Вестник Кольского научного центра РАН № 1, 2025 г.

На их крыльях складок обычно залегают диа- миктоны, а в ядра складок вовлечены флювио- и лимногляциальные осадки. Это указывает на активную деформацию ледником мерзлых пород ложа и включением их в состав гляци- одислокаций [Лаврушин, 1976]. Формирование гляциоинъективных форм и гляциодиапиров в составе полосы также происходило путем выдавливания рыхлых осадков ледникового ложа в толщу диамиктона. Анализ залегания элементов деформаций указывает на их фор­ мирование при активном давлении ледника с запада на восток, однако, непосредственно в краевой зоне, за счет крайне неоднородной структуры прикраевой части ледника и не­ ровностей доледникового ложа, направления давления могут отличатся друг от друга до 45° Наличие у дистального склона полосы систем каналов стока талых вод, площадок флювио- и лимногляциальных отложений может свиде­ тельствовать об их формировании в открытой или частично открытой краевой зоне леднико­ вого покрова (рис. 2, С). В строении комплексов (полос) грядово­ холмистого были установлены преимущест­ венно чешуйчатые морены, представленные обычно одним крупным блоком диамиктона. По подошве этих блоков широко развиты текс­ туры захвата рыхлых пород ледникового ложа. Реконструкция давления ледника показывает на его перемещение с запада на восток. По­ добным образом построены и холмистые мас­ сивы, которые надстраивают моренные гряды и представляют собой надвиги диамиктона на относительно высокие участки залегания подморенных флювиогляциальных отложе­ ний. Дистальным склонам этих цепей в целом не характерны предфронтальные флювиогля- циальные образования. Обычно с дистальной стороны цепи расположена моренная равнина, зачастую с камами. В результате проведенного исследования полосы ледникового рельефа А и В сопостав­ ляются нами с краевыми ледниковыми обра­ зованиями одной из лопастей беломорского ледникового потока, двигавшейся южнее Ло- возерских тундр [Стрелков и др., 1976; Колька, 1998; Евзеров, Николаева, 2000; Boyes et al, 2022]. Направление перемещения этой лопасти хоро­ шо прослеживается по ориентировке друмли- нов на моренной равнине южнее оз. Умбозера [Карта.., 1989; Евзеров, Николаева, 2000; Kolka et al, 2008; Boyes et al, 2022]. Формирование каж­ дой из полос соответствует краткосрочным фа­ зам активизации последнего Скандинавского ледникового покрова. Максимальное положе­ ние ледника в первую фазу (фаза А) в районе работ может быть зафиксировано по положе­ нию насыпных боковых моренных гряд на юж­ ном склоне Ловозерских тундр на отметках до 550 м н.у.м. Склоны Панских тундр в это время были перекрыты льдом до отметок 450­ 490 м н.у.м. Федорова Тундра была перекрыта льдом полностью (рис. 2, А). Деградация ледни­ ка после максимума фазы А происходила путем отчленения массивов мертвого льда шириной до 12 км и сопровождалась серией краткосроч­ ных осцилляторных подвижек (рис. 2, В). В это время у северо-западного склона Панских тундр на отметках 190-220 м н.у.м. были обра­ зованы краевые напорные морены. Заключи­ тельным эпизодам подвижек ледника в фазу А могут соответствовать напорные краевые морены на северо-восточном склоне Федоро­ вой тундры и гряды с надвиговым дислокациям во флювио- и лимногляциальных отложениях на равнине. Продвижение лопасти ледника в фазу, со­ ответствующую полосе В (фаза В) у юго-запад­ ных склонов Ловозерских тундр фиксируется по холмисто-грядовым формам напорной мо­ рены, которые под углом причленяются к на­ сыпным боковым моренам фазы А. Южнее, на равнине, они прослеживаются по цепи на­ порных моренных гряд и холмов, в строении которых у северо-западного склона массива г. Инчъявр установлены складчатые гляцио- дислокации (рис. 3). На отдельных участках вдоль дистального склона этого фрагмента пояса В формируются предфронтальные вод­ но-ледниковые отложения (рис. 2, С). Южнее краевая зона ледника смещалась на запад, огибая наиболее высокую часть Мунозерской возвышенности. Деградация ледниковой ло­ пасти после максимума фазы В происходила путем отчленения полос мертвого льда от кра­ 30