Глава VI

ПРИЛЕДНИКОВЫЕ ОЗЕРА СЕВЕРА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ РАВНИНЫ

Формирование приледниковых озер на севере Восточно-Европейской равнины происходило в условиях, значительно от­личающихся от условий двух предыдущих районов. Прежде все­го следует отметить, что на западе граница валдайского оле­денения находится довольно близко от. главной полосы краевых образований среднечетвертичного оледенения (Белорусской и Смоленско-Московской возвышенностей). На севере же расстояние между ними сильно увеличивается, Граница валдайского оледе­нения проходит здесь в районах, испытавших в конце средне­четвертичного времени весьма значительные изостатические опускания. В современную сушу здесь далеко проникали зали­вы межледникового морского бассейна. Нередко отложения при­ледниковых озер ложатся непосредственно на морские отложе­ния. В некоторых местах полосы краевых образований валдай­ского оледенения прерываются (выше такое же явление отме­чалось для Молого-Шекснинской и Сухонской низин). В местах этих перерывов моренный материал мог разноситься айсбергами по приледниковым озерам. Ледниковому выпахиванию здесь подвер­гались морские отложения, поэтому в морене часто находят мор­скую фауну, Многие исследователи в последние годы стали от­рицать ледниковый генезис моренных отложений этого района и предполагать, что валуны разнесены айсбергами по морю, Особенно широко такие представления распространились среди исследователей бассейна Печоры, Здесь не место вдаваться в дискуссию о генезисе моренных отложений. Однако следует от-

85:

метить, что традиционные взгляды на историю оледенения хо­рошо согласуются с имеющимися материалами о приледниковых озерах.

В истории развития приледниковых озер севера Восточ­ной Европы большую роль играл характер оледенения Баренце­ва шельфа. Если ледники, двигавшиеся из трех центров - Скан­динавского, собственно Баренцева и Новоземельного - соеди­нялись между собой , то сток на север из приледниковых озер полностью исключался. Последние исследования (Гросвальд, Се-ребрянный, 1970) показывают, что соединение ледников про­исходило только во время максимальных стадий валдайского оледенения. Уже во время вепсовской стадии между ледника­ми Скандинавского центра и Баренцево-Новоземельским щитом возник промежуток, через который мог возобновиться сток на север.

1. Бассейн р. Онеги

Водосборный бассейн р. Онеги полностью покрывался вал­дайским оледенением. Его юго-восточная часть освобождалась ото льда только во время отступления ледников вепсовской стадии. В Воже-Лаченской низине существовало прилёдниковое озеро, но оно было мелким и не оставило осадков сколько-ни­будь значительной мощности. Через Воже-Лаченское озеро шел сток из всей Верхне-Волжской системы приледниковых озер (рис. 11, А). Большая проточность озера также не способство­вала аккумуляции осадков. Порог стока Воже-Лаченского озе­ра находился, вероятно, между краем ледника и северо-запад­ными отрогами Няндомской возвышенности. Сток шел в направ­лении бассейна р. Емцы. На геоморфологических картах и кар­тах четвертичных отложений Воже-Лаченская озерная низина обычно не выделяется - ее территория- показывается как об­ласть распространения моренных отложений (М.М.Толстихин, Н.И.Толстихина, 1935; Девятова, 1961).

Когда ледник отступил до линии краевых образований лужской стадии (в. бассейне р, Онеги - кенозерская стадия), сток на север из Верхне-Волжской системы озер прекратился. В низине вдоль среднего течения р. Онеги и ее притоков -Кены, Моши и Иксы - образовалось довольно глубокое прилёд­никовое озеро (Среднеонегорецкое), Небольшое самостоятельное прилёдниковое озеро в бассейне р.Моши могло образоваться уже во время предыдущей стадии оледенения. В Среднеонегорецком озере накопились отложения большой мощности. В самой глу­бокой части его (в нижнем течении р. Иксы) мощность озерно- ледниковых отложений достигает 44 м (Девятова, 1961). 86

В это время ото льда освободилась самая низкая часть водораздела между современными реками Онегой и Емцой, имеют высоту 80-85 м. Именно на этой высоте установился уровень Среднеонегорецкого озера (Девятова, 1966), сток из которого шел в р. Емцу (М.М.Толстихин, Н.И.Толстихина, 1935).

Рис. 11. Приледниковые озера и долины сто­ка ледниковых вод в бассейне р. Онеги.

А - лужская (кенозерская) стадия; Б - нев­ская (онежская) стадия.

Цифры в кружках; 1- Верхне-Волжская система приледниковых озер; 2 - сток через Воже-Лаченскую низину и верховье р. Оне­ги; 3 - Средне-Онегорецкое озеро; 4 - сток по долинам ЕмТцы, Сев. Двины (между устьями Ем-цы и Пинеги) и нижней Пинеги; 5 - Южно-Онежское озеро; 6 - сток через бассейн Ке-нозера, р. Кену и среднее течение р. Онеги; 7 - Нижне-Онегорецкое озеро; 8 - сток по до­линам Лай, Сев. Двины (ниже устья Пинеги) и нижней Пинеги.

Последней стадией ледника в бассейне р, Онеги является онежская стадия, которая сопоставляется с невской стадией (Девятова, 1969). Во время этой стадии существовало Нижне-Онегорецкое озеро, которое имело сток на северо-восток в направлении нижнего течения Сев. Двины (рис. 11, Б). Порог стока высотой 60-65 м находился на водоразделе рек Кодины (приток Онеги) и Лай (приток Сев. Двины). Мощность озерно-ледниковых и озерных глин достигает у с. Порог 21.3 м (Де­вятова, 1961).

2. Бассейны Сев. Двины и Вычегды

Во время максимальной стадии валдайского оледенения ледники полностью преграждали сток на север. В водосборном бассейне Сев. Двины- (здесь он рассматривается без водосбор­ных бассейнов Сухоны и Пинеги) возникало два крупных при-ледниковых озера - Важское и Котласское.

Важское озеро становилось самостоятельным, когда лед­ник достигал возвышенности, расположенной в междуречье Ваги и Сев. Двины. Оно занимало низину, через которую те­перь проходит среднее течение Ваги и ее приток Кокшеньга (рис. 12). Порог стока озера высотой около 150 м находился на водоразделе Кокшеньги и Уфтюги (приток Сухоны). Сток из Важского озера шел в направлении Сухонского озера. В во­досборном бассейне Ваги есть еще один район распространения озерно-ледниковых отложений, расположенный в верховьях р. Устьи. Вероятно, однако, что он сформировался не в поздне-, а в среднечетвертичное время. Сток из Верхне-Устьинской ни­зины мог идти на юго-восток - в направлении р. Верхней Ерги (приток Сухоны ниже долины прорыва). Перехват в среднем течении Устьи (ниже с. Бестужеве) мог сформироваться в на» чале голоцена, когда произошла активизация эрозионных про­цессов.

Уже в самом начале.отступления валдайских ледников от максимальных границ их распространения Важское озеро соеди­нилось с Котласским озером и стало его заливом. В нем со­хранялись значительные глубины и происходило накопление ленточных глин. Э.И.Девятова (1969) и Э.И.Лосева (1971) ука­зывают, что они залегают выше морских отложений бореаль-ной трансгрессии. Но если столь глубокое проникновение на юг бореальной трансгрессии связано с изостатическим опуска­нием земной коры под влиянием среднечетвертичного оледене­ния, то образование приледникового озера объясняется ледниковым подпруживанием.

Котласское озеро тянулось длинной полосой вдоль верхне­ го течения Сев. Двины и вдоль р. Вычегды (рис. 12, А). Его порог стока находился в пределах интереснейшего гидрографи­ ческого узла, где сближаются верховья Вычегды, Печоры и Камы. Следует отметить поразительное для работ по палеогеогра­ фии совпадение взглядов большинства авторов на историю гид­ рографической сети этого района, Еще Н.С.Кобозов и А.В.Ха- баков (1931) писали, что верховья Вятки и Камы в доледнико­ вое время имели сток на север. По их мнению, „барьер оледе­ нения преграждал пути рек к северу и благоприятствовал раз­ витию южных водных путей" (стр. 150). В работе И.И.Краснова (1948) проведен подробный анализ истории гидрографической сети этого района. Последующие работы (Крапивнер, 1961; Лав­ ров, 1966, 1968; Потапенко, Лавров, 1970; Потапенко, 1971) "раз­ вивают и несколько детализируют выводы, сделанные И.И.Крас­ новым. .

В микулинское время верховья Камы принадлежали к во­досборному бассейну Вычегды. На современном Камо-Вычегод-ском водоразделе в Кельтминской сквозной долине врез дости­гал отметки порядка 120 м, или около 10 м ниже современной поверхности. Притоком Вычегды был пра-Нем, включающий современные истоки Печоры (до ее поворота на север), приток Печоры Волоснипу, котловину в верховьях р. Березовки (самая северная часть современного водосборного бассейна Камы) и нижнее течение Нема. В пра-Нем впадала пра-Вишерка, вклю­чавшая камскую Колву (выше устья Вишерки), Вишерку и Бе-резовку₈ направление течения которых было противоположным современному.

Во время максимальной стадии валдайского оледенения сформировалась долина прорыва на Каме непосредственно выше устья Вишеры. Через нее шел сток из Котласского озера. В результате глубинной эрозии в долине прорыва порог стока пе­реместился в пределы Кельтминской долины. А.С.Кириллов (1939) датировал валдайским временем две нижние террасы Кельтминской долины, имеющие высоты 130-132 и 138-142 м. Исследователи последних лет не выделяют, однако, двух уров­ней, а-максимальный уровень Котласского озера в валдайское время принимают равным 130 м, т.е. высоте современного во­дораздела (Лавров, 1966, 1968; Потапенко, 1971),

Котласское озеро состояло из четырех плёсов, разделен­ных полосами краевых образований среднечетвертичного оледене­ния. Основной, Северо-Двинский плёс тянулся широкой полосой вдоль верхнего течения Сев. Двины и нижнего течения Вычег­ды. Выше пос. Козьмино находилась довольно узкая часть озера.- а дальше, в бассейне притока Вычегды - р. Выми, - озеро вновь сильно расширялось. Вымский плёс распространялся да-

89

леко на северо-восток вплоть до подножья Тиманского кряжа. -От Сыктывкара до Усть-Кулома простирался следующий плёс припедникового озера - Сыктывкарский, берега которого к се­веру от Вычегды находились от нее на весьма значительном расстоянии. Наконец, выше Усть-Кулома находился Кельтмин-ский плёс, занимавший обширную низину вдоль Вычегды (от Уоть-Кулома до устья Южной Мылвы), северной Кельтмы и нижнего Нема.

В поверхность основного уровня озерной аккумуляции, имеющего высоты до 130 м, вложены другие, более низкие уровни. По данным А.С.Лаврова (1968) и Л.М.Потапенко 4971), широко распространены отложения и террасы бассейна,

Рис. 12. Приледниковые озера и долины стока ледниковых вод в водосбор­ных бассейнах Сев. Двины, Мезени и Печоры.

А - максимальная ста­дия валдайского оледенения; Б - -вепсовская стадия; В -начало отступления ледников вепсовской стадии.

Штриховая линия - северо-восточная граница водосборного бас­сейна верхней Волги. Цифры в кружках: 1- Сухонское озеро; 2 - Важское озеро; 3 - сток по долине р. Уфтюги (су­хонской); 4 - Котласское озеро (4а - Северо-Двинский плёс, 46 - Вымский плёс, 4в - Сыктывкарский плёс, 4г - Кельтмин-ский плёс, 4д - Важский плёс); 5 г- сток по Кельтминской сквозной долине и долине р. Камы; 6 - Мезенско-Пинежское озеро (6а - Пинежский плёс, 66 - Вашкский плёс, 6в — Мезен­ский плёс, 6д - Пезский плёс); 7 - связь между Печорским и Мезенско-Пинежским озерами на 'водоразделе Цильмы и Пезы, :(7а - пролив, 76 - сток по сквозной долине); 8 - Печорское озеро (8а - Ижемский плёс, 86 - Усть-Усинский плёс); 9 -озеро в бассейне р. Волошки; 10 - Мошинское озеро; 11 -сквозная долина в районе г. Плесецка; 12 - сквозная долина Пукшеньга-Покшеньга; 13 - сквозная долина Ежуга (пинеж-ская)-Ежуга (мезенская); 14 - сквозная долина Ираса-Зубач; 15 -сток по долине р. Омы и ее подводному продолжению; 16 - Нижне-Печорское озеро; 17 - Колвинское озеро; 18 -Адзьвинское озеро; 19 - Косью-Роговское озеро; 20 - Лемвинское озеро; 21 - сквозная долина Сойма-Индига и ее под­водное продолжение; 22 сток по долинам Усы и Печоры.

уровень которого стоял на высоте 90 м, а на короткое время подымался до 110-115 м. Сток из бассейна с таким уровнем мог происходить только вдоль края ледника, освобождавшего возвышенности между средним-течением Сев. Двины и Пинегой (рис. 12, Б). Подъемы уровня озера объясняются стадиаль­ными подвижками ледника, вновь перекрывавшими низкие по­роги стока. Весьма вероятно, что уровень около 90 м связан с порогом стока на водоразделе рек Пукшеньги (приток Сев, Двины) и Покшеньги, который освободился ото льда в конце няндомской (вепсовской) стадии (Девятова, 1969, рис. 51), Вскоре после этого ото льда освободилась сквозная долина нижняя Пинега-Кулой. Отметка порога стока составляет здесь около 15-20 м. Когда Северодвинское озеро получило сток в этом напаравлении, оно исчезло, а в его дно врезалась река, текшая в напаравлении Сев, Двина-Нижняя-Пинега-Кулой, Ввиду того что путь этой реки до моря был гораздо длиннее, чем у современной Сев. Двины, она не смогла врезаться столь же глубоко. Пойма, сформировавшаяся в то время, образует надпойменную террасу Сев. Двины. В приустьевой части Сев. Двины во время кенозерской (лужской) и онежской (невской ) стадий, пока ледники не отступили от возвышенностей Зимне­го берега Белого моря, существовало небольшое Архангель­ское приледниковое озеро с уровнем порядка 15-20 м. Оно за­нимало также часть акватории Двинской губы Белого моря. Сток из этого озера шел на юго-восток в направлении долины Сев. Двина-Нижняя Пинега.

Уже в позднеледниковое время или даже в начале голоце­на Вычегда потеряла большую часть водосборного бассейна пра-Нема, Утратив свое верхнее течение, ставшее истоком Камы, Вычегда уменьшила свою водоносность и, несмотря на снижение базиса эрозии, не смогла глубоко врезаться. Между тем Кама стала более многоводной и смогла поэтому пере­хватить пра-Вишерку .и среднее течение пра-Нема. Его верх­нее течение превратилось в истоки Печоры, путь которой к морю ближе, чем у системы Нем-Вычегда-Сев, Двина. Эрозия в верховьях Печоры происходила поэтому более интен­сивно.

3. Бассейны Пинеги и Мезени

Приледниковые озера в водосборных бассейнах Пинеги и Мезени изучены пока совершенно недостаточно. Во время мак­симальных стадий валдайского оледенения уровень озер не мог стоять ниже 130 м, поскольку сток из них шел в направлении Котласского озера (рис. 12, А).

Конкретные данные по истории гидрографической сети

имеются только для верхнего течения Мезени. Е.М.Люткевич

(1935) описал сквозную долину, соединяющую реки Ирву (приток

Мезени, впадающий в нее выше Косланской „излучины") и Ел-

(приток Выми). Сквозная долина находится на уровне I надпойменной (боровой) террасы обеих рек, которая возвышается

ад Елвой на 6 м, а над Ирвой всего на 3 м. Терраса про-

лэкается вдоль Мезени до пос. Кослан, где она превращает­ся во 2 надпойменную. Ниже пос. Кослан Мезень протекает через долину прорыва. А.С.Лавров (1968) рассматривает долину между Ирвой и Елвой как порог стока Мезенского приледниковогo озера, имевшего уровень около 145 м. Более вероятно, однако, что сквозная долина свидетельствует о недавнем (позднеледниковом или даже голоценовом) перехвате. По-видимому, в конце московского оледенения верховья Мезени (выше Кослана) имели сток через Ирву и Елву в Вымь и далее в Вычегду (рис. 13). Террасовый уровень с высотой около 145 м в бас­сейне Мезени соответствует аналогичному позднемосковскому уровню в бассейне Вычегды. Речная система верхняя Мезень-Ирва-Елва-Вымь-Вычегда-Сев. Двина обладала небольшими уклонами и не могла производить значительной глубинной эро­зии. Между тем Мезень, напрямик устремляющаяся к морю, врезалась гораздо интенсивнее и смогла увеличить свой водо­сборный бассейн. В этом районе, вероятно,- произошли и дру­гие-изменения речной сети. Самые верховья Мезени (к югу от Четласского Камня) представляли собой верховья Елвы. Водосборный бассейн верхней Ухты (притока Ижмы) относился в прошлом к водосбору Выми»

Если граница максимальной стадии валдайского оледене­ния намечена Э.И.Девятовой (1969; Девятова, Лосева, 1964) правильно, в водосборных бассейнах Пинеги, Вашки, верхней Мезени и верхней Пезы могло существовать, только единое приледниковое озеро с очень сложной конфигурацией береговой пинии, которое сообщалось с Котласским озером восточнее пос Верхняя Тойма (на Сев, Двине). Его уровень был около 130 м или несколько выше, О приледниковом озере в бассейне верх­ней Пезы писал еще А.А.Малахов (1934). Обширные возвышен­ности в междуречьях Пинеги , Вашки и Мезени превращались в острова.

Интересно отметить, что Пинега и Мезень (в месте впа­дения Вашки) соединены сквозной долиной северо-восточного направления, по которой теперь текут в противоположные сто­роны две небольшие речки с одинаковыми названиями - Ежуга. водораздел между ними находился на высоте порядка 80-90 м, еще. дальше на северо-восток ведет долина между Мезенью и

Пезой, занятая речками Ирасой (приток Мезени) и Зубачем (приток Пезы), с высотой водораздела около 80 м; Наконец, между Пезой и Чешской губой также имеется сквозная долина, по которой текут речки Солосора (приток Пезы) и Ома (впа­дает в Чешскую губу). Наличие в долинах Пезы и Омы общего террасового уровня отмечал Ю.Л.Рудовиц (1947). Этим путем, вероятно, происходил сток на северо-восток вдоль края ледни­ка из приледниковых озер в водосборных бассейнах Сев, Дви­ны и Мезени во время вепсовской стадии. Уровень озер состав­лял около 80-90 м (рис. 12, Б). Между Скандинавским и Ба~ ренцево-Новоземельским щитом к этому времени образовался промежуток, через который мог происходить сток.

4. Бассейн Печоры

Еще недавно господствовало представление о том, что в валдайское время ледники, распространявшиеся из Новозе-мельского центра, достигали возвышенностей Большеземель-ской и Малоземельской тундр и в районе северо-западного конца Тиманского кряжа или п-ова Канин соединялись со Скан­динавскими ледниками. Однако за последние годы большинство исследователей этого района изменило свою точку зрения. Те­перь предполагается, что здесь были не оледенения, а морские трансгрессии и моренный материал разносился по морю плава­ющими льдами. Признавая большую часть фактов, приводимых маринистами, нельзя согласиться с их интерпретацией. У Скандинавского ледникового щита центр находился в области распространения докембрийских кристаллических пород, а пе­риферия - главным образом палеозойских. Новоземельским же ледникам, чтобы достичь юго-восточного побережья Баренце­ва моря, приходилось пересекать его акваторию. В состав мо­рены, захваченной ледником, вовлечены были и морские осад­ки, образовавшиеся во время предыдущего межледниковья и в доледниковое время. Отсюда и находки морской фауны в море­нах» Особенно часто встречаются фораминиферы₈ которые об­ладают прочными раковинами, не разрушающимися при переот­ложении. Это и целый ряд других соображений не позволяют присоединиться к новой точке зрения, .поэтому анализ валдай­ской истории Печорского¹ приледникового озера проводился на основе традиционных представлений.

Даже среди сторонников ледникового генезиса валунных суглинков не существует-единой точки зрения о границах вал­дайского оледенения в бассейне Печоры. Между тем рельеф Большеземельской и Малоземельской тундр весьма выразите-

Рис. 13. Изменение водосборного бассейна р. Вычегды.

I - водораздел, существовавший в микулинское время, II -современный водораздел (показан там, где он не совпадает с ми-кулинским), Ц! - направление стока в микулинское время, 1У -современное направление стока, У - сквозные долины и долины прорыва.

Цифры в кружках:1- сквозная долина Ирва-Елва; 2 - Косланская долина прорыва на р. Мезени; 3 - сквозная долина, истоки Мезени-Елва; 4 - долина прорыва в верховьях р. Мезени; - сквозная долина Ухта-Вымь; 6 - долина прорыва в среднем те­чении р. Ухты; 7 - Кельтминская сквозная долина; 8 - долина прорыва на р. Каме выше устья р. Вишеры; В - сквозная долина, верхняя Печора-котловина в бассейне р. Березовки- р, Нем; 10 - долина Вишерки и Березовки, направление течения которых было в микулинское время противоположным современному; 11 - долина прорыва р. Колве ниже устья р, Вишерки.

лен. Здесь отчетливо прослеживаются ледниковые лопасти, межлопастные возвышенности, гпяциодепрессии, полосы краевых образований. За неимением другого выхода попробуем восста­новить положение края ледника самостоятельно.

Новоземельские ледники проникали в бассейн Печоры не­сколькими лопастями (рис. 12, А). Особенно далеко на юг вдава­лась Нижне-Печорская лопасть. Она доходила до Усть-Цильмы и ограничивалась с юго-запада Тобышской возвышенностью, а с юго-востока - возвышенностями Сосвинской Мусюр и Синдей-мусюр. Вдоль Печоры (между устьями Цильмы и Супы) и ни­зовьев ее притоков Супы и Шапкина находится обширная низи­на, которую можно рассматривать как гляциодепрессию. С се­вера ее ограничивает другая полоса краевых образований, пе­ресекающая Печору у с. Великовисочного. К северу от этой полосы находится Нарьянмарская депрессия, куда отступали ледники Нижне-Печорской лопасти.

Восточнее Нижне-Печорской находится Лайская лопасть, ограниченная размытой грядой, с которой на север текут реч­ки в приток Лай Юръяху, а на юг - непосредственно в Печору, Еще восточнее находится Колвинская лопасть, краевые образо­вания которой изучены А.С.Лавровым ( 1966). Ее гляциодепрес-сия занята водосборным бассейном р. Колвы(печорской). Се­вернее краевые образования Колвинской и Нижне-Печорской ло­пастей непосредственно соединяются между собой, образуя значительную межлопастную возвышенность, в состав которой входят Белужий Мусюр, Табровхой и другие более мелкие гряды. К северу находится Паэяхская депрессия, в которую отступала Колвинская лопасть. Паэяхскую и Нарьянмарскую депрессии разделяет небольшая, но высокая возвышенность -Ангурей-мусюр. Наконец, еще восточнее находится Адзьвин-ская лопасть, занимающая бассейн Адзьвы. Она соприкасалась с ледниками, спускавшимися с Сев. Урала и Пай-Хоя. К се­веру от нее находится депрессия, отделенная от Адзьвинской возвышенностью Верга-мусюр. Центр этой депрессии занят Хай-пудырской губой. Сюда отступали ледники Адзьвинской лопасти.

Намечаются две полосы краевых образований. Южная из них, отвечающая максимальному продвижению валдайских лед­ников, находится непосредственно к северу от субширотного участка Печоры и нижней Усы. Другая полоса, сопоставляемая с вепсовской стадией, идет через Малоземельную тундру и возвышенности Семужий Мусюр, Белужий Мусюр, Верга-мусюр.

Результаты вышеприведенного теоретического анализа распространения валдайского оледенения в бассейне Печоры в основном подтверждены детальными полевыми исследованиями, проведенными А.С.Лавровым (1973).

Формирование большой излучины Печоры связано с ее

ошюро волдайскими ледниками» Как писал И.И. Краснов (1947)» ее „долина представляет ряд широких котловин, соединен-х долинами прорыва. Широтный изгиб Печоры и наличие озеро-ных расширений свидетельствует о формировании долины в ериод отступления последнего ледникового покрова" (стр. 79). п довалдайское время сток из района Усть-Усы шел, вероят­но непосредственно на север. Субширотный участок Печоры -_эТо молодая долина: местами, например между Усть-Ижмой и Усть-Цильмой, _{в He}g обнажаются коренные породы.

Печорское приледниковое озеро находилось в пределах треугольника, ограниченного с востока - Уралом, с юго-запа- * па -. Тиманским кряжем и с севера - краем ледника. В качест­ве его порога стока обычно рассматривается сквозная долина Сев. Мылва-Юж, Мылва, соединяющая верховья Печоры и Вы­чегды и имеющая высоту около 145 м. Гораздо ниже (~ ПО м) водораздел между Цильмой и Пезой. Из находящегося на са­мом водоразделе Волочанского озера текут ручьи и на запад и.на восток, а резкий изгиб Цильмы наводит на мысль, что ее верхнее течение было прежде истоком Пезы.

В период отступления московского оледенения в Верхне-Печорской низине существовало приледниковое озеро с уров­нем порядка 150 м, сток из которого шел по Мылвинскому проливу; озера с такими уровнями могли занимать и более се­верные низины. Во время максимальной стадии валдайского оледенения Печорское озеро соединялось с Мезенско-Пинеж-ским озером с помощью пролива на водоразделе Цильмы и Пе­зы и имело уровень около 135 м. Когда уровень Мезенско-Пи-нежского озера упал до 80-90 м, Печорское озеро снизило уровень до 110 м ив соответствии с высотой водораздела на месте пролива. Наконец, когда ледники отступили до самого нижне­го течения Печоры, Печорское озеро исчезло, а из образовавшегося в пределах депрессии, освободившейся из-подо льда, Нижне-Печорского озера сток проходил по сквозной долине, занятой теперь нижним течением Сулы (приток Печоры), ее притоками Соймой и Индигой (впадает в Баренцево море к югу от о.Кол­гуев). Уровень озера при этом снизился приблизительно до 45 м.

В бассейне Печоры прослеживаются поверхности выравни­вания, имеющие выдержанные абсолютные высоты (Розанов, i968). Верхняя из них имеет высоту 130-150 м. По-видимому, с нижнем уровнем (130-140 м) этой поверхности можно связать максимальный уровень приледникового озера валдайского ремени. Следующая поверхность выравнивания с высотами по­рядка 90-110 м связана, возможно, с периодом, когда сток происходил по долине Цильма-Пеза,

Печорское приледниковое озеро подразделялось на несколь-Плёсов, Южнее Усть-Щугора находился Лебяжский плёс, на-

97

личие озерных отложений в пределах которого отмечалось В.В.Ламакиным (1948). При уровне около 135 м этот плёс распространялся также на район верховьев р. Ижмы. Ниже Усть-Щугора Печора протекает в долине прорыва, севернее которой начинается обширная низина, которая тянется вдоль Печоры от устья Ковжи до устья Цильмы. При стоянии уровня на от­метке около 135 м под водой здесь оказывались почти все водораздельные пространства, а при отметке порядка 110 м намечалось уже разделение на два плёса - Усть-Усинский и Усть-Ижемский.

Для истории бассейна Печоры огромное значение имеют данные по недавно открытым здесь палеолитическим стоянкам (Гуслицер, Канивец, 1965; Гуслицер, 1971). Они обнаружены в долине Печоры выше устья Ковжи. Стоянка Бызовая по ин­вентарю датируется начальным периодом верхнего палеолита (ориньяк-солютре). Радиоуглеродные датировки костей мамон­та - порядка 25 тыс. л.н. (Гуслицер, Лийва, 1972) - свидетель­ствуют о том, что стоянка существовала до максимума валдай­ского оледенения. Культурный слой стоянки обнажается в бере­говом обрыве Печоры в 10-12 м над ее уровнем и залегает на коренных породах. Выше культурного слоя находятся 11м „четко горизонтальнослоистых" (как пишет Б.И.Гуслицер) пе­сков. Такие пески могли сформироваться в приледниковом озере, уровень которого имел абсолютную высоту значительно бо­лее 70 м (на такой высоте находится бровка берегового обры­ва). Четко горизонтальнослоистые пески могли образоваться только при значительной глубине озера. Его валдайский воз­раст устанавливается, таким образом, совершенно определенно.

Отступление валдайских ледников привело к снижению уровня Печорского озера. Резкий спад уровня Нижне-Печорского озера, произошедший после отступления ледника от скло­нов Тимана, вызвал прорыв полосы краевых образований Нижне-Печорской лопасти в районе Усть-.Цильмы. Печорское озеро получило сток на север и также резко снизило свой уро­вень. Именно в этот период сформировалась современная до­лина Печоры, имеющая высокие крутые берега, К уровню Ниж-не-Печорского озера, вероятно, привязан уровень террасы на субширотном отрезке долины Печоры, имеющий высоту около 20-30 м над уровнем реки (Кальянов, 1936; Краснов, 1947).

Наличие озерно-ледниковых отложений в Нижне-Печор­ской гляциодепрессии отмечалось В.М.Янковским (1939), В Болыпеземельской тундре во время отступления ледников воз­никли и другие приледниковые озера. Крупное озеро, продол­жавшее, вероятно, существовать и в голоцене, занимало Кол-винскую депрессию. Озера были также в Адзьвинской, Косью-

РоговскооговскРР й, Лемвинской депрессиях. Две последние находятся в среднем течении р. Усы. В них происходило накопление ленточных глин (Данилов, 1966). В глинах найдены пресноводные переотложенные (по мнению И.Д.Данилова) морские диатомовые. а также пыльца и споры, спектр которых характерен для аридных приледниковых ландшафтов (Смирнова, 1966). Все крупные озера Болыпеземельской тундры (кроме Нижне-Печорского) получили сток на юг и юго-восток в направлении Сред­ней Печоры. Стоку на север препятствовал край ледника. Водораздел между притоками Печоры и реками, непосредственно впадающими в море, смещен поэтому в северном направлении. В ходе дальнейшего отступления ледников ото льда осво­бодились Нарьянмарская, Паэяхская и Хайпудырская депрессии. Прорыв между Нижне-Печорской и Нарьянмарской депрессиями привел к новому снижению базиса эрозии Печоры. Высокий обрыв в долине прорыва - это известное обнажение Вастьянский Конь. С этого момента Печора и ее притоки приобрели очертания, близкие к современным.

В заключение нужно отметить, что нарисованная здесь картина может рассматриваться только как рабочая гипотеза.

5. Сток из приледниковых озер по долине Камы

Во время микулинского межледниковья Кама глубоко вре­залась в отложения своей среднечетвертичной Ш надпойменной террасы (Горецкий, 1964). Это произошло несмотря на то, что водосборный бассейн Камы был меньше, чем теперь. Эрозии способствовала высокая водоносность, обусловленная влажным климатом межледниковья, и малый сток наносов, образованию которых препятствовала лесная растительность, Врезание рек в течение микулинского времени было характерно для всего Приуралья (Яхимович и др., 1970).

В валдайское время через Каму проходил сток леднико­вых вод. Они попадали в реку из обширной системы приледни­ковых озер, в которых аккумулировалась основная часть лед­никовых наносов. Часть наносов, попадавших в Каму, отлага­лась в ее долине, что привело к формированию П надпойменной террасы. Формирование надпойменных террас в это же время происходило и на реках, не получавших ледникового питания. Там оно было обусловлено уменьшением жидкого и ростом твердого стока. О возрасте П надпойменной террасы Камы можно судить по данным о верхнепалеолитической стоянке Талицкого в низовьях р. Чусовой (Бадер, 1957), Террасы этой

2 надпойменная терраса

Рис. 14. Схема соотношения террас низовьев р. Чусовой с археологическими памятниками (по О.Н.Бадеру, 1957).

1 - делювий, 2 - ископаемый торфяник₈ 3 - пой­менный аллювий, 4 - русловой аллювий.

Археологические памятники: 5 - мустье, 6 мадлен, 7 - мезолит, 8 - неолит, 9 - бронза, 10 – железо

реки непосредственно переходят в террасы Камы. Стоянка приурочена к нижней части отложений II надпойменной террасы и перекрыта аллювием мощностью 16 м (рис. 14). Возраст сто­янки - конец солютре-начало мадлена. Вышележащие отложе­ния образовались, вероятно, во время максимальной стадии вал­дайского оледенения. I надпойменная терраса формировалась в начале голоцена. На ее поверхности известны мезолитические стоянки.

6, Выводы1. Во время максимальной стадии валдайского оледенения, когда соединились между собой Скандинавский и Новоземельский ледниковые щиты, обширная система сообщавшихся между собой приледниковых озер возникала в свободных ото льда час­тях водосборных бассейнов Печоры, Мезени и Сев. Двины (без бассейна Сухоны) (рис. 12, А). Уровень озер находился на высоте 130-135 м, а сток из них шел по Кельтминской

сквозной долине в Каму. В водосборном бассейне р. Ваги существовало отдельное приледниковое озеро с уровнем около 150 м, имевшее сток в направлении Сухонского озера. Когда началось отступление ледников, Важское озеро соединилось с озерами в бассейне Сев, Двины и снизило свой уровень.

2. Когда во время вепсовской стадии образовался проме­жуток между Скандинавским и Новоземельским ледниковыми щитамИ, сток в северном направлении возобновился (рис. 12, Б). Уровень озер в бассейнах Сев. Двины и Мезени снизился до 80-90 м, а в бассейне Печоры - до 110 м.

3. Отступление ледников вепсовской стадии вызвало об­разование Средне-Онегорецкого озера, в которое через Воже-Лаченскую низину стал поступать сток из Верхне-Волжской" системы приледниковых озер (рис. 11, А). Далее на северо-восток ледниковые воды стекали по долине, занятой теперь реками Емцой, Сев. Двиной (между устьями Емцы и Пинеги), нижней Пинегой и Кулоем. Приледниковые озера в бассейне Сев. Двины и Мезени исчезли. В бассейне Печоры продолжало су­ществовать еще некоторое время Нижне-Печорское озеро со сто­ком по сквозной долине Сойма-Индига (рис. 12, В).

4. Ко времени невской стадии сохранилось только Нижне-Онегорецкое приледниковое озеро (рис. 11, Б), которое имело сток в направлении устья Сев. Двины и далее по долине ниж­няя Пинега-Кулой. Это озеро исчезло только после освобожде­ния ото льда котловины Белого моря.

5. Глава YII

6. ПРИЛЕДНИКОВЫЕ ОЗЕРА ПРИБАЛТИКИ

7. На территории, ограниченной с юго-востока краевыми об­разованиями вепсовской стадии, а с северо-запада и севера -берегами Балтийского моря и Ладожского озера, в период от­ступления ледников возникли обширные и сложные системы при-ледниковых озер.

8. 1. Бассейны нижнего Нямунаса, Преголи и нижней Вислы

9. Приледниковые озера юго-западной Литвы, Калининград­ской области и северо-восточной Польши изучены чрезвычай­но подробно. Собрано много данных об их отложениях, берего­вых линиях, связи озер с краевыми образованиями и т д Тру" дами А.Б.Басаликаса (1967, 1970; Basalykas, 1962, 1965) и его последователей на примере этого района разработана ос­нова методического подхода к вопросам истории приледниковых озер.

10. В ходе отступления ледников в первую очередь освобо­дились гляциодепрессии, занятые до этого отдельными ледни­ковыми лопастями. В пределах депрессий возникали небольшие приледниковые озера, ограниченные основной водораздельной грядой краевых образований, межлопастными массивами и кра­ем ледника. Пороги стока этих озер находились на перевалах " гряды или в седловинах, разделявших гряду и межлопастные массивы, или, наконец, непосредственно у края ледника _ между

11. ним и склоном межлопастного массива. Озера имели раз-дачные уровни: в пределах Литвы - от 140 до 180 м, далее к западу - постепенно снижающиеся. Сток из озер шел или через перевалы гряды, или из одного озера в другое вдоль края ледника. И в том и в другом случае он в конце концов попадал в Вильнюсско-Варшавскую прадолину.

12. По мере дальнейшего отступления ледника до линии, кра­евых образований южнолитовской фазы из-подо льда высвобо­дились депрессии Вевис-Шервинтос и Бальберишкес-Симпас, которые заняли относительно большие озерные бассейны (рис. 15, А). Эти бассейны существовали, вероятно, и во вре­мя наступления валдайского оледенения, о чем свидетельству­ют озерно-ледниковые отложения, перекрытые мореной (Гайгалас, Мицас, 1967). Над мореной залегают ленточные глины, в которых отмечено до 280 годичных лент (Гуделис, Микайла, 1960). Вевисское приледниковое озеро вначале имело уровень более 132 м, а сток из него шел на юго-восток по долине, где теперь протекает Нярис, и далее в Вильнюсскую прадоли­ну (Kudaba,1962). Уровень стока фиксируется террасовым уровнем высотой 132-140 м.

13. Отступление ледника в междуречье Нярис-Нямунас при­вело к тому, что Вевисское озеро соединилось с Бальбериш-кесским - образовалось Нижне-Нямунасское приледниковое озе­ро (рис. 15, Б). Его уровень установился на высоте 126 м. Река Нярис в это время приобрела ниже Вильнюса свое сов­ременное северо-западное направление, что зафиксировано соответствующим террасовым уровнем (Kudaba, 1962). Сто­ку на запад из приледникового озера препятствовала Сувалк-ская возвышенность. Поэтому он шел на юг по долине Няму-toca и далее по прадолине. Порог стока озера находился в районе Августова.

14. После отступления ледника от Сувалкской возвышенности Нижне-Нямунасское приледниковое'озеро соединилось с неболь­шим подпрудным бассейном, существовавшим в верховьях р. Анграпы, сток из которого шел на юг через район больших Мазурских озер (Мамры, Негоцин, Миколайкское, Снярдвы -все они имеют уровень 116 м). Уровень всей системы прилед­никовых озер снизился в соответствии с высотой нового по­рога стока (рис. 15, В).

15. Существовало мнение, что первоначально уровень Мазур­ских озер стоял очень высоко - на 16 м выше современного. Это мнение было убедительно опровергнуто Е.Кондрацким (Kondracki, 1952). Он показал, что высокая терраса имеет относительные превышения не более 8-10 м. Ее отметки не­сколько понижаются в южном направлении. Это наводит на

Рис. 15. Приледнико-вые озера и долины стока ледниковых вод в водосбор­ных бассейнах нижнего Ня-мунаса, Преголи и нижней Вислы.

А - южнолитовская стадия; Б,В»Г, - отступле­ние ледников южнолитовской стадии; Д - среднелитовская стадия;

Е ,Ж - отступление ле­дников среднелитовской ста­дии; 3 - северолитовская (лужская ) стадия.

Цифры в кру ж-к а х: 1 - Вёвисское озеро; 2 - Бальберишкесское озе­ро; 3 - Вильнюсско-Варшав-ская пра долина; 4 - сток по долине р. Нярис в пра-долину; 6 — сток по долине р. Нямунас в пра долину; 6 - Верхне-Неманское озе­ро; 7 — Нижне-Нямунасское озеро; 8 - котловина Боль­ших Мазурских озер; 9 — сток по р. Писе в прадоли-ну; 10 - озеро в Семпополь-ской низине; 11 - прадолина Горунь-Эберсвальд; 12 -сток по р. Дрвеце в пра— долину; 13 - Грудзёндская котловина; 14 - сток по до­лине нижней Вислы в прадо-лину; 15 - сток по р. Швян-тойи; 16 - Верхне-Вянтское озеро; 17 - сток по р. Ду-бисе; 18 - озеро в бассей­не р. Пасленки; 19 - Нижне-Висленское (Жулавское) озеро; 20 - Ня-Мунасско-Гданьское озеро; 21 -сток по нижнему Нямунасу, 22 -пра­долина Реда-Леба; 23 - Верхне-Бартское озеро; 24 -сток по р. Ми­нин; 25 -озеро Юра-4Ляшупе; 26 -сток по долине Инструч-Лреголя; 27 -Кашубская прадолина и ее подводное продолжение; 28 - Слупская прадолина; 29 - Одрско-Борнхольмское озеро.

мысль о том, что терраса не является озерным уровнем, а представляет собой зандровую поверхность, формировавшуюся когда край ледника стоял еще около оз. Мамры. На юге эта поверхность непосредственно переходит в обширную 'зандровую равнину, тянущуюся до самого Нарева. В то время котловины озер были заполнены мертвым льдом и не выражены в релье- 1 фе. На дне озер подслоем илов обнаружены торфяники алле-рёдского возраста, которые образовались на суше (Венцков-ский, 1967). Ко времени отступления ледника от Сувалкской возвышенности погребенный лед мог частично растаять, а вы­сота перевала через Мазурскую возвышенность - опуститься до уровня I озерной террасы, расположенной на высоте 3-4 м над современным уровнем озер, или на абсолютной высоте 120 м.

А.Б.Басаликас (1967) отмечает наличие озерного уровня высотой около 115 м на северо-западных склонах Балтийской гряды. Этот уровень, однако, выражен не очень четко: вероят­но, приледниковое озеро довольно быстро вновь регрессирова- Ц ло. В это время в долине прорыва Нямунаса через Балтийскую гряду установилось современное направление течения. Сток ледниковых вод через Бебжу и верхний Нарев прекратился. Теперь они попадали в прадолину только через Пису, вытекающую из больших Мазурских озер и имеющую долину весьма значительной ширины (Bogacki, 1965).

В дальнейшем ото льда Освободилась возвышенность западнее нижнего течения р. Анграпы. К Нижне-Нямунасском озеру присоединилась Семпопольская низина, которая продолжалась на запад в бассейн верхнего течения р. Паслёнки. По­рог стока переместился на водораздел Паслёнки и Дрвецы, имеющий высоту порядка 100 м. На этой отметке и установился уровень приледникового озера (рис. 15, Г). На важное значение долины Дрвецы как пути стока ледниковых вод указывал В.Неверовский (Niewiarowski, 1969). Вероятно, по ней шел сток из Нижне-Нямунасского озера. В бассейне среднего течения р. Лыны, дренирующей Сем-попольскую низину, установлены озерно-ледниковые отложения до отметки 92 м, а также береговые линии на высотах 92,86, 72-74 и 50-52 м (Berninger, 1923). Верхний уровень рас­сматривался как граница наибольшего распространения прилед­никового водоема. Однако выше 92 м находятся моренные рав­нины со сглаженным или даже совсем ровным рельефом. Ве­роятно, они подверглись абразии, осадконакопление же проис­ходило в более глубоких частях озер. Террасовые уровни вы­сотой 105-110, 90-95 и 80 м отмечаются также в южной части Браневской низины (Dauksza, 1972),

106

В пределах Литвы озеро, несмотря на снижение уровня, сильно увеличило свою площадь за счет территории, освободившейся ото льда. Береговая линия прослеживается здесь на высоте около 102 м. Реки Нярис и Нямунас, впадавшие в озеро образовали значительные песчаные дельты.

Когда ото льда освободилась седловина к юго-востоку от Эльблонгской возвышенности, уровень бассейна в верховьях р. Паслёнки снизился, а водораздел между ней и Лыной (запад­нее г. Лемборка-Варминского), имеющий высоту порядка 80 м, освободился из-под воды. Сюда, вероятно, переместился порог стока Нижне-Нямунасского озера, что вызвало новое снижение его уровня» (рис. 15, Д). Далее сток шел вдоль самого края ледника и достигал современной долины Вислы несколько ни­же устья р. Вежицы. По нижней Висле воды приледниковогр озера, вероятно, попадали в прадолину Торунь-Эберсвальд (за­падное продолжение Вильнюсско-Варшавской прадолины). Пред­положение об обратном стоке в долине прорыва нижней Вислы «возникает по аналогии с долинами прорыва Нямунаса и Ня-риса. Уровень прадолины в районе Фордона, куда впадал приток, текущей вдоль нижней Вислы, составлял в это время 70 м (Galon, 1961, 1968). П. Зоннтаг ( Sonntag, 1914) опи­сал террасовые уровни высотой около 75 м в районе Грудзёнд-за. Отмечены они и на юго-восточных склонах Эльблонгской возвышенности ( Roszko, 1969; Dauksza, 1972),где их высо­ты составляют около 80 м. Все это свидетельствует о вероятном стоке в направлении район южнее Эльблонга-Грудзёндз-Фордон. В Литве в это время сформировались хорошо выраженные в рельефе краевые образования Вилькишской гряды, пересекаю­щей современное течение р. Нямунас ниже устьев рек Юра и Шяшупе. Эта гряда продолжается в Калининградскую область "вдоль северо-западных берегов р. Инструча. От основной части водоема в это время отделился залив в районе г. Каунаса, ог­раниченный с запада Вейвярской грядой. В пределах залива находится значительная область распространения ленточных глин - Каунас-Кайшадорис (Гуделис, Микайла, 1960), в толше ко­торых насчитывается до 230 годичных лент. Глины накапливались, вероятно, во время предыдущих этапов существования приледнико­вого озера (уровни <ч>102и «у 115 м), когда в этом районе были еще довольно значительные глубины. При уровне 80 м сформирова­лись обширные дельтовые равнины в районах, где в то время в озе­ро впадали Нярис, Нямунас и Швянтойи, а также ниже пересечения Нямунасом Вейвярской гряды. Другая область распространения лен­точных глин - Юра-Шяшупе - находится восточнее Вилькишской гря­ды. В них насчитывается до 270 годичных лент.

В ходе дальнейшего отступления ледников освободилась ото льда низина Жулавы, занятая теперь дельтой Вислы. Лед-

ники отошли также от Эльблонгской возвышенности и от воавыЛ шенности северной Вармии. Гданьское приледниковое озеро, об­разовавшееся в низовьях Вислы, соединилось в это время с Нижне-Нямунасским озером. Образовалось единое Нямунасско-Гданьское приледниковое озеро (рис. 15, Е). Его уровень установил­ся на высоте 60 м. Порог стока озера мог находиться в пределах прадолины Торунь-Эберсвальд, в районе Быдгощи. Более вероятно однако, что к этому времени нижняя Висла уже приобрела сов­ременное направление течения ( G-alon, 1968). Ив таком случае единственно возможным путем стока из Нямунасско-Гданьско-го озера был путь по прадолине Реда-Леба. Б. Августовский (Augustowski, 1965) отмечает присутствие в этой долине тер­расового уровня высотой 60 м, во время формирования которо­го сток происходил в западном направлении (рис. 16). Однако Я.Сильвестрак (Sylwestrak, 1972) считает, что разница в уровнях западной и восточной частей прадолины - соответст­венно 50 и 42,6 м - указание на восточное направление стока. Но в этом случае Нямунасско-Гдатяьское приледниковое озеро должно было бы быть бессточным, что весьма маловероятно. Поэтому следует отдать предпочтение точке зрения Б.Августов-ского.

Снижение уровня озера до 60 м сильно сократило его пло­щадь на территории Литвы. Озеро продолжалось в.бассейн р. Преголи, где к югу от Калининграда отмечена сформированная им береговая линия (Meyer, 1916). Последующее снижение уровня от '60 до 40 м связано не с отступлением ледников, а с глубинной эрозией в прадолине Реда-Леба, Водоем занимал уже современные низовья Нямунаса и Преголи. В районе г. Юрбаркаса Нямунас образовал в это время обширную песчаную дельту, так же как и реки Юра - у г. Таураге и Минин - у г. Гарджай. Ярко выраженные террасы высотой 40 м сохрани­лись на юго-западных склонах Жямайтийской возвышенности (Баоаликас, 1967), к югу от Калининграда (Meyer, 1916), в Браневской (Dauksza, 1972) и Жулавской низинах и в районе Гданьска и Гдыни (Sonntag, 1914; Augustowski, 1965). Вер­шины Вилькишской моренной гряды и возвышенности южной части Самбийского полуострова поднимались над водой в ви­де островов. Рассматривая историю формирования террасовых уровней на периферии Гданьского залива, П.Зоннтаг (Sonntag, 1914) подробно разработал концепцию о существовании Гдань­ского приледникового озера, чем внес большой вклад в палео-гидрологию.

Анализируя дальнейшую историю Нямунасско-Гданьского приледникового озера, А.Б.Басаликас (1967) высказывает пред­положение о резком снижении уровня, а вслед за тем о повышении

108

его до высоты 16-20 м. Однако не исключено, что регрессия происходила не в этот период, а в пребореальиоо время. Снижение уровня от 40 до 20 м связано с отступлением ледника от северных отрогов Кашубской возвышенности и освобождением Кашубской прадолины. В ней описаны террасовые уровни на высотах 19-25, 12-15 и 6-8 м (Sylwestrak 1972) . С ними связаны уровни в низовьях Нямунаса на высотах 20, 16 12 и 6-8 м (Басалика_с 1967) и террасы в Браневской ни­зине на высотах 20-22 и 12-15 м (Dauksza, 1972) (рис 15, Ж). Озеро к тому времена стало уже очень мелким, и в нем отлагались пески. К уровню 6-8 м привязаны II надпойменные - террасы Нямунаса и других рек.

В процессе снижения уровня Нямунас не сразу прорвался через Вилькишскую моренную гряду. Первоначально к востоку от нее образовалось самостоятельное озеро Юра-Шяшуяе с уровнем порядка 35 м. Сток из него шел через Инструч в Преголю. В сквозной долине есть террасы (Нечай, 1958), имеющие абсолютные высоты порядка 35 и 30 м на водоразделе Щяшупе и Инструча и соответственно порядка 20 и 15 м в районе устья Лавы (Лыны) (рис. 17). Прорыв на запад произошел, вероятно, когда уровень Нямунасско-Гданского озера стал уже ниже 16 м. После отступления Ледника от небольшой моренной возвы­шенности, расположенной у самого основания Хельской косы, уровень Нямунасско-Гданьского приледникового озера опустился ниже современного уровня моря. До недавнего времени казалось, что на этом самостоятельное существование озера за кончилось и оно вошло в состав южно-Балтийского приледнико­вого озера (Квасов и др., 1970). Однако материалы по рельефу и отложениям дна южной Балтики, собранные Б.Росой (Ro­sa, 1968, 1970), заставляют пересмотреть эту точку зрения. На дне Балтики южнее Слупской банки обнаружены следы нескольких прадолин, соединявших Нямунасско-Гданьское и Одрско-Борнхольмское приледниковые озера (рис. 15, 3). Первая из них тянется вдоль Кашубского побережья до района оз. Гардно и впадает в бассейн с уровнем -18 -20 м. Не исключено, что эта подводная прадолина является продолжением Кашубской прадолины. Наиболее глубокая прадолина, расположенная к югу от Слупской банки, имеет отметки около -30 м, а по данным Б.Роса, даже больше - до 40 - 50 м. Но, видимо, последние относятся не к самой прадолине, а к эрозионным ложбинам, врезавшимся в ее восточный и западный участки вовремя пребореальной регрессии Балтики. Здесь усматривается аналогия с прадолиной Реда-Леба: современные реки Реда и Леба вре­зались в дно прадолины на глубину 40 м. Замкнутое понижение в пределах Слупской прадолины, находящееся севернее оз. Гардно

Рис. 16. Схематический продольный профиль Прадолины Реда-Леба.

1 – верхний террасовый уровень прадолины;2 - нижний террасовый Уровень (соответствует высоте современного водораздела); 3 - террасы и поймы рек Леба и Реда.

и имеющее глубину до 38 м, возникло в результате эрозионной деятельности реки, которая вытекала из крупного озе­ра, несла очень мало наносов и обладала поэтому высокой транспортирующей способностью. Аналогичное понижение, воз­никшее в анциловое время, находится в пределах Дарсского порога.

Таким образом, Нямунасско-Гданьское приледниковое озе­ро продолжало быть самостоятельным водоемом и тогда, ког­да его уровень опустился ниже современного уровня моря до отметки около --30 м(рис. 15, 3). Только после отступления края ледника от Слупской банки Нямунасско-Гданьское и Одр-ско-Борнхольмское озера соединились в единый бассейн - Юж­но-Балтийское приледниковое озеро. Момент соединения озер можно рассматривать как начало истории Балтики.

Огромный интерес представляет вопрос о датировке ста­дий развития Нижне-Нямунасского и сменившего его Нямунас-ско-Гданьского приледниковых. озер. Предполагалось, что они продолжали существовать вплоть до аллереда и даже до позд­него дриаса. Однако отложения озер не содержат таких-орга­нических остатков, которые позволили бы сколько-нибудь уве­ренно судить об их возрасте с помощью палеонтологических или радиоуглеродного методов. Ленточные глины тоже пока не дают возможности построить здесь геохронологическую шкалу. Поэтому единственным методом датировки является сопостав­ление уровней озер с границами оледенения на разных этапах его отступления. Такое сопоставление, выполненное на осно­ве карт краевых образований (Серебрянный, Раукас, 1967; Чеботарева, 1969), показывает, что озера существовали в период южнолитовской, среднелитовской и северолитовской (лужской) стадий. С южнолитовской стадией связаны Баль-беришкесское и Вевисское приледниковые озера, С перио­дом отступления ледников этой стадии сопоставляются уров­ни Нижне-Нямунасского озера на высотах 126, 115-120 и 102 м. Во время среднелитовской стадии сформировался уровень 80 м. Отступление ледников этой стадии вызвало образование Няму-

110

Рис. 17. Схематический продольный профиль сквозной долины Инструч-Преголя (по И.Я.Нечай, 1958).

1- коренные берега; 2 - III надпойменная терраса; 3- вторая надпойменная терраса; 4 - совре­менная пойма; 5 - уровень озера Юра-Шяшупе; 6 - уровни Нямунасско-Гданьского озера,

асско-Гданьского озера и постепенное снижение его уровня от 60 м до отрицательных отметок. Наконец, во время луж­ской стадии уровень снизился до отметки около -30 м. Даль­нейшее сокращение ледникового покрова во время бёллинга привело к образованию Южно-Балтийского приледникового озера (Rosa, 1968). Бёллинг рассматривается здесь как меж-стадиал, разделяющий лужскую (северолитовскую) и невскую стадии (Пуннинг и др., 1968).

2. Среднелитовская моренная равнина

История развития гидрографической сети этого района подробно изложена в монографии „Строение и морфогенез Среднелитовской моренной равнины" (1971), написанной кол­лективом авторов, В ней подытожены все предыдущие исследо­вания, а также обширный материал, собранный в последние годы. Глава, посвященная истории бассейна Швянтойи, написана Ч.Кудаба.

Небольшие приледниковые водоемы с высокими уровнями существовали здесь в гляциодепрессиях уже на первых эта­пах отступления ледников от Балтийской гряды. Позднее ото льда освободились депрессии, в одной из которых находится современное оз. Сарты, а другую занимает песчаная равнина

111

севернее пос. Аникщяй. В них образовались приледниковые озе­ра с уровнями соответственно порядка 120 и 110 м ( Basaly-kas, 1965, 157pav}, По долине, проходящей западнее г. Илукс-те (высота порога стока 125 м)₍ воды из бассейна Даугавы попадали в Сартское, а затем по короткой долине, в которой теперь протекает Швянтойи, - в Аникшяйское озеро. Из-за большой проточности в этих озерах отлагались относительно крупнозернистые осадки. К юго-западу от Аникщяй Швяйнтойи протекала в эрозионной долине и около г. Укмярге впадала в Каунасский плёс Нижне-Нямунасского озера, имевшего в это' время уровень 80 м (рис. 15,Д). Здесь образовалась обширная песчаная дельтовая равнина.

После того как ото льда освободился порог стока юго-за­паднее Акнисте, приледниковое озеро в бассейне Даугавы пони­зило свой уровень, а его воды стали поступать в Аникщяйскую депрессию, минуя оз. Сарты, В Швянтойи шел сток также из небольшого приледникового озера с уровнем около 80 м, обра­зовавшегося в юго-восточной части Нявежской равнины, в рай­оне г. Укмярге (Микалаускас, Микутене, 1970). Эта часть Ня­вежской равнины входит теперь в водосборный бассейн Швян­тойи. Во время отступления среднелитовской стадии уровень Нижне-Нямунасского озера понизился до 60 м, а Швянтойи превратилась в приток Няриса.

В дальнейшем в центре событий оказался бассейн Ня-вежиса (рис, 18). В изучение его палеогидрологии за послед­ние годы внесли большой вклад А.Микалаускас, Л.Микутене, М.Бяцонис, В.Климавичене и другие. К настоящему времени этот район исследован чрезвычайно подробно. Выяснено, что во время среднелитовской стадии он был еще полностью покрыт льдом. Только с отступлением Нявежской ледниковой лопасти здесь началось развитие гидрографической сети. В это время Нижне-Нямунасское (Нямунасско-Гданьское) приледниковое озеро уже понизило свой уровень до 60 м. Вследствие этого в пределах Нявежской равнины не могло существовать приледниковых озер с уровнями выше 60 м. Но и такие озера занимали только юж­ную и юго-восточную части равнины. В ее северной части тог­да находились ледники. Когда же они отступили, то и уровень Нямунасско-Гданьского озера снизился, а Нявежис врезался уже довольно глубоко. Вследствие этого в районе Панявежиса могли существовать только небольшие озера, спущенные по ме­ре развития речной сети. Озеро с уровнем около 50-55 м, за­нимавшее южную часть равнины, существовало очень короткое время и не успело внести значительных изменений в рельеф. Часть акватории озера была занята глыбами мертвого льда, на месте которых не происходило накопления озерных отложений,

В бассейне верхней Муши (выше ее прорыва через Северолитовскую моренную гряду) приледниковые озера были развиты гораздо более широко. Современный водо­ раздел притока Муши Левуо и Нявежиса находится на, высоте около 45 м и пересекается сквозной долиной. Первоначально, однако, эта долина не была, вероятно, врезана так глубоко, что позволило существо­вать здесь озерам с уровнями до 60-65 м. Они занимали часть бассейнов рек Левуо и Пивеса к северу от Панявежиса. Когда ледник отступил до Северолитовской моренной (Линкувской) гряды, к югу от нее возникло относительно глубокое озеро с уровнем порядка 45 м, в котором происходило накопление лен­точных глин (Микайла, 1970). Сток из озера происходил в южном направлении. В него поступали воды из бассейна Дауга­вы. Озеро продолжало существовать и после того, как ледники отошли дальше на север, - оно превратилось в залив Земгальского приледникового озера.

3. Латгале и южная Видземе

История гидрографической сети Латгале и южной Видземе Подробно изучена. Ей посвящена монография Г.Я.Эберхарда 4972). Развитие приледниковых озер этого района тесно свя­зано с динамикой сокращения ледникового покрова (Вейнбергс и др., 1965). Латгальская возвышенность входит в состав глав-

Рис. 18, Среднелитовтская равнина (по А.Микалаускасу и Л.Микутене, 1970).

1 - приледниковое озе­ро; 2 - глубоководная фация отложений приледниковых озер; 3 - дельты прадолин; 4 - краевые образования среднелитовской стадии; 5 -краевые образования северо­литовской стадии; 6 - проме­жуточные положения края • ледника

Рис. 19. Про­дольный профиль террас, примыкаю­щих к долине р. Даугавы (Зап. Двины) в месте ее про­рыва между Латгаль­ской и Балтийской (Аугшземской) воз­вышенностями (по Г.Я.Эберхарду, 1972),

1 - дочетвертичные породы; 2 - современный продольный профиль реки; 3 - пойма; 4 - террасы; 5 - камовые террасы; 6 - коренные берега; 7 - уровни озер­ных бассейнов. Самые высокие камовые террасы фиксируют уровень Полоцкого озера; VIII терраса образовалась, когда По­лоцкое озеро получило сток в западном направлении; VII и VI террасы - террасы пролива, соединявшего остатки Полоцкого озера с Латгальским озером; V, IV и III террасы - речные террасы, образовавшиеся в результате снижения базиса эрозии (уровня Ливанского плёса Латгальского озера).

ной полосы краевых образований вепсовской стадии. Здесь, так же как и в Литве, в связи с быстрым темпом дегляциации лед­ник стал распадаться на отдельные лопасти. Ото льда в первую очередь освобождались межпластные возвышенности. В их пре­делах формировались внутриприледниковые и надледниковые озера, отложения которых впоследствии вошли в состав краевых образований, формируя звонцы, камовые поля и небольшие об­ласти развития озерно-ледниковых отложений.

После освобождения ото льда седловины между Балтий­ской (Аугшземской) и Латгальской возвышенностями через нее стал осуществляться сток из Полоцкого приледникового озера: его уровень снизился сначала до 140, а потом и до 130 м (рис. 19). Об этом свидетельствуют самые высокие террасы доли­ны Даугавы (выше г, Даугавпилса), местами переходящие в ка­мовые поля (Эберхард, 1972, рис. 14). Далее сток вдоль края ледника (вероятно, через небольшие приледниковые озера) по­ступал в сквозную долину Илуксте-Кряуна, водораздел в кото­рой находился на высоте 125 м (Эберхард, 1972, рис. 52), и далее в р. Швянтойи (рис. 5, Е),

В ходе дальнейшего таяния льдов образовался юго-запад­ный (Ливанский) плёс Латгальского приледникового озера, ко-

Рис. 20. Приледни­ковые озера и до­лины стока леднико­вых вод Латвии и северной Литвы.

А - отступле­ние ледников среднелитовской стадии; Б - северолитов­ская (лужская) сва­лил; В - отступле ние ледников лужской стадии северопатвийская суб­фаза) . Указаны сов­ременные отметки береговых линий; в тех районах, где было изостатичес-кое поднятие, в скоб­ках указаны также •отметки берегов в момент их формиро­вания. 1 – Нямунасско Гданьское озе­ро; 2 - Салдусско-Амульское внутри-ледниковое озеро; 3 - Верхнё-Вянтское озеро; 4 – сток по долине Дубисы;

5 - Латгальское озеро; 6 – прадолиа Акнисте-Панявежис; 7 - пролив, соединявший.остатки Полоцкого озера с Латгальским озером; 8 - Вентско-Усмское озеро; 9 - сток по долине верхней Муши; 10 - озеро в бассейне р. Муши; 11 - сток по долине Нявежиса; 12 - Даудзевское озеро; 13 - Силциемское озеро; 14 - Леясциемское озеро; 15 - сквозная долина Тйрза-Куя; 16 - сток по долинам Айвиексте и Даугавы; 17 - Лубанское озе­ро; 18 - сквозная долина Балупе; 19 -Привалдайское озеро; 20 -Южно-Балтийское озеро;.21 - Аландская сквозная долина; 22 - Априкский залив Вентско-Усмского озера;

23 - Абавско-Слоценская сквозная; 24 – Земгальское озеро; 25 – сток по долине нижней Гауи; 26 -Средне-Гауйское озеро; 27 - сквозная долина Пиуза-Мустйыги.

торый получил сток через сквозную долину в районе г, Акнис те. Глубинная эрозия в этой долине привела к постепенному снижению уровня Латгальского озера от 130 до 100-105 м. К сожалению, Акнистская (Иодупская) долина пока подробно не исследована. Не исключено, что между ней и северо-восточной частью Аугшземской возвышенности существовали и другие пороги стока. Через наиболее высоко расположенный из них сток мог идти в р. Швентойи, а через остальные (в том числе и через Акнистскую долину) - в бассейн верхней Муши.

Постепенно по мере таяния глыб мертвого льда озеро за­няло всю Латгальскую низину (рис. 20, А). На северо-востоке ее возник Лубанский плёс, первоначально (при уровне 120 м) свободно сообщавшийся с Ливанским плёсом. В результате па­дения уровня Лубанский плёс постепенно обособлялся. По дости­жении Лубанским плёсом уровня 113 м в него по долине р. Ва­луне стали поступать воды из огромного Привалдайского при-ледникового озера (Квасов, Краснов, 1967).

Когда ледники начали отступать от западных склонов Вид-земской возвышенности и примыкающего к ней с юга Селийско-го вала, образовалось Даудзевское (Мусско-Мемельское) при-ледниковое озеро, уровень которого постепенно снижался от 84 до 59 м (рис. 21). Сток из озера происходил в направлении бассейна верхней Муши и далее в Нявежис и Нямунас. Пороги стока озера находились на водоразделе Даугавы и Лиелупе, ко­торый между Кокнесе и Яунъелгавой подходил очень близко к левому берегу Даугавы.

Падение уровня Даудзевского озера привело к прорыву Даугавы через Селийский вал. В результате Ливанский плёс прекратил свое существование, а на его месте образовалась долина Даугавы. Сформировались также долины притоков Дауга­вы. По основному из них - р. Айвиексте - происходил сток из Лубанского озера (рис. 20, Б), которое образовалось на месте Лубанского плёса и сохраняло большие размеры (20 х 50 км) и высокий уровень (95-97 м). К началу голоцена уровень Лубан-с кого озера упал. Однако в атлантическое и суббореальное вре­мя происходило некоторое повышение уровня, зафиксированное археологическими стоянками, которые приурочены к древним бе­реговым линиям. В.условиях сточного озера колебания уровня, вызваннные климатическими причинами, не могли достигать большой величины. Но из-за плоского рельефа Лубанской низи­ны и такие колебания приводили к значительным перемещени­ям береговой линии. Отмечены голоценовые трансгрессии Лу­банского озера в интервалах 7200-6000 и 4900-3800 лет назад (Долуханов, 1970).

Большое методическое значение имеют исследования тер­рас Даугавы. Ю.А.Мещеряков и Р.В.Федорова (1961), исследо-

Рис. 21. Продольный профиль террас р. Даугавы между Ливаны и Саласпилсом (по Г.Я.Эберхарду, 1972).

.Условные знаки те же, что и на рис. 19. Террасы VIII-Щ связаны с уровнями Даудзевского, а террасы J-VH - с уровнями Земгальского озера.

вавшие террасы восточнее г. Даугавпилса, предполагали, что они фиксируют тектоническое поднятие. Однако подробные ис­следования ( Majore, I960; Былинский, 1962; Эберхард, 1972) не подтвердили .эту точку зрения. Все террасы связаны здесь с уровнями Полоцкого и Латгальского приледниковых озер (рис. 19).. Ниже Даугавпилса они переходят в озерные террасы. Образование террас ниже г. Екабпилса связано с падением уровня сначала Даудзевского, а потом Земгальского озер (рис. 21).

4. Северная Жямайтия и Курземе

Освобождение ото льда территории северо-западной Лит­вы и западной Латвии произошло в ходе отступления леднико­вого потока Балтийского моря, небольшой Нижне-Вентской ледниковой лопасти и Рижско-Нявежской лопасти. Жямайтий-ская возвышенность освободилась ото льда уже во время от­ступления ледников южнолитовской стадии. В ее пределах су­ществовали внутриледниковые озера. Когда образовался про­межуток между-Нижне-Нямунасской и Нявежской ледниковыми

лопастями, сток из Жямайтии стал поступать в Нижне-Нямунасское приледниковое озеро, которое тогда имело уровень 102 м ( Basalykas, 1965, 78pav.). Позднее в верховьях сов­ременной р. Венты (Вянты) возникло небольшое Верхне-Вянтское приледниковое озеро с уровнем около 130 м, в котором отлагались ленточные глины (Микайла, 1970). Сток из него поступал в р. Дубису по сквозной долине, где. отмечаются при­знаки интенсивной глубинной эрозии ( Mikalauskas et al.,1973). Во время среднелитовской стадии освободившуюся ото льда центральную часть Восточно-Курземской возвышенности за^. няло Салдусско-Амульское озеро (Вейнбергс, Стелле, 1967), которое через промежуток между ледниковыми лопастями по­лучило сток в направлении верховий Венты (Вянты). Уровень озера достигал высоты 130 м (рис. 20, А). В дальнейшем, ко­гда образовалось Вентско-Усмское озеро, Салдусско-Амульское озеро было спущено: его уровень постепенно упал до 106 м, а потом озеро исчезло совсем. Это произошло в ходе отступле­ния ледников среднелитовской стадии.

По мере расширения промежутка между Балтийским и Риж­ским ледниковыми потоками и отступления на север Вентской лопасти освободилась низина вдоль среднего течения Венты, Ее заняло Вентско-Усмское приледниковое озеро (рис. 20, Б), террасы которого подробно научены И.Г.Вейнбергсом (Вейн­бергс, Стелле, 1967). Озеро первоначально имело сток в на­правлении бассейна верхней Муши. Пороги стока находились на северо-восточном склоне Жямайтийской возвышенности в районе г. Шауляй. Наиболее низкий из них, имеющий высоту около 85 м, теперь занимают истоки Муши. С этим порогом стока можно связать уровни озера 89-91 и 85-86 м ( \А и V_? ). В южной части озера, находящейся в районе границы Латвии и Литвы, вероятно, существовали и более высокие береговые линии, которые отмечены в работе И.Г.Вейнбергса и В.Я.Стел­ле (1967, рис. 2). Этот район, однако, пока подробно не иссле­дован. Более низкие уровни с высотами 76-78, 70-72, 66-67, 60-62, 57-58 и 53-54 м (V3 - V8 ) образовались уже во время отступления ледников лужской стадии, когда сток из озера стал осуществляться вдоль северо-западных склонов Восточно-курземской возвышенности.

Территория Курземе исдытала значительное изостатичес-кое поднятие, которое фиксируется перекосом береговых линий Балтийского ледникового озера и литоринового моря (Грин­берге, 1957). Однако береговые линии Вентско-Усмского бас­сейна залегают горизонтально (Вейнбергс, Стелле, 1967). Предполагается, что после своего образования они сначала опустились, а потом снова поднялись на такую же высоту. Этот

противоречит, однако, данным по южной Швеции и другим районам. Во время отступления ледника происходило наиболее интенсивное поднятие, поэтому самые древние береговые линии имеют самый сильный перекос. Не включено, что данные отдельных профилей, на которых были найдены следы древних береговых линий, окажется возможным увязать по-другому. В этом случае следовало бы считать, что высокие береговые линии южной части озера относятся к ранним стадиям его развития, когда значительная часть аква­тории была еще подо льдом. Находящиеся на таких же высо­тах береговые линии в северной части могли образоваться на гораздо более низких отметках, а потом подняться под дей­ствием изостазии. Разрешить этот вопрос можно будет только после новых подробных полевых исследований.

В пределах Вентско-Усмского бассейна распространены ленточные глины, перекрытые песками. Пески отлагались пос­ле падения уровня озера и уменьшения его глубины. Спорово-пыльцевой анализ ленточных глин, выполненный В.Я.Стелле для разреза Падуре, выявил спектры межстадиального типа. На этом основании глинам приписывается аллерёдский возраст. Не исключено, однако, что глины в разрезе Падуре отлагались уже после регрессии приледникового озера в небольшом замкнутом бассейне, в который поступали наносы в результа­те таяния мертвого льда. На основании сопоставления с крае­выми образованиями Вентско-Усмское озеро датируется лужской Стадией и временем, непосредственно предшествующим ей и следующим за ней.

На северо-западных склонах Западно-Курземской возвышен­ности пока не обнаружено признаков, свидетельствующих о происходившем здесь стоке из Вентско-Усмского озера, когда его уровни находились в интервале 50-75 м. Вероятно, сток шел по поверхности ледника. При уровне 50 м образовался Ап-рикский бассейн, который можно рассматривать как залив Вен­тско-Усмского озера, расположенный между склоном возвышен­ности и краем ледника. Из Априкского бассейна сток по Дур-бесско-Вартайской и Аландской сквозным долинам, располо­женным восточнее г. Лиепаи, поступал в Верхне-Бартский бас­сейн, занимавший крайнюю юго-западную часть Латвии; боль­шая часть бассейна находилась в Литве. В южных частях сквозных долин сформировались дельты на высотах 25-30 м, которые фиксируют уровень Верхне-Бартского бассейна. Из не­го на юг в направлении устья Нямунаса также ведут две сквоз­ные долины - более высокая, занятая теперь р. Минией, и бо­лее низкая в районе г. Кретинга. Возможно, сток по этим до­линам поступал непосредственно в нижний Нямунас, который в это время впадал уже в Южно-Балтийское приледниковое

озеро. Более вероятно, однако, что долины в районе Клайпеды существовали раньше, чем Дурбесско-Вартайская и Аландская долины. Возможно, Верхне-Бартский бассейн имел сток на юг в Нямунасско-Гданьское озеро (при уровне 16-20 м) еще до образования Априкского бассейна (рис. 15, Ж). В этом случае сток из последнего мог по сквозным долинам, расположенным восточнее Лиепаи, поступать непосредственно в Южно-Балтий­ское приледниковое озеро.

После отступления ледника из района Лиепаи приледнико-вые бассейны Курземе прекратили свое самостоятельное су­ществование, а их остатки вошли в состав Южно-Балтийского приледникового озера.

5. Земгале (Жемгале)

Обширное приледниковое озеро существовало в пределах низины, примыкающей к южному побережью Рижского залива (рис. 20, Б, В). Этот район Латвии носит название Земгале, а его продолжение на юг в Литву - Жемгале. Озеро возникло на территории, освободившейся ото льда во время отступления северолитовской (лужской) стадии. Заливом Земгальского озё­ра был бассейн в среднем течении р. Муши. Через этот бас­сейн озеро первоначально имело сток в р. Нявежис, а его уро­вень составлял около 45 м.

В Земгальское озеро впадали реки Даугава и Гауя. Их террасы, непосредственно связанные с озерными уровнями, в последние годы подробно изучены (Эберхард, 1972; Аболтыньш, 1971). В низовьях'Даугавы прослеживаются 8 уровней с высо­тами 50-51, 45-46, 40, 34-35, 30-31, 24 и 15 м. Подобные же уровни наблюдаются и в нижнем течении Гауи: 55-57, 50-52, 45, 40-42, 35-37, 28-30 м. Весьма вероятно, что первоначаль­ная горизонтальность озерных уровней нарушена поздне- и по­слеледниковым изостатическим поднятием: уровню 45 м в бас­сейне Муши могут соответствовать уровни 50-51 м в низовь­ях Даугавы и 55-57 м в низовьях Гауи.

Более низкие уровни связаны со стоком по Абавско-Сло-ценской долине, в которой известно несколько сквозных террас (Вейнбергс, Стелле, 1967). Самая высокая из них находится на отметках 57-58 м. Направление косой слоистости в аллю­виальных отложениях свидетельствует о том, что сток по до­лине происходил из Земгальского в Вентско-Усмский бассейн. Бо­лее низкие террасы находятся на отметках 51-53, и 45-46 и 42-43 м. Долина не имеет уклона в западном направлении; наоборот, в западной ее части террасы находятся на 1-2м выше, чем в восточ-

ной Между тем, если по долине происходил сток, террасы безусловно должны были иметь хотя бы небольшой уклон. Вероятно дальнейшем изостатическое поднятие ликвидировало его,

весь район долины приобрел более высокие абсолютные от­метки. Верхнюю террасу (57-58 м), видимо, можно сопоставлять с уровнями 50-52 м в долине Гауи, 45-46 м - в долине Даугавы и 40 м - в бассейне Муши, а нижнюю (42-43 м) -соответственно с уровнями 35-37, 30-31 и 26 м.

Дальнейшее снижение уровня происходило в ходе отступ-пения ледника от Тукумсской возвышенности. В течение како­го-то времени сток шел между склоном возвышенности и лед­ником, а потом Земгальское озеро соединилось с остатками Вентско-Усмского бассейна. Вместе с ними оно, вскоре после отступления ледников из района Лиепаи, вошло в состав Южно-Балтийского приледникового озера.

6. Бассейн р. Гауи

История гидрографической сети бассейна р. Гауи подробно изучена О.П.Аболтыньшем (1971). Приледниковые озера сформи­ровались здесь во время лужской стадии и в период ее отступ­ления. В гляпиодепрессии Среднегауйской ледниковой лопасти сформировалось Леясциемское приледниковое озеро (рис. 20, Б) с уровнями 125-130, 122 и 115-118 м. Притоком озера было верхнее течение Гауи, образовавшей в районе пос. Ранка спектр террас. Сток из озера, вероятно, происходил на юг, в бассейн р. Айвиексте через одну из седловин Гулбенокого вала. Сниже­ние уровня, возможно, объясняется глубинной эрозией в долине прорыва. Эта долина, вероятно, занята теперь верховьями не­больших речек Тирзы и Куй.,

В это же время северо-западнее Видземской возвышеннос­ти возникло небольшое Сигупдское приледниковое озеро, уровень которого стоял на высоте не менее 100 м. Сток из него шел вдо'ль края ледника на юго-запад в направлении Сишиемского бассейна с уровнем около 80 м и далее по Капургско-Судаской Долине (ее занимает теперь р. Суда) в Даудзевское озеро (Аболтыньш, Эберхардс, 1972)./Позднее Сигупдское озеро было спущено, а остатки Силдиемского бассейна присоединились к Даудзевскому озеру.

В ходе отступления ледника от северных склонов Видзем­ской возвышенности начался сток на запад из бассейна средней Гауи. Первоначально Средне-Гауйское озеро имело уровень 90 м. Гауя впадала в него в районе пос. Синоле. При снижении уров-

ня до 65-70 м устье Гауи переместилось в район пос. Вире-щи. В этот период ото льда освободилась сквозная долина Пиу„ за-Мустйыри, по которой в бассейн Гауи стали поступать во­ды из Привалдайского приледникового озера. Проследить пути стока на запад из Средне-Гауйского озера при высоком стоя­нии его уровней пока не удалось. Сток шел непосредственно у края ледника или через массивы мертвого льда. В да льне йч шем по мере таяния мертвого льда сток переместился в преде­лы современной долины Гауи. Снижение ее базиса эрозии при­вело к исчезновению Средне-Гауйского озера. Это произошло во время отступления ледников лужской стадии. Однако сток ледниковых вод по Гауе прекратился не сразу, Некоторое вре­мя в нее поступал сток из Выртсъярского бассейна по сквоз­ной долине в районе г. Валка,

7. Северо-Восточная Прибалтика

Крупная система приледниковых озер, которая может быть названа Привалдайской, существовала в пределах обширной ни­зины, ограниченной на западе - возвышенностями Латгальской, Ханья (Алуксненской), Отепя, Сакала, Пандивере; на юге -Бежаницкой, на юго-востоке - Валдайской и на северо-востоке - Вепсовской и Олонецкой. На севере низина непосредственно граничит.с Финским заливом и Ладожским озером,

Приледниковые озера существовали в этом районе во вре­мя начальных стадий оледенений, а также во время межстади­альных периодов. В разрезе валдайских отложений отмечаются мощные толши озернб-ледниковых осадков. Особенный интерес представляют перекрытые мореной ленточные глины мощностью около 20 м, встреченные в разрезе скважин №№ 2 и 5 в райо­не Новгорода (Малаховский, Спиридонова, Котлукова и др., 1989. отр. 163). Диатомовым анализом глин, произведенным Е.А.Че-ремисиновой, установлено преобладание Melosira islandica subsp, helvetica и Stephanodiscus astraea. Ленточные гли­ны отлагались в крупном приледниковом озере, В бассейне Ловати отложения этого озера представлены хорошо отсортиро­ванными мелко- и среднезернистыми песками мощностью до 20 м (скв. 20).

В начальный период отступления ледников в отдельных депрессиях возникали небольшие озера, которые имели сток или через перевалы главной полосы краевых образований,, или вдоль края ледника в соседние озера с более низкими уровня­ми. В это время сформировался бассейн в верховьях р. Мсты,

Сток из него через верховья р. Тверды шел в еще не исчезнув­шую Верхне-Волжскую систему приледниковых озер. Высота дорога стока Мстинского озера составляла 155 м. До таких отметок поднимается полоса рельефа, видоизмененного абра­зией (Котлукова, Буслович, 1967). Озерные террасы с высота­ми 140-160 м известны также на склонах Судомской возвышен­ности (Можаев, 1963). Они свидетельствуют о том, что эта возвышенность, которую продолжали обтекать с запада и вос­тока ледниковые лопасти, довольно рано освободилась ото льда. Кольцевой бассейн, существовавший между краем ледника и склонами возвышенности, имел сток на юг через промежуток между ледниковыми лопастями.

В ходе дальнейшего отступления ледников озера соеди­нялись между собой. Постепенно возникло единое относитель­но узкое озеро, тянувшееся от Вепсовской до Латгальской возвышенности (рис. 22, А). Через седловину в южной части бассейна р. Великой (в районе г. Себежа), имеющую высоту около 130 м, Привалдайское озеро сообщалось с Полоцким. По-видимому, когда оба бассейна соединялись, их уровень на­ходился на высоте 140 м, а сток из них шел по долине проры­ва Даугавы и далее по р. Швянтойи. Регрессия Полоцкого озе­ра привела к снижению уровня Привалдайского озера, который установился на высоте порога стока - порядка 130 м. Терра­совые уровни высотой 130-140 м известны в бассейне Меты (Котлукова, Буслович, 1967) и в верховьях Ловати и Куньи (Малаховский, 1967).

В дальнейшем ото льда освободилась седловина между возвышенностями Латгальской и ХаньЯ (Алуксненский). Сток через нее привел к образованию сквозной долины (рис. 23), занятой теперь небольшой речкой Балупе (Эберхард, 1972). Уровень озера установился на отметке 116-117 м, а потом в результате глубинной эрозии в долине снизился до 110 м. В это время уровень Лубанского озера, в которое поступал сток, снизился с 113 до 105 м, а может быть, и до 100-102 м. В современной долине р, Балупе находятся три небольших озера. Они образовались на месте глубоких плёсов реки, которая вы­текала из приледникового озера, несла небольшое количество наносов и могла поэтому производить значительную глубинную эрозию. Подобные же озера существуют в районе городов Вы-РУ и Вильянди. Замкнутое понижение в пределах подводной Слупской. прадолины также, будь оно на суше, превратилось бы в озеро.

Уровни порядка ПО м зафиксированы во многих районах

(рис. 22, Б), Они известны в бассейне Меты, в верховьях Ло­вати, на склонах Судомской возвышенности (Можаев, 1963), у

Рис. 22. Приледниковые озера северо-восточной

Прибалтики.

А - отступление ледников вепсовской стадии; Б - лужская стадия; В - отступление ледников лужской стадии; Г - невская стадия; Д, Е - отступ­ление ледников невской стадии.

Цифры в кружках: 1- Привалдай-ское озеро; 2 - Полоцкое озеро; 3 - Себежская сквозная долина; 4 - Молого-Шекснинское озеро; 5 - Лубанское озеро; 6 - сквозная долина Балупе;

7. - Оятский пролив (позднее - сквозная долина);

8. - Верхне-Оятское озеро; 9 - Средне-Гауйское озеро; 10 - сквозная долина Пиуза-Мустйыги; 11 -плёс Кемба; 12 - Вильяндиский пролив (позднее -сквозная долина); 13 - Выртсъярвский плёс (позд­нее - древнее озеро Выртсъярв); 14 - Валгаская сквозная долина; 15 - Тартуский пролив (позднее -сквозная долина); 16 - Псковский (Пихква) плёс, позднее Чудской (Пейпси) плёс; 17 - Нижне-Лужский плёс; 18 - Новгородское озеро; 19 - Порхов-ская сквозная долина; 20 - Верхне-Лужское озеро; 21 - Средне-Ловатское озеро; 22 - Шуйский залив Южно-Онежского озера; 23 - Южно-Балтийское озеро; 24 - Невский плёс; 25 - Южно-Ладожский плёс; 26 - Средне-Волховский плёс (позднее - озе­ро); 27 - древнее озеро Ильмень; 28 - сквозная долина в районе пос. Копцы.

подножья Бежаницкой возвы­шенности, где древнюю бере­говую линию фиксирует полоса дюнного рельефа (Исаченков, 1967). В этот период, который сопоставляется с лужской ста­дией, приледниковое озеро занимало уже весьма значительную площадь.

Дальнейшее отступление ледника привело к освобожде­нию седловины между возвы­шенностями Ханья и Отепя. Здесь, в районе городов Изборск, Печоры и Выру, образо­валась сквозная долина Пиуза-Мустйыги (рис. 24), террасы которой подробно изучены (Liblik, 1966). Наиболее высокая сквозная тер­раса имеет уровень 95 м. Ниже фиксируются уровни 84-85 и 75-76 м. Глубинная эрозия в долине, по которой сток шел в бассейн Гауи, приводила к постепенному снижению уровня Привалдайского озера. Уровни на высотах 75-95 м отмечены в бассейнах Меты (Котлукова, Буслович, 1967), Ловати (Малаховский, 1967), Волхова (Можаев, Рукояткин, 1967) и Великой (Исаченков, 1967), на склонах Су-домской возвышенности (Можаев, 1963), на западном побережье Псковского озера (оз. Пихква) (Раукас, Ряхни, 1969). К озер­ным уровням привязаны террасы рек, впадавших в озеро, -Ояти, Меты, Ловати, Великой (Былинский, 1959; Малаховский, Спиридонова, Баканова и др.,. 1969). В это время ледник уже освободил восточный склон Ижорской возвышенности, где тер­расы прослеживаются до высот 107.5 м (Можаев, Рукояткин, 1967)

Когда ледник отступил от возвышенности Отепя, приледни­ковое озеро получило новые пороги стока и снизило свой уро­вень, Первоначально порогом стока, возможно, служила седлови­на, находящаяся в 15 км к ЮЮЗ от Тарту. Уровень озера сни­зился до 70, а потом и до 60 м. В это время на высоте 65 м сформировался хорошо выраженный абразионный уступ в юж­ной части Нижне-Лужской низины (Саммет, 1961), а также террасы в бассейне Волхова (Можаев, Рукояткин, 1967) и на склонах Судомской возвышенности (Можаев, 1963).

Сток из Привалдайского озера шел в небольшой бассейн, сформировавшийся в южной части Выртсъярвской котловины. Этот бассейн первоначально сообщался со Средне-Гауйским озером при помощи пролива, в котором происходило отложе­ние ленточных глин. Они распространены здесь до высот 50-60 м (Каяк, 1959), Позднее, когда Средне-Гауйское озеро бы­ло спущено, в дно пролива врезалась сквозная долина, северная часть которой ис­пользуется теперь сред­ним течением р.Вяйке-Эмайыги.

При анализе дальней­шей истории приледнико­вых озер нельзя полно­стью базироваться на данных о современном рельефе. Почти вся Эстония и юго-западное побережье Финского за­лива находятся в области изостатического подня­тия. Современные отмет­ки порогов стока и бере­говых линий здесь зна­чительно повысились по сравнению с поздне-ледниковым временем. Карта береговых линий приледниковых озер и разных стадий развития Балтики была построена В.Рамсеем (Ramsay, 1929), который учитывал эффект поднятия. В.Рамсей, а впоследствии и К.К.Марков (1931) считали, что береговые линии Балтийского ледникового озера находится в районе Ленинграда на высоте.25-30 м. Уровень Балтийского ледникового озера опреде­лялся высотой порога стока в проливе Зунд. Его дно находится ни­же уровня моря, а в позднеледниковое время было еще ниже: район : Зунда испытывает поднятие. Район же Ленинграда поднялся на меньшею высоту, чем район пролива Зунд. Но основе этого было высказано предположение о том, что находившийся в районе Ленинграда бассейн с уровнем 25-30 м не входил в состав Балтийского ледникового озера, а был частью другого обширного приледникового озера, которое имело сток в Южно-Балтийское приледниковое озеро (Квасов, 1963). Е.Хюппя (НууррН, 1963, 1966), составивший новую схему уровней Балтики в поздне-и послеледниковое время, также пришел к выводу о том, что береговая линия Балтийского приледникового озера находится в районе Ленинграда на отрицательных абсолютных отметках. Б.Н.Можаев и А.А.Рукояткин (1967) показали, что к юго-вос­току от Ленинграда береговые линии приледниковых озер го­ризонтальны и тем самым подтвердили прохождение нулевой изобазы в районе Ленинграда.

Новый, более детальный анализ условий стока из прилед­никовых озер позволяет уточнить и несколько видоизменить выводы, содержавшиеся в предыдущих работах (Квасов, 1963; Квасов, Краснов, 1967; Квасов, Раукас, 1970). Возможные по-

127

роги стока Привалдайского озера и озер, пришедших ему на смену, находятся в районе городов Валга ( современная отмет^ ка около 50 м) и Вильянди, в долине р. Навести, севернее Вильянди (современная высота двух последних порогов - 40 ^) и в районе Тарту (современная высота - 35 м). Однако в позднеледниковое время эти пороги стока имели гораздо мень­шую высоту. Об этом можно судить, зная положение изобазо-вой поверхности Балтийского ледникового озера в западной Эстонии, которое было определено В.Рамсеем (Ramsay, 1929) и подтверждено последующими исследованиями (Кессел, 1961) (см. рис. 30, стр. 141). Высота этой поверхности у г. Валга составляет 16 м, у г. Вильянди - 28 м, в районе Навести -30 м и в районе Тарту 10 м. Учитывая, что уровень Балтий­ского ледникового озера в тектонически стабильных районах примерно на 35 м ниже современного уровня моря, можно вы­числить высоту.порогов стока в позднеледниковое время: Вал­га - 0 м (50-16-35 и 0), Вильянди - -23 м (40-28-35= -23), Навести - -25 "м (40-30-35 = -25 ) и Тарту - -10 (35-10-35 = -Ю ).

В сквозных долинах Вильянди и Навести происходило от­ложение ленточных глин; а к западу и северо-западу от них существовали приледниковые озера с довольно высокими уров--нями (Лыокене, 1959; Пярна, 1960). Это свидетельствует о медленном отступлении Рижской ледниковой лопасти, которая продолжала соприкасаться с повышениями в районе границы между Эстонией и Латвией в то время, когда ото. льда осво­бодились уже северо-западные склоны возвышенности Пан-дивере.

Край ледника в юго-западной Эстонии перемещался не в северном, а в западном направлении. В результате возникло приледниковое оз. Воозе, береговые образования которого находятся на северо-западном склоне возвышенности Пандиве-ре на высоте около 85 м; позднее образовалось значительно более обширное оз. Кемба (современная высота береговой ли­нии порядка 74 мЬ Озеро Кемба через проливы в районе Виль­янди и Навести сообщалось с озером в Выртсъярвской котлови­не, а последнее через Тартуский пролив - с Псковским плё­сом Привалдайского озера (рис. 22, Г). Порог стока всей этой системы находился в районе г. Валка. Эрозия в сквозной долине приводила к постепенному снижению уровня озер, что фиксируется серией террас, развитых, в частности, на запад­ном побережье Чудского озера (озера Пейпси) и имеющих вы­соты 51, 46, 44, 37, 35 и 33 м (Либлик, 1969). На формирова­ние террас оказывало влияние также изостатическое поднятие.

Снижение уровня Привалдайского озера привело к его разделению на ряд отдельных бассейнов (рис'22, Г). На востоке

образовалось Новгородское озеро (уровень около 55-57м), в которое поступали воды из Среднеловатского (уровень около 70 - 75 _м) и Верхне-Лужского (уровень около 60-62 м) озер. По короткой реке, находившейся в районе г. Порхова, Новгород­це озеро сообщалось с Псковско-Выртсъярвским (Квасов, Баканова, Давыдова, 1970). Последнее распространилось уже района нижнего течения р. Луги, где береговые линии на­ходятся теперь на высоте 38 м (Марков, 1931).

В конце периода раздельного существования Псковско-Выртсъярвского и Новгородского озер, возможно, сформирова­лась долина прорыва средней Луги. До этого существовало Верхне-Лужское озеро с уровнем 60-62 м. Освобождение ото льда Нижне-Лужской низины и формирование в ней озера с уровнем около 40 м вызвало врезание рек, впадавших в него. Одна из этих рек спустила Верхне-Лужское озеро. В резуль­тате сформировалась современная речная сеть бассейна Луги. В принципе не исключено, что в течение какого-то короткого времени по р. Луге осуществлялся сток из Новгородского в Псковско-Выртсъярвское озеро: водораздел Луги и озера Иль­мень имеет отметки ниже 50 м.

По мере отступления ледника береговая линия Новгород-ского озера продвигалась все дальше к северо-западу. Абра­зионные уступы высотой порядка 55 м известны к югу и даже к юго-западу от Ленинграда. К.К.Марков (1931) считал, что они сформированы небольшими местными приледниковыми озера­ми (Ропшинским, Дудергофским и др.), которые существовали в долинах речек, прорезающих Глинт (крутой уступ Ижорской возвышенности). Однако более логично предположить, что ''высо­кие береговые линии, сформированы единым крупным бассейном (Саммет, 1961). Уступы могли образоваться, когда сток из Новгородского озера шел по р. Луге, Позднее озерные уровни были подняты здесь до высоты порядка 55 м.

Отступление ледника от северо-западных склонов Ижор­ской возвышенности привело к соединению приледниковых озер, существовавших к западу и востоку от нее (Марков, 1931). Между озерами образовалась долина прорыва, занятая теперь верховьями речек Копорки и Систы, Уровень Новгородского озера очень быстро снизился на 10-15 м, В Нижне-Лужском бассейне в разрезе ленточных глин образовались две особенно толстые ленты, которые свидетельствуют о том, что спуск озера происходил в два приема с интервалом в 31-32 года. Об­разование долины прорыва и спуск озера произошли чрезвычай­но быстро - может быть, всего за несколько месяцев. Берего­вые линии объединенного водоема испытали в районе Ленингра­да меньшее изостатическое поднятие, чем в районе нижней Лу­ги, и находятся теперь на высотах 25-30 м.

12

Озеро, образовавшееся в результате соединения Псковско-Выртсъярвского и Новгородского озер, может быть на­звано в честь выдающегося исследователя В.Рамсея (Квасов, Краснов, 1967), внесшего большой вклад в изучение четвертинной истории северо-запада Восточно-Европейской равнины. Озеро Рамсея (рис. 22, Д) подразделялось на несколько плёсов - Кемба, Выртсъярвский, Чудской (Пейпси), Нижне-Лужскйй, Невский, ЮжногЛадожский, Средне-Волховский. Озеро Ильмень в это время впервые обособилось и имело уровень 28 м, а сток из него происходил в Средне-Волховское озеро по короткой долине, находящейся западнее современной долины Волхова в

районе пос. Копцы.

В пределах Карельского перешейка береговые линии озе­ра Рамсея имеют довольно высокие отметки в силу изостати-ческого поднятия. На северных склонах центральной возвышен­ности высота террас достигает 50-65 м (Ramsay, 1928). Чрез­вычайно ярко выраженный абразионный уступ опоясывает воз­вышенность со всех сторон. Это свидетельствует о том, что ледник покинул Карельский перешеек раньше, чем произошла регрессия озера Рамсея. В озере Рамсея отлагались ленточ­ные глины. Они подробно изучены в окрестностях Ленинграда и в низовьях Луги (Марков, 1931), где в них насчитывается до 600 годичных лент. Сопоставление многочисленных разре­зов позволило датировать постепенное отступление ледника из пределов Приневской низины. Ленточные глины северного по­бережья Чудского озера (озера Пейпси) исследовал Э.Э.Ряхни (1963). В них установлено до 250 годичных лент.

Отступление ледника с восточного побережья Рижского залива привело к тому, что сток по Валгаской сквозной доли­не прекратился. В течение короткого промежутка времени сток из плёса Кемба, а следовательно и из всего озера Рамсея, мог идти вдоль края ледника по долинам, параллельным берег Рижского залива в районе Айнажи. Основную роль, вероятно» играла долина, северная часть которой занята теперь истока­ми реки Рейуйыги. Южнее, в районе Лимбажи, прослеживаютс; . еще две долины. Сток по ним шел, вероятно, в более ранний период из небольших приледниковых озер, занимавших бассей­ны р. Салацы и оз, Буртниеки (Эберхард, 1973). Когда лед­ник покинул район Айнажи, плёс Кемба регрессировал, а его остатки вошли в состав Южно-Балтийского приледникового озера. В результате снизился уровень всего озера Рамсея, поре стока которого переместился в район г. Тарту (рис, 22, Е), Озеро Выртсъярв обособилось: в него поступали воды из озера Рамсея, а дальше сток шел по долине Вильянди.

130

В этот период юго-восточнее Ленинграда, вероятно, сформировались террасовые уровни на высотах 18-19 и 15-16 м,

которыми связаны террасы Тосны (Лапин, 1939). Размеры озе­ра Рамсея уменьшились. Его Средне-Волховский плёс обосо­бился и превратился в самостоятельное озеро с уровнем около 20 м. Исчез пролив в Приневской низине, а сообщение между Ладожским и Невским плёсами поддерживалось только через северную часть Карельского перешейка. Пролив между Нижне-_:Дужским и Чудским (Пейпси) плёсами стал узким и мелким. Южная часть Чудского плёса, занятая теперь Псковским озером, превратилась в сушу.

Дальнейшее отступление ледника привело к тому, что меж­ду Южно-Балтийским приледниковым озером и озером Рамсея * « установилось непосредственное сообщение. Соединение озер про­изошло, вероятно, около г. Раквере (Квасов, Раукас, 1970). В этом районе северный склон возвышенности Пандивере играл роль, подобную той, которая впоследствии принадлежала горе Биллинген в средней Швеции. Освобождение ото льда „эстон­ской горы Биллиген" привело к резкой регрессии озера Рамсея и образованию Балтийского ледникового озера, в состав которо­го вошли остатки Нижне-Лужского, Невского и Южно-Ладож­ского плёсов. Чудской (Пейпси) плёс обособился и превратил­ся в самостоятельное озеро,

К.К.Марков (1931) предполагал, что бассейн, занимавший Приневскую низину, существовал до самого начала голоцена; :в аллерёде его уровень падал, а потом вновь подымался, что фиксируется Гореловским погребенным торфяником. Однако, как показали Л.Р.Серебрянный и Я.-М.К.Пуннинг (1969), Горелов-ский торфяник образовался не в аллерёде, а в пребореале (ра­диоуглеродные датировки в пределах 10,0-9,5 тыс. лет назад) и перекрыт аллювиальными отложениями, а не осадками круп­ного бассейна. С.С.Лапин (1939) подробно исследовал Усть-Тосненский торфяник, подошва которого находится на отметке 12 м, и показал, что он развивался непрерывно начиная с алле-- рёда. Это свидетельствует о том, что Приневская низина стала сушей уже в начале аллерёда* Такой вывод хорошо согласует­ся с представлениями об отступлении в начале аллерёда ледни­ков с возвышенности Пандивере (Раукас и др., 1971).

Данные С.С.Лапина получены еще до разработки и введе­ния в практику современной методики спорово-пыльцевого ана­лиза, поэтому нуждались в проверке. Что и было проведено ав­тором настоящей работы совместно с И.П.Бакановой, Д.Б,Ма­лаховским и Е.А.Спиридоновой, Повторные исследования Усть-Тосненского торфяника показали, что торфонакопление здесь Началось раньше, чем в большинстве соседних районов. В поз-ДНеледниковое _вр_емя образованию торфа препятствовал засушливый климат. Но в районе нижнего течения р. Тосны создались

местные условия, способствовавшие избыточному увлажнению небольшого района. В пределы совершенно плоской равнины, сложенной ленточнвши глинами, поступали подземные воды с юга - со стороны Глинта. Спорово-пыльцевой анализ, выпол­ненный Е.А.Спиридоновой, подтвердил, что торф начал отлагаться в аллерёде (рис. 25., см. вклейку).

8. Озеро Выртсъярв, Псковско-Чудское (Пейпси-Пихква) и Ильмень

После исчезновения приледниковых бассейнов продолжа­лось развитие трех крупных озер, существующих вплоть до на­стоящего времени.

Озеро Выртсъярв. История озера подробно рас­смотрена в работе Л.Ф.Орвику (1958). В конце позднеледнико-вого и начале послеледникового времени сток из озера проис­ходил в западном направлении по долине Вильянди (рис. 26). Порог стока озера поднимался с большей скоростью, чем его южные и восточные берега. В результате они постепенно за­топлялись. Особенно далеко озеро распространилось в северо­восточном направлении, где к нему примыкает обширная низи­на. К концу бореального времени уровень достиг высоты во­дораздела западнее Тарту. В результате перелива через водо­раздел образовалась р. Эмайыги, глубинная эрозия которой привела к некоторому снижению уровня озера. Сток по запад­ной долине прекратился, и ее заняли речки Раудна, текущая, на запад, и Тяннассилма - в оз. Выртсъярв. Глубинный водораз­дельный плёс в районе г, Вильянди, образовавшийся, вероятно, еще в то время, когда здесь шел сток из оз. 'Рамсея, занят

живописным озером.

П. с к о в с к о-Ч удское озеро (озеро Пейп-с и-П и х к в а) первоначально имело значительно меньшую площадь, чем теперь (рис. 27). В результате поднятия порога стока постепенно затоплялись берега в центральной и- южной частях озера. В устье р. Эмайыги уровень с начала атланти­ческого времени поднялся на 6 м (Loopmann, 1964). В север­ной части Теплого озера (плёса, находящегося между Чудским и Псковским озерами) уровень за историческое время ( за 700 лет) повысился на 1.5 м (Тюлина, 1966). Псковское озеро об­разовалось уже во второй половине голоцена. На его месте в конце позднеледникового и начале послеледникового времени была суша. Подъем уровня, продолжающийся и теперь, привел к затоплению устьев рек, впадавших в Псковское и южную часть Чудского озера. Подпор сказывается в нижнем течении рек Великой, Эмайыги и других.

Рис. 26. Развитие оз. Выртсъярв (по Л.Ф.Орвику, 1958).

. А - начало голоцена, Б - конец раннего голоцена, В -середина голоцена»

Цифры в кружках: 1- сток по Вильяндиской сквозной долине; 2 - сток по р. Эмайыги; 3 - место прорыва через водораздел между водосборными бассейнами озер Вырт-ръярв и Чудского (озера Пейпси).

Озеро Ильмень находится в области, которая не подвергалась изостатическому поднятию. Колебания его уровня не очень велики и связаны в основном с Изменениями клима­та. В условиях засушливого климата конца позднеледниковья озеро имело низкий уровень. Об этом свидетельствуют данные о погребенном торфянике в дельте р. Меты, который находит­ся на глубине 8 м и датируется бёллингом (Малаховский, Спи­ридонова, Котдукова и др., 1970, стр. 173).

Торфяник мог формироваться только при весьма низком "уровне Ильменя. Имея большой водосборный бассейн, Ильмень .вряд ли мог стать бессточным. Но сток из него был, конечно, 'Гораздо ниже современного, а средний уровень мог соответст­вовать современному минимальному уровню около 16 м.

Начиная с бореального времени условия увлажненности были уже близки к современным. Вероятно, стал близок к сов­ременному и уровень Ильменя. В суббореальное и начале суб­атлантического времени на уровне Ильменя мог сказываться подпор от ладожской трансгрессии (подробнее об этом см. ни­же). В районе устья Волхова эта трансгрессия распространя­лась до отметок 14-15 м (Марков, 1949). В бассейн Ильменя она непосредственно не проникала, но ухудшение условий сто­ка по Волхову привело к небольшому (на 1-2 м) повышению 'Уровня. В результате озерными отложениями были перекрыты культурные слои неолитических стоянок, находившихся на бере-кгах Ильменя (Соколов, 1926). К настоящему времени известно 10 стоянок и несколько отдельных находок (Петров, 1970). Все они обнаружены на современном песчаном пляже.

Рис. 27. Чудское озеро (озеро Пейпси) после регрессии озера Рамсея (по. А.В.Раукасу и Э.Э.Ряхни, 1969).

1 - р. Великая и ее продолже-ние по современному дну Псковского и Чудского озер, 2 - р. Нарва.

Резкий спад уровня Ладожского озера после трансгрессии привел к неко­торому снижению уровня Ильменя. Не исключено, что в это время образова­лась современная долина верхнего те­чения Волхова, а расположенная запад­нее (в районе пос. Концы) древняя до­лина была оставлена рекой.

9. Выводы

1. В начальный период отступления ледников вепсовскои стадии в гляниодепрессиях возникли отдельные приледниковые озера, иногда имевшие весьма высокие уровни; по мере отс­ тупления ледников они соединялись между собой. Позже образо­ вались более крупные озера - Бальберишкесское, Вевисское

(рис. 15,А), Верхне-Мстинское и другие, а в дальнейшем - и При-валдайское озеро, которое сообщалось с остатками Полоцкого озера (рис. 22, А; рис. 5, Е). Сток из этих озер по сквозной долине Краслава-Даугавпилс поступал в р. Швянтойи и Нижне-Нямунасское озеро, которое образовалось в результате соеди­нения между собой Бальберишкесского и Вевисского озер и постепенно снижало свой уровень по мере освобождения все более низких порогов стока в пределах Мазурского поозерья (рис. 15, Б, В, ГУД).

2. Когда ледники отступили от краевых образований среднелитовской стадии, к Нижне-Нямунасскому озеру присое­динилось небольшое озеро в низовьях Вислы, и оно преврати­лось в Нямунасско-Гданьское озеро (рис. 15, Е, Ж), уровень которого постепенно снижался от 80 до 6-8 м по мере осво­бождения порогов стока в пределах Кашубской возвышенности. Образовалось Латгальское приледниковое озеро со стоком по прадолине Акнисте-Панявежис (рис. 20, А) и далее по р. Няве-жис и нижнему Нямунасу,

3. Во время лужской (северолитовской) стадии Привая-дайское озеро увеличилось в размерах, но его уровень снизил-

4. примерно до 110 м (рис. 22, Б). Порог стока озера нахо­дился к северу от Латгальской возвышенности в сквозной долине Балупе. Далее сток шел через древнее Лубанское озеро, долины рек Айвиексте и Даугавы и Даудзевское озеро в озе­ро бассейне р. Муши (рис. 20, Б) и наконец через р. Нявежис и нижний Нямунас поступал в Нижне-Нямунасское озеро. Его уровень в это время определялся порогом стока к югу от Слупской банки и был на 30 м ниже современного уровня мо­ря (рис. 15, 3). В центральной Курземе существовало Вент­ско-Усмское озеро, имевшее сток на юго-восток по долине верхней Муши (рис. 20, Б).

5. 4. Отступление ледников лужской стадии привело к пере­ мещению порога стока Привалдайского озера в сквозную доли­ ну Пиуза-Мустйыги (в районе города Печоры и Выру) (рис. 20, В; 22, В). Эрозия в лолине вызвала снижение уровня озе­ра с 95 до 85 и потом до 75 м. Сток из Привалдайского озера доступал в Средне-Гауйское озеро, а потом по долине нижней Гауи - в Земгальское озеро, Последнее первоначально имело сток на юг - через Нявежис в Нямунас. Позднее ото льда осво­бодилась Абавско-Слоценская сквозная долина и Земгальское озеро получило сток в Вентско-Усмское озеро, которое по сквоз­ным долинам (к востоку от г. Лиепаи) сообщалось с Южно-Бал­тийским приледниковым озером (рис. 20, В). Дальнейшее отс­тупление ледников привело к спуску приледниковых озер, распо­ложенных на территории Латвии.

6. 5, Когда ото льда освободилась Валгаская сквозная долина, уровень Привалдайского озера вновь снизился и оно разде­лилось на несколько отдельных бассейнов, главными из кото­рых были Новгородское и Псковско-Выртсъярвское озера (рис. 22, Г). Позднее, после отступления ледника от Ижорской воз­вышенности, эти озера соединились, образовав озеро Рамсея (рис. 22, Д). Освобождение ото льда западного побережья Риж­ского залива привело к снижению уровня озера Рамсея. Его по­рог стока переместился из Валгаской в Тартускую сквозную /долину. Далее через древнее озеро Выртсъярв сток поступал в ;рильяндискую сквозную долину и Южно-Балтийское приледнико-вое озеро, Когда ледники покинули северный склон возвышен­ности Пандивере, озеро Рамсея исчезло, а его остатки вошли в состав Балтийского ледникового озера. На развитие озер Рамсея и Псковско-Чудского и Выртсъярв большое влияние ока­зало изостатическое поднятие.

Глава Y111

БАЛТИЙСКОЕ МОРЕ

На развитие Балтики основное влияние оказывали изме­нение положения края ледника, повышение уровня океана и изостатическое поднятие. Характеристика основных этапов изуче­ния истории Балтики дана в опубликованной ранее работе (Ква­сов и др., 1970), поэтому нет необходимости к ней возвра­щаться. В прошлом неоднократно высказывались предположения о Беломорско-Балтийском соединении. Вначале его датирова­ли литориновым временем, позднее - пребореалом и наконец аллерёдом. Но и эта датировка весьма сомнительна, В поздне-и послеледниковое время морские воды не проникали в котло­вины Ладожского и Онежского озер и не существовало сооб­щения между Балтийским и Белым морями.

1. Южно-Балтийское приледниковое озеро

Исследование истории приледниковых озер позволило под­робно охарактеризовать первую стадию истории Балтики - ста­дию Балтийских систем приледниковых озер (Квасов и др., 1970), которая началась после отступления ледника от Слупской банки и закончилась, когда ледник покинул возвышенность Пандивере, Основным водоемом этих систем было Южно-Бал­тийское приледниковое озеро (рис. 28). Первоначально оно простиралось от о» Зеландия до района Клайпеды, а в дальнейшего после отступления ледника из района Лиепаи, распространилось

136

Рис. 28. Балтийская система приледниковых озер.

А - около 12.6 тыс. лет назад; Б - около 11.9 тыс. лет назад.

Цифры в кружках:1- морской залив в пределах

залива Каттегат; 2 - озеро в пределах Мекленбургского и Киль-ского заливов; 3 - долина на месте пролива Б.Бельт; 4 - доли­на на месте пролива Зунд; 5 - Южно-Балтийское приледниковое озеро (5а - Арконский плёс, 56 - Одрско-Борнхольмский плёс, 5 в - пролив между Слупской. банкой и краем ледника; 5г - Нямунасско-Гданьский плёс; 5д - Рижский плёс)*, 6 - Аландская сквозная долина; 7 -Вентско-Уомское озеро; 8 - Абавско-Слоценская сквозная долина; 9 - Земгальское оееро; 10 - сток по долине нижней Гауи; 11 - Средне-Гауйское озеро; 12 - сквоз­ная долина Пиуза-Мустйыги; 13 - Привалдайское озеро; 14-сток по долине Ояти; 15 - Молого-Шекснинское озеро; 16 - порог сто­ка в районе г.Торупа;17 - Випьяндиская сквозная долина; 18-древнее озеро Выртсъярв;18 - Тартуская сквозная долина;20-озеро Рамсея,

в Рижский залив. Когда ледник ушел с восточного берега Рижского залива, в состав Южно-Балтийского озера вошли так_ же остатки озера Кемба.

Южно-Балтийское приледниковое озеро существовало, ве~ роятно, в течение беллинга и невской (пандивере) стадии, т.е. приблизительно от 12.7 до 11,8 тыс. лет назад. Порог стока Южно-Балтийского озера находился в южной части пролива Зунд, где глубины составляют 7 м. В пределах Дарсского по­рога (к западу от о. Рюген) глубины в два раза больше, но в районе Зунда в поздне- и послеледниковое время происходи-ло более интенсивное изостатическое поднятие, чем в районе о. Рюгена. 12 тыс. лет назад отметки дна Зунда были меньше на несколько десятков метров. К западу от Дарского порога в пределах современных Мекленбургской и Кильской бухт нахо­дилось отдельное озеро, имевшее сток по реке, протекавшей по дну пролива Бол. Бельт.

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

145

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.

148

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.

Начало литориновой трансгрессии имеет радиоуглеродный возраст 7110 +_ 117 л.н. Так датируются наиболее древние ли­ториновые отложения в низовьях р. Венты (Гринберге, Гузлена, 1972). В истории развития литоринового моря отмечается не­сколько трансгрессивных фаз. Следует отметить, что эти фазы были разделены лишь очень незначительными регрессиями; в сущности, происходили задержки роста уровня моря, во время которых могли формироваться прибрежные лагуны с органоген­ными отложениями. Уровень моря продолжал повышаться в -те­чение всего литоринового времени и достиг современного по­ложения к его концу (Морнер, 1969).

Поскольку почти все берега Балтики испытывают изоста-Тическое поднятие, литориновые береговые линии находятся выше современного уровня моря (рис. 34). В районах, где под­нятие было значительным, выше других расположены более ранние береговые линии. В районах же с небольшим поднятием на максимальных высотах находятся все более и более моло-ijtoe берега,

Литориновые береговые линии подробно изучены в Эс­тонии, где они подняты до высоты 26 м (Кессел, Раукас, .1967). Для датировки первоначально был применен метод спо-рово-пыльцевого анализа. Согласно его данным, почти во всей Эстонии максимальную высоту имеет уровень LII в, формирова­ние которого закончилось 5300 л.н. Только на острове Хийума уровни Llia (5600 л.н.) и, возможно, LI (6300 л.н.) находят­ся выше уровня Lllb. В конце литоринового времени формиро­вались береговые линии LIII и Liy (интервал времени 5300-;4500 л.н.), которые расположены ниже, чем линия Ы1Ъ.

Для уточнения датировок был использован радиоуглерод­ный метод (Кессел, Пуннинг, 1969). Он показал, что органо­генные отложения, непосредственно подстилающие береговые образования фазы LII, имеют датировки в интервале 7500-6000 л.н. Не исключено, однако, что во время литориновой трансгрессии верхняя часть органогенных отложений была раз­мыта, а под береговыми валами погребены их нижние горизон­ты, формирование береговых валов могло происходить во вре­мя фаз Llia и Lllb , уровни которых весьма близки между собой. Все это показывает, что радиоуглеродные датировки не Дают пока возможности пересмотреть хронологию, полученную помощью спорово-пыльцевого анализа. Приведенные выше да­ты литориновых фаз следует рассматривать как верхний пре­дел возраста.

Хронология литоринового времени наиболее детально р_аа, работана для южной Швеции (Berglund, 1971). Здесь отме­чаются шесть трансгрессивных фаз. Проведено сопоставление шведских данных по восточной Балтике,.

Южная Швеция (Berglund, 1971)

Литва (Кабай-лене, 1967)

Латвия (Грин­берге, 1957)

Эстония (Кессел,

Раукас, 1967)

Ленинградская область

(Джиноридзе

Клейменова,

1965)

Г (7100-6900)

L1(6300) 1Л1а(5600) LIIb(5300) ЫУ(4500) Liml

Lit а Litb

2. (6500-6300)

3. (5900-5600) ГУ (5500-5300)

Г II

V (4700-4500)

VI (4100-3900)

Фаза I (по Б.Е.Берглунду) в Эстонии не выражена: её бе­реговые линии погребены под отложениями последующих стадий. Эстонским фазам LT, LII, LIII и LT^V соответствуют швед­ские фазы II, III, IV, V. Шведской фазе IV, вероятно, отвеча­ет первая фаза лимниевого моря ( Ltml) в Эстонии- (Кессел, Раукас, 1967).

В других районах литориновые береговые линии изучены гораздо менее подробно, В Латвии (Гринберге, 1957) отмеча­ются два уровня, из которых верхний, вероятно, сопоставля­ется с уровнем LПЬ Эстонии, а нижний формировался уже в суббореале. Максимальная высота литориновопо берега в се­верной Курземе составляет 12 м, а к югу от Лиепаи уменьша­ется до 7 м,

Литориновые отложения подробно изучены в пределах ко­сы Куршю-Нярия и залива Куршю-Марес (Кабайлене, 1967), Был проведен спорово-пыльцевой и диатомовый анализ разре­зов нескольких десятков буровых скважин, В течение атланти­ческого периода отмечено три пика осолонения (Lj -L3)» ко­торые, вероятно, соответствуют фазам I, II и Ш-1У южной Швеции, Уменьшение солености во время фазы L д по сравне­нию с L,2_S возможно, объясняется влиянием формировавшейся в это время косы Куршю-Нярия,

В юго-западной части залива Куршю-Марес литориновые береговые линии почти не подняты над современными ( Guae-lis, 1955). В районе устья Вислы они находятся ниже уровня

Рис.34. Литориновое море около 7.0 тыс. лет назад. Цифры в кружках: 1 - Северное море; 2 - Ла­дожское озеро.

моря, а на Кашубском побережье - на 2-3 м выше ( Rosa,. 1963), Около устья Одры береговая линия вновь опускается на отрицательные отметки, а на о. Рюген поднимается до высоты 1.7 м (Kliewe_s 1963). Кошубское побережье и о. Рюген на­ходились в пределах области изостатического поднятия, у са­мой ее границы.

В район Ленинграда, вероятно, проникалн только V и VI литориновые фазы (по Б.Е.Берглунду) уже в суббореальное

. время. Не исключено, что с этими фазами связано два пика осолонения в послеанциловых отложениях Лахтинского разреза (в интервале 3-0.5 м), В них, по данным Р.П.Джиноридзе и Г.И.Клейменовой (1965), в составе пыльцы древесных пород в больших количествах присутствует ель (до 55%), что ука­зывает на суббореальный возраст этих отложений. В районе Выборга самыми высокими из литориновых береговых линий являются те, что формировались в атлантике, Изобазовый уро­вень, образовавшийся около 7000 л.н,, находится в Выборге на 17 м выше, а в Ленинграде - на 7 м ниже уровня моря

155

(Нуурра, 1966). Все литориновые береговые линии проходя ниже уровня дна пролива в северной части Карельского перешейка. Это исключает возможность проникновения литориновой трансгрессии в Ладожскую котловину.

На северном побережье Балтики литориновые береговые линии подняты на весьма значительную высоту: на западном берегу Ботнического залива они достигают 120 м.

После окончания литориновой трансгрессии уровень Балти­ки уже существенно не менялся. Поднятие не более чем на 10 м несколько изменило конфигурацию береговой линии северо­западной Эстонии. Вышла из-под воды территория дельты Невы, Поднятие дна Датских проливов привело к уменьшению притока соленых вод и некоторому опреснению Балтики. У побережья Эстонии соленость уменьшилась на 4-8%о по сравнению с пер­выми фазами литориновой стадии (Кессел, 1965). Уменьшение соленооти происходило постепенно. Поэтому граница между ли­ториновой и современной (лимниевой) стадиями может быть намечена только условно. Здесь возраст границы принимается в интервале приблизительно 3800-3500 л.н., а фаза Lim (по X.Я.Кессел) отнесена к литориновой стадии.

6. Основные закономерности развития Балтийского моря

Историю Балтики можно подразделить на три основных этапа. На первом - озерном, когда существовали Южно-Бал­тийское приледниковое, а затем Балтийское ледниковое озеро, главным фактором их развития было отступление ледника. От­дельные .приледниковые озера, существовавшие на территории Балтийской котловины, соединялись между собой , когда ото льда освобождались Слупская банка, район г. Лиепаи, восточ­ный берег Рижского залива у г. Айнажи и, наконец, северный склон возвышенности Пандивере (у г. Раквере). Благодаря изостатическому поднятию порога стока в проливе Зунд уровень озер в Балтийской котловине постепенно повышался. После то­го как ледник отступил от горы Биллинген в средней Швеции, Балтийское ледниковое озеро было спущено.

Во время второго - переходного этапа основная роль при­надлежала изостатическим движениям. Уровень Балтики во вре­мя иольдиевой стадии был очень низким. Но поднятие средней Швеции, где находился пролив, соединявший иольдиевое море с океаном, привело сначала к прекращению притока морских вод, а потом к анциловой трансгрессии. Третий - морской этап на­ступил в результате поднятия уровня океана, воды которого

Рис. 35. Кривые изменения уровней Балтийского моря и Ладожского озера в тектонически стабильных районах.

I - уровень Балтики, II - уровень озера Рамсея; III - уро­вень Ладоги (показан, когда он выше уровня Балтики, в осталь­ных случаях совпадает с уровнями Балтики или озера Рамсея); ГУ - уровень мирового океана (показан, когда он не совпада­ет с уровнем Балтики).

У - высоты порогов стока: а - у г.Валка, б - у г.Тарту,

: в - пролив Зунд, г - южная Швеция, д - средняя Швеция, е -Дарсский порог , ж - север Карельского перешейка, и - водораз­дел рек Мги и Тосны (позднее истоки р, Невы). SB - Южно-

; Балтийское приледниковое озеро (одновременно существовало озеро Рамсея); В - Балтийское ледниковое озеро; Y - иоль­диевое море; А - анциловое озеро; М - мастоглойевое море; Lit - литориновое море; Lim - лимниевое море. 1 - отступ­ление ледника от возвышенности Сакала; 2 - отступление лед­ника от возвышенности Пандивере; 3 - отступление ледника из района порогов стока в южной Швеции; 4 - отступление ледни­ка от горы Биллинген; 5 - поднятие дна Средне-Шведского про­лива выше уровня моря; образование р. Свей; 6 - прорыв через Дарсский порог; снижение уровня анцилового озера; 7 - вторжение морских вод в Балтийскую котловину через Датские проли­вы; 8-9 - прорыв через водораздел между реками Мгой и Тос­ной; образование р. Невы и снижение уровня Ладожского озера (8 - датировка по радиоуглеродным данным, 9 - датировка по археологическим данным).

BOO км

Рис. 36» Схематический спектр террас Балтики, развитых на восточном и северном побережьях Финского залива и на восточном побережье Ботнического залива (проекция ыа линию Ленинград-Коккола).

R - озеро Рамсея (R1 - сток через Валкаскую сквозную долину} R II - сток через Тартускую сквозную долину); В -Балтийское ледниковое озеро: Y - иольдиевое море; А - анциловое озеро; L1 - первая стадия литоринового моря; а - край лед­ника.

вторглись в Балтику через Датские проливы. Интенсивность притока соленых вод определялась глубиной проливов, на кото­рую влияло изостатическое поднятие.

Для тех районов, где изостатическое поднятие не сказы­валось, построена кривая изменения уровня Балтики (рис. 35). Позднеледниковые, иольдиевые и анциловые, береговые линии находятся на отрицательных отметках. Но там, где происходи­ло значительное изостатическое поднятие, самые ранние бере­говые линии являются самыми высокими: темп поднятия опере­жал темп повышения уровня. Это обстоятельство хорошо отра­жает спектр балтийских террас (рис. 36). Для районов. Ленин­града и Таллшга построены кривые изменения уровня Балтики относительно ее берегов (рис. 37).

Знание поздне- и послеледниковой истории Балтики поз­ воляет судить также о некоторых особенностях .мгинского ( Земского) моря, существовавшего в Балтийской котловине во время микулинсккго межледниковья» Находки в мгинских отло­ жениях раковин Portlandia (Yoldia) arctica неоднократ­ но давали повод для предположений о межстадиальном харак­ тере трансгрессии .или об ее принадлежности к „холодному" послемикулинскому межледниковью. В этих предположениях есть известная логика:.ведь микулинское время теплее голоце-

Тыс.л.н. 12

Рис, 37. Изменение уровня Балтики относительно ее берегов.

а - в районах, испытавших незначительное поднятие (г.Ленин­град); б - в районах, где поднятие было более значительным (г, Таллин). 1 - изменение абсолютной высоты береговых линий в ре­зультате изостатического поднятия; 2 - высота уровня Балтики относительно ее берегов.

на, и поэтому мгинское море должно было бы быть менее бла­гоприятным для такого представителя арктической фауны, как Yoldia, чем современная Балтика. Теперь этот моллюск не встречается, несмотря на то что одна из стадий развития Балтики в послеледниковое время носит название „иольдиевое мо­ ре". Но последнее названо совершенно условно: иольдиевое море было почти пресным, в него не проникали морские моллюски, а Yoldia встречался только в пределах Средне-Шведского пролива - в районе Стокгольма он обитал не более ста лет (De Geer, 1896) Когда Балтийскую котловину занимало анциловое озеро, в нем продолжали существовать только те представители морской фауны, которые переносят полное опреснение - такие, как ракообразные Pontoporea affinis, Misis oculata и др. Когда же в конце анцилового времени в Балтийскую котловину вторглись морские воды через мелководные Датские проливы, арк­тическая фауна не могла с ними проникнуть: к этому времени она встречалась только гораздо севернее. История мгинского моря была иной. Средне-Шведский пролив в начальный период межледниковья обладал, вероятно, достаточными глубинами, а стадии, аналогичной анциловой, не было. В результате морская фауна, попавшая в начале межледниковья в мгинское море, про­ должала жить в его глубоких частях.

7. Выводы

1, Начальным моментом истории Балтики можно считать соединение Нямунасско-Гданьского и Одрско-Борнхольмского озер, приведшее к образованию Южно-Балтийского приледникового озера (рис. 28). Это произошло примерно 12.7 тыс, л.н., когда ледники лужской (северо-литовской) стадии отступили от Слупской банки. Вначале Южно-Балтийское озеро простира­лось на восток до района г. Клайпеды, но позднее распрост­ранилось также на Рижский залив. Порог стока озера находил­ся в районе пролива Зунд. На короткое время порогами стока могли становиться также седловины в южной Швеции, еще не подвергшиеся изостатическому поднятию.

2. После отступления ледника от возвышенности Панди- вере Южно-Балтийское приледниковое озеро соединилось с ос­ татками озера Рамсея: образовалось Балтийское ледниковое озеро (рис, 30), Это произошло в начале аллерёда, примерно 11.8 тыс, л.н. Балтийское ледниковое озеро было пресным. В таких условиях не могло существовать позднеледникового Беломорско-Балтийского морского соединения.

3. Когда 10.2 тыс. л.н. ото льда освободилось понижение

средней Швеции, уровень Балтики резко снизился и в ее кот­ловину проникли морские воды. Образовалось иольдиевое море (рис. 31), имевшее очень небольшую соленость: во многих районах она не превышала 1-2 %0, отдельные же заливы (Борн-хольмский, Гданьский, Сайминский) оставались пресными.

4. Поднятие средней Швеции, происходившее с большей Скоростью, чем рост уровня океана, вызвало примерно 9.5 тыс. л.н. превращение иольдиевого моря в анциловое озеро (рис.33). На месте Средне-Шведского пролива возникла р. Свеа. Даль­нейшее поднятие вызвало повышение уровня озера, пока он не постиг высоты порога стока к северо-западу от о. Рюген (Дарсский порог). Там образовалась река, глубинная эрозия которой привела к снижению уровня анцилового озера примерно

на 12 м.

5. Повышение уровня океана привело к тому, что его воды около 8 тыс. л.н. стали проникать в Балтийскую котловину че­рез Датские проливы. Первоначально образовалось мастоглойевое море, отложения которого почти неизвестны на южном и восточном побережье Балтики. Повышение уровня 7.1 тыс. л.н. вызвало образование литоринового моря (рис. 34). Его соле­ность была несколько выше, чем соленость современной Бал­ тики. В тектонически стабильных районах уровень литориново­ го моря непрерывно повышался. Отдельные фазы развития моря практически не разделены регрессиями. Происходили задержки роста уровня. К концу литоринового времени (3.5-3.8 тыс. л.н.) уровень достиг современных значений. Но поскольку дно Дат­ских проливов продолжало подниматься, приток морских вод уменьшился и соленость снизилась. На смену литориновой при­ шла современная (лимниевая) стадия истории Балтики.