В теории древних покровных оледенений земной поверхности одним из наиболее серьезных вопросов, уже многие годы привлекающих внимание широкого круга исследователей, служит проблема оледенения шельфа Баренцева моря.
Существуют два крайних научных предположения, диаметрально противоположных по своей сути. Первое предположение сформулировано в виде гипотезы о самостоятельном многокилометровом ледниковом щите, неоднократно зарождавшемся в центре Баренцева моря. Второе предположение — это маригляциальная (дрифтовая) гипотеза, в основе которой лежит отрицание возможности существования на дне арктических морей крупных ледниковых покровов. Согласно этому предположению, допускается лишь ограниченное развитие в сторону шельфа материковых оледенений и только в сочетании с большими трансгрессиями моря.
Все сказанное в предыдущих разделах и главах дает нам полное основание поставить под сомнение правомочность положении указанных гипотез. При всей логичности выводов они не базируются на данных морской четвертичной геологии и геоморфологии дна. По существу предполагаемые размеры и направления движения ледниковых покровов, продолжительность их существования, ритм морских трансгрессий и другие палеогеографические реконструкции противоречат конкретным знаниям о строении баренцевоморского шельфа.
Воды Баренцева моря скрывают исключительно разнообразный пересеченный рельеф дна. Средняя глубина шельфа составляет примерно 250 м, а максимальные глубины достигают 400—500 м. Внешний край шельфа на севере и западе Баренцева моря расположен на глубинах от 200—350 м вдоль банок и до 400—550 м вдоль желобов. Ограниченные мелководные пространства шельфа (менее 100 м) распространены в юго-восточной части моря, в узкой прибрежной полосе архипелагов Новая Земля и Шпицберген, а также на Медвежинско-Надеждинской возвышенности. В остальных районах только небольшие участки дна — вершины некоторых банок и гряд — находятся на глубинах менее 100 м.
Сейчас бесспорно, что крупные структурно-геоморфологические элементы дна шельфа Баренцева моря, простирающегося на полторы тысячи километров, образованы тектоникой и вулканизмом. Также достаточно ясна роль древних ледников в определенном прогибании шельфа, в моделировке и выработке рельефа фьордов, различных желобов, до сих пор не заполненных осадками. Материковый лед принес во многие места огромное количество обломочного материала и образовал краевые ледниковые формы морского дна. В отличие от антарктического, североатлантического и других гляциальных шельфов, обращенных к материковым склонам океана, Баренцево море в силу своего географического положения является классическим примером внутриматерикового гляциального шельфа. Со многих сторон он обрамлен крупными гористыми архипелагами и имеет центростремительный характер гидрографической сети. Но следует признать, что на баренцево-морском шельфе мы не находим принципиальных батиметрических, топографических и геоморфологических отличий от гляциальных шельфов океана.
На скрытые под водой крупные структурные элементы рельефа дна Баренцева моря накладываются различные формы меньшего размера, созданные льдами, течениями, волнением, мутьевыми потоками, седиментацией и другими агентами экзогенных сил. Среди современных экзогенных процессов на шельфах характерно преобладание эрозионно-аккумулятивного выравнивания. На морском дне постоянно откладываются массы терригенных, биогенных, хемогенных и других осадков, смягчающих морфотектонические контрасты рельефа дна. Значительную роль в морфологическом облике шельфов играют реликтовые субаэральные формы рельефа, оказавшиеся под водой благодаря трансгрессиям поздне — и послеледникового времени. Подводными свидетелями могучей деятельности краевой (морской) части Скандинавского, Новоземельского, Шпицбергенского и других ледниковых покровов являются гляциальные шельфы Баренцева и Норвежского морей.
Среди форм рельефа, выработанных или созданных материковыми льдами, наиболее характерны фьорды, краевые и поперечные желоба, краевые ледниковые образования морского дна. Прослеживается несколько (2—5) концентрически расположенных зон краевых ледниково-аккумулятивных форм на глубинах от 50 до 400 м, прилегающих к периферии древних ледниковых покровов на шельфе. В плане они представляют сочленяющиеся друг с другом серповидные и дугообразные пояса. Фрагменты молодых краевых образований наблюдаются на скалистом прибрежном шельфе, главным образом в фьордах. Отмеченные в строении краевых ледниковых образований закономерности указывают, что лопастной характер края ледниковых покровов обусловлен дочетвертичной топографией шельфа. Большое значение в распределении стока материкового льда имел рельеф коренных пород.
Критически рассматривая модель максимального оледенения шельфа Арктики и образования в позднем плейстоцене и раннем голоцене единого Панарктического ледникового щита, предложенную в 1968 г. В. Шоттом, Г. Хоппе, В. Блейком, М. Г. Гросвальдом, следует откровенно сказать, что ото не более чем рабочая гипотеза. Как известно, она была разработана на очень косвенных по отношению к собственно арктическому шельфу гляциологических фактах, касающихся полярных архипелагов, на достаточно спорных результатах радиоуглеродных датировок отложении морских террас на окружающих побережьях, а также на одной из версий анализа изобаз, рисующих ледниковую изостатическую реакцию на Земле Франца-Иосифа, Шпицбергене и других полярных островах, через которые якобы перетекали шельфовые ледниковые щиты. Приходится с недоумением констатировать, что вся система аргументации (включая ссылки на карты движения земной коры и т. д.) в пользу допущения существования куполов во внутренних частях шельфов, также основывающаяся на гляциоизостазии, по существу входит в противоречие с общепринятым показом Скандинавского и других ледниковых куполов на материках. Разумеется, косвенная географическая информация вряд ли может быть противопоставлена прямым данным по четвертичной геологии и геоморфологии дна арктических шельфов. Однако все реконструкции М. Г. Гросвальда (1980, 1983), как он сам отмечает, расходятся с опубликованными схемами оледенения Баренцева моря, составленными морскими геологами, такими, как, Ф. Нансен, У. Хольтедаль, М. В. Кленова, Д. Г. Панов, М. А. Спиридонов, Ю. А. Лаврушин, Г. Г. Матишов и др.
В последних своих исследованиях М. Г. Гросвальд (1980, 1983) стал привлекать информацию, опубликованную в морской геологической литературе. Но нужно заметить, что используется эта информация по шельфам во многих случаях умозрительно. Например, для подтверждения идеи о том, что центры растекания ледников лежали не на соседней суше, а во внутренних частях шельфов, в качестве главного индикатора направления движения льда упоминаются подводные желоба. К сожалению, в данном случае использован сам факт наличия на гляциальных шельфах подводных желобов, но не реальное их строение и особенности простирания, которые были охарактеризованы в целом ряде работ.
та материкового льда образовались высокие моренные гряды и холмы, располагающиеся в настоящее время на глубинах от 200 до 380 м. Затем ледник сокращался, его отступание сопровождалось рядом осцилляций. В конце раннего дриаса, примерно 12,8 тыс. лет назад (стадия бёллинг) (Стрелков и др., 1976, 1975), активные ледники создали приустьевые пороги в Варангер-фьорде (порог Ругген) и Мотовском заливе. Видимо, в это время сформировались пологие каменистые гряды на глубинах 115—130м севернее острова Кильдин и губы Териберка. Предположительно в среднем дриасе (стадия бергхем, 12,0—11,8 тыс. лет) могли образоваться конечные морены перед устьями Порсангер-фьорда, Лаксё-фьорда, Тана-фьорда, Кольского фьорда. Эти подводные морены коррелируются с краевыми ледниковыми образованиями, известными на острове Кильдин и правом берегу в устье реки Териберка на Кольском полуострове. В позднем дриасе материковый лед не выходил за пределы фьордового побережья.
Существующий на сегодняшний день фактический геолого-геоморфологический материал позволяет достаточно убедительно говорить о том, что центрами ледниковых покровов, растекавшихся на шельфы северной части Евразии, были гористые участки архипелагов и материков. Ледниковые покровы Скандинавский, Шпицбергенский, Земли Франца-Иосифа, Новоземельский, Уральский, Североземельский, Таймырский и Путоранский во время своего максимального развития 18—20 тыс. лет назад распространялись своими периферическими зонами на прилегающие шельфы Баренцева моря, а также Карского и отчасти моря Лаптевых. Эта модель минимального растекания материкового льда предполагает наличие между ледниковыми покровами акватории с дрейфующими айсбергами и паковыми льдами, а также свободных ото льда областей арктических шельфов.