Введение

К настоящему времени накоплен обширный материал о рельефе дна и составе донных четвертичных отложений южной части Баренцевоморского шельфа (Авенариус и др., 2001; Эпштейн, Чистякова, 2005; Павлидис и др., 2007; Рыбалко и др., 2021). Однако, несмотря на активные палеогеографические исследования морских территорий, проблема диагностики генетических типов осадков континентальной и прибрежной зоны остаётся открытой. Немаловажными являются исследования речных систем арктических регионов, которые играют важную роль в формировании современного рельефа и содержат ценную палеогеографическую информацию.

Долина р. Чёрной является третьим по величине водосборным бассейном северной части Большеземельской тундры после рек Печоры и Коротаихи, которые поставляют значительное количество осадочного материала на шельф Баренцева моря (Политова и др., 2021).

В 1990 г. в верхнем и среднем течениях реки коллективом лаборатории геологии кайнозоя Института  геологии Коми НЦ УрО РАН проведены комплексные литологические, палеомикротериологические, палинологические и геохронологические исследования, которые обосновали стратиграфическую позицию отложений верхнего и среднего неоплейстоцена и установили наличие трех разновозрастных ледниковых и межледниковых горизонтов (Андреичева, 2002). По результатам палинологических (Андреичева, Дурягина, 2005; Андреичева, Марченко-Вагапова, 2012) и палеомикротериологических (Андреичева и др., 1991; Andreicheva, Durjagina, 1995) исследований определён возраст межледниковых осадков. Находки мелких млекопитающих позволили датировать верхневычегодские, лайские и верхнеполярные отложения. Стоит отметить, что впервые в этом районе детальное палинологическое обоснование получил бызовской интерстадиальный горизонт (Андреичева, 2002), который представлен озёрными и озёрно-болотными осадками. Последние данные о перекрёстном ²³⁰Th/U- и ¹⁴С-датировании свидетельствуют о том, что часть из них формировалась в позднеледниковое время (Максимов и др., 2021).

Нижнее течение р. Чёрной характеризуется относительно слабой геолого-геоморфологической изученностью, а исследования ограничены лишь мелко- и среднемасштабным картированием территории (Петров и др., 2014.; Журавлёв и др., 2014), что приводит к значительным разногласиям в генетической и стратиграфической интерпретации четвертичных отложений. В 2023 г. сотрудниками лаборатории геологии кайнозоя Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН проведено исследование приустьевой части долины р. Чёрной (Воробьёв и др., 2023). При изучении использован комплекс литологических (текстурный, гранулометрический, минералогический, дифрактометрический), геоморфологических (морфологический и морфометрический) и геохронологических (¹⁴С-датирование осадков) методов.

Целью настоящей статьи является фациальное расчленение осадков террасового комплекса и восстановление хронологии развития приустьевой части долины р. Чёрной в послеледниковое время.

Материал и методы исследования

Материалом для статьи послужили результаты комплексного геолого-геоморфологического изучения осадков голоцена в приустьевой части долины р. Чёрной (рис. 1), расположенной на северо-западе Большеземельской тундры и впадающей в бассейн Печорского моря.

На исследованном участке долины реки заложены десять расчисток в береговых обнажениях, вскрывающих ледниковые, межледниковые и послеледниковые осадки, сформированные в позднем неоплейстоцене и голоцене.

Морфометрический анализ террасового и пойменно-руслового комплексов проведён с использованием цифровой модели рельефа (ЦМР) ArcticDEM v4.1. Углы наклона поверхностей и экспозиции склонов вычислены с использованием модуля 3D Analyst комплекса ArcGIS Pro. Геолого-геоморфологическая схема долины р. Черной построена по результатам полевых исследований, генетического расчленения отложений, обработки ЦМР и анализа спутниковых космических снимков высокого разрешения портала ESRI Imagery.

Фациальное расчленение отложений проводилось на основе текстурного и структурного анализов. Текстурные особенности осадков (слоистость, форма и размер слоёв, пространственное положение и взаимоотношение слоевых элементов) исследовались согласно методике Л. Н. Ботвинкиной (Ботвинкина, 1965).

Гранулометрический анализ осадков выполнен с применением ситового метода и метода лазерной дифракции (81 образец). Подготовка проб проведена по методике Н. А. Качинского (Качинский, 1958), которая позволяет определить карбонатность анализируемых осадков. Ситовой метод применялся для выяснения фракционного состава материала гравийно-песчаной размерности (от 10 до 0.1 мм). Алевроглинистая фракция (< 0.1) исследовалась на лазерном анализаторе частиц «Микросайзер-201С» при ЦКП «Геонаука» Ин-та геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар).

Для обработки полученных данных применялись методики статистических моментов и кумулятивных кривых (Романовский, 1977; Гроссгейм и др., 1984). Подсчитаны основные структурные показатели осадков: арифметический средневзвешенный диаметр зерен (dср), коэффициент сортировки материала (S_c), максимальный размер зёрен, соответствующий 1%-му содержанию всех фракций (С), и медиана (Md). Коэффициент сортировки растет в направлении увеличения сортированности отложений (Белкин, Рязанов, 1972; Романовский, 1977) и изменяется от нуля (S_c = 0 — несортированные осадки) до единицы (S_c = 1 — монофракционные осадки). Максимальный размер зёрен (С) и медиана (M_d) необходимы для реконструкции палеодинамических условий седиментации осадков на основе динамической диаграммы С–М Р. Пассега (Рейнек, Сингх, 1981), которая позволяет определить способ переноса обломочных частиц в водной среде (качение, сальтация, перенос в виде градационной или однородной суспензии).

Для классификации песчано-алевроглинистых пород использована треугольная диаграмма Л. Б. Рухина (Рухин, 1969).

Минералогический анализ 28 образцов выполнен по методике М. Ф. Викуловой (Викулова, 1957) с целью выявления общих закономерностей формирования вещественного состава осадков. Двухсотграммовая навеска осадка подвергалась мокрому рассеву на ситах с выделением мелкопесчаной фракции 0.25—0.1 мм с дальнейшим разделением полученного материала в тяжелой жидкости «Бромоформ», магнитной сепарации и изучению под бинокуляром.

Радиоуглеродное датирование семи образцов торфа выполнено в ЦКП «Лаборатория радиоуглеродного датирования и электронной микроскопии» Института географии РАН (Москва).

Результаты исследований

Морфографическая и морфометрическая характеристика рельефа

Приустьевая часть долины р. Чёрной расположена в северо-западной оконечности Хорейверской впадины и имеет перепад абсолютных отметок уреза воды до 2 м над уровнем моря (н. у. м.).

По данным полевых геоморфологических и цифровых морфометрических исследований рельефа, в бассейне нижнего течения р. Чёрной были выделены: аккумулятивный ледниковый, аккумулятивный озёрно-морской (прибрежная терраса) и эрозионно-аккумулятивный рельеф двух надпойменных террас (НПТ) и поймы (рис. 2, a).

Аккумулятивный ледниковый рельеф занимает самые высокие гипсометрические отметки (20—68 м н. у. м.) и представлен слабоволнистой моренной равниной с незначительным уклоном (1°) в северо-восточном направлении. Осадки, слагающие выделенную форму рельефа, вскрыты в обнажениях Ч-23 (расчистки 1—3) и Ч-24 и представлены бызовскими (ленинградскими) аллювиальными светло- и тёмно-серыми хорошо сортированными песками, перекрытыми сплошным чехлом морены полярного (осташковского) возраста, представленной коричневато-сизыми плотными валунными суглинками мощностью 4—6 м (Андреичева, Воробьёв, 2025). Характерной особенностью данного типа рельефа является наличие древних речных излучин (меандров), погребённых под ледниковыми отложениями (рис. 2, a) и выделяющихся на ЦМР ArcticDEM. Поверхность осложнена многочисленными ложбинами стока талых ледниковых вод (рис. 3) шириной от 120 до 550 м и глубиной эрозионного вреза 15—45 м, дно которых сложено преимущественно грубообломочными (галька и мелкие валуны) осадками. Данные ложбины дренируют бассейн р. Черной и способствуют оттоку воды из озёрных водоемов, что приводит к формированию хасыреев — котловин, образовавшихся в результате спуска озёр (рис. 3).

Аккумулятивный озёрно-морской рельеф (прибрежная морская терраса) распространен на абсолютных отметках от 10 до 20 м н. у. м. (рис. 2, b, профиль A—B) и имеет слабый уклон поверхности (до 1°) в северном направлении. Отличительной особенностью его развития на территории является наличие озёр размером 0.15—2.2 км и их осушенных аналогов, выделяющихся в рельефе в виде заторфованных котловин. Существенное влияние на формирование озёрно-морской террасы оказывают современные криогенные процессы, которые проявляются в формировании бугров пучения высотой до 2—3 м на поверхности спущенных озёр.

Эрозионно-аккумулятивный аллювиальный рельеф представлен двумя надпойменными террасами и поймой в виде узкой полосы вдоль русла р. Черной.

НПТ-II высотой от 6 до 10 м н. у. м. имеет плоскую и волнистую равнинную поверхность, осложнённую многочисленными торфяниками с полигональным рельефом. Её характерной особенностью является наличие прирусловых валов высотой до 3—4 м, один из которых отчётливо дешифрируется на поперечном профиле E—F долины реки (рис. 2, b).

НПТ-I имеет перепад абсолютных отметок от 4 до 6 м н. у. м. (рис. 2, b, профиль C—D) и распространена преимущественно в нижней части исследуемого участка реки. Пойменная терраса широко развита преимущественно в нижнем течении реки (рис. 2, a), тогда как в среднем и верхнем слагает только узкую полосу ядер меандров. Она занимает гипсометрическое положение от 1.5 до 3 м н. у. м и характеризуется сегментно-гривистым морфологическим типом с многочисленными ручьями и старичными озерами.

Геолого-геоморфологическое строение бассейна нижнего течения р. Чёрной играет ключевую роль в формировании её гидрологического режима, типов русел, направлений течений и обусловливает конфигурацию террасового и пойменно-руслового комплекса. В границах распространения ледниковых осадков русло реки характеризуется врезанными и меандрирующими морфометрическими типами излучин с асимметричными трапециевидными и корытообразными поперечными профилями долины шириной от 0.4 до 1.1 км (рис. 2, b, профили C—D и E—F) и уклоном в северо-западном направлении. Глубина эрозионного вреза в доголоценовые осадки составляет от 30 до 55 м. В нижнем течении реки, где русло пересекает озерно-морские отложения, формируются свободные морфометрические типы речных излучин с асимметричными широкими трапециевидными поперечными профилями. Ширина долины в этом случае значительно больше — от 0.5 до 2.5 км, а глубина эрозионного вреза меньше — от 5 до 15 м (рис. 2, b, профиль A—B).

Характер последовательностей голоценовых отложений

В приустьевой части долины р. Чёрной голоценовые осадки изучены в пяти разрезах береговых обнажений.

Отложения озёрно-морской террасы вскрыты в обн. Ч-29 (N 68°33'51,9790", E 56°31'35,5695"), расположенном в 3.8 км вверх по течению от д. Черной. В основании разреза залегает морена, представленная серо-сизым плотным слабосортированным (S_c = 0.32) валунным суглинком (рис. 4, a) видимой мощностью 9.65 м, распадающимся на оскольчатую отдельность. Отмечается высокая карбонатность осадков (до 8.5 %). Контакт с вышележащим слоем четкий, наклонный (рис. 4, c). Слой 2 сложен серо-коричневой супесью мощностью 0.15 м, с пятнами гидроокислов железа. Выше по разрезу залегает метровый слой неслоистой сизо-коричневой слабосортированной (S_c = 0.29) глины с диаметром зерен d_ср = 0.031, перекрытый 10-сантиметровым слоем серо-коричневой супеси (сл. 4). Венчает разрез слой 5 черно-коричневого торфа.

В минеральном составе тяжелой фракции пачки II выделена амфибол(19 %)-гранат(26 %)-эпидотовая(27 %) минеральная ассоциация (рис. 5), унаследованная от подстилающей морены полярного возраста (Андреичева, Воробьёв, 2025). Отмечается высокое содержание ильменита и группы титановых минералов (по 9 %). Количество метаморфических минералов не превышает 3 %.

На динамической диаграмме С—M  Р. Пассега (Рейнек, Сингх, 1981) фигуративные точки образцов из обн. Ч-29 (рис. 4, b) сконцентрировались преимущественно в поле однородных осадков взвеси (S/R), что соответствует застойным и слабопроточным условиям седиментации.

Отложения НПТ-II вскрыты в обнажении Ч-28, расположенном в 17.5 км выше по течению д. Черной (N 68°29'51,2381", E 56°37'40,6083").

В основании разреза залегают светло-коричневые мелкозернистые (d_ср до 0.181 мм) хорошо сортированные (S_c до 0.78) алевритовые пески (слои 1 и 3) мощностью по 0.4 м (рис. 6, a), разделённые 10-сантиметровым слоем 2 коричневых глинистых тонкозернистых (d_ср до 0.090 мм) песков. Они перекрыты ожелезнённым средне-, мелкозернистым (d_ср = 0.193 мм) хорошо сортированным (S_с = 0.78) песком (сл. 4) мощностью 0.1 м. В слоях 1—4 установлена слоистость ряби течения.

Выше по разрезу наблюдаются коричневато-серые глинистые пески (сл. 5) мощностью 0.2 м с тонкой пологоволнистой (рис. 6, e) слоистостью (толщина слойков от 1 до 2 мм). Верхняя часть пачки I (сл. 6) представлена светло-коричневыми неслоистыми хорошо сортированными алевритовыми песками.

Осадки пачки I (рис. 5) характеризуются преобладанием минералов группы эпидота (23 %), амфибола (21 %) и граната (17 %). Значительны содержания титановых минералов и ильменита, соответственно составляющих — 11 и 8 %. Количество сидерита не превышает 4 %.

Выше фиксируется переслаивание коричневато-серых тонко- и мелкозернистых (d_ср = 0.091) глинистых песков (слои 7 и 9) и светло-коричневых мелкозернистых (d_ср = 0.136) алевритовых песков (слои 8 и 10) суммарной мощностью 0.65 м. Слоистость в сл. 7 конволютная (рис. 6, d), переходящая в рябь течения (рис. 6, c).

Средняя часть пачки II (рис. 6, а) сложена ритмичным переслаиванием коричневой супеси (слои 11, 13, 16, 18 и 20), глинистых (слои 14 и 21) и алевритовых (слои 12, 17 и 19) тонко- и мелкозернистых (d_ср от 0.93 до 0.94 мм) песков с мелкой волнистой и волнистой слоистостью суммарной мощностью 1.1 м. Наблюдаются тонкие прослои (до 1 мм) оторфованной серой глины. Слой 22 представлен коричневым слабосортированным (S_c = 0.36) суглинком мощностью 0.3 м с тонкой волнистой слоистостью.

Венчает разрез пачка III мелкозернистых светло-коричневых (слои 23, 25, 27 и 29) и ожелезнённых (слои 24, 26, 28) песков общей мощностью 1.8 м (рис. 6, а). Хорошая сортировка осадков (S_c = 0.74) и средний диаметр частиц (d_ср от 0.156 до 0.176 мм) свидетельствуют о динамичных условиях седиментации.

В минеральном составе тяжелой фракции песков пачек II и III (рис. 5) выделена ильменит(12 %)-эпидот(16 %)-амфибол(20 %)-гранатовая(28 %) ассоциация с повышенным содержанием группы титановых минералов (9 %).

На эталонной динамической диаграмме Р. Пассега фигуративные точки образцов из осадков НПТ-II сконцентрировались преимущественно в полях, соответствующих отложениям речных потоков (рис. 6, b). Транспортировка осадков пачки I происходила во взвешенном состоянии и сальтацией (R/Q), тогда как для пачки II характерно ритмичное изменение режима движения частиц в виде однородной взвеси (S/R) до взвеси и сальтации (R/Q). Верхняя часть разреза (пачка III) накапливалась из взвеси с некоторым количеством осадков перекатывания (Q/P).

Осадки НПТ-I вскрыты в обнажениях Ч-25/1 и Ч-26 (рис. 2, a). Обн. Ч-25/1 расположено в 5.5 км вверх по течению от д. Чёрной (N 68°33'10,3356", E 56°30'19,3726").

В основании разреза выступает пачка переслаивания светло-коричневых хорошо сортированных (S_c = 0.53—0.67) алевритовых мелкозернистых (d_ср от 0.109 до 0.177 мм) песков (слои 1, 3, 5, 7) и слабосортированных (S_c = 0.33) сизых супесей (слои 2, 4, 6, 8) суммарной мощностью 0.95 м (рис. 7, а). Слоистость неотчётливая косая, переходящая выше в крупную волнистую (рис. 7, d).

Выше по разрезу лежит полутораметровая пачка II (слои 9—36) переслаивания светло-коричневых тонко- и мелкозернистых (d_ср = 0.092 мм) алевритовых сортированных (S_c = 0.47) песков и светло-сизых супесей (рис. 7, а). Отмечается уменьшение средних диаметров частиц и коэффициентов сортированности по сравнению с нижележащей пачкой I.

Слои 37—57 сложены переслаиванием сизых слабосортированных (S_c = 0.30—0.42) глинистых алевритов и мелкозернистых (d_ср = 0.116 мм) светло-коричневых алевритовых песков суммарной мощностью 1.45 м с мелкой волнистой слоистостью (рис. 7, c).

В верхней части пачки III наблюдается 20-сантиметровый слой 58 неслоистых мелко- и среднезернистых хорошо сортированных (S_c = 0.52) алевритовых песков, перекрытых 35-сантиметровым сизым песчаным алевритом (сл. 59). По всей пачке наблюдаются единичные прослои коричневого торфа мощностью до 2—3 см.

Венчает разрез алевритистый темно-коричневый торф мощностью 0.35 м, с большим количеством растительных остатков.

В минеральном составе тяжелой фракции отложений в обн. Ч-25/1 (рис. 5) выделена ильменит(13 %)-эпидот(18 %)-амфибол(21 %)-гранатовая(23 %) ассоциация с повышенным содержанием сидерита (9 %) и группы титановых минералов (10 %).

Обнажение Ч-26 расположено в 9 км выше по течению д. Чёрной (N 68°31'42,2502", E 56°31'18,3276"). В основании разреза залегает полуметровый серо-сизый пластичный суглинок (сл. 1), перекрытый сизым песчаным алевритом (сл. 2) и сизой супесью (сл. 3) мощностью по 0.3 м (рис. 8, а). Слоистость в слоях 1—3 волнистая симметричная. Средний диаметр зерен (d_ср = 0.030—0.056 мм) и низкие коэффициенты сортированности (S_c = 0.28—0.41) указывают на застойные и слабопроточные условия седиментации. В верхней части пачки I вскрывается 10-сантиметровый слой 4 среднезернистого (d_ср = 0.293 мм) плохо сортированного (S_c = 0.61) неслоистого ожелезнённого песка с гравием и мелкой галькой.

В основании пачки II залегает слой 5 сизой супеси с волнистой слоистостью, перекрытой линзовидно переслаивающимися (рис. 8, d) светло-коричневыми супесями и сизыми песчаными алевритами суммарной мощностью 0.4 м. Слои 7—38 сложены переслаиванием сизых слабосортированных (S_c = 0.32) глинистых алевритов и мелкозернистых светло-коричневых алевритовых песков мощностью 1.25 м, с мелкой волнистой слоистостью (рис. 8, c).

Выше по разрезу залегает полутораметровая пачка III (слои 39—65) волнисто переслаивающихся сизых слабосортированных (S_c = 0.26—0.34) глинистых (d_ср = 0.027—0.038 мм) алевритов и светло-коричневых мелкозернистых алевритовых песков (рис. 8, а). По всей пачке отмечаются прослои коричневого торфа (от 0.5 до 1 см), количество которых увеличивается вверх по разрезу, что свидетельствует о колебательных движениях уровня воды в бассейне седиментации и периодическом его обмелении. Присутствует редкая и неотчётливая слоистость ряби волнения.

Слои 66 и 67 сложены неслоистыми хорошо сортированными (S_c до 0.61) глинисто-алевритовыми мелко- и среднезернистыми (d_ср= 0.105 мм) песками суммарной мощностью 0.3 м. Венчает разрез черно-коричневый торф (сл. 68) с алевритовым заполнителем, мощностью 0.6 м.

Тяжелая фракция осадков из обнажения Ч-26 характеризуется преобладанием ильменита (12 %), эпидота (22 %), амфибола (22 %) и граната (26 %). Отмечается высокое содержание сидерита и группы титановых минералов (по 7 %).

Фигуративные точки образцов из обнажений НПТ-I расположены преимущественно в полях (S/N), соответствующих отложениям потоков (рис. 8, b). Для точек проб из обн. Ч-25/1 характерно ритмичное чередование осаждения частиц из однородной взвеси (S/R) до накопления осадков из взвеси с некоторым количеством частиц перекатывания (Q/P) и перекатывания с незначительным количеством взвеси (P/O). Иной характер распределения имеют осадки из обн. Ч-26, осаждение которых происходило преимущественно из однородной взвеси (S/R).

Отложения пойменной террасы вскрыты в обнажении Ч-25/2 (N 68°33'29.2266", E 56°30'37.5918"), расположенном в 5.1 км вверх по течению от д. Черной. В основании разреза залегает сл. 1 (рис. 9, а) представленный линзовидно переслаивающимися (рис. 9, c, d) сизыми супесями и светло-коричневыми мелкозернистыми алевритовыми песками суммарной мощностью 0.35 м. Выше по разрезу наблюдаются сизые глинистые алевриты (слои 2, 4 и 6), в которых количество песчаных линз значительно сокращается. С размывом их разделяют неслоистый (рис. 9, d) светло-коричневый среднезернистый (d_ср = 0.256 мм) хорошо сортированный (S_c = 0.62) песок (сл. 3) и серо-черный среднезернистый (d_ср = 0.482 мм) слабосортированный (S_c = 0.38) песок (сл. 5) с крупным гравием и мелкой галькой. Слои 7—36 сложены переслаиванием сизых глинистых алевритов и мелкозернистых светло-коричневых алевритовых песков мощностью 0.8 м, с мелкой волнистой слоистостью (рис. 9, e). В верхней части пачки III наблюдается 20-сантиметровый слой 37 неслоистых мелко- и среднезернистых хорошо сортированных (S_c = 0.62) алевритовых песков, перекрытых 10-сантиметровым сизым песчаным алевритом (сл. 38). Венчает разрез черно-коричневый торф с песчаным заполнителем (сл. 39) мощностью 0.25 м.

Тяжелая фракция осадков пачек I—III пойменной террасы определяется эпидот(18 %)-амфибол(22 %)-гранатовой(26 %) ассоциацией (рис. 5) с повышенным содержанием ильменита (9 %) и группы титановых минералов (9 %).

Фигуративные точки образцов из обнажения Ч-25/2 имеют сходный характер распределения (рис. 9, b), с точками проб из обнажения Ч-25/1, занимая преимущественно поля осадков однородной взвеси (S/R), взвеси с некоторым количеством осадков перекатывания (Q/P) и перекатывания с незначительным количеством осадков взвеси (P/O).

Обсуждение результатов

Анализ полученных данных по строению, составу и возрасту осадков приустьевой части р. Чёрной позволяет сделать следующие обобщения. Покровное оледенение севера Большеземельской тундры в полярное (осташковское) время обусловило накопление на всей территории исследований морены мощностью до 4—6 м. Характер её залегания на подстилающих, предположительно бызовских (ленинградских), аллювиальных осадках (Андреичева, 2002) свидетельствует о существовании в межледниковое время русловой сети, которая отчётливо дешифрируется на ЦМР по системе меандров, погребённых под мореной. Аналогичная древняя русловая сеть обнаружена по множественным буровым данным шельфа Печорского моря (Павлидис и др., 2007) и протягивается от устья р. Печоры в сторону пролива Карские Ворота.

Деградация полярного (осташковского) ледникового покрова в конце позднего неоплейстоцена способствовала компенсации гляциоизостатического прогиба северной части Большеземельской тундры, на что указывает разное положение береговых линий в Печорском море (Лавров, Потапенко, 2012) и Мировом океане (Peltier, Fairbanks, 2006) в поздневалдайское время. Изостатические процессы способствовали формированию прибрежной озёрно-морской террасы протяженностью более 800 км от Чёшской губы до западного склона Пай-Хоя (Лавров, Потапенко, 2012). Согласно выводам упомянутых авторов, она расположена на абсолютных отметках от 4—5 м (бровка у берега моря) до 25—30 м у тылового шва и сложена преимущественно тонко- и мелкозернистыми горизонтально-слоистыми песками, перекрытыми торфом (Арсланов, Лавров, 1987). В зонах сочленения прибрежной террасы с аккумулятивным ледниковым рельефом отмечается выклинивание песчаных осадков. В отложениях отсутствует морская фауна, что, по их мнению, связано с поступлением большого количества талой ледниковой воды.

В приустьевой части р. Чёрной озёрно-морская терраса вскрыта в обнажении Ч-29, где она сложена озерными серо- и сизо-коричневыми глинами и супесями (пачка II), вложенными в поверхность поздневалдайского ледникового рельефа. Средний диаметр зёрен (d_ср = 0.031—0.069 мм) и слабая сортировка (S_c = 0.29—0.34) супеси и глины свидетельствуют о застойных и слабопроточных гидродинамических условиях при накоплении осадков. Согласно результатам минералогического анализа, установлена четкая связь озерных отложений с подстилающей мореной полярного (осташковского) возраста (Андреичева, Воробьёв, 2025) по преобладанию в ассоциации эпидота (27 %), граната (26 %) и амфибола (19 %). Унаследованный минеральный состав свидетельствует о накоплении осадочного материала озёрного бассейна при непосредственном участии ледниковых осадков, образовавшихся за счет поступления терригенного материала из районов Пай-Хоя и Новой Земли. Об этом также говорит значительное количество ильменита (9 %), характерного для Северо-Восточной питающей ледниковой провинции. Высокое содержание титановых минералов, таких как лейкоксен (5 %) и титанит (3 %), которые обладают высокой устойчивостью к выветриванию, вероятно, связано с денудацией древних метаморфических сланцев Тимана (Гросгейм, 1984) и последующим речным переносом этих минералов в бассейн р. Печоры и Печорского моря.

Регрессия Печорского моря в голоцене (Zeeberg et al., 2001) привела к осушению озерно-морской террасы и дренированию её поверхности с последующим спуском озёр. Это способствовало активному зарастанию дна озёрных котловин растительностью и накоплению болотных осадков (обн. Ч-29, пачка III) начиная с раннего атлантического периода (IGAN 10839: 7180 ± 150 л.н., 8001 кал. л.н.) и, вероятно, вплоть до раннего суббореала.

Одновременно с гляциоизостатическим поднятием северной части Печорской низменности и осушением прибрежной террасы происходило заложение русловой системы приустьевой части долины р. Чёрной в рамках погребённой речной сети бызовского (ленинградского) возраста. Низкий уровень Печорского моря в позднеледниковье (Авенариус и др., 2001) способствовал интенсивному врезанию русловых систем в поверхность аккумулятивно-ледниковой равнины, сложенной мореной полярного (осташковского) возраста, небольшая мощность которой не создавала для этого значительной преграды.

После деградации верхневалдайского ледникового щита и заложения русловой системы начался цикл свободного меандрирования русла р. Чёрной, который способствовал накоплению осадков НПТ-II (обн. Ч-28). На данном этапе исследований не представляется возможным дать точный ответ о времени её формирования.

Сочетание и распределение динамических условий седиментации (рис. 6, b) при образовании осадков НПТ-II (обн. Ч-28) очень характерны для русловых (пачка I) и пойменных (пачка II) фаций аллювия равнинных рек, перекрытых прирусловыми валами (пачка III). Для осадков русловой фации характерно преобладание в гранулометрическом составе песчаных фракций с незначительными вариациями в их количественных характеристиках, что свидетельствует о динамичных условиях седиментации и миграции русла реки во время накопления пачки I (рис. 6, а). Цикличное изменение фракционного состава пойменных отложений связано с колебанием сезонного стока воды. Прирусловые валы часто встречаются на поверхности НПТ-II и сложены хорошо сортированными (S_c = 0.74) однородными мелкозернистыми песками (d_ср = 0.156—0.176 мм), накопление которых проходило в результате выхода паводковых вод из берегов.

В минеральном составе тяжелой фракции террасового и пойменного комплекса долины реки выделены две различные минеральные ассоциации. Русловая фация аллювия (обн. Ч-28, пачка I) характеризуется преобладанием эпидота (23 %), амфибола (21 %) и граната (17 %). Аналогичный характер распределения минералов отмечен в озёрных и аллювиальных бызовских (ленинградских) осадках, расположенных в верхнем и среднем течениях реки (Андреичева, Марченко-Вагапова, 2014).

 Вторая минеральная ассоциация установлена во всех остальных осадках второй и первой надпойменных террас и поймы. Для неё характерно закономерное увеличение количества устойчивых к выветриванию минералов: граната до 28 % и ильменита до 12 %. В то же время для неустойчивых минералов отмечается иной характер распределения, который выражается в снижении количества эпидота до 16 % и сидерита до 2 %. Это может свидетельствовать о возрастании зрелости осадка.

В позднем голоцене произошла ингрессия Печорского моря до отметок на 2—4 метра выше современных (Авенариус и др., 2001). Это способствовало накоплению осадков первой надпойменной (обн. Ч-25/1, пачки I—III) и пойменной террас (обн. Ч-25/2, пачки I—III), распределение и сочетание динамических условий седиментации которых характерно для эстуарных типов устьев рек. Об этом также свидетельствует линзовидная и мелкая волнистая слоистости, обусловленные переслаиванием глинисто-алевритовых и песчаных отложений, что характерно для приливно-отливных равнин и речных эстуариев (Рейнек, Сингх, 1981).

Частые колебательные движения уровня воды в эстуарии способствовали заложению озёрных бассейнов, один из которых вскрыт в основании обнажения Ч-26 (пачка I). Это подтверждается характерными текстурно-структурными особенностями отложений и увеличением среднего диаметра зёрен (d_ср) вверх по разрезу.

Последующее обмеление озёрного бассейна привело к формированию озёрно-болотных (пачки III и IV) и болотных (пачка V) осадков, накопление которых продолжалось вплоть до позднего субатлантического периода (IGAN 10837: 700 ± 65 л.н.; IGAN 10830: 420 ± ± 65 л.н., 458 кал. л.н.).

Заключение

Таким образом, на основе морфографического и морфометрического исследований рельефа выделены: аккумулятивный ледниковый, аккумулятивный озёрно-морской и эрозионно-аккумулятивный рельефы двух надпойменных террас и поймы. Проведено фациальное расчленение голоценовых осадков и установлены закономерности развития долины реки в послеледниковое время.

Деградация полярного ледникового покрова в конце позднего неоплейстоцена привела к гляциоизостатическому поднятию северной части Большеземельской тундры и врезанию долин стока талых ледниковых вод. Регрессия Печорского моря в голоцене привела к накоплению озёрно-морской террасы и заложению приустьевой части долины р. Чёрной в рамках погребённой речной сети бызовского возраста. Цоколь второй надпойменной террасы сложен фацией прирусловой отмели, вещественный состав которой указывает на поступление осадочного материала из озёрных и аллювиальных бызовских отложений. Состав тяжелой фракции фации приречной поймы и перекрывающих её прирусловых валов характеризуется увеличением количества устойчивых минералов и уменьшением неустойчивых, что может свидетельствовать о возрастании зрелости минеральной ассоциации. Первая надпойменная терраса и пойма сложены эстуарными отложениями, формирующимися в приливно-отливных условиях Печорского моря.

Дальнейшие геохронологические, геохимические и структурные исследования осадков в долине р. Чёрной позволят детально установить фациальную принадлежность четвертичных отложений среднего и верхнего неоплейстоцена.

1. Авенариус И. Г., Ермолов А. А., Мысливец В. И., Репкина Т. Ю. Рельеф и некоторые аспекты палеогеографии позднего валдая — голоцена в районе о. Варандей (Баренцево море) // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала. Апатиты: КНЦ РАН, 2001. С. 135—147.

2. Андреичева Л. Н. Плейстоцен Европейского Северо-Востока. Екатеринбург: УрО РАН, 2002. 323 с.

3. Андреичева Л. Н., Воробьёв Н. Н. Полярная морена субарктических районов Европейской России: литостратиграфические критерии и типоморфные особенности гранатов и цирконов // Литология и полезные ископаемые. Выпуск 60. 2025. № 1. С. 77—89.

4. Андреичева Л. Н., Дурягина, Д. А. Стратиграфия и палеогеография позднего плейстоцена северо-востока Русской равнины // Сыктывкарский палеонтологический сборник: Труды Института геологии Коми НЦ УрО РАН. Выпуск 117. 2005. № 6. С. 155—161.

5. Андреичева Л. Н., Кочев В. А., Дурягина Д. А. Стратиграфическое расчленение плейстоцена севера Большеземельской тундры // Рациональное комплексирование литологических исследований ледниковых формаций: Тез. докл. V литологической школы. 12—16 августа 1991 г. Сыктывкар: Коми НЦ УрО РАН, 1991. С. 6.

6. Андреичева Л. Н., Марченко-Вагапова Т. И. Верхний неоплейстоцен на Крайнем Севере России (Большеземельская тундра, р. Чёрная) // Вестник геонаук. 2012. № 10. С. 2—7.

7. Андреичева Л. Н., Марченко-Вагапова Т. И. Озёрное осадконакопление в позднем неоплейстоцене на Европейском Северо-Востоке России // Вестник геонаук. 2014. № 1. С. 13—18.

8. Арсланов Х. А., Лавров А. С., Потапенко Л. М., Тертычная Т. В. Новые данные по геохронологии и палеогеографии позднего плейстоцена и раннего голоцена на севере Печорской низменности // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987. С. 101—111.

9. Белкин В. И., Рязанов И. В. О понятиях сортированности и однородности гранулометрического состава осадочных пород // Литология и полезные ископаемые. 1974. № 2. С. 133—139.

10. Ботвинкина Л. Н. Методическое руководство по изучению слоистости. М.: Наука, 1965. 265 с.

11. Викулова М. Ф. Общая характеристика глин // Методическое руководство по петрографо-минералогическому изучению глин. М.: Госгеолтехиздат, 1957. С. 7—90.

12. Воробьёв Н. Н., Голубева Ю. В., Исаков В. А., Марченко-Вагапова Т. И. Генетические типы четвертичных отложений в низовье реки Черной (север Большеземельской тундры): результаты экспедиционных работ 2023 года // Рельеф и четвертичные образования Арктики, Субарктики и Северо-Запада России. 2023. № 10. С. 50—54. DOI:https://doi.org/10.24412/2687-1092-2023-10-50-54

13. Гроссгейм В. А., Бескровная О. В., Геращенко И. Л., Окнова Н. С., Рожков Г. Ф. Методы палеогеографических реконструкций (при поисках залежей нефти и газа). Л.: Недра, 1984. 271 с.

14. Журавлёв В. А., Кораго Е. А., Костин Д. А., Зуйкова О. Н. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (третье поколение). Серия Северо-Карско-Баренцевоморская. Лист R–39, 40 — о. Колгуев — прол. Карские Ворота. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2014. 405 с.

15. Застрожнов А. С., Шкатова В. К., Минина Е. А., Тарноградский В. Д., Астахов В. И., Гусев Е. А. Карта четвертичных образований масштаба 1 : 2 500 000 территории Российской Федерации. Пояснительная записка. 2010. 220 с.

16. Качинский Н. А. Механический и микроагрегатный состав почвы, методы его изучения. М.: Издательство АН СССР, 1958. 191 с.

17. Лавров А. С., Потапенко Л. М. Неоплейстоцен Печорской низменности и Западного Притиманья (стратиграфия, палеогеография, хронология). М.: Аэрогеология, 2012, 191 с.

18. Максимов Ф. Е., Андреичева Л. Н., Кузнецов В. Ю., Григорьев В. А., Петров А. Ю., Левченко С. Б., Марченко-Вагапова Т. И., Баранова Н. Г. Возраст и хроно-стратиграфическое положение озерно-болотных отложений в бассейне р. Черной на севере Большеземельской тундры по результатам их 230Th/U- и 14С-датирования // Вестник Санкт-Петербургского университета. Науки о Земле. 2021. № 2, С. 289—309. DOI:https://doi.org/10.21638/spbu07.2021.206

19. Павлидис Ю. А., Никифоров С. Л., Огородов С. А., Тарасов Г. А. Печорское море: прошлое, настоящее, будущее // Океанология. 2007. Том 47. № 6. С. 927—939.

20. Политова Н. В., Кравчишина М. Д., Новигатский А. Н., Лохов А. С. Концентрация и состав взвеси Баренцева моря // Система Баренцева моря / Под ред. акад. А. П. Лисицына. М.: ГЕОС, 2021. 672 с.

21. Рейнек Г. Э., Сингх И. Б. Обстановки терригенного осадконакопления. М.: Недра, 1981. 439 с.

22. Рожков Г. Ф. Дифференциация обломочного материала и гранулометрическая диаграмма — по косвенному счёту зерен // Механическая дифференциация твёрдого вещества на континенте и шельфе. М.: Наука, 1978б. С 97—117.

23. Романовский С. И. Седиментологические основы литологии. Л.: Недра, 1977. 407 с.

24. Рухин Л. Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах. Л.: Недра, 1969. 778 с.

25. Рыбалко А. Е., Репкина Т. Ю., Токарев М. Ю., Терехина Я. Е., Соловьева М. А., Хлебникова О. А., Гончарова А. М., Горбачев С. В. Четвертичный покров Печорского моря: особенности его строения в свете новых данных бурения и сейсмоакустического профилирования // Рельеф и четвертичные образования Арктики, Субарктики и Северо-Запада России. Вып. 8. 2021, С. 209—214. DOIhttps://doi.org/10.24412/2687-1092-2021-8-209-214

26. Эпштейн О. Г., Чистякова И. А. Печороморский шельф в позднем валдае — голоцене: основные седиментологические и палеогеографические события // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. 2005. № 66. С. 107—123.

27. Andreicheva L. N., Durjagina D. A. Stratigraphy and paleogeography of Pleistocene in the North of Bolshezemelsk tundra // Abstracts of International Union of Quaternary research XIV Congress. Bonn: Selbstverlag der Alfred-Vegener-Stiftung, 1995. P. 13.

28. Peltier W. R., Fairbanks R. G. Global glacial ice volume and Last Glacial Maximum duration from an extended Barbados sea level record // Quaternary Science Reviews, Vol. 25. Issues 23—24. December 2006. Р. 3322—3337. DOI:https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2006.04.010

29. Zeeberg J. J., Lubninski D. J., Forman S. L. Holocene Relative Sea-Level History of Novaya Zemlya, Russia, and Implications for Late Weichselian Ice-Sheet Loading // Quaternary Research. 2001. Vol. 56. Р. 218—230. DOI:https://doi.org/10.1006/qres.2001.2256