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 (Ramsays 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 (Morners 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 smithiis
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 лен. 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.