.

Для краевой зоны полосы III характерны озы и флювиогляциальные дельты. Например, озовая гряда Вересельга [9], которая ориентирована перпендикулярно краевой зоне оледенения и относится, таким образом, к радиальным озам. Грядовый рельеф оза на отдельных участках сменяется овальными в плане площадками, которые в 5–7 раз шире грядовых участков и ниже их на 10–30 м. Грядовые участки сложены флювиогляциальными песчано-гравийными и гравийно-валунными смесями, с поверхности перекрытыми абляционной мореной. Площадки сложены дельтовыми отложениями: косослоистыми песками мелко- и среднезернистыми, с прослоями песков глинистых. Падение косых серий установлено в юго-восточном направлении.

В строении моренной равнины, расположенной между полосами краевых образований, преобладают базальные морены с прерывистой надстройкой из морен абляционной перлювиальной фации, флювиогляциальных отложений, лимногляциальных, озерных и морских осадков. Базальные морены имеют среднюю мощность 1–3 м, состоят из песков разнозернистых, алевритистых, с гравием, галькой, валунами, обладают характерной зеленовато-серой окраской и сланцеватой текстурой с тонкими линзами мелкозернистых песков. Типичный разрез моренной равнины можно наблюдать в карьере в 4 км севернее пос. Умба (Е на рис. 1). Здесь вскрывается строение площадки на абс. отметках 28–32 м. Базальная морена залегает с поверхности, имеет мощность до 2.2 м и представлена песком глинистым зеленовато-серого цвета, разнозернистым, с гравием, галькой, валунами. Слой имеет сланцеватую текстуру, содержит большое число линз толщиной 1–3 см песка желто-серого, мелко- тонкозернистого. Сланцеватость и линзы образуют выраженный рисунок течения, огибая валуны и крупные гальки (рис. 3е, слой 1). Насыщение морены линзами песка и глинистыми частицами неоднородное. Ниже морены залегают пески светло-серые, тонкозернистые, сортированные и алевриты темно-серого цвета с зеленоватым оттенком. Контакт слоев осложнен многочисленными клиньями и относится к ассимиляционному типу гляциодинамической зоны [16, 23, 24]. Структурный анализ сланцеватости и слоистости морены и падения длинных осей галек указывает на перемещение материала по азимуту 290°–110° (рис. 3е, диаграмма 5). Пачка песчано-алевритовых отложений ниже морены дислоцирована. Она смята в лежачие и запрокинутые небольшие складки волочения, флексуры, инъективные формы. Общее падение дислокаций в толще по азимуту 72°–113° и под углами 14°–86° подчеркивается слойками алевритов (рис. 3е, слой 2, а, б, в, диаграмма 4).

В юго-восточной части моренной равнины были изучены несколько однотипных разрезов в карьерах и придорожных выемках (Ж, З на рис. 1). Современный рельеф здесь повторяет неровности поверхности кристаллического фундамента. Ледниковые отложения небольшой мощности (до 4 м) залегают плащеобразно на склонах крупных холмов. Иногда их поверхность осложняют гряды высотой до 3 м. Ледниковые осадки имеют двучленное строение. С поверхности залегают абляционные морены перлювиальной фации мощностью до 1 м, представленные разнозернистыми несортированными песчано-гравийными смесями с валунами и глинистыми частицами. Эти же отложения участвуют в строении небольших гряд и валов, где их мощность повышается до 3 м (рис. 3з). Ниже по разрезу залегают базальные морены, сложенные песками глинистыми, несортированными, с гравием и галькой, имеющими сланцеватую текстуру. Структурный анализ сланцеватости указывает на перемещение ледникового материала преимущественно с запада на восток (рис. 3ж-з, диаграммы 7а, 8). Распределение максимумов линейных элементов галек и валунов базальной морены иногда не обнаруживает закономерностей в распределении линейности (рис. 3ж, диаграмма 7б), что больше характерно для абляционных морен (рис. 3ж, диаграмма 6).

Морфометрические характеристики рельефа позволяют проследить три выделенные полосы краевых образований по всему участку работ (рис. 1). Рельеф краевых образований отчетливо выделяется по повышенному количеству вершин отдельных форм на единицу площади (в 1.5–2.5 раза больше, чем на прилегающей моренной равнине), а также за счет того, что высота и крутизна склонов здесь в 1.5–2 раза больше (табл. 1). Коэффициент вертикальной расчлененности рельефа полос краевых образований обычно составляет 0.8–1.35, а на прилегающей моренной равнине он достигает 0.65–0.85 и редко превышает значение 1.2. Схожие морфометрические показатели установлены и для краевых образований в пределах Мунозерской возвышенности. Однако из-за широко развитого здесь грядово-ячеистого рельефа [6] морфометрические показатели краевых образований выглядят здесь не так контрастно. Кроме надежной идентификации рельефа краевых образований анализ морфометрических показателей современного рельефа позволил выявлять положительные формы, выраженные за счет рельефа поверхности коренных пород. Такие формы имеют в 2–4 раза большую среднюю длину и высоту склонов, число вершин меньше в 4–10 раз, чем на участках распространения ледникового аккумулятивного рельефа. Коэффициент вертикального расчленения не превышает 0.15–0.26, что в 3–5 раз меньше, чем у аккумулятивных ледниковых форм (табл. 1).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Краевые ледниковые образования в районе работ формировались в зоне действия Беломорского ледникового потока Скандинавского ледникового покрова последнего оледенения [1, 2, 5, 7, 9, 12, 25]. Ледниковый морфогенез происходил в течение нескольких фаз стабилизации ледникового покрова в эпохи древнейшего (DR 1) и древнего (DR 2) дриаса [5, 11, 12].

Специфика строения краевых образований региона заключается в повсеместном развитии гляциодислокаций: чешуй, надвигов и гляциоскладок, которые обычно слагают деформированные чешуйчатые и складчатые краевые морены с участками ассимиляции рыхлых пород ледникового ложа [16, 23, 24]. К предпосылкам формирования гляциодислокаций в краевых зонах относится малая (до 45 м) мощность рыхлых ледниковых или морских отложений, залегающих на жестком основании из коренных пород. Эти осадки находились под телом ледника в краевой зоне мерзлых пород ледникового ложа [21, 23]. Направление отторжения крупных блоков пород ложа и выдавливания их в чешуи или смятия в складки было задано системой напряжений и трещиноватости ледника в связи с близостью его активного края.

Для краевых образований полосы I характерны крупные гляциоскладки и надвиги, причем количество чешуй и надвигов возрастает в пределах Мунозерской ледораздельной возвышенности. В краевых образованиях полосы II похожие по строению гляциодислокации развиты только в пределах возвышенности. В пределах моренной равнины развиты гляциоскладки небольших гряд, подобные исследованным у д. Мосеево. Краевые образования полосы III представлены складчатыми краевыми моренами с флювиогляциальными отложениями. Таким образом, в строении комплексов краевых образований юго-западных склонов возвышенности обнаруживается характерная черта – доминирование дислоцированных чешуйчатых морен краевых зон, что в целом характерно для фронтальных краевых макроформ рельефа, либо для периферии островных ледораздельных возвышенностей [14, 23]. Краевые образования в пределах равнины сформированы преимущественно складчатой краевой мореной. В строении краевых образований не установлены насыпные конечно-моренные образования, с которыми ранее, например, соотносились аккумулятивные образования полосы II [1, 3, 6].

Во время фазы стабилизации, соответствующей полосе краевых образований I, крупный ледниковый поток активно двигался по котловине Белого моря в юго-восточном направлении [2, 5, 11, 12, 25]. На северной периферии этого потока происходило выжимание насыщенного обломочным материалом льда в северо-восточном и северном направлении. Формировались крупная конечно-моренная гряда у озера Нижнее Хлебное и чешуйчатый массив параллельно-грядового рельефа в районе г. Сеньгора на Мунозерской возвышенности (рис. 4). Этот процесс мог сопровождаться несколькими осцилляторными подвижками активного края ледника. В ходе них происходили повторные выжимания пластин моренонасыщенного льда и их последующее наложение на ранее сформированные гляциоструктуры и небольшие блоки мертвого льда. С этим процессом могут быть связаны небольшие гряды у юго-западного склона конечно-моренной гряды у озера Нижнее Хлебное. На юго-западных склонах Мунозерской возвышенности таким подвижкам соответствует грядово-холмистый рельеф к западу от горы Сеньгора. Восточнее района работ полоса краевых образований I традиционно сопоставляется с грядами Терских Кейв [1, 3, 5, 8, 11, 12]. Однако установленное строение полосы не коррелируется со строением Терских Кейв восточнее района работ, где преобладают флювиогляциальные отложения [7, 8].

Рис. 4.

Гляциодинамическая схема юго-запада Кольского п-ова.

1 – ледораздельная возвышенность (по [6]), 2 – моренная равнина; границы распространения активного ледника во время: 3 – фаз деградации ледникового покрова, 4 – фаз в котловине Белого моря (с использованием [2, 5, 11, 25]), 5 – осцилляций на полуострове, 6 – осцилляций в котловине Белого моря; 7 – направление движения Беломорского ледникового потока; 8 – направления перемещения льдов, установленные по геологическим данным; 9 – поднятия коренных пород, выступавшие в роли ледоразделов; 10 – аккумулятивные формы ледораздельной возвышенности; 11 – озовые гряды.

Во время формирования полосы II произошло значительное сокращение объема ледникового потока в котловине Белого моря [2, 3, 12, 25]. На его динамику оказывали воздействие поднятия ледникового субстрата, например, массива п-ова Турий (рис. 4). Гряды у д. Мосеево формировались на северо-восточной периферии ледникового потока. Общее течение льда во время этой фазы сокращения установлено по падению гляциоструктур моренной равнины и по ориентировке гляциоскладок в ядре гряд. Восточнее п-ова Турий ледник двигался преимущественно на восток, а в районе пос. Умба на юго-восток. В том, что во время этой фазы происходили осцилляторные подвижки, указывает грядово-холмистый рельеф, обрамляющий чешуйчатый параллельно-грядовый массив в районе горы Виловатая. На территории моренной равнины признаки нескольких осцилляций установлены по морфометрическим данным. Осцилляциям соответствуют участки с повышенными показателем числа вершин на единицу площади и коэффициентом вертикального расчленения рельефа (табл. 1).

Во время формирования полосы III произошло полное омертвление ледникового потока в котловине Белого моря. Массив мертвого льда быстро разрушался и уже в аллерёде в этот район проникали морские воды [3]. Краевая зона сместилась севернее пос. Умба; давление лопасти активного ледника происходило в южном направлении. Для этой фазы сокращения характерны осцилляторные подвижки, во время которых сформировались несколько полос грядово-холмистого рельефа восточнее оз. Канозеро. Серия площадок, сложенных флювиогляциальными дельтовыми отложениями (не менее трех), расположенных по простиранию озовой гряды Вересельга, также может свидетельствовать о поэтапном сокращении ледникового покрова во время этой фазы [26].

Анализ положения установленных в районе работ полос краевых образований указывает на скачкообразное смещение краевой зоны на 25–50 км в пределах котловины Белого моря и на 10–20 км в пределах моренной равнины. В пределах Мунозерской возвышенности и на ее склонах, а также в районе озера Нижнее Хлебное – д. Мосеево полосы краевых образований сближаются до 2–8 км. Это позволяет сделать вывод о разнородном характере дегляциации в районе исследований. В пределах Беломорской котловины и моренной равнины она носила черты ареальной, а в пределах возвышенности преобладала фронтальная дегляциация. На равнине происходило отчленение достаточно узких полос мертвого льда с последующим их распадом на отдельные блоки. На месте частично вытаявших блоков формировались небольшие приледниковые водоемы, которые соединялись между собой, и уровень которых постепенно понижался.

Ключевым положением установленной схемы дегляциации является утверждение, что лопасть активного Беломорского ледникового потока последнего оледенения долгое время продвигалась в восточном направлении. Это, однако, противоречит гипотезам, основанным на быстром таянии льдов в котловине Белого моря [7]. Постепенное смещение закономерно построенных полос краевых образований не поддерживает и гипотезу о краткосрочных периодах стабилизации края льда в периоды похолоданий и его скачкообразных перемещениях в периоды относительных потеплений [1, 3, 4, 6]. В то же время рассмотренная модель дегляциации в общих чертах наследует и значительно уточняет ряд более ранних построений [5, 11, 12].

Установленное в ходе исследований положение полос краевых образований, а также предлагаемая модель дегляциации впервые основываются на подробном фактическом материале по геологическому строению и морфологии ледникового рельефа. Это позволило сделать вывод о том, что краевые образования, ранее относившиеся к западному сегменту Терских Кейв [1, 3, 7], состоят минимум из двух фазиальных краевых комплексов (полосы I и II) и сопровождаются многочисленными осцилляторными формами. Структура и морфология данных краевых образований не согласуются со строением Терских Кейв восточнее района работ [8]. Подтверждено участие изученных краевых образований в строении юго-западного склона Мунозерской возвышенности, что не противоречит ранее предложенным гипотезам о фронтальном [2], или о ледораздельном генезисе этой макроформы [6]. Предложенная конфигурация полос краевых образований в районе работ хорошо согласуется с данными о строении ледниковых осадков в котловине Белого моря [2, 25].

ВЫВОДЫ

Новые геолого-геоморфологические данные о ледниковых отложениях юго-запада Кольского п-ова позволили установить следующее:

1. Краевые образования составляют три полосы, две из которых окаймляли северную и северо-восточную периферию активного Беломорского ледникового потока, а третья формировалась на юго-восточном окончании ледниковой лопасти, не достигавшей котловины современного Белого моря в рассматриваемом районе. Полосы краевых образований соответствуют трем фазам сокращения ледникового покрова, каждая из которых сопровождалась серией осцилляций.

2. В строении краевых образований наблюдаются схожие черты: значительная гляциотектоническая переработка ледниковых отложений, доминирование чешуйчатых краевых морен в пределах возвышенности и складчатых краевых морен в пределах равнины, присутствие следов воздействия на рыхлые породы ледникового ложа.

3. Гляциоструктурам краевых зон соответствует специфический аккумулятивный рельеф. В пределах возвышенности он представлен массивами параллельно-грядового рельефа, в пределах равнины развиты грядовый и грядово-холмистый рельеф.

4. Аккумулятивный рельеф краевых зон наиболее надежно идентифицируется по морфометрическим показателям: высоте, крутизне склонов, повышенному показателю числа вершин (12–25 на 1 км²) и высокому коэффициенту вертикального расчленения рельефа (свыше 0.8).

5. Дегляциация в депрессии Белого моря и на большей части равнины имела черты ареальной. На юго-западном склоне Мунозерской возвышенности, в районе оз. Нижнее Хлебное и д. Мосеево дегляциация имела черты фронтальной.

Новые данные о строении и морфологии ледникового рельефа будут использованы в дальнейшей работе по созданию гляциодинамической схемы Кольского региона и схемы корреляции краевых образований в северо-восточном секторе Скандинавского ледникового покрова.