Последствия климатических изменений четвертичного периода в Кольском регионе (на примере поздневалдайского оледенения и голоцена)

НАУКИ О ЗЕМЛЕ

ГЕОЛОГИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ

УДК 551.794.9+613

ПОСЛЕДСТВИЯ КЛИМАТИЧЕСКИХ ИЗМЕНЕНИЙ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА В КОЛЬСКОМ РЕГИОНЕ

В. Я. Евзеров

ФГБУН Геологический институт КНЦ РАН

Аннотация

На примере образований поздневалдайского оледенения показано, что быстрое освобождение ото льда территорий, занятых покровными ледниками, достигалось посредством ареальной дегляциации, вызванной межстадиальными потеплениями. В голоцене чередовались потепления и похолодания. Материалы изучения голоценовых осадков свидетельствуют о господстве в межледниковых условиях физического и физико-химического выветривания, незначительном снижении поверхности региона под влиянием эрозии, появлении горных ледников при похолоданиях и увеличении скорости осадконакопления в небольших озерах при потеплениях. В засушливые периоды формировались дюны. С увеличением влажности они зарастали, при ее последующих уменьшениях растительные покровы дюн частично разрушались. Ключевые слова:

четвертичный период, климат, поздневалдайское оледенение, голоцен, Кольский регион.

EFFECTS OF QUATERNARY CLIMATIC CHANGES IN THE KOLA REGION

Vladimir Y. Evzerov

Geological Institute of the KSC of the RAS

Abstract

The Quaternary climatic changes led to repeated alternations of glaciations and interglacials. For a few tens of thousands years, the glaciations occupied extensive areas within the Eurasia and melted. The study of the Late Valdai glaciation formations showed that rapid deglaciation of the territory was achieved due to the interstadial warming. The latter resulted in separation of extensive peripheral ice masses from the main body of the active ice and the subsequent rapid melting of dead ice. During the Late Valdai glaciation deglaciation of the territory from the Kanin Peninsula to the foot of the Scandinavian mountains took only about 11 thousand years. Obviously, the areal deglaciation was typical of all older Quaternary glaciations, considering their short duration.

In the Holocene, which many researchers fairly consider as an analogue of the Interglacial, warmings and coolings took place as well. During the coolings mountain glaciers appeared. Throughout the entire period, when and soil formed, mainly frosty and physical-chemical weathering of crystalline rocks occurred. A weak manifestation of chemical weathering entailed a slight change in the relief due to the erosion. During the Holocene tundra vegetation of the Young Dryas gave way to forest-tundra and then to forest vegetation. During the coolings in the north and east of the region there was the tundra, changing to the south-west into forest-tundra, which, in turn, was replaced by the vegetation of the northern taiga. During the warming all vegetation zones shifted to the north-east, and the northern part of the region was occupied by the forest-tundra. In small lakes mineragenetic sediments gave way to organogenic ones with the warming. The warming resulted in to an increase of the lake bioproductivity and, as a rule, in a rise of the sediment accumulation rate. In dry periods dunes were formed; they overgrew with vegetation as the humidity increased. In subsequent droughts the dune vegetation covers were partly destroyed.

Keywords:

the Quaternary, climate, the Late Valdai glaciation, the Holocene, Kola region. Введение

Кольский регион включает в себя территорию Мурманской обл. и прилегающие к ней шельфы Баренцева и Белого морей. В четвертичный период в Евразии неоднократно развивались покровные оледенения, одним из центров которых являлись расположенные сравнительно недалеко от Кольского региона Скандинавские горы. Покровные ледники в основном

É ассимилировали рыхлый материал, лежащий на кристаллическом фундаменте, «стирая» тем самым полностью или частично следы предшествующих событий. Поэтому в рассматриваемом регионе обнаружены только относительно молодые четвертичные отложения.

В настоящее время в четвертичной геологии все стратиграфические схемы привязываются к «морским изотопным стадиям» (МИС), выделенным по результатам изучения фораминифер и соотношения в них изотопов кислорода. Всего в четвертичном периоде выделено 103 стадии, их общая продолжительность составляет около 2.6 млн лет, некоторые подразделяются на подстадии. Наиболее достоверны сведения о продолжительности последних 21 стадии [1]. Согласно этим данным, на оледенения максимально приходится до 60 тыс. лет, а на межледниковые периоды - чуть более 60. Покровные ледники занимали обширные пространства на Евразийском континенте, причем их распространение и исчезновение происходило в течение небольших отрезков времени. Близкую длительность имели и межледниковые периоды, в течение которых местами могли сохраняться только горные ледники.

Четвертичные отложения Кольского региона можно отнести только к последним 7 стадиям, охватывающим примерно 244 тыс. лет. За этот период ледниковые климатические обстановки, включающие межстадиальные потепления и стадиальные похолодания, чередовались с межледниковыми. Последние имели место в МИС 7 (190-244) и подстадии 5e (11). В качестве аналога межледниковья, на наш взгляд, вполне обоснованно многие исследователи рассматривают голоцен (МИС 1), события которого можно реконструировать более или менее полно.

Покровные оледенения, охватывающие всю или почти всю территорию региона, имели место в МИС 6 (130-190), вероятно, в подстадии 5b (85-93) и в МИС 2 (11-24 или 14-29). Детально исследованы только отложения, соотнесенные с МИС 2. Более древние ледниковые образования встречаются крайне редко. Это обстоятельство не позволяет составить даже приближенное представление об их эволюции. Что касается межледниковых отложений, то в абсолютном большинстве местонахождений обнаружены и хорошо палеонтологически изучены только морские осадки. В общих чертах намечены тенденции развития растительности и эволюции бассейна Белого моря [2-5 и др.].

В дальнейшем изложении внимание сконцентрировано на материалах по ледниковым отложениям поздневалдайского покровного оледенения и по аналогу межледниковий - голоцену.

Краткие сведения о современном климате региона

Поскольку все климатические реконструкции основываются на сравнении климатов прошлого с климатом современным, целесообразно дать его общую характеристику, содержащуюся в работе Б. А. Яковлева [6]. Почти весь рассматриваемый регион расположен за полярным кругом и относится к атлантико-арктической зоне умеренного пояса. Зима здесь продолжается 5 месяцев (XI-III), весна - 2 (IV-V), лето - 3 (VI-VIII) и осень - 2 месяца (1Х-Х). Средняя годовая температура воздуха в большей части территории региона составляет -1 °C.

Здесь и далее в скобках указаны примерные возрасты «морских изотопных стадий» и подстадий в тысячах лет.

В горных районах она опускается до -3 °С и поднимается выше нуля лишь на крайнем северо-западе и на побережье Кандалакшского залива. Зимой температура воздуха, как правило, изменяется в пределах от 0 до -15 °С. Сильные морозы и оттепели одинаково редки. Летом наиболее низкая средняя температура (+7 °С) отмечается на побережьях Баренцева и Белого (частично) морей, а самая высокая (+11 °С) - во внутренних областях региона. Весной и осенью влияние обоих морей становится несущественным. Влажность воздуха высока на протяжении большей части года. Она наиболее велика в горах и в восточной части п-ова, где для омывающего его моря характерна самая низкая температура поверхности воды.

Глубина сезонного промерзания песчаных и сухих грунтов в самые холодные зимы достигает 3-3.5 м, а влажных и плотных - менее 2 м. Многолетняя мерзлота отличается неустойчивостью и распространена в виде островков, которые большей частью приурочены к торфяным буграм. Наиболее благоприятен для ее сохранности северо-восток полуострова с его тундровой растительностью и маломощным снежным покровом вследствие сильных зимних ветров [7]. Систематическое как сезонное, так и суточное замерзание и оттаивание воды в сравнительно крупных трещинах и порах пород ведет к разрушению последних. Сведения о количестве дней в году, в течение которых происходят переходы температуры через 0 °С, для большей части Кольского п-ова отсутствуют. В Хибинских тундрах, по данным метеостанции «Юкспор», такие переходы имеют место в течение 46 суток в год [8]. На большей части Кольского п-ова выпадает в год 400-450 мм осадков. Лишь в горных районах Хибинских и Ловозерских тундр оно возрастает до 600 мм в год и более. От 52 до 60 % осадков приходится на долю снега. Устойчивый снежный покров образуется в ноябре, а сходит в мае.

Имея представление о современном климате, обратимся к рассмотрению позднего плейстоцена и голоцена, который, как отмечалось, рассматривается в качестве аналога межледниковых эпох. Зональная стратиграфическая схема верхнеплейстоцен-голоценовых отложений Северной Европы приведена в обстоятельной статье А. Ю. Шараповой [9]. Согласно этой схеме, в позднем плейстоцене выделяются ранний дриас, бёллинг (12 тыс. лет), средний дриас (11.8-12), аллерёд (11-11.8) и поздний дриас (10.3-11.0), а в голоцене - пребореальный (9.0-10.0), бореальный (8.2-9.0), атлантический (5.2-8.2), суббореальный (2.3-5.2) и субатлантический периоды.

Поздневалдайское оледенение

Поздневалдайское оледенение (МИС 2) достигло максимального распространения в Кольском регионе около 20 тыс. лет назад. Его границы выделены по геологическим и геоморфологическим материалам [11-13]. Достаточно подробно выяснена зависимость характера деградации ледникового покрова от климатических изменений. Дегляциация территории протекала в условиях циклических вариаций климата разного ранга. Изменения климата установлены посредством детальных исследований различными методами ледниково-морских, пресноводных и глубоководных морских осадков [14, 15]. Каждая из вариаций продолжительностью от 0.5 до 2 тыс. лет включала в себя сравнительно быстрое потепление и последующее постепенное или ступенчатое похолодание.

По причине низкоградиентного характера поверхности ледника в периоды межстадиальных потеплений в Кольском регионе происходило отчленение от основного массива льда обширных периферических областей ледникового покрова [16]. В течение этих же периодов край динамически активного льда при благоприятных геоморфологических условиях контактировал с возникавшими или уже существовавшими в это время приледниковыми водными бассейнами. Высокая теплоемкость воды приводила к быстрому совмещению ледяного берега с линией нулевого баланса масс ледника и длительному сохранению его довольно

В скобках указан примерный возраст периодов бёллинга, среднего дриаса, аллерёда и позднего дриаса по [10], возраст остальных периодов - по А. Ю. Шараповой [9].

стабильного положения. Вследствие этого создавались условия для накопления у крутого ледяного берега мощных толщ флювиогляциальных осадков. Впоследствии, при полном освобождении территории ото льда, эти толщи проявлялись в рельефе в виде гряд насыпных краевых образований, так называемых маргинальных озов.

Край активного льда в Кольском регионе не удалялся сколько-нибудь значительно от области накопления предкраевых толщ флювиогляциальных осадков. Его отступление составляло менее 1 км [17, 18]. Незначительное проявление фронтальной дегляциации подтверждается отсутствием озерно-ледниковых осадков в основании всех изученных нами разрезов отложений озерных котловин центральной и восточной частей Кольского п-ова [18, 19]. Оно, несомненно, является следствием суровых климатических условий, в которых протекала дегляциация региона. В позднем валдае, на протяжении которого климат в окрестностях ледникового покрова повсеместно был холоднее современного [14, 20], на Кольском п-ове он, очевидно, отвечал наименее суровому арктическому. Во время стадиальных похолоданий ледник, наступая, в той или иной степени деформировал гряды насыпных краевых образований, если таковые оказывались на пути перемещения льда. При максимальном распространении ледника в каждую из стадий он образовывал перед своим краем гряды напорных морен, если поверхность ледникового ложа была наклонена в направлении перемещения льда. Если же ложе было наклонено навстречу движению льда, то перед его краем возникало приледниковое озеро, и наряду с напорными грядами формировались флювиогляциальные дельты [18, 21].

В Кольском регионе в течение каждого межстадиально-стадиального климатического цикла у края активного льда создавался пояс маргинальных ледниковых образований, состоящий из двух полос краевых гряд - внутренней и внешней. Внешняя полоса, наиболее удаленная от центрально-ледниковой области, всегда возникала после внутренней [21, 22]. Расположение краевых поясов региона и некоторых других ледниковых образований, в основном отражающих направления движения льда в заключительные этапы эволюции Скандинавского ледникового

щита, показано на рис. 1. Синей штриховкой на рис. 1 показана площадь периферического

*

массива льда, отделившегося от активного ледника в бёллинге. В центральной части схемы замкнутые и полузамкнутые контуры, отражающие положение края льда в различные этапы эволюции ледника (условные обозначения 8 и 9), приурочены к Хибинскому (на западе) и Ловозерскому горным массивам.

За период деградации поздневалдайского ледникового покрова сформировалось три пояса краевых образований: I, II и III. Судя по результатам палеогеографических исследований, формирование пояса III происходило в связи с потеплением, имевшим место между 16.1 и 14.7 тыс. лет до настоящего времени (н. в.), и последующим похолоданием в интервале от ~14.7 до 13.4-12.9 тыс. лет до н. в. [14, 15, 22]. Образование маргинальных поясов II и I отвечает климатическим ритмам: бёллинг (около 13 тыс. лет до н. в.) - средний дриас (около 12.5 тыс. лет до н. в.) и аллерёд (примерно 11.8-11 тыс. лет до н. в.) - поздний дриас (—11—10 тыс. лет до н. в.) соответственно. Гряды внешней полосы пояса I есть непосредственное продолжение краевой зоны Тромсё - Линген Норвегии, имеющей возраст 10-11 тыс. лет до н. в. [26]. На образование гряд внешней полосы пояса II в период среднего дриаса указывают результаты датирования залежи озерно-ледниковых глин палеомагнитным методом [27, 28].

На заключительном этапе деградации поздневалдайского ледяного щита, охватывающем промежуток времени от позднего дриаса до начала бореала (около 9.5 тыс. лет назад), монолитное тело ледника было расчленено протяженными морскими заливами, и постепенно лед растаял. Его таяние продолжалось примерно 2 тыс. лет.

* Схема составлена по материалам В. Рамзая [11], А. А. Полканова [23], М. А. Лавровой [2],

A. А. Никонова [24], В. Я Евзерова и Ю. Г. Самойловича [13], В. Я. Евзерова и С. Б. Николаевой [22],

B. Я. Евзерова [25].

Рис. 1. Схема распространения ледниковых образований Кольского региона:

1 - гряда краевая и межлопастная напорно-насыпной морены; 2 - гряда напорной морены; 3 - маргинальный уступ; 4 - флюта; 5 - друмлин; 6 - ледниковый шрам; 7 - островная возвышенность; 8 - положение края ледника (или отдельной лопасти) при формировании насыпных конечно-моренных гряд внутренней полосы маргинального пояса в период межстадиального потепления; 9 - то же при образовании напорных конечно-моренных гряд внешней полосы маргинального пояса в период стадиального похолодания; 10 - территория распространения монолитного массива мертвого льда, сохранившегося ко времени ледниковой экспансии в среднем дриасе

Большой интерес представляет территория, в пределах которой располагался мертвый лед, отделившийся от основного массива льда в бёллинге (на рис. 1 она заштрихована). Основная масса мертвого льда в бёллинге же и стаяла. В итоге освободились ото льда приустьевые участки рек, впадающих в Белое море, и котловины крупных озер, расположенных на юге. Накопление органики в оз. Бабозеро началось 12630 ± 400 лет назад. Лесотундровая растительность с березой выросла здесь около 10 тыс. лет назад [29]. Что касается котловин малых озер, то они оставались заполненными льдом вплоть до следующего межстадиального потепления в аллерёде [19]. Ко времени реактивации покровного ледника в среднем дриасе небольшой монолитный массив

мертвого льда сохранился только в приустьевой части р. Вороньей (рис. 1). О дегляциации путем таяния мертвого льда свидетельствует отсутствие на всей упоминавшейся площади ленточных глин и кластогенных озерных алевритов, накапливающихся перед отложением органогенных образований. Эти осадки не были обнаружены ни в одной из большого количества разбуренных озерных котловин и ни в одном естественном обнажении. Отметим, что ранее Д. Шо, который детально изучил ледниковые отложения центральной Швеции, пришел к выводу о том, что дегляциация района, протекавшая в суровых климатических условиях, осуществлялась посредством таяния мертвого льда [30].

В 10 км к югу от основного ансамбля форм внешней полосы маргинального пояса II развита напорная моренная гряда, вытянутая вдоль берега Белого моря. Она сформировалась, вероятно, вследствие повторной, более слабой реактивации ледника. Следы этой реактивации установлены и в ряде других мест.

Во время оледенений огромные массы воды из океана аккумулировались на ограниченных пространствах материков. Под ледяной нагрузкой прогибалась земная кора и, несмотря на то, что уровень океана понижался, покрытые ледником территории континентов занимали более низкое положение по отношению к уровню Мирового океана, чем теперь. Поэтому при деградации ледников развивались гляциоэвстатические трансгрессии. Одна из таких трансгрессий началась в бёллинге и продолжалась в аллерёде при деградации рассмотренного выше поздневалддайского ледникового покрова. Еще одна трансгрессия проявилась в позднем дриасе в связи с возрастанием ледниковой нагрузки на ложе при похолодании. Подробные сведения об оледенениях и трансгрессиях в Кольском регионе приведены автором в [31, 32].

Изложенный материал позволяет составить достаточно полное представление о ходе дегляциации территории. Однако в нашем распоряжении нет данных, позволяющих расшифровать механизм активного этапа наступления ледникового покрова на территорию Евразийского континента и достаточно быстрого распространения льда на огромном пространстве. Уверенно можно говорить лишь о небольшой продолжительности этапа и быстром распространении ледника, поскольку и наступление ледника, и освобождение занятой им территории ото льда заняли максимально 15 тыс. лет [1].

Голоцен

Климат региона в голоцене реконструировался различными методами. Его количественные характеристики восстанавливались по результатам изучения остатков хирономид, пыльцы и спор наземных растений [33, 34], а качественная оценка впервые дана по материалам исследования прибрежно-морских образований [35]. Мы сконцентрируем внимание на результатах, полученных на палеонтологической основе и приведенных на рис. 2. Анализ графиков показывает, что климат многократно изменялся: чередовались потепления и похолодания. Значительно больше изменений зафиксировано по палинологии, чем по материалам изучения хирономид [36]. Судя по графикам (рис. 2), наиболее значительное потепление имело место в атлантический период, несколько меньшее по амплитуде - в суббореале. Повышениям температур, как правило, сопутствовало и увеличение количества осадков.

Следствиями изменения климата в голоцене стало эпизодическое появление горных ледников, выветривание горных пород и почвообразование, частичное изменение рельефа региона, эволюция растительности и осадконакопления.

Горные ледники. На протяжении голоцена во время похолоданий в Хибинских тундрах неоднократно зарождались и исчезали горные ледники. На основе геолого-геоморфологических исследований К. М. Рябцева выделяет четыре стадии горного оледенения [37]. Первой из них отвечают, очевидно, конечные морены горных ледников в долинах рек Вудъяврйок и Поачвумйок. Последующая волна потепления, включающая климатический оптимум голоцена, привела к исчезновению горных ледников. В последние 4.5 тыс. лет ледники появлялись еще трижды: в суббореальный период - примерно 4.5-4 тыс. лет назад в субатлантике - около

2.5-2 тыс. лет назад и в малый ледниковый период, длившийся ориентировочно с середины XV до середины XIX вв. Все они практически не выходили за пределы цирков, и занимаемые ими площади сокращались во времени. Современное оледенение Хибин представлено четырьмя ледниками. Их площадь в 1960-е гг., по данным В. Ф. Перова, составляла от 15 до 30 тыс. м2 при толщине льда до 30 м [38]. В настоящее время это оледенение эмбрионального типа, возникшее в малый ледниковый период, деградирует [39].

Рис. 2. Реконструкции климатических показателей голоцена по материалам изучения хирономид (А) и спорово-пыльцевых спектров (Б) [33, 34]:

а - оз. Купальное в предгорьях Хибин

В Ловозерском горном массиве выявлено три стадии развития горных ледников, отвечающие первым трем стадиям появления глетчеров в Хибинах. Вероятно, в малый ледниковый период глетчеры в Ловозерских тундрах не формировались вследствие меньшей высоты этих гор в сравнении с Хибинами [40].

Выветривание и почвообразование. При непосредственном воздействии агентов выветривания на горные породы в регионе формировались и продолжают формироваться элювий и почвы. Элювий залегает на платообразных вершинах гор и на широких и относительно ровных водораздельных пространствах. Он представлен щебнисто-дресвяно-мелкоземистым материалом мощностью обычно 1.5-2 м. В мелкоземе, содержание которого редко превышает 50 %, преобладают песчаные и алевритовые частицы. Учитывая суровые климатические условия, а также то, что около половины объема рыхлой массы элювия составляют грубые обломки, можно полагать, что дробление породы происходило главным образом под влиянием морозного выветривания. Имело место также физико-химическое выветривание минералов, на что указывает присутствие в мелкоземе алевритовых частиц. Содержание глинистой фракции составляет в среднем 3.15 %. Она представлена разнообразными смешанно-слойными образованиями, иллитом, хлоритом, вермикулитом, не разложенными алюмосиликатами и аморфным веществом, что свидетельствует о подчиненной роли химического выветривания при образовании даже мельчайших частиц. Происходило выщелачивание калия из слюд и магния из хлоритов [41].

Хороший показатель интенсивности процессов изменения - степень сохранности минералов, неустойчивых к агентам химического выветривания. В нефелиновых сиенитах это нефелин, арфведсонит и эгирин. Два последних минерала в голоцене разрушаются лишь частично. Что же касается нефелина, то он большей частью разлагается, давая начало опалу и гиббситу. Гиббсит и опал цементируют четвертичные отложения [42]. У южных склонов Ловозерского массива нефелиновых сиенитов, например, морена покровного оледенения настолько плотно сцементирована, что проходка шурфов без применения взрывчатых веществ оказалась невозможной. Сохранность в элювии таких минералов, как арфведсонит, эгирин и пироксены, свидетельствует о весьма незначительной роли химического выветривания в образовании элювия.

Минералы кристаллических пород наиболее энергично разрушаются при образовании широко распространенных в регионе подзолистых почв, благодаря низкому значению рН и высокому содержанию гуминовых кислот. В этих почвах полностью разлагаются темноцветные минералы, вследствие чего происходит обесцвечивание подзолистого горизонта, в котором в зависимости от состава пород сохраняются кварц и полевые шпаты. Как убедительно показал А. П. Афанасьев, каолинит в подзолистых почвах Кольского п-ова не синтезируется [41]. Во всех случаях находок этого минерала он унаследован от почвообразующих пород. В процессе формирования почвы в глинистой фракции увеличивается количество смектитового компонента [43]. Аналогичные данные получены для почв Норвегии [44]. Глинистые минералы почв представлены слоистыми силикатами: гидрослюдой, хлоритом, вермикулитом, монтмориллонитом и смешанно-слойными неупорядоченными образованиями, возникшими в результате трансформационных преобразований посредством выщелачивания слюд и хлоритов.

Таким образом, в целом процессы минералообразования при современном выветривании кристаллических пород на Балтийском щите заключаются в относительно слабых деградационных трансформациях слоистых силикатов с образованием минералов семейства монтмориллонитов (смектитов) и выпадением аморфных соединений железа, алюминия и кремния [45]. Этот процесс не претерпевал заметных изменений на протяжении четвертичного периода, о чем свидетельствуют данные табл. 1. Все имевшие место изменения в химическом и физико-химическом отношении не выходили за рамки деградационной трансформации слоистых силикатов и растворения наиболее неустойчивых минералов. Синтез каолинита в четвертичное время не происходил.

Экзогенное рельефообразование. К настоящему времени накопилось большое количество материалов, свидетельствующих о влиянии климата на экзогенное рельефообразование. Выявленные в последнее десятилетия зависимости относительно Кольского региона, систематизированные в работе А. П. Дедкова с соавторами [47], позволяют говорить о следующем. Непосредственно перед распространением льдов в пределы региона и в позднеледниковых условиях на больших площадях была распространена вечная мерзлота. В это время имело место избыточное увлажнение, вызванное низкой испаряемостью и слабым просачиванием воды в грунт, кроме того, был слабо развит растительный покров. Таким образом, в указанные периоды происходило выравнивание рельефа, господствовали склоновые процессы, подавлявшие деятельность рек. Ярко выраженная сезонность и кратковременность перемещения обломочного материала компенсировались высокой интенсивностью процессов.

По объему обломочного материала, транспортируемого реками, можно оценить интенсивность эрозии и масштаб преобразования рельефа за определенный промежуток времени. Модуль стока взвешенных наносов по семи бассейнам малых рек тундровой и лесотундровой зоны Балтийского щита составляет 2.5 т/км2 в год. Столь низкое значение модуля, по мнению А. П. Дедкова с соавторами [47], объясняется преобладанием в бассейнах скальных пород и большой озерностью региона. Если предположить, что эрозия с такой скоростью

протекала на протяжении всего четвертичного периода (около 2.5 млн лет), то поверхность региона понизилась бы в среднем примерно на 2.5 м. Эту показатель следует увеличить примерно в 10 раз. По оценкам многих исследователей (И. В. Старостина, Н. И. Маккавеева и др.), только около 10 % денудируемого и переносимого с площади бассейна материала попадает в основные речные артерии. Кроме того, к полученному значению следует прибавить величину химической денудации. Модуль ионного стока для рек тундровой и лесотундровой зон составляет 7 т/км2 в год [47], что отвечает понижению поверхности за весь четвертичный период приблизительно на 7.5 м. Таким образом, под влиянием механической и химической денудации поверхность снизилась бы максимум на 30 м. Это, конечно, слишком малая величина, чтобы можно было говорить о сколько-нибудь значительном изменении рельефа региона экзогенными процессами на протяжении каждого из межледниковий четвертичного периода. На наш взгляд, соотношение механической эрозии и химической денудации, а также малая величина модуля ионного стока являются следствием слабого проявления химического выветривания в регионе.

Таблица 1

Минеральный состав глинистой фракции четвертичных образований Кольского региона

Тип отложений, возраст Глинистые минералы Прочие минералы

Подзолистая почва Неупорядоченные смешанно-слойные образования, иллит, хлорит, вермикулит. Аморфные гидроокислы железа, алюминия (?) Полевой шпат

Илы озерные и морские (голоцен) Гидрослюда, хлорит, вермикулит, монтмориллонит, неупорядоченные смешаннослойные образования Полевой шпат, амфибол

Элювий, делювий (голоцен, межледниковье) Гидрослюда, хлорит, вермикулит, монтмориллонит, неупорядоченные смешанно-слойные образования, аморфные вещества. В отдельных образцах каолинит Полевой шпат, амфибол, кварц

Флювиогляциальные и ледниково-морские, озерно-ледниковые и озерные отложения (поздне- и послеледниковые) Гидрослюда, хлорит, вермикулит, монтмориллонит, неупорядоченные смешанно-слойные образования, редко примесь каолинита, аморфные вещества Полевой шпат, амфибол

Морена поздневалдайского оледенения Гидрослюда, хлорит, вермикулит, монтмориллонит То же

Межледниковые прибрежно-морские отложения Гидрослюда, хлорит, вермикулит, монтмориллонит, неупорядоченные смешанно-слойные образования Полевой шпат, амфибол, кварц

Морена московского (?) оледенения Гидрослюда, хлорит, вермикулит, монтмориллонит. Часто примесь минералов коры выветривания То же

Примечание. Составлено по 41] с добавлениями и корректурой автора [46].

Развитие растительности. Территории, освобождавшиеся ото льда, осваивались растительностью. В основу ее реконструкции положены результаты спорово-пыльцевого анализа материалов по Северной Фенноскандии [9]. Доминирующая пыльца и споры по этим данным показаны в табл. 2.

Таблица 2

Спорово-пыльцевые данные по позднеплейстоцен-голоценовым отложениям

Северной Фенноскандии

Периоды позднего плейстоцена-голоцена Доминирующая пыльца и споры

Субатлантический Picea obovata Ledeb

Суббореальный Pinus sylvestris L. и Betula spp

Атлантический Pinus sylvestris L.

Бореальный Betula spp. и споры рода Lycopodium

Пребореальный Betula spp.

Поздний дриас Oxyria sp.

Из данных табл. 2 следует, что тундровая растительность позднего дриаса сменяется лесотундровой и затем лесной. В Кольском регионе раньше всего растительность появилась на юге полуострова.

Миграция растительных зон во времени охарактеризована в работе [48], в которой содержатся схемы палеорастительности всей площади региона по нескольким временным срезам в интервале от 10.5 до 1.2 тыс. лет назад. Наиболее интересные из них показаны на рис. 3. Как видим на схеме, отвечающей похолоданию (рис. 3А), на севере и северо-востоке региона значительную площадь занимала тундровая растительность, сменяющаяся в юго-западном направлении сначала лесотундрой, а затем северной тайгой. Во время потепления около 6 тыс. лет назад растительные зоны значительно сместились к северо-востоку (рис. 3Б). При этом исчезла полоса тундры, несколько сократилась площадь лесотундры, значительно увеличилась площадь распространения северной тайги. В суббореальное и субатлантическое время растительные зоны занимали примерно те же позиции, что и 8.5 тыс. лет назад.

Рис. 3. Схемы распространения растительности в Кольском регионе в бореальный (А) и атлантический (Б) периоды. Приводится по [48]

Осадконакопление. В периоды дегляциации по мере освобождения от ледяного покрытия прибрежных районов континентов в их пределы проникали морские трансгрессии вследствие того, что поверхность континента, прогнувшаяся под нагрузкой ледникового покрова, оказалась

ниже уровня океана, несмотря на значительное понижение уровня океана в периоды, соответствующие по времени оледенениям [31].

Судя по карте четвертичных отложений Финляндии и Северо-Запада Российской Федерации [49], из голоценовых отложений наиболее распространен элювий. Он развит на различных типах кристаллических пород в пределах территорий, где отсутствует сплошной покров ледниковых образований. Особенно значительные площади элювий занимает в восточной части региона и на крупных горных сооружениях. Его формирование в связи с климатом голоцена рассмотрено в разделе «Выветривание и почвообразование».

Существенно меньшие площади занимают торфяники, причем на карте Кольского региона, в отличие от территории соседней Финляндии, показаны не все торфяники, а только наиболее крупные из них. В тундровой зоне региона на долю торфяных болот приходится всего 10-20 %, тогда как в таежной зоне - от 20 до 70 % площади [50]. Палеонтологическими исследованиями охвачены пока лишь торфяники западной части региона. Судя по имеющимся данным, в районе села Ловозеро торфяники начали накапливаться около 7.5 тыс. лет назад (датировка 7490±120 лет назад), несколько раньше они появились в нижнем течении р. Варзуги (датировка 8560±100 лет назад) [48]. Скорость нарастания торфа, как и начало торфообразования, зависит от климата и изменялась на протяжении голоцена. Средние скорости нарастания торфа рассчитаны автором настоящей статьи по данным работ [48, 50]. Они составили в тундре 0.2-0.3 мм/год, в лесотундре - от 0.15 до 0.4 мм/год и в тайге - от 0.1 до 0.76 мм/год.

Следующими по площадям распространения являются озерные осадки. Наиболее детально осадкообразование изучено в небольших озерах, в которых были обнаружены сапропели, в том числе диатомиты. Достаточно подробные сведения об упомянутых осадках приведены в монографии [51]. В регулировании развития водоемов высоких широт один из основных факторов - температура. Именно она определяет продолжительность периода открытой воды и динамику продукционных процессов. Обычно вследствие повышения температуры увеличивается скорость накопления осадков [52].

На очень ограниченных площадях развиты отложения горных склонов и рек. К этой же группе следует отнести и отложения, возникавшие в периоды похолоданий горных ледников, и эоловые осадки. Последние развиты в основном на морских побережьях и побережьях крупных озер. Они формировались в засушливые периоды при переотложении ветром песка из прибрежно-морских и флювиогляциальных отложений. По мере возрастания влажности дюны зарастали. Новое снижение влажности влекло за собой разрушение растительного покрова и образование котловин выдувания. В разрезах котловин часто наблюдается несколько горизонтов почв, разделенных песками. Это явное свидетельство чередования в голоцене периодов засушливого и влажного климата.

По завершении описания голоцена целесообразно упомянуть о более древних межледниковьях Кольского региона. Для микулинского времени характер изменения тепло-и влагообеспеченности был, очевидно, подобен таковому в течение голоцена. Это достаточно убедительно показано в [36]. Материалы по Кольскому п-ову [2, 53] и более южным районам [54-56 и др.] свидетельствуют о том, что климат микулинского межледниковья был несколько теплее и океаничнее голоценового. Средняя температура июля мелководий Белого моря у северо-восточного побережья Кольского п-ова, например, на протяжении регрессии межледникового моря практически не изменялась и была выше современной примерно на 10 °С [57]. Еще более теплым и океаничным был, вероятно, климат предшествующей межледниковой эпохи, соотносимой с МИС 7.

Заключение

Для четвертичного периода продолжительностью около 6 млн лет характерны ритмичные колебания климата, следствием которых явилось чередование оледенений и межледниковий. Покровные оледенения, продолжавшиеся десятки тысяч лет, успевали за это время занять

большие площади на севере Евразийского континента и растаять. В нашем распоряжении нет достаточного количества материала для реконструкции механизма распространения этих ледников. Что же касается дегляциации территорий, то, судя по результатам изучения образований поздневалдайского ледникового покрова, она осуществлялась посредством отделения крупных периферических массивов мертвого льда от активного ледника в результате межстадиальных потеплений и достаточно быстрого стаивания мертвого льда. В целом, в период позднего валдая, например, дегляциация огромного пространства от п-ова Канина до подножий Скандинавских гор совершилась в течение всего лишь примерно 11 тыс. лет. Можно полагать, что деградация более древних ледников, имеется в виду кратковременность их существования, происходила подобным же образом.

По мере стаивания льда в различных по размерам и форме понижениях рельефа возникали озера. В них сначала накапливались минерагенные, а затем, после появления растительности, органогенные осадки, так называемые гиттии, включающие и диатомиты. Начиналось формирование элювия и почв в основном под влиянием физического и физико-химического выветривания. Химическое выветривание проявлялось слабо, ограничиваясь частичным разрушением минералов, наиболее неустойчивых к процессам выветривания. Синтез двухслойных силикатов типа каолинита не имел места. Аналогичным образом выветривались породы и в периоды более древних межледниковий, хотя некоторые из них характеризовались более благоприятным для химического выветривания климатом, чем голоцен. Следствием слабого развития химического выветривания стало незначительное изменение рельефа за счет эрозии. На территорию оледенения в процессе потепления проникала сначала тундровая, затем лесотундровая и, наконец, лесная растительность. Колебания климата вызывали миграцию растительных зон в северо-восточном направлении при потеплениях и в юго-западном - при похолоданиях. Во время похолоданий в голоцене неоднократно появлялись горные ледники, а во время потеплений, как правило, возрастала скорость накопления осадков в небольших озерах. В голоцене изменялась не только температура, но и влажность. О чередовании засушливых и влажных периодов свидетельствует прослои почв в толще эоловых песков, слагающих дюны на побережьях крупных озер и морей.

ЛИТЕРАТУРА

1. Marine isotope stage. URL: http://en.wikipedia.org/wiki/Marine_isotope_stage 2. Лаврова М. А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1960. 233 с. 3. Микулинское межледниковье на юго-востоке Кольского полуострова / М. К. Граве [и др.] // Основные проблемы геоморфологии и стратиграфии антропогена Кольского п-ова. Л.: Наука, 1969. С. 25-56. 4. Гудина В. И., Евзеров В. Я. Стратиграфия и фораминиферы верхнего плейстоцена Кольского полуострова. Новосибирск: Наука, 1973. 146 с. 5. Стратиграфия плейстоценовых отложений южной части Кольского полуострова / В. Я. Евзеров [и др.] // Геология плейстоцена северо-запада СССР. Апатиты: КФАН СССР, 1981. С. 97-107. 6. Яковлев Б. А. Климат Мурманской области. Мурманск: Кн. изд-во, 1961. 200 с. 7. Баранов И. Я. Особенности вечной мерзлоты Кольского полуострова // Труды Ин-та мерзлотоведения. 1953. Т. XIII. С. 5-107. 8. Арманд А. Д. Развитие рельефа Хибин и прихибинской равнины. Деп. № 32-64. Апатиты, 1964. 244 с. 9. Шарапова А. Ю. Зональная стратиграфическая схема верхнеплейстоцен-голоценовых отложений Северной Европы // Вестник СПбГУ. Сер. 7. Геология, география. 2005. Вып. 1. С. 103-105. 10. Quaternary stratigraphy of Norden, a proposal for terminology and classification / J. Mangerud [et al.] // Boreas. 1974. Nо. 3. P. 109-128. 11. Ramsay W. Über die Geologische Entwicklung der Halbinsel Kola in der Quartarzeit // Fennia. Helsingfors. 1898. Vol. 16, Nо. 1. 151 p. 12. Ramsay W. Beitrage zur Geologie der recenten und pleistocanen Bildungen der Halbinsel Kanin // Fennia. 1904. 21, Nо. 7. P. 1-67. 13. Евзеров В. Я. Самойлович Ю. Г. Реконструкция северо-восточной краевой области скандинавского ледникового покрова в поздневалдайское время // Геоморфология. 1998. Nо.4. С. 65-70. 14. Alm T., Vorren K.-D. Climate and plants during the last ice age // Plant life / University of Troms0; Troms0 Museum. Troms0, 1993. P. 4-7. 15. Lehman S. J. Keigwin L. D. Sudden changes in North Atlantic circulation during the last deglaciation // Nature. 1992. Vol. 356. P. 757762. 16. Yevzerov V. Ya. Deglaciation of the Kola Peninsula and the Belomorian depression // Abstract of Second Quaternary Environment of the Eurasian North (QUEEN): workshop (Saint Peterburg, Russia, 5-8 February, 1998). Saint Peterburg. 1998. P. 55. 17. Евзеров В. Я. Специфика формирования маргинальных гряд поздневалдайского ледникового покрова в условиях арктического климата // Геоморфология. 1996. № 2. С. 64-71. 18. Eastern Fennoscandian Younger Dryas end moraines and deglaciation // Excursion guide / ed. V. Ya. Yevzerov. Apatity, 1993. P. 1-66. 19. Евзеров В. Я. Хомутова В. И., Мёллер Я. Ё. Развитие последнего покровного оледенения в восточной части Кольского полуострова (по результатам изучения отложений озерных котловин) // История плейстоценовых

озер Восточно-Европейской равнины. СПб.: Наука, 1997. С. 60-69. 20. Behre K.-E. Biostratigraphy of the last glacial period in Europe // Quaternary Science Reviews. 1989. Vol. 8. P. 25-44. 21. Евзеров В. Я. Маргинальные образования одной из стадий поздневалдайского оледенения на Кольском полуострове и в северной части Беломорской котловины // Докл. РАН. 1996. Т. 348, № 5. С. 681-682. 22. Евзеров В. Я. Николаева С. Б. Пояса краевых ледниковых образований Кольского региона // Геоморфология. 2000. № 1. С. 61-73. 23. Полканов А. А. Очерк четвертичной геологии северо-западной части Кольского полуострова // Труды Советской секции Междунар. ассоциации по изучению четвертичного периода (INQUA). 1937. Вып. 3. С. 63-80. 24. Никонов А. А. Развитие рельефа и палеогеография антропогена на западе Кольского полуострова. Л.: Наука, 1964. 181 с. 25. Евзеров В. Я. Строение и формирование внешней полосы одного из поясов краевых образований поздневалдайского ледникового покрова в Кольском регионе // Вестник ВГУ. Сер. Геология. 2015. № 4. С. 5-12. 26. Andersen B. G. The deglaciation of Norway 15000-10000 B.P. // Boreas. 1979. Vol. 8. P. 79-87. 27. Бахмутов В. Г. Евзеров В. Я., Колька В. В. Литология и палеомагнетизм поздневалдайских отложений Усть-Пялкского приледникового озера // Геофиз. журн. 1992. Т. 14, № 6. С. 62-74. 28. Bakhmutov V. G. Yevzerov V. Ya, Kolka V. V. Paleomagnetism and lithology of Late Weichselian deposits in Ust-Pjalka's periglacial lake, south-east of the Kola Peninsula // Geologica Carpatica. 1993. Vol. 44, Nо. 5. P. 315-324. 29. Kremenetski C. V, Patyk-Kara N. G. Holocene vegetation dynamics of the southeast Kola Peninsula, Russia // The Holocene. 1997. Vol. 7(4). P. 473-479. 30. Shaw J. Genesis of the Sveg tills and Rogen moraines of the central Sweden // Boreas. 1979. Vol. 8, Nо. 4. P. 406-426. 31. Евзеров В. Я. Позднеплейстоцен-голоценовые трансгрессии на побережьях Мурмана и Белого моря // Геоморфология. 2012. № 4. С. 53-64. 32. Евзеров В. Я. Оледенения и морские трансгрессии на северо-западе России в последние 140 тысяч лет // Геоморфология. 2014. № 3. С. 51-62. 33. Растительность и климатохронология голоцена Ловозерской равнины Кольского полуострова (по спорово-пыльцевым диаграммам бугристо-топяного болота) / Г. А. Елина [и др.] // Ботанический журнал. 1995. Т. 80, № 3. С. 1-16. 34. Ильяшук Б. П., Ильяшук Е. А., Хаммарлунд Д. Изменения климата в предгорьях Хибин, Кольский полуостров, на протяжении голоцена // Бюлл. комм. по изуч. четвертич. периода. 2007. № 67. С. 85-96. 35. Holocene raised-beach ridges and sea-ice-pushed boulders on the Kola Peninsula: indicators of climatic change / J. J. M0ller [et al.] // The Holocene. 2002. Vol. 12, Nо. 2. P. 169-176. 36. Хотинский Н. А. Голоцен северной Евразии. М.: Наука, 1977. 199 с. 37. Рябцева К. М. Динамика оледенения Хибин в голоцене в связи с ритмами увлажнения Северного полушария // Ритмы и цикличность в природе // Вопросы географии: сб. 79. М.: Мысль, 1970. С. 105-120. 38. Перов В. Ф. Снежники, ледники и мерзлотный рельеф Хибинских гор // Гляциология. М.: Наука, 1968. № 22. 119 с. 39. Зюзин Ю. Л. Суровый лик Хибин. Мурманск, 2006. 235 с. 40. Евзеров В. Я. Позднеплейстоценовые и голоценовые оледенения в районе Ловозерских тундр на Кольском полуострове // Известия РГО. 2010. Т. 142, вып. 4. С. 65-80. 41. Афанасьев А. П. Фанерозойские коры выветривания Балтийского щита и связанные с ними полезные ископаемые. Л.: Наука, 1977. 244 с. 42. Арманд А. Д., Евзеров В. Я. О некоторых континентальных отложениях Кольского полуострова и вторичных изменениях в их строении // Рельеф и геологическое строение осадочного покрова Кольского полуострова. М.;Л.: Наука, 1964. С. 87-110. 43. Градусов Б. П. Размещение типов изменений смешанно-слойных образований в почвообразующих породах и почвах СССР // Литология и полезные ископаемые. 1974, № 2. С. 7887. 44. Kappor B. S. Weathering of micaceous clays in some Norwegian podzols // Clay Minerals. 1972. Vol. 9. P. 383394. 45. Черняховский А. Г., Градусов Б. П., Чижикова Н. П. Типизация, генезис и география современных кор выветривания // Литология и полезные ископаемые. 1973. № 2. С. 47-63. 46. Евзеров В. Я. О характере выветривания горных пород Кольского полуострова в антропогене // Вопросы формирования рельефа и рыхлого покрова Кольского полуострова. Л.: Наука, 1971. С. 121-130. 47. Климатическая геоморфология денудационных равнин / А. П. Дедков [и др.]. Казань: Изд-во Казанского ун-та, 1977. 224 с. 48. Елина Г. А., Лукашов А. Д., Юрковская Т. К. Позднеледниковье и голоцен восточной Фенноскандии (палеорастительность и палеогеография). Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2000. 242 с. 49. Niemela J., Ekman I. Lukashov A. Quaternary deposits of Finland and Northwestern part of Russian Federation and their resources. Scale 1:1 000 000. Espoo: Geological Survey of Finland. 1993. 50. Болота Кольского полуострова / Елина Г. А. [и др.] // Труды Карельского научного центра РАН. 2005. Вып. 8. С. 94-111. 51. Евзеров В. Я. Минерагения рыхлого покрова северо-восточной части Балтийского щита. Мурманск: Изд-во МГТУ, 2014. 255 с. 52. Субетто Д. А. Донные отложения озер: палеолимнологические реконструкции. СПб.: Изд-во РГПУ им. Герцена, 2009. 343 с. 53. Евзеров В. Я., Лебедева Р. М., Каган Л. Я. Этап расчленения, абразии и аккумуляции (средневалдайское (?) межледниковье) // История формирования рельефа и рыхлых отложений северо-восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1976. С. 5176. 54. Гоичук В. П. Основные черты истории растительности Русской равнины в четвертичном периоде // Современные проблемы географии. Научные сообщения советских географов по программе XX Междунар. геогр. конгресса. М.: Наука, 1964. С. 201-207. 55. Марков К. К., Лазуков Г. И., Николаев В. А. Четвертичный период. М.: Изд-во МГУ, 1965. Т. 1. 371 с.; Т. 2. 435 с. 56. Марков К. К., Величко А. А. Четвертичный период. Т. З: Материки и океаны. М.: Недра, 1967. 440 с. 57. Евзеров В. Я. Опыт применения геохимических методов определения палеосолености и палеотемператур к изучению четверичных отложений Кольского региона // Вестник МГТУ. 2014. Т. 17, № 2. С. 279-285.

Сведения об авторе

Евзеров Владимир Яковлевич - доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник Геологического института Кольского научного центра РАН E-mail: yevzerov@geoksc. apatity.ru

Author Affiliation

Vladimir Y. Evzerov - Dr. Sci. (Geol.), Leading Researcher of the Geological Institute of the KSC of the RAS E-mail: yevzerov@geoksc.apatity.ru

Библиографическое описание статьи

Евзеров В. Я. Последствия климатических изменений четвертичного периода в Кольском регионе (на примере поздневалдайского оледенения и голоцена) / В. Я. Евзеров // Вестник Кольского научного центра РАН. - 2016. - № 2. - С. 5-18.

Reference

Evzerov V. Ya. Effects of Quaternary Climatic Changes in the Kola Region (Exemplified with the Late Valdai Glaciation and Holocene) / V. Ya. Evzerov// Herald of the Kola Science Centre of the RAS. - 2016. - Vol. 2. - P. 5-18.