Квасов Д.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. Изд-во Наука. ЛО. Л.. 1974. 278 с. 10 страница

Как предполагает Э.Нильссон (Nilsson, 1968, 1970),. на очень короткое время (12.4-12.3 тыс. л.н.) в Южно-Балтий­скую котловину проникали морские воды (море Ломма). Боль­шинство исследователей отрицает существование этой стадии (Promm, 1963; Lundqvist, 1965). Однако как бы ни раз­решился вопрос о море Ломма, это не может оказать влияния на проблему позднеледникового Беломорско-Балтийского соеди­нения. Во время беллинга и невской стадии район предполага­емого соединения находился еще подо льдом.

Южные берега Южно-Балтийского озера находятся на дне моря на глубине более 30 м, северные же берега подняты те­перь довольно высоко. Весьма вероятно, что описанные в Лит ве (G-udelis, 19S5), Латвии (Гринберге, 1957) и западной Эс­тонии (Ramsay, 1929) наиболее древние береговые линии Бал­тийского ледникового озера на самом деле принадлежат Южно-Балтийскому озеру.

По мере изостатического поднятия порога стока в проли­ве Зунд уровень Южно-Балтийского озера повышался. Однако в ходе отступления ледника в южной Швеции могли освободить­ся ото льда пороги стока, находившиеся в то время ниже, чем район Зунда (рис. 29), Туда мог переместиться сток из озера (Nilsson, 1968), 12 050 лет назад сток шел через район г. Ваносфорса, 11 950 - в районе г. Маркгрунда, 11 850 - в районе г, Торупа (западнее оз. Болмен), Быстрое поднятие северных порогов стока могло вызывать возобновление стока через южные пороги. Все это приводило к значительным ко­лебаниям уровня Южно-Балтийского, озера, С одним из таких колебаний, возможно, связана регрессия, отмечаемая в Латвии в промежутке времени между формированием береговых линий

Рис. 29. Пороги стока Балтийского приледникового озера.

а - в районе г. Копенгагена (12 200 л.н.); б - в районе г. Воносфорса (12 050 л.н.); в - в районе г. Мар-кгрунда(Ц 950 л.н.); г - в районе г. Торупа (И 850 л.н.).

^Bgl и Вgi (Гринберге, 1957). Все эти вопросы нельзя, однако, считать окончательно выясненными: они нуждаются в дополни­тельном исследовании,

2. Балтийское ледниковое озеро

Как указывалось выше, после отступления ледника от воз­вышенности Пандивере Южно-Балтийское озеро соединилось с остатками озера Рамсея. В результате образовалось Балтий­ское ледниковое озеро (рис, 30). Это произошло в начале аллерёда - примерно 11.8 тыс. лет назад. Озеро продолжало су-

шествовать вплоть до отступления ледника от горы Биллиген в средней Швеции, которое на основе изучения ленточных глин датируется 8213 г. до н.э. (Nilsson, 1968,1970), или 10.2 тыс. л.н..В Финляндии в это время началось отступление ледника от гряды Салпаусселькя II (Donner, 1969),

Порог стока Балтийского приледникового озера находил­ся в южной части пролива Зунд, В течение позднеледникового времени его отметка была ниже, чем теперь. Эта отметка оп­ределяет высоту уровня Балтийского ледникового озера в тектонически стабильных районах. Э.Хюппя (Нуурр'й, 1966,Pig.5) предполагает, что в районе границы между Финляндией и Каре-, лией, к востоку от оз. Оулу, в позднем дриасе существовали другие пороги, через которые шел сток в Беломорскую котло­вину. Исследования последних лет не подтвердили, однако, это­го предположения (Hyvarinen, 1973,PLg.3).

В южной Балтике береговая линия Балтийского ледникового озера находится в пределах современной акватории. Выше современного уровня моря она поднимается только в районе Клайпеды (Gudelis, 1955). В пределах Курземского полуос­трова береговая линия (В III - noRamsay, 1929, или В по Гринбергсу, 1957) поднята в результате изостазии на высо­ту до 40 м.

В западной и северо-западной Эстонии Балтийское лед­никовое озеро распространялось до современных отметок по­рядка 70 м (Кессел, 1961). В пределах северо-восточной Эсто­нии и в Ленинградской области до недавнего времени за бере­га Балтийского ледникового озера принимались берега более древнего водоема озера Рамсея (Ramsay_s 1928, 1929; Мар­ков, 1931, 1934). В последние годы доказано, что изобазовая поверхность Балтийского ледникового озера находилась здесь на довольно низких, а в районе Ленинграда - на отрицательтельных отметках (Квасов, 1963; Нуурра, 1963, 1966), Но конкретное ее положение пока не выяснено: во многих случаях она погребена здесь под анциловыми и литориновыми отложениями. В северной части Карельского перешейка существовал про лив, соединявший основную акваторию Балтийского ледникового озера с его Ладожским заливом. Современное северное побе­режье Ладожского озера до отметок порядка 50 м находилось под водой, южная же часть Ладоги представляла собой сушу»

Балтийское ледниковое озеро было пресным. И это обсто­ятельство исключает возможность существования морского Беломорско-Балтийского соединения (Квасов и др., 1970). О минерализации вод Балтики на разных этапах ее развития позволи­ли бы судить данные по стратиграфии ее донных отложений,

Рис. 30. Балтийское ледниковое озеро около 11. 0 тыс. лет назад.

а - изобазы изостатического поднятия; б - моря; в - озе­ра. Изобазы здесь и на следующих рисунках фиксируют современную высоту береговой линии, которая является суммой величины изостатического поднятия и отметки уровня озера (моря) в тектонически стабильных районах.

Цифры в кружках:1- морской залив в преде­лах залива Каттегат; 2 - долина на месте пролива Зунд; 3 -озеро Тида-Веттерн, имевшее сток на запад к югу от горы Биллинген (позднее вошло в состав Балтийского ледникового озера); 4 - Ладожский залив Балтийского ледникового озера; 5 - древнее озеро Выртсъярв; 6 - древнее Чудское озеро (Пейпси).

однако до последнего времени они практически отсутствовали. Для восполнения этого пробела были изучены образцы из колон­ки отложений Гданьской впадины, присланные по просьбе авто­ра настоящей книги Морской станцией Польской Академии наук (г, Сопот) (Давыдова и др., 1970). Позднее были исследованы еще 7 колонок, полученных из Атлантического отделения Инсти­тута океанологии АН СССР (г. Калининград) (Кессел и др., 1973; Давыдова, 1974). К сожалении в глубоководных осадках есть стратиграфические перерывы, в силу чего ни одна из ис-следованных колонок не охватывает целиком все горизонты: поздне- и послеледниковых отложений.

 

Отложения, датируемые, по данным спорово-пыльцевого анализа, поздним дриасом, т.е. временем существования Бал­тийского ледникового озера, отмечены в основании четырех ко­лонок, взятых на глубинах более 100 м в Гданьской, Восточно-Готландской (2 колонки) и Эландской впадинах. В составе диа­томовых комплексов преобладают планктонные виды, свойстен-ные крупным холодноводным олиготрофным озерам: Melosira islandica subsp. helvetica, Stephanodiscus astraea и др. Этот комплекс диатомовых свойствен современным Ладожскому и Онежскому озерам и крупным озерам Сканди­навии. В Гданьской впадине широко представлены также бен-тосные диатомеи, которые, вероятно, выносились сюда Нямуна-сом и Вислой. Все это еще раз подтверждает, что Балтийское ледниковое озеро было пресноводным, а морские воды в него не проникали.

3. Иольдиевое море

После отступления ледника от горы Биллинген в средней Швеции освободился порог стока, находившийся ниже тогдашне­го уровня моря. Теперь подножье горы Биллинген имеет высо­ту 126 м, в момент же отступления ледника оно находилось почти на 200 м ниже. Уровень Балтийского ледникового озера упал на 26 м и сравнялся с уровнем океана. Изучение ленточных глин дало возможность датировать это событие 8213 г. до н.э. (Nilsson, 1968,1970). Морские воды проникли в Балтику не сразу. Только после дальнейшего отступления ледника, когда пролив расширился, они в 8015 г. до н.э. достигли района Сток­гольма и в 7921 г. до н.э. - южной Финляндии (Donner,1971).

Бассейн, образовавшийся в это время в Балтийской кот­ловине, носит название „иольдиевое море*' (рис. 31), которое является производным от наименования морского моллюска Yoldia (Portlandia) arctic а, обитающего в арктических морях. Это название крайне неудачно. Yoldia не проникал в Балтийскую котловину, он отмечен только в пределах Средне-Шведского пролива и у Стокгольма обитал не более ста лет (De G-eer, 1896). Иольдиевое море имело очень небольшую соленость: во многих районах не более 1-2%о. В таких усло­виях могли существовать только некоторые виды солоновато-водных диатомовых,, Отдельные же бассейны в это время обо­соблялись и вообще оставались пресными.

В пределах южной Балтики береговые линии иольдиевого моря находятся на глубинах около 50 м (Rosa, 1970). Более

 

Рис. 31, Иольдиевое море около 9.8 тыс. лет на­звал.

Цифры в кружках: 1 - Северное море; 2 Средне-Шведский пролив; 3 - гора Биллинген; 4 -Борнхольмский залив; 5 - Гданьский залив; 6 - Сай-менский залив; 7 - Ладожское озеро.

низкое положение береговых линий маловероятно:. уровень океана в это время находился приблизительно на 50 м ниже современного (Morner_s 1969; Грач-ев, Долуханов, 1970) (рис, 32)» а южное побережье Балтики не испытывало опусканий в Послеледниковое время. Не исключено, что террасовидные пло­щадки, отмеченные Б.Росой на глубинах до 80 м, сформирова­ны не абразией, а имеют иное происхождение. Этот вопрос нуждается в дополнительном исследовании.

При низком уровне полностью осушалась Арконская впа­дина. В это время исчезло также Мекленбургско-Кильское озе-

ро. В колонках донных отложений обнаружены погребенные тор­фяные прослойки (Kolp, 1985), которые датируются второй по­ловиной пребореального времени (Давыдова и др., 1970).

Борнхольмская и Гданьская впадины обособлялись от ос­новной акватории иольдиевого моря, а может быть, и совсем отделялись от него. Современные глубины в пределах относи­тельно повышенного участка дна, разделяющего Гданьскую и Восточно-Готландскую впадины, составляют 80-85 м. Но здесь, непосредственно на дне, обнажается морена (Блажчишин и др., 1970). Возможно, здесь существовала полоса краевых образо­ваний, которая была впоследствии размыта. Такое же предполо­жение можно высказать относительно перемычки, разделяющей Борнхольмскую и Эландскую впадины.

Из Гданьской впадины изучены две колонки, в которых, по данным спорово-пыльцевого анализа, имеются пребореальные отложения (Давыдова и др., 1970; Кессел и др., 1973; Давыдо­ва, 1974). Одна из них - это уже упоминавшаяся выше колонка из центральной части впадины, взятая на глубине 105 м. В ин­тервале, относящемся к пребореалу (0.83-5.8 м), описана прес­новодная диатомовая флора, характерная для крупных озер, с примесью бентоносных дийтомей, вероятно, выносимых реками. В другой колонке, взятой у побережья Самбийского полуостро­ва на глубине 58 м, пребореальные отложения располагаются в интервале 2.4-3.95 м. Здесь, вероятно, находилась прибреж­ная пресноводная лагуна, в отложениях которой сохранилось большое количество остатков макрофитов. Диатомные здесь весьма обильны (более 200 тыс. створок на 1 г осадка) и представлены в основном эпифитами (диатомеями обрастаний) -Opephora martyi, Amphora ovalis и др.

Ввиду чрезвычайно низкого уровня иольдиевого бассейна его берега, даже в районах, испытавших поднятие, находятся ниже современного уровня моря или перекрыты анциловыми и литориновыми отложениями. Иольдиевые береговые линии сохра­нились только в северо-западной Эстонии и далее к северу. Но и там в береговых отложениях не содержится раковин моллюс­ков, что усложняет задачу датировки.

До недавнего времени в Латвии не было отмечено каких-либо признаков существования иольдиевого моря (Гринберге, 1957), В последние годы получен разрез отложений Вентспилсской лагуны (Джиноридзе и др., 1967), который может считаться стратотипическим. В ин­тервале глубин 13-22 м в нем залегают пребореальные отложения (согласно данным спорово-пыльцевого анализа) со значительным количеством солоноватоводных литораль­ных диатомовых: Mastogloia smithii, Diploneis smithii_s

Nitzschia punctata, Camphylodiscus echeneis, которое вначале плавно увеличивается и достигает максимума (48 %) на глубине 17.6 м, а затем так же плавно уменьшается.

В самое последнее время получены аналогичные материа­лы об иольдиевых отложениях Эстонии (Кессел, Пуннинг, 19696; Кессел, Порк, 1971). Описана береговая линия, сформированная в пребореальное время; в районе Таллина она находится теперь на высоте 40 м: всего на несколько метров выше берега анцилового озера. Южнее Таллина эта береговая линия погребена под осадками последующих бассейнов, а несколько южнее Пярну уходит под современный уровень моря. Солоноватоводные Диатомовые встречены здесь в отложениях лагуны Сыямяги, Расположенной вблизи береговой линии иольдиевого моря, и в Иольдиевых отложениях, вскрытых несколькими буровыми сква­жинами. В скважине Харку (в 6 км западнее центра Таллина), которая изучена наиболее подробно, в пребореальных отложени­ях на глубине 26-28 м (22-24 м ниже уровня моря) четко фиксируется изменение диатомовых комплексов. Появляются солоноватоводные формы, главным образом Diploneis smithii, количество достигает 35%, Если в ниже- и вышележащих отложениях преобладают пресноводные планктонные диатомеи, здесь господство переходит к бентосным и эпифитам. Это

свидетельствует о. резком уменьшений глубины бассейна, Из всех стадий Балтики иольдиевое море имело самый низкий уровень. Подобная же картина отмечается и в других скважинах, В их иольдиевых отложениях всречена солоноватоводная форма Nitzschia riavicularis.

Иольдиевые отложения центральных районов Балтики изучены по двум колонкам, взятым в Эландской (глубина 138 и)
и Восточно-Готландской (глубина 226м) впадинах (Кессел и
др., 1973; Давыдова, 1974). Они имеют мощность 2-2.5 м: в пребореале в эти районы еще продолжали поступать богатые
наносами ледниковые воды. В Эландской впадине преобладают морские и солоноватоводные диатомовые: сказывается близость
Средне-Шведского пролива. В осадки здесь могли попадать не только диатомеи, обитавшие в Эландской впадине, но и при­
несенные морским течением из Северного моря. В Восточно-Готландской впадине в пребореальных отложениях преобладают
пресноводные диатомеи. Но в середине пребореала доминирова­ние от Melosira islandica subsp. helvetica переходит
к Stephanodiscus astraea var, minutulis, которая счита­ется галофилом. Возможно, это свидетельствует об очень низкой солености- 1-2%'о. Литоральные солоноватоводные диа­томеи, описанные в отложениях Вентспилсской лагуны, не мог­ ли обитать в глубоководной части бассейна.

В восточной части Финского залива иольдиевые отложе­ния отмечены в районе Выборга (Нуурра, 1937). В послед­ние годы этот район вновь подробно изучен (Вишневская, Клейменова, 1970). Среди диатомовых здесь резко преоблада­ют солоноватоводные формы - их 80%; наиболее часто встреча­лись Diploneis interrupta, D. smithii, Nitzschia navicu­lars, N. punctata.

По данным Э.Хюппя (Нуурра, 1966) в районе Выборга на высоте 18 м пересекаются изобазовые поверхности иоль-диевого и первой стадии литоринового моря. К юго-востоку иольдиевая изобазовая поверхность резко снижается и около Ленинграда находится уже на несколько десятков метров ни­же современного уровня моря. Однако ранее сам Э.Хюппя (Нуурра, 1937) описал разрез Иоханяес, расположенный меж­ду Выборгом и Приморском на абсолютной высоте 20-24 м. В нем были встречены солоноватоводные диатомеи. Широко­известен также разрез Лахта (северо-западная окраина Ленин­града), который описывали К.К.Марков (1931), К.В.Желубовская и Т.Е.Ладышкина (1962), Р.Н.Джиноридзе и Г.И.Клейме­нова (1965) и др. В интервале глубин 8-11 м здесь в доволь­но больших количествах встречаются солоноватоводные диатомо­вые, главным образом Diploneis smithii и Camphylo-

ecus echeneis. А спорово-пыльцевые спектры этого ин-«ала указывают на то, что он относится не к пребореалу,. дриасу: здесь, так же как и в нижележащих отложениях,

гсок процент травянистых растений, среди которых господству­ет Artemisia и Chenopodiaceae. Если бы в районе Ленин­града изобазовая поверхность иольдиевого моря находилась на а м ниже современного уровня моря, то отметка уровня Бал­тийского ледникового озера составляла бы около 20 м (разни­ца уровней этих бассейнов - 26-28 м). Но упоминавшийся вы­ше Усть-Тосненский торфяник, основание которого находится на более низких отметках₈ развивался непрерывно, начиная аллерёда. Из этого следует, что солоноватоводные диатомо­вые в интервале 8-11 м Лахтинского разреза, по-видимому, залегают не in situ. Но этот вопрос нельзя считать решен­ным: он нуждается в дополнительном исследовании,

В пребореальное время Ладога впервые превратилась в самостоятельное озеро: иольдиевое море не проникало в Ла­дожскую котловину (Абрамова и др., 1967а, 19676). Обособи­лось также озеро Сайма: его уровень был на 15 м выше уров­ня иольдиевого моря (Saarnisto, 1970).

В пределах Финляндии и Швеции изостатические движения подняли береговую линию иольдиевого моря на значительную высоту: на побережье Ботнического залива ее отметки дости­гают 285 м (Florin, 1963).

Изостатическое поднятие средней Швеции, опережавшее рост уровня океана, вызвало уменьшение глубин пролива, сое­динявшего иольдиевое море с Северным морем, И без того не­большой приток соленых вод уменьшился, а потом и вовсе пре­кратился, В конце иольдиевого времени иногда выделяют про­межуточную стадию - эхенеисовое море, по названию диатомеи Camphylodiscus echeneis. Но эта диатомея была харак­терна именно для периода наибольшего осолонения иольдиевого моря (Джиноридэе и др 1967), Уменьшение солености быстро привело к тому, что диатомовую флору с солоноватоводными элементами заменила пресноводная флора. Из чего следует, что выделять эхенеисовую стадию нецелесообразно.

4. Анциловое озеро

Примерно 9500 л.н. (Nilsson, 1968, 1970) на месте Средне-Шведского пролива образовалась река Свеа, Балтика превратилась в сточный пресноводный бассейн, за которым ут­вердилось название „анциловое озеро" (по названию моллюска

Ancylus fluviatilis, характерного для его береговых отло­жений) (рис. 33). Поднятие порога стока вызывало затопление берегов озера в тех районах, которые поднимались с меньшей скоростью, т.е. на всем побережье, исключая побережье Бот­нического залива. Особенно быстро трансгрессия происходила в южных районах Балтики. Довольно скоро уровень достиг здесь высоты самого низкого перевала через водораздел, разделяв­ший бассейн Балтики и бассейн Датских проливов. Этот водо­раздел пересекал современный пролив Зунд несколько южнее Копенгагена и далее шел через остров Зеландию и через Дарс­ский порог - самое мелкое место пролива, расположенного к западу от острова Рюген. Во время существования Балтийско­го припедникового озера сток из него шел по реке, расположен­ной на месте пролива Зунд. Но к анциловому времени этот рай­он поднялся, а русло реки, вероятно, заполнилось делювиальны­ми отложениями. В результате самым низким порогом стока стал Дарсский порог. Его седловина была на 7-8 м ниже совре­менного уровня моря. Именно на такой отметке залегает кров­ля анциловых отложений на острове Рюген (Kliewe, Rein-hard, 1960; KM ewe, 1963).

Перелив через водораздел вызвал образование реки, кото­рая протекала через Мекленбургскую впадину и далее через со­временный пролив Б.Бельт, на дне которого сохранились от­четливые следы речного русла. Глубинная эрозия реки вызвала регрессию анцилового озера не менее чем на 12 м: прослойки торфа, образовавшегося в конце бореального времени, прослежи­ваются до глубины 20 м ниже современного уровня моря (Kliewe, 1963). Современная глубина Дарсского порога сос­тавляет 18 м, но она могла несколько уменьшиться в резуль­тате последующего осадконакопления. Врезание реки в Дарсский порог закончилось по достижении ею профиля равновесия. Паде­ние уровня анцилового озера могло продолжаться всего не­сколько десятков лет.

Анциловая трансгрессия достигла своего максимума при­мерно 8400 л.н. Такой вывод следует из данных, приводимых Г.Лундквистом (Lundqvist, 1965) и Х.Кессел и Я,~М.Пуннингом (1969а, 1974).' Ими определен радиоуглеродный возраст органогенных отложений, перекрытых анциловыми береговыми валами: на о, Готланд 8480'+ 100 и 8410 ± 145 л.н., а в Эсто­нии -8595 + 75, 8560 + 110, 8460 + 180, 8640 + 70, 8480 + 90 и 8440 + 70 л.н» В отдельных случаях для аналогичных отложе­ний получены более древние датировки: на о. Готланд - 9155 +. 1S5 л.н. и в Эстонии - 9240 +.85 (повторно 9100' +.85) и 9100 + 125 л_ен. Не исключено, что в этих случаях до начала формирования берегового вала верхняя часть органогенных от­ложений была размыта.

Рис. 33. Анциловое озеро около 8.4 тыс. лет назад.

Цифры в кружках: 1- Северное море; 2 - сток по долине р. Гёта-эльв; 3 - оз. Венерн; 4 - р. Свеа; 5 - Ладожский залив анцилового озера; 6 - прорыв через Дарсский порог в долину на месте пролива Б.Бельт, приведший к сниже­нию уровня анцилового озера.

Регрессия, следовавшая за анциловой трансгрессией, фик­сируется многочисленными погребенными торфяниками. В Эсто­нии определен радиоуглеродный возраст (7800-8000 л.н.) начала накопления торфа в нескольких таких торфяниках (Кессел, Пун-нинг, 1969а, 1974).

Береговые линии, образовавшиеся во время анциловой рег­рессии, прослеживаются только на п-ове Кыпу (западная оконеч­ность о. Хийума). Здесь они известны на высотах 41, 36, 33 30 м (Кассел, Раукас, 1967, стр. 115). Кроме того, предпо­лагается существование еще одной, более низкой береговой линией погребенной под отложениями литориновой трансгрессии. вереговая линия максимума трансгрессии находится здесь на Высоте 45 м. Падение уровня на 12-14 м происходило довольно vbicTpo, а береговые линиии могли формироваться в ходе крат­ковременных задержек падения уровня, продолжавшихся всего

по нескольку лет. Одна или две самых низких береговых ли­нии сформировались уже при стационарном положении уровня озера за счет изостатического поднятия берегов. Данные о регрессивных фазах анцилового озера, полученные на п-ове Кыпу нецелесообразно экстраполировать на другие районы: ведь период регрессии был слишком кратковременным.

Анциловое озеро продолжало существовать и после регрессии до тех пор, пока в Балтику не вторглись морские воды че­рез Датские проливы, или, конкретнее, через Дарсский порог. Он находился в районе, где практически не проявлялось изоста-тическое поднятие, и имел отметку на 20 м ниже современно-го уровня моря. Морские воды могли начать проникать в Бал­тику, когда уровень океана был на 15-17 м ниже современного. Это было примерно 8000 л.н. (Hagemann, Kliewe, 1969; Morner, 1969; Грачев, Долуханов, 1970). Именно такую дату начала проникновения в Балтику соленых вод приводит П.Ал-хонен (Alhonen, 1971). На смену анциловому озеру пришло мастоглойевое море.

На очень раннюю дату вторжения Морских вод в Балтику
указывают данные по колонке донных отложений Арконской впа­дины, расположенной восточнее Дарсского порога (Кессел и
др., 1973; Давыдова, 1974). В основании этой колонки вскрыто
28 см бореальных отложений. В них в составе диатомовых до­
минируют морские планктонные виды - Melosira sulcata
ш Rhizosolenia hebetata. Учитывая низкое содержание

диатомей.в осадках (не более 1 тыс. створок в 1 г), можно предположить, что они были занесены течением из Северного моря. Граница между бореалом и атлантикой имеет датировку 7900 л.н. (Ильвес, 1970; Шулия, 1971). Значит, морские воды начади проникать в Арконскую впадину в конце бореального времени.

В другой колонке (у побережья Самбийского полуострова) вскрыты пресноводные бореальные отложения. Вверх по разре­зу преобладание от бентосных и эпифитных переходит к планк­тонным диатомеям_# что свидетельствует об увеличении глуби­ны бассейна. Анциловые отложения встречены также в несколь­ких разрезах у побережья Эстонии (Кассел, Порк, 1971). Сле­дует отметить, что диатомея Melosira arenaria, которая считается руководящей формой для анциловых отложений, широко распространена в прибрежных фациях осадков, В глубоководных же фациях преобладает Melosira islandica subsp. helvetica и другие планктонные виды,

В пределах южной и юго-восточной Балтики береговые ли­нии анциловой трансгрессии находятся ниже современного уров­ня моря. На косе Куршю-Нярия и в заливе Куршю-Марес анниловые

отложения залегают на 10-13 м ниже уровня моря (Ка-байлене, 1967), Скважиной № 15 в пос. Лесное они вскрыты на глубине 3.1 м. Не исключено, однако, что здесь за анциловые отложения были приняты позднеледниковые осадки или осадки обособленного озерного водоема. В районе Клайпеды кровля ан­циловых отложений подымается до глубины 4 м: сказалось изо-_статическое поднятие, Еще севернее анциловая береговая линия находится выше современного уровня моря, но ниже литорино-_вой береговой линии. Только в северной Курземе андиловый бе­рег поднимается выше литоринового до высоты 14-16 м (Грин­берге, 1957, стр. 45). Анциловые отложения описаны здесь в разрезе древней Вентспилсской лагуны (Джиноридзе и др., 1967). У южного побережья Рижского залива берег анцилового озера Находился по крайней мере на 5-6 м ниже современного уров­ня моря (Даниланс, 1963). В Эстонии анциловые береговые ли­нии распространены наиболее широко (Кессел, Раукас, 1967), Здесь, как отмечалось выше, их наивысшая отметка составля­ет 45 м; они почти повсеместно находятся выше литориновых береговых линий.

В восточной части Финского залива анциловые береговые динии не удается проследить. Однако во многих местах извест­ны анциловые отложения. Их классическим разрезом является разрез Лахтинской котловины (Марков, 1931, 1934; Джиноридзе, Клейменова, 1965). Здесь анциловые отложения залегают в ин­тервале 7.3-3.8 м между двумя торфяными прослойками. Генезис верхней из них легко поддается объяснению: она формировалась после анциловой регрессии и имеет радиоуглеродный возраст— 8180 + 160 л.н. (ЛУ = 36). Но нижняя прослойка не имеет ана­логов в других районах, например в южной части Балтики: -в течение иольдиевого и анцилового времени уровень там не­прерывно повышался. Остается предположить, что анциловая трансгрессия затопила в районе Ленинграда территорию, кото­рая в иольдиевое время была сушей. Отложения же, лежащие ниже торфяной прослойки, накапливались в позднеледниковое время.

Разрезы, подобные Лахтинскому, известны также в черте Ленинграда (Знаменская, 1969). Кровля анциловых отложений залегает здесь лишь несколько ниже современного уровня мо­ря. Это свидетельствует о том, что район Ленинграда испытал Некоторое изостатическое поднятие,

На Карельском перешейке анциловые отложения известны в обнажении речки Черной у пос. Молодежное, где они залега­ют на высоте 5-10 м и перекрыты литориновыми отложениями (Знаменская, 1969; Серебрянный, 1969). В районе Выборга анциловая береговая линия залегает уже выше литориновой

(Нуурра, 1986). Здесь существовал мелководный пролив, по которому анциловый бассейн сообщался с Ладожским озером.

В пределах Финляндии, в средней и северной Швеции ан-циловая береговая линия поднята изостатическими движениями на очень большую высоту: на берегах Ботнического залива она расположена местами выше 200 м.

5. Мастоглойевое и литориновое моря и современная Балтика

Как указывалось выше, морские воды вторглись в Балти­ку примерно 8000 л.н. через Дарсскйй порог. В дальнейшем, с ростом уровня океана, приток морских вод увеличился и осу­ществлялся уже через Датские проливы. Они находятся в об­ласти изостатичеекого поднятия и в среднем голоцене имели более низкие абсолютные отметки, чем теперь. Вследствие этого приток морских вод тогда был выше и, следовательно, выше соленость Балтики.

Первая послеанциловая стадия Балтики носит название мастоглойевое море (по диатомее Mastogloia smithii). За периодом, когда соленость Балтики была выше, чем теперь, закрепилось название „ литориновое море" (по моллюску Lit-torina littorea). Условия, близкие к современным, наступи­ли в середине суббореального времени. Эта стадия называется „лимниевое море" (по моллюску Limnaea peregra). Лим-ниевое. море - это, в сущности, уже современная Балтика.

Береговые линии мастоглойевого моря, существовавшего в интервале 8000-7100 л.н., погребены под литориновыми отло­жениями. Балтика в то время имела низкий уровень - на 10-15 м ниже современного. На ее берегах формировались торфя­ники, которые в дальнейшем были перекрыты морскими осад­ками. Они четко фиксируют стратиграфический перерыв между андиловой и литориновой трансгрессиями. В последние годы получены многочисленные абсолютные датировки погребенных торфяников (Девирц и др., 1968; Серебрянный, 1969; Кессел, Пуннинг, 1969а): в пределах от 8000-7700 до 7200-7100 л.н.

На южных и юго-восточных берегах Балтики пока не обна­ружено никаких прямых признаков существования мастоглойе­вого моря. Единственное место, где можно предполагать их наличие, - это разрез Кольга в юго-западной Эстонии (Кас-сел, Пуннинг, 1969а). Здесь солоноватоводные диатомеи были найдены в самой верхней части глинистых сапропелей, погре­бенных под литориновым береговым валом. Радиоуглеродный

возраст сапропелей - 7505 +_ 165 л.н. Не исключено, однако, что солоноватоводные диатомеи попали в сапропель позднее, когда их верхняя часть была размыта литориновой трансгрессией.