ГЕОЛОГО-СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ВЕРХНЕПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ МОРСКИХ ОБРАЗОВАНИЙ НА ЮГЕ КОЛЬСКОГО ПОЛУОСТРОВА (ПО ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИМ И ГЕОЛОГИЧЕСКИМ ДАННЫМ)

©2004 г. О.П. Корсакова, А.Н. Молодьков, В.В. Колька

Скачать *pdf

УДК 55135.06+551.793(470.21)

Геологический институт Кольского научного центра РАН, Апатиты Мурманской обл.

 

 

Представленные аналитические данные позволяют определить геолого-стратиграфическую позицию межледниковых толщ осадков, являющихся важнейшими геологическими и палеогеографическими реперами. Решение задачи имеет важное теоретическое и практическое значение для корреляции событий позднего плейстоцена в разных регионах, а также для решения поисковых проблем в связи с россыпными месторождениями алмазов и других полезных ископаемых.

Проведенные работы были сосредоточены в западной части Терского берега Белого моря (рис. 1), где в береговых обрывах по долинам рек вскрываются разновозрастные межледниковые толщи. Датирование отобранных образцов выполнено с использованием методов электронного парамагнитного резонанса (ЭПР) и оптически стимулированной люминесценции (ОСЛ). Получены новейшие данные (табл. 1) для определения геолого-стратиграфической позиции межледниковых морских горизонтов.

Рисунок 1

Изученные морские осадки представлены в разных разрезах (рис. 1) тремя разновозрастными толщами, залегающими со стратиграфическим несогласием, т.е. здесь сохранились свидетельства трех позднеплейстоценовых морских трансгрессий. До сих пор не было единого мнения о количестве и возрасте морских трансгрессий, зафиксированных в осадках Кольского региона. Установлено также наличие трех ледниковых горизонтов, по возрасту сопоставимых с московским и двумя валдайскими оледенениями.

Таблица 1

Стратиграфически нижняя морская толща, ранее названная понойскими слоями [Гудина и Евзеров, 1973], отличается присутствием большого количества макро- и микрофауны, диатомовой флоры. Установленный ЭПР/ОСЛ-возраст понойских слоев изменяется примерно от 130-120 до 100-105 тыс. лет (табл. 1, обр. 9-13). В изученных обнажениях эта толща (плотные глины, суглинки, супеси, тонко- и мелкозернистые пески) отмечена в нижних частях разрезов по долинам рек Варзуга, Стрельна, Чапома (рис. 2А). Она залегает на морене московского оледенения, которая вскрыта в долине р. Чапома на абсолютных отметках 5- 7 м . В других разрезах подошва толщи не вскрыта, кровля отмечается на отметках около 35 м над уровнем моря (разрез Стрельна). Особое положение занимает нижняя морская толща в разрезе Варзуга, где она, возможно, дислоцирована и вскрыта непосредственно под осташковской мореной на высоте 25- 30 м [Гудина и Евзеров, 1973].

Рисунок 2

Палеоэкологические реконструкции [Гудина и Евзеров, 1973; Граве и др., 1969; Лаврова, 1960] свидетельствуют, что морской бассейн, в котором формировалась эта толща, отличался условиями, более благоприятными, чем современные. Соленость воды приближалась к нормальной, температура воды была выше, чем в современном Белом море, что характерно для первого оптимума микулинского (эемского) межледниковья, который в настоящее время [Болиховская и Молодьков, 2000] соотносится с изотопно-кислородной (ИК) подстадией 5е. Все данные однозначно свидетельствуют о микулинском возрасте понойских слоев, которые сформировались во время бореальной трансгрессии.

Две стратиграфически верхние морские толщи беднее органическими остатками и представлены мелководными прибрежными и береговыми фациями. Ранее считалось, что они составляют единый горизонт, сформированный во время средневалдайской трансгрессии [Гудина и Евзеров, 1973], сопоставимой с изотопно-кислородной стадией (ИКС) 3 (далее в работе принято деление позднего плейстоцена на первый московско-валдайский климатический оптимум межледниковья (микулино, эем, ИК-подстадия 5е), на ранний валдай (ИК-подстадии 5d-5a), валдайский пленигляциал - ранний (ИКС 4), средний (ИКС 3) и поздний (ИКС 2), что соответствует новой тенденции [Guiter et al., 2003]). Условия залегания и текстурно-структурные особенности верхних морских толщ (рис. 2А), полученный ЭПР-возраст субфоссильных раковин моллюсков и OCЛ-возраст вмещающих пород (табл. 1, обр. 1, 2, 4-8) указывают, что верхние морские толщи сформировались в процессе малоамплитудных морских трансгрессий, последовавших за бореальной.

Установлено, что стратиграфически средняя морская толща, по традиции называемая стрельнинскими слоями [Гудина и Евзеров, 1973], соответствует ранневалдайскому времени. На юге Кольского п-ова ранневалдайское море в виде малоамплитудной трансгрессии, прерываемой регрессивными явлениями и размывом во время внутристадийных похолоданий, проявилось в интервале не менее чем 100-80 тыс. лет назад (табл. 1, обр. 4-8). Сформировались сложно построенные преимущественно песчаные, а также суглинистые и супесчаные толщи, содержащие палеонтологические остатки [Граве и др., 1969; Лаврова, 1960], свидетельствующие об экологических условиях, близких к существующим в настоящее время, а также холоднее их. Наиболее полно стрельнинские слои вскрыты и изучены в долине р. Стрельна (рис. 1) на абсолютных отметках 35- 60 м , где они с размывом залегают на понойских слоях (рис. 2А). Нижние части стрельнинских слоев в виде насыщенного раковинами моллюсков плотного суглинка обнажаются под водно-ледниковыми песчаными породами у уреза воды в долине р. Чаваньга на абс. отметках 29 м и ниже. Стрельнинские слои (суглинки и супеси с раковинами моллюсков, гальками и валунами, пески тонко-, мелко-, среднезернистые с линзами крупнозернистого), залегающие между ледниковыми горизонтами, вскрыты в устье руч. Лудяного на абс. отметках 42- 52 м . Аналогичные породы обнажаются в разрезах по долинам рек Варзуга и Чапома, где они также с размывом залегают на понойских слоях (рис. 2А).

Полученные данные согласуются с предположением М.А. Лавровой о новой (беломорской) фазе трансгрессии моря, наступившей после непродолжительной регрессии вод бореального моря и значительного размыва их отложений [Лаврова, 1961]. Геологическая позиция ранневалдайской морской толщи в изученных разрезах (рис. 2 А, разрезы Варзуга, Стрельна, Чапома, Лудяной) свидетельствует, что морской режим в Белом море существовал в течение всего периода, который сопоставляется с ИКС 5. Максимальная глубина моря для изученного участка не превышала нескольких десятков метров. Береговая линия ранневалдайского моря трансгрессивно-регрессивно мигрировала приблизительно в пределах 50- 100 м над уровнем современного моря.

В начале ранневалдайского пленигляциала (ИКС 4) отчетливо проявилось похолодание, которому соответствуют осадки ледникового парагенетического ряда в разрезах Чаваньга, Каменка, Б. Кумжевая (рис. 2А; табл. 1, обр. 3). Согласно существующей региональной стратиграфической схеме эти породы формируют подпорожский ледниковый горизонт [Тарноградский и Каплянская, 1992]. Исследованиями норвежских ученых [Lauritzen, 1995] установлены безледные обстановки в непосредственной близости от центра скандинавского оледенения от 150 до 71 тыс. лет назад. По данным компьютерного моделирования шведских и американских исследователей, восточная часть Кольского п-ова была свободна ото льдов скандинавского центра примерно до 70 тыс. лет назад [Näslund et al., 2003]. Весьма вероятно, что формирование подпорожского ледникового горизонта в пределах Терского берега Белого моря было связано с развитием здесь в раннем пленигляциале (ИКС 4) не столько Скандинавского, сколько Карского ледника. Косвенным доказательством этого могут быть находки галек и валунов карбонатных пород, не известных в коренном залегании на Кольском п-ове и характерных для палеозойских пород севера Русской платформы [Зозуля и др., 2003].

На упомянутых породах подпорожского горизонта залегает третья морская толща, имеющая интерстадиальный габитус по нашим геологическим данным, а также по содержанию субфоссилий [Гудина и Евзеров, 1973; Лаврова, 1960 и др.]. Полученные датировки (табл. 1, обр. 1, 2) свидетельствуют о ее среднепленигляциальном возрасте (ИКС 3). Толща (пески, супеси, суглинки) перекрыта мореной или ледниково-морскими осадками (рис. 2А) и стратиграфически соотносится с ленинградским [Тарноградский и Каплянская, 1992] горизонтом (рис. 2Б).

Таким образом, нами установлено, что геолого-стратиграфическая позиция верхнеплейстоценовых морских осадков на юге Кольского п-ова определялась развитием, по меньшей мере, трех морских трансгрессий, причем последней из них предшествовало раннепленигляциальное материковое оледенение. Геохронологические данные указывают на микулинский возраст первой трансгрессии, сопоставимой с бореальной трансгрессией на севере Восточно-Европейской равнины. Свидетельством ее существования являются понойские слои морских осадков (рис. 2Б). Вторая морская трансгрессия, проявившаяся в регионе, имеет ранневалдайский возраст. В геологических разрезах ей соответствуют стрельнинские слои морских отложений (рис. 2Б). Эти две морские трансгрессии непрерывно существующего моря развивались здесь последовательно в интервале не менее чем от 130 до 80-70 тыс. лет назад, что сопоставимо со всей ИКС 5. Морской режим прерывался оледенением (ИКС 4), вслед за которым в интервале 60-40 тыс. лет назад развивалась третья позднеплейстоценовая морская трансгрессия, относимая к среднему пленигляциалу (ИКС 3). Соответствующие ей морские осадки (ленинградский горизонт) повсеместно перекрыты поздневалдайскими породами ледникового парагенетического ряда, формирующими осташковский горизонт (рис. 2Б).

Работа выполнена при поддержке Комплексной программы научных исследований Президиума РАН «Мировой океан», РФФИ (грант 03-05-96176), Научно-технической программы Мурманской области (проект 2.10) и Estonian Science Foundation (грант 5440).

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Болиховская Н.С., Молодьков А.Н. Реконструкция развития палеоклиматических событий плейстоцена по данным палинологических и электронно-парамагнитнорезонансных исследований на территории Северной Евразии // Археология, этнография и антропология Евразии. 2002. № 2(10). С. 2-21.

2. Граве М.К., Гунова В.С., Девятова Э.И. и др. В кн.: Основные проблемы геоморфологии и стратиграфии антропогена Кольского полуострова. Л.: Наука, 1969. С. 25-56.

3. Гудина В.И., Евзеров В.Я. Стратиграфия и фораминиферы верхнего плейстоцена Кольского полуострова. Новосибирск: Наука, 1973. 146 с.

4. Зозуля Д.P., Чикирев И.В., Корсакова О.П., Гавриленко Б.В. Геология и геоэкология северо-запада России. Материалы XIV молодежной конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. Петрозаводск, 2003. С. 41-43.

5. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.; JL: Изд-во АН СССР, 1960. 234 с.

6. Лаврова М.А. Соотношение межледниковой бореальной трансгрессии севера СССР с эемской в Западной Европе. Морские берега. Труды института геологии Академии наук Эстонской ССР, Том VIII, 1961, с. 65-88.

7. Тарноградский В.Д., Каплянская Ф.А. Глобальные изменения прошлого // Сов. геология. 1992. №6. С. 3-11.

8. Guiter F., Andrieu-Ponel V., de Beaulieu J.-L. et al. The last climatic cycles in Western Europe: a comparison between long continuous lacustrine sequences from France and other terrestrial records // Quatern. Intern. 2003. V. 111. Is. 1. P. 59-74.

9. Lauritzen S.E. High-Resolution Paleotemperature Proxy Record for the Last Interglaciation Based on Norwegian Speleothems // Quatern. Res. 1995. V. 43. Is. 2. P. 133-146.

10. Näslund J.О., Rodhe L., Fastook J. L., Holmlund P. New ways of studying ice sheet flow directions and glacial erosion by computer modeling - examples from Fennoscandia // Quatern. Sci. Rev. 2003. V. 22. Is. 2-4. P. 245-258.

 

 

 

Ссылка на статью:

Корсакова О.П., Молодьков А.Н., Колька В.В. Геолого-стратиграфическая позиция верхнеплейстоценовых морских образований на юге Кольского полуострова (по геохронологическим и геологическим данным). Доклады РАН. 2004. Том 398. № 2. С. 218-222.

 




eXTReMe Tracker

 
Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz