Глава 4

КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ МИРОВОГО ОКЕАНА В ПОЗДНЕМ КАЙНОЗОЕ, СОПРЯЖЕННЫЕ С НИМ ТЕРРАСЫ И ПОВЕРХНОСТИ ВЫРАВНИВАНИЯ В БАССЕЙНЕ БАЛТИЙСКОГО МОРЯ И В ПРИБРЕЖНОЙ ЗОНЕ МОРЕЙ ЗАПАДНОЙ АРКТИКИ

Большинство исследователей считают, что ледниковые эпохи наступали во время регрессий Мирового океана, которые обычно объясняют гляциоэвстатическими причинами [Марков, 1948; Марков, Величко, 1967 и др.]. Морские трансгрессии в таких построениях относятся только к межледниковьям. В литературе имеются существенно отличающиеся оценки количественного выражения размеров гляциоэвстатических трансгрессий и регрессий. К тому же они нередко находятся в противоречии с данными об условиях залегания и распространения морских плейстоценовых отложений (наличие ледово- и ледниково-морских отложений, широкое площадное распространение высоких, до 100-120 м и более, морских аккумулятивных равнин, формировавшихся в эпохи похолоданий, и др.). Анализ этих сведений для различных районов севера Евразии позволяет ряду исследователей делать вывод о том, что некоторые оледенения развивались синхронно с морскими трансгрессиями [Лазуков, 1976].

Однако только гляциоэвстатический фактор не в состоянии объяснить имеющиеся материалы по гипсометрии морских надводных и подводных равнин и террас и возрастные взаимоотношения между ледниковыми и морскими отложениями. Известно, что все доплейстоценовые колебания уровня океана, трансгрессивные и регрессивные фазы развития вызывались тектоническими движениями земной коры. Поэтому малооправданным является выдвижение совершенно иных причин колебаний уровня Мирового океана в плейстоцене, которые на самом деле также представляют собой следствие тектонической активизации.

Однако многие исследователи полагают, что колебания уровня океана в четвертичное время в основном определялись перераспределением воды в гидросфере между твердой и жидкой фазами, связанным с климатическими причинами, и происходили в пределах отметок плюс 10 и минус 100 м [Марков, Суетова, 1965; Леонтьев, Никифоров, Сафьянов, 1975; Каплин, 1976, 1978; Мысливец, Соловьева, 1976; Леонтьев, 1982 и др.]. По мнению этих и ряда других авторов, эпохи похолодания сопровождались образованием ледниковых покровов и изъятием соответствующих объемов воды из океанов, понижением их уровня. В эпохи потепления ледниковые покровы таяли, вода возвращалась в океаны, уровень их снова повышался.

Тектонические движения, изменения конфигурации суши и морей, высоты материков и глубины океанов, особенности рельефа, распределения океанических течений и другие явления и процессы оказывают огромное влияние на атмосферную циркуляцию и климат. Особенно велика в этом роль крупных океанических трансгрессий и регрессий. Г.И. Лазуков [1989] приходит к выводу, что материковые оледенения большинства областей Евразии не могли возникнуть и развиваться в условиях повсеместной регрессии океана. Анализируя данную идею, В.А. Зубаков [1991] пишет: «Этот вывод противоречит общепринятому и, по-моему, бесспорному заключению о том, что покровные оледенения соответствуют глобальным регрессиям океана» (с. 119).

Таким образом, существуют две противоположные точки зрения по поводу роли тектонических движений и гляциоэвстатики в истории Мирового океана, их значения в развитии оледенений. При этом в литературе имеется чрезвычайно мало сведений по истории Мирового океана в плиоцене. В целом уровень взаимного критического анализа различных воззрений допускает выдвижение самых различных гипотез, учитывающих и ведущую роль тектонических движений, и гляциоэвстатику в колебаниях уровня Мирового океана, и их соотношение с потеплениями и похолоданиями.

4.1. КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Трансгрессии и регрессии конца миоцена, плиоцена и антропогена к настоящему времени изучены достаточно полно. Им посвящена обширнейшая литература, в частности, известная монография Г.У. Линдберга [1972], два сборника статей, изданных Географическим обществом СССР, в которых эта проблема рассматривается специально [Хронология..., 1973; Колебания уровня..., 1975], а также множество работ регионального плана, материалы которых будут широко использованы ниже, при описании террасовых уровней. Как отмечает В.А. Зубаков в статье «Крупные колебания уровня Мирового океана», открывающей второй из упомянутых сборников, в этой проблеме имеются два аспекта - временной и генетический.

Первый из них сводится к ответу на вопросы: глобальны или региональны трансгрессии и регрессии океана, синхронны ли они, как считали А. Грэбо, Г. Штилле и считает В.Е. Хаин, или разновременны, совпадают ли или «скользят» во времени, как считали Э. Ог, Н.С. Шатский и считает А.Л. Яншин. Второй - генетический аспект относится к определению причин колебания уровня океана: являются ли они отражением изменений объема воды или (при неизменном ее объеме) это результат изменения - увеличения или сокращения - емкости бассейнов, составляющих Мировой океан.

Первый аспект (временной), как утверждает В.А. Зубаков, вполне ясен, если ограничить рассмотрение колебаний уровня океана интервалом от конца миоцена до голоцена включительно. Ныне накоплено достаточно данных радиологического датирования, материалов палеомагнитных, биостратиграфических и климатостратиграфических исследований, комплексных анализов керна скважин, пробуренных в океанах. Кроме перечисленных методов решению его помогает изучение широко распространенных на побережьях всех материков отчетливых геоморфологических уровней - морских террас, а на шельфах - погруженных береговых линий и уступов.

Кратко описав историю колебаний уровня Мирового океана начиная с середины миоцена, автор, вслед за Ф. Цейнером, К.К. Марковым, Н.И. Николаевым, делает следующий вывод: «... колебания уровня Океана в плио-плейстоцене являются направленными и тектонически обусловленными. Все они должны рассматриваться в рамках одного крупного тектонического мегацикла, состоящего из глубокой поздне-миоценовой (мессинской) регрессии и плиоценовой трансгрессии, максимум которой был достигнут 4,5-2,0 млн лет назад. Последующее время является постепенным растянутым переходом от трансгрессии к новой регрессии. Началом последней и является современный плейстоценовый этап геологической истории» [Колебания уровня..., 1975, с. 11].

Иначе говоря, основные рубежи колебаний уровня океана в новейшее время были в целом одновременными, хотя они несколько отличались по своим масштабам и амплитуде в высоких и низких широтах вследствие разницы в скоростях вращения Земли. Добавим ко всему сказанному, что колебания уровня океана в плейстоцене и голоцене были, при более детальном их анализе (фиксируемом целой лестницей террасовых уровней), более сложными. Это иллюстрирует рис. 34, составленный Н.Г. Чочиа [1985а,б]. На нем видно, как достаточно близки кривые колебаний уровней Северного Ледовитого и Атлантического океанов, полученные независимо разными авторами на основе анализа их побережий. Подробнее описания некоторых террасовых уровней и их корреляций будут приведены ниже.

Второй аспект - выяснение причин колебаний уровня Мирового океана (связаны ли они с изменением емкости впадин в его границах или зависят от изменения объема заключенной в нем воды) - сводится к решению вопроса о том, имеют ли эти колебания тектоническую природу или являются следствием резких климатических колебаний: похолоданий - эпох разрастания гигантских ледников, изымающих воду океанов, и потеплений - эпох таяния льда, приводящего к поднятию его уровня. Напомним, что частично данные вопросы уже рассматривались нами в главе 1, где был приведен обзор существующих представлений о времени проявления и масштабах великих позднекайнозойских оледенений. Здесь мы лишь несколько дополним эти сведения.

В монографии «Геохронология СССР» [1974], где обобщены и систематизированы материалы многих исследований о возрасте и генезисе горизонтов позднего кайнозоя большинства регионов Земли, отмечается, что ледниковый щит Антарктиды возник около 7 млн лет назад, в позднем миоцене, и с тех пор существовал непрерывно, причем возраст шельфовых ледников вокруг названного континента оценивается примерно в 5 млн лет. Около 5 млн лет назад (4,9-4,7 млн) в Арктическом бассейне начали накапливаться ледово- и ледниково-морские осадки. По времени это соответствует великой мессинской регрессии, когда уровень океана понизился до отметок, достигавших по многочисленным и достаточно близким данным минус 250-300 м.

Расчеты объема льда Антарктического и всех других возникших и существовавших в то время ледников не могли вызвать понижения уровня (гляциоэветатической регрессии) более чем на 60 м, т.е. это в 4-5 раз меньше, чем фиксируют изученные ныне затопленные береговые линии и речные долины на шельфе. Значит, указанные трансгрессии не могли быть гляциоэветатическими, а были связаны с причинами тектонического характера.

Следующая позднеплиоценовая трансгрессия (2,5-2,2 млн лет назад) вызвала подъем уровня океана на 180-220 м. В соответствии с теорией гляциализма она должна была совпадать со временем резкого потепления, вызвавшего таяние и сокращение ледников, сброса образовавшейся вследствие их таяния воды в океан. Однако новейшие данные палеоботаники и других методов определения температур в период формирования осадков позволяют утверждать, что на протяжении всего рассматриваемого интервала, особенно в среднеакчагыльское время и далее вплоть до конца эоплейстоцена, преобладали условия достаточно отчетливого и длительного похолодания или умеренного климата, прерывавшегося лишь несколькими эпохами потепления. Похолодания отражались формированием в высоких широтах тундрового и северотаежного фитоценозов [Геологические события..., 1985], а южнее, в средних широтах, - таежно-лесостепных растительных ассоциаций. Таким образом, и эта великая трансгрессия может быть объяснена только тектоническими причинами - сокращением объема впадин и глубоководных желобов на дне океанов, вздыманием срединно-океанических хребтов.

Однако существуют, как мы отмечали ранее, и иные точки зрения. Например, Ю.А. Богданов, П.А. Каплин, С.Д. Николаев [1978], а также В.И. Мысливец и Г.Д. Соловьева [1976] на основании изучения террасовых уровней на Тихоокеанских атоллах приводят кривую колебания уровня Мирового океана, на которой показан максимальный его подъем во время микулинской (эемской) трансгрессии, не превышающий плюс 10 м, а наиболее низкое его положение в период максимального оледенения среднего плейстоцена фиксируется на отметках до минус 100 м.

Современное нахождение плейстоценовых террас высотой до плюс 180 м, заключающих морскую фауну и имеющих широчайшее распространение по побережьям Северного Ледовитого океана, в Черном, Средиземном и других морях, объясняют тем, что эти уровни первоначально располагались на отметках, близких к плюс 10 м, а затем были подняты в результате тектонических процессов.

Эти представления не выдерживают критики, так как производимые перечисленными авторами расчеты уровней океана исходят из совершенно необоснованных (отражающих лишь данные, базирующиеся на постулатах ледниковой теории) площадей распространения ледников и их мощностей. Эти площади могли быть и, как будет показано ниже, были существенно меньше тех, которые принимаются в построениях, например, Р. Флинта, К.К. Маркова, И.А. Суетовой и др. Названные авторы совершенно не учитывают характер тектонических движений, охватывающих акваторию Тихого океана (в том числе именно те его районы, в которых они проводили свои наблюдения) и являющихся едва ли не наиболее мобильными в пределах планеты. Роль тектоники как мощнейшего планетарного процесса в расчетах этих авторов не учитывается вообще, все сведено лишь к колебаниям климата.

Кроме того, нужно отметить, что, как подтверждают результаты океанографических исследований, бурения скважин на акваториях морей и океанов, эпохи похолодания отличаются не только соответствующим изменением состава фауны и микрофлоры, но и появлением горизонтов пеплов, лав и пемзы, которые свидетельствуют о повышении тектонической активности и нарастании вулканической деятельности. Роль гляциоэвстатики была, как указывалось ранее, крайне незначительной.

Аналогичные данные, решительно противоречащие широко известным расчетам роли ледникового фактора, сделанным К.К. Марковым и И.А. Суетовой [1965], получены в последние десятилетия и для все более кратковременных, скачкообразных колебаний уровня Мирового океана на протяжении плейстоцена и голоцена (см. рис. 34). Эти наиболее молодые по времени проявления колебания уровня океана с впечатляющей выразительностью фиксируются комплексом террасовых уровней, развитых по берегам всех континентов, и едва ли не наиболее отчетливо вдоль побережий Балтики и морей западного сектора Арктики. К их описанию мы и перейдем.

4.2. ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКИЕ ТЕРРАСОВЫЕ УРОВНИ И ПОВЕРХНОСТИ ВЫРАВНИВАНИЯ В БАССЕЙНЕ БАЛТИЙСКОГО МОРЯ И В ПРИБРЕЖНОЙ ЗОНЕ МОРЕЙ ЗАПАДНОЙ АРКТИКИ

Характерной особенностью подавляющего большинства работ, посвященных описанию и корреляции террасовых уровней Балтики, Ладоги, Онеги, Белого, Баренцева и Карского морей и прилегающих к ним территорий, является то, что в них обычно рассматривается какой-либо локальный участок или сравнительно небольшой регион.

Так, среди множества работ о террасах Прибалтики, в границах Калининградской области, Литвы, Латвии и Эстонии, вышедших в последние десятилетия [Инданс, Ковалевский, Спрингис, 1960; Орвику, 1960; Кессел, 1960, 1963, 1965; Кессел, Раукас, 1984; Басаликас, 1967; Вейнбергс, Стелле, 1967; Эберхард, 1967; Аболтынь, 1967; Каяк, 1967; Данилов, 1974; Вейнбергс, Гринберге, Даниланс, Ульет, 1974; Блажчишин, Болдырев, Ефимов, Тимофеев, 1982; Гулямбускайте, 1982; Гуделис, 1982 и др.], лишь в нескольких предпринята попытка скоррелировать выделенные и тщательно исследованные уровни с таковыми в смежных регионах. То же можно сказать и о работах по террасам побережий восточной части Финского залива и окрестностей Санкт-Петербурга. Их перечень будет приведен ниже.

Корреляция уровней берегов Финского залива с остальными регионами Балтики и Ладожского оз. отражена в публикации А.В. Шнитникова [1973], а корреляция с террасами Карелии - Г.С. Бискэ [1963].

Террасовым уровням Ладожского и Онежского озер также посвящены многочисленные книги, брошюры и журнальные статьи. Важнейшими среди них являются следующие работы: А.А. Иностранцев [1882], Г.И. Горецкий [1949], Г.С. Бискэ [1963], Г.С. Бискэ, Г.Ц. Лак, А.Д. Лукашов [1965], Г.С. Бискэ, Г.Ц. Лак, А.Д. Лукашов, И.М. Экман [1971], С.А. Абрамова, Н.Н. Давыдова, Д.Д. Квасов [1967], О.М. Знаменская, Е.Н. Ананова [1967], А.А. Лийва, А.А. Сарв, И.М. Экман [1971], А.А. Никонов [1971], Г.С. Бискэ, Г.Ц. Лак, И.М. Экман [1974], Э.И. Девятова, Н.Н. Старова [1970], Д.Д. Квасов [1975, 1976], Д.Д. Квасов, И.И. Краснов [1967], Э.И. Девятова [1972], Г.Ц. Лак, А.Д. Лукашов [1972].

В некоторых работах, исследующих террасы, развитые по берегам этих водоемов, проведена корреляция уровней от Балтики до Белого моря [Танфильев, 1922; Экман, 1970; Бискэ, Лак, Экман, 1974], анализируются Кольско-Карельский регион [Абрукина, Красильникова, 1972] или террасовые уровни всего северо-запада России [Квасов, Краснов, 1967]. Террасы бассейна Белого моря и Кольского п-ова рассматриваются в публикациях М.А. Лавровой [1960] и более ранних, Э.И. Девятовой [1961], Б.И. Кошечкина, А.Л. Кудлаевой, Н.А. Первунинской, Н.А. Самсоновой [1971], В.Я. Евзерова, В.И. Гудиной [1971], Э.И. Девятовой, А.И. Лийвы [1971], И.И. Киселева [1976, 1978, 1982а,б], Н.И. Апухтина [1978], О.П. Брынова, C.В. Мияскина, А.Ф. Станковского [1981], В.Г. Чувардинского [1982]. Однако лишь в статье С.А. Стрелкова [1971] сделана попытка сопоставления террасовых уровней Кольского п-ва с террасами всего северного побережья - от Белого моря до Енисея, включая Новую Землю.

Для Больше- и Малоземельской тундр, Печорского моря и о. Колгуева в качестве важнейших должны быть названы работы Б.Л. Афанасьева [1961], А.И. Попова [1965], Л.Н. Розанова [1968], А.И. Попова, И.Д. Данилова, В.П. Евсеева, К.П. Кривулина [1969], А.С. Лаврова, X.А. Арсланова [1977], И.Д. Данилова [1970а,б,в; 1978а]. В последней из них произведена корреляция террасовых уровней побережий Баренцева и Печорского морей (начиная от горла Белого моря на западе) с уровнями всего севера Западной Сибири.

Террасовым уровням Западной Сибири, побережья Карского моря и северного Зауралья также посвящено множество публикаций. Среди них должны быть отмечены работы Р.С. Ильина [1930], И.Л. Кузина, И.В. Рейнина, Н.Г. Чочиа [1961], Ю.А. Мещерякова [1962], И.Л. Кузина [1963], В.В. Баулина [1965], В.А. Лидера [1966], И.Д. Данилова, Г.Н. Недешевой [1967], О.В. Суздальского, В.Я. Слободина [1969], П.П. Генералова [1968, 1975, 1980, 1982б, 1983а], В.А. Зубакова [1972], О.В. Суздальского [1976], Н.Г. Чочиа [1975, 1978, 1989, 1990], И.Д. Данилова [1978а], И.П. Варламова, Н.Е. Найденовой [1970], П.П. Генералова, Л.А. Миняйло [1980], Л.А. Миняйло [1982], Ю.П. Черепанова [1982], И.В. Рейнина, Б.И. Кима [1982], Р.А. Биджиева, С.А. Авдалович, Т.А. Рожновой [1982], Е.П. Козлова [1983], С.А. Авдалович, Р.А. Биджиева [1984]. К числу работ, в которых помимо описания террасовых уровней Западной Сибири проводится их корреляция с уровнями побережья Баренцева моря (до Белого моря на западе), принадлежат статьи А.И. Попова [1965], Н.Г. Загорской и О.В. Суздальского [1969] и уже упоминавшаяся выше монография И.Д. Данилова [1978а].

Среди всего этого множества трудов едва ли не единственными работами, где подробно и наиболее обоснованно рассматриваются и осуществляются широкие межрегиональные корреляции на пространстве от Калининградской области и Литвы до бассейна Печоры, являются монографии и статьи И.Д. Данилова [1970в, 1978а] и Б.Л. Афанасьева, И.Д. Данилова, Г.Н. Недешевой, Т.И. Смирновой [1979], а также неопубликованные материалы В.С. Зархидзе, В.Я. Слободина и др. Что же касается исследований, где подробно и последовательно, с приведением фактических данных и с учетом влияния неотектоники коррелировались бы уровни на всем пространстве от Енисея на северо-востоке до Калининградской области на северо-западе, то их пока нет. В данной главе сделана попытка восполнить этот пробел.

Основной причиной отсутствия обширных корреляций морских террасовых уровней явилось недостаточное количество материалов по детальной палеонтологической, палеофитологической и комплексной литологической характеристике слагающих их осадков, а для самых молодых из них - определений абсолютного возраста по ¹⁴С. Сказалась и неполнота данных о неотектонике, об амплитудах и знаке неотектонических движений. Кроме того, до конца 70-х - начала 80-х гг. почти не было сведений о строении рельефа дна акваторий - материалов батиметрических исследований и сейсмоакустики.

При анализе террас весьма существенным было влияние традиционных представлений классической гляциальной теории о значении гляциоизостазии и гляцио-эвстатики, об абсолютных величинах и скорости поднятия Скандинавии, о контурах покровных оледенений, в частности последнего - валдайского, о мощностях ледников, скоростях их наступания и деградации, об их роли как плотин, влиявших на широчайшее распространение подпрудных озерных водоемов. Именно с этих позиций до самого последнего времени и определялись генезис и возраст террасовых уровней Балтики, считавшихся эталонными при проведении межрегиональных корреляций.

Анализ всех перечисленных выше работ вскрывает еще одно очень важное обстоятельство: в зависимости от того, являются ли их авторы сторонниками гляциальной или гляциомаринистской теории, в них развиваются резко различные, а иногда и совершенно противоположные представления обо всех основных факторах формирования уровней, например, таких, как генезис, определение возраста осадков, слагающих террасы, изменения их абсолютных отметок, связанные с неотектоникой и др. Это типично для работ по Прибалтике и европейскому Северу, но особенно - по северу Западной Сибири.

Любопытно, что авторы, придерживающиеся гляциальной теории, не считают необходимым вступать в дискуссию по поводу фактических данных и заключений, полученных сторонниками другой концепции, анализировать и оспаривать их. В значительно меньшей степени это относится и к гляциомаринистам.

Лавинообразно нарастающее накопление материалов по палеонтологической и палеофитологической характеристике осадков террасовых уровней, по их комплексному вещественно-генетическому и геохимическому анализу [Одесский, Гуревич,Спасский и др., 1986], детальнейшее исследование неотектоники с использованием геодезических измерений привели в последние годы хотя и к медленному, но непрерывному изменению взглядов и на временной интервал, и на абсолютную величину поднятий Скандинавии, и на соотношение роли гляциоэвстатики и собственно тектоники, и на генезис и возраст террасовых уровней и слагающих их осадков.

Разработка проблемы крупных колебаний уровня Мирового океана в позднем кайнозое, начиная с конца миоцена, позволила по-иному оценить масштабы распространения морских террас на северо-западе и севере нашей страны. Развитие инженерной геологии поставило под вопрос реальность длительного, исчисляемого многими тысячелетиями существования огромных пресноводных подпрудных бассейнов, удерживаемых на отметках до 100 м и более выше уровня океана плотинами, состоящими изо льда, в основании которого находятся рыхлые, преимущественно песчаные (флювиогляциальные) отложения.

Внедрение геофизических методов, главным образом сейсмоакустики, дало возможность начать анализ уровней, лежащих ниже современного уровня моря, проследить существование нескольких генераций подводных речных долин, отражающих периодические осушения шельфа. Наконец, исследование органических остатков, собранных из толщ, слагающих террасы, использование методов абсолютной геохронологии позволили сделать корреляции уровней наиболее убедительными.

Накопившиеся весьма многочисленные материалы дают возможность выделить несколько эталонных регионов, где изучение террас произведено наиболее тщательно, глубоко и всесторонне, где они прослежены и нанесены на карты в результате детальных геолого-геоморфологических съемок. Такими опорными, эталонными районами прежде всего служит север Западной Сибири, а также Печорская низменность, бассейны Северной Двины и Мезени. К ним относится и Прибалтика, где, однако, палеонтологическая характеристика и абсолютное датирование толщ, слагающих высокие террасовые уровни, являются менее полными, а их генезис и возраст - наиболее дискуссионными.

Особенность многих из перечисленных работ по террасовым уровням всего европейского Севера и Северо-Запада и отчасти Западной Сибири - почти полное или полное отсутствие при их описании детального анализа интенсивности и знака неотектонических движений, игнорирование циклических колебаний уровня Мирового океана. Это делает корреляции одновысотных или близких по высоте уровней недостаточно убедительными или ошибочными. Именно поэтому мы начнем анализ уровней, прослеживаемых от севера Западной Сибири до берегов Балтики, с краткого обобщения имеющихся материалов об интенсивности и характере проявления неотектоники. Его цель - выделение поясов и зон с одинаковым знаком и сходными или близкими амплитудами и временным диапазоном проявления неотектонических движений, а также оконтуривание площадей с аномальными их значениями. Будет сделана попытка, используя максимум имеющихся данных, протрассировать по периферии Балтийского щита и далее на северо-восток, вдоль побережья морей западной Арктики, зону, в пределах которой суммарная амплитуда неотектонических движений близка к нулевым значениям. Естественно, что именно здесь, в ее пределах, корреляция террас и уровней, близких по абсолютным отметкам, с учетом всего комплекса данных об их возрасте и литологическом составе может быть проведена наиболее однозначно.

Для этого рассмотрим новейшие материалы, суммированные в ряде изданных в последние десятилетия карт - геоморфологических, четвертичных отложений, неотектонических, карт геоморфолого-тектонического районирования (ред. Николаев, [1977]; ред. Варламов, [1973]; ред. Бабак, [1984]), а также в статьях и монографиях авторов, перечисленных выше.

Анализ всех этих материалов показывает, что от севера Западной Сибири до Калининградской области непрерывно прослеживается зона умеренных или незначительных по интенсивности неотектонических движений, суммарная амплитуда которых изменяется от минус 50 м до максимальных плюс 50 м, причем доля движений в интервале от среднего плейстоцена до голоцена включительно (время формирования террас - от V до поймы) обычно не превышает 10-30 м. Эта зона (или, точнее, пояс) охватывает на севере Западной Сибири все пространство от низовьев Енисея до низовьев Оби, а западнее Урала и Пай-Хоя - почти всю Печорскую низменность вместе с частью акватории Печорского моря и о. Колгуев; далее к западу она просматривается по обрамлению Балтийского щита. Здесь она включает районы низовьев pp. Пезы, Мезени, Северной Двины, Онеги, всю акваторию Белого моря, Южное Прионежье (pp. Андома, Водла), акваторию Онежского оз., Онежско-Ладожский водораздел (бассейн Свири), а также акваторию Ладожского оз. Далее в направлении на юго-запад она охватывает Карельский перешеек (бассейн Невы), Финский залив, протягивается вдоль берегов Балтики, включая и сушу и акваторию, через север и запад Эстонии, Латвии и Литвы до Калининградской области и границы с Польшей (рис. 35).

Перечисленные регионы представляют собой обширные низменности с абсолютными отметками, редко превышающими 150-200 м. На коренных породах, часто опущенных ниже уровня моря, в их пределах практически повсеместно распространен мощный чехол плиоцен-четвертичных и четвертичных отложений морского, ледово- и ледниково-морского, ледникового и приледникового (флювиогляциального и озерно-ледникового) генезиса, достигающий суммарной мощности 200-250 м и более. Здесь четко прослеживаются ярусы аккумулятивных равнин и террасы, ограниченные отчетливыми уступами. В разных районах их насчитывается обычно от 5 до 7, а в Прибалтике и Беломорском регионе, кроме того, выявляется ряд подуровней.

На перечисленных выше новейших картах в составе рассматриваемого пояса выделяется несколько глобальных и субглобальных структур в контурах разновозрастных плит (эпигерцинской - на севере Западной Сибири, эпибайкальской - в Печорской низменности и эпикарельской - на северо-западе Русской равнины), разделенных глубинными разломами, а также гео- и мегаблоки, соответствующие в общих чертах крупным тектоническим структурам фундамента. Все они имеют определенные различия в характере проявления молодых движений и также разделены разрывными нарушениями - тектоническими швами, подчеркнутыми в рельефе уступами.

Глобальные и субглобальные структуры, составляющие рассматриваемый огромный по протяженности пояс умеренных или слабых опусканий, разорван двумя резко взброшенными по глубинным разломам узкими (от 50 до 250 км) геоблоками - Полярно-Уральско-Пайхойским и Тимано-Канинским, в пределах которых отчетливо проявляются длительные, значительные по амплитудам (от 200 до 800 м и более) неотектонические поднятия, сформировавшие глыбово-останцовые горы и хребты (Полярный Урал), плато и высокие денудационные и цокольные холмистые равнины. Здесь наряду с денудационными поверхностями выравнивания развиты и аккумулятивные террасовые уровни, генезис которых тот же, что и в зонах опускания. Однако по сравнению с последними они значительно подняты - на 200-500 м и более (Полярный Урал), расчленены, а мощность слагающих их плиоцен-четвертичных и четвертичных отложений существенно меньше. На обширных пространствах здесь на поверхности вскрыты коренные палеозойские и протерозойские породы.

С северо-запада рассматриваемый пояс граничит со сводообразно вздымающимся Балтийским щитом - глобальной тектонической и неотектонической положительной структурой. На юге и юго-востоке он по системе протяженных разрывных нарушений - линеаментов, четко проявляющихся в рельефе в виде уступов, сопрягается с широкой, отчетливо выраженной в рельефе зоной проявления устойчивых поднятий - умеренных, а на отдельных участках значительных. В Западной Сибири это Сибирские Увалы, на Печорской плите - плоские возвышенности южнее большой петли Печоры, на Русской плите - Северные Увалы, а западнее - карбоновый уступ, от Онеги на севере до верховьев Днепра на юге. Все это, кроме северной части шельфа, показано на рис. 35.

Таким образом, названный пояс в пределах суши на всем своем протяжении, исключая разделяющие его Урало-Пайхойско-Новоземельскую и Тиманскую области интенсивных молодых блоковых поднятий, представляет собой обширнейшую и своеобразную шарнирную зону очень небольших по амплитуде (от плюс 50 до минус 50 м) неотектонических деформаций (или, точнее, систему кулисообразно расположенных зон), более широкую и пологую на востоке - в Западной Сибири и в Печорской низменности и более узкую и четкую по всему обрамлению Балтийского щита. В прибрежной части акваторий Карского и Баренцева морей она сопрягается с областями значительных по амплитуде опусканий (от минус 100 до минус 400 м).

Еще далее к северу эта зона ограничена обширными умеренными, но достаточно четкими поднятиями, выделяющимися как на современных батиметрических, сейсмоакустических и неотектонических картах акваторий, так и на карте подводных долин [Ласточкин, 1977а,б]. В Карском море они представлены обширными участками мелководий, отмелей и небольших островов (Центрально-Карское поднятие, о-ва Арктического Института), в пределах шельфа Баренцева моря - это система обширных по площади участков поднятий, протягивающихся между Южным о. Новой Земли и мысом Канин Нос и далее на запад - северо-запад.

Как и в пределах суши, пояс неотектонических опусканий прерван здесь узкой, ограниченной тектоническими разрывами весьма существенных по амплитуде зон неотектонических поднятий, идущих от хребта Пай-Хой через пролив Югорский Шар, о. Вайгач, пролив Карские Ворота до островов Новой Земли, где интенсивность молодых поднятий достигает максимальных значений (свыше 1000 м).

Наиболее стабильная приосевая полоса, в пределах которой суммарная амплитуда неотектонических (неоген-плейстоценовых) движений минимальна и близка к нулевым значениям, располагается так.

На севере Западной Сибири, где этот пояс имеет максимальную ширину (до 700-900 км с юга на север) и минимальные градиенты, приосевая зона может быть намечена в достаточной мере условно; она протягивается вдоль изогнутой линии, соединяющей низовья Енисея (Усть-Порт, Дудинка), север Тазовского п-ва, Обскую губу и долину Оби близ г. Салехарда (от пос. Аксарка до пос. Яр-Сале).

Западнее Полярного Урала и Пай-Хоя в пределах Печорской низменности зона близких к нулевым значениям неотектонических движений также является очень широкой. Она прослеживается вдоль побережья Печорского моря от Хайпудырской губы до Канина Носа, охватывая часть акватории (о. Колгуев) и всю Печорскую низменность. Ось зоны наименьших колебаний величин вертикальных движений может быть намечена здесь на пространстве от р. Адзьвы до низовьев р. Шапкиной. Между Тиманским блоковым поднятием и юго-восточным выступом Балтийского щита (Ветреный Пояс) приосевая часть этой зоны уже и трассируется с большой точностью. Она проходит здесь от южных берегов Чешской и Мезенской губы, через устье Мезени к низовьям Пинеги и Онеги. Еще далее к юго-западу рассматриваемая зона становится наиболее узкой. Ось ее протягивается вдоль края Балтийского щита по линии р. Икса, Кенозеро, р. Водла, через южную часть Онежского оз. и далее вдоль долины р. Свирь до южной части Ладоги. Затем она прослеживается несколько севернее долины Невы и по срединной части Финского залива от Кронштадта до о. Сескар (Сейскари).

В Эстонии, Латвии и Литве, где характер проявления неотектонических движений изучен с наибольшей детальностью при высокоточных повторных нивелировках и путем анализа уровней голоценовых террас [Неотектонические движения..., 1960 - статьи Г.А. Желнина, И.П. Лесиса, Е.Н. Спрингиса, К.К. Орвику, X.Я. Кессела; Хотько, 1974], полоса близких к нулевым неотектонических деформаций трассируется по линии о. Прангли - Пярну - Лиепая - Куршская коса. Далее, уже в Калининградской области, она протягивается в район Калининграда.

Именно здесь, в полосе наименьших суммарных неотектонических деформаций, разброс абсолютных отметок одновозрастных террасовых уровней и ярусов рельефа минимален, благодаря чему, как уже отмечалось, открывается возможность наиболее точно и уверенно провести их корреляцию на основе анализа всех имеющихся данных об их литологическом составе, а также материалов палеонтологических и палеофитологических исследований и абсолютных датировок, выделить среди них два маркирующих уровня - репера, прослеживающихся с небольшими изменениями на всем пространстве от Енисея до Вислинской лагуны.

Перейдем к рассмотрению этих материалов начиная с районов, принятых нами за эталонные, - севера Западной Сибири и Печорской низменности. Здесь все террасы и уровни, кроме самых низких, являются вдоль морского побережья морскими. Они выражены вполне четко и изучены наиболее всесторонне. Данные представлены на рис. 36, 37.

Приведенные рисунки показывают почти полное тождество террасовых уровней и поверхностей выравнивания береговых зон соответственно Карского и Баренцева (Печорского) морей. Едва ли не единственное заметное отличие - отсутствие среди террас Печорской низменности VI террасы высотой около 160 м, которая до середины 70-х гг. здесь не выделялась и которая в Западной Сибири обособляется очень неясно, являясь, видимо, подуровнем более высокой поверхности. Кроме того, следует сделать еще несколько замечаний.

1. Неогеновый возраст и генезис высокой (180-200 м) поверхности выравнивания как на севере Западной Сибири, так и в Печорской низменности определяется все еще условно; палеонтологических и палеофитологических данных для уверенных выводов пока недостаточно, хотя их количество быстро нарастает.

2. Среднеплейстоценовый (московский) возраст и морской, ледово-ледниково-морской генезис V террасы, протягивающейся вдоль всего побережья морей западного сектора Арктики, строго документированы многочисленными определениями спорово-пыльцевых и диатомовых комплексов, а также фораминифер, остракод и моллюсков.

Эта терраса отчетливо выделяется на аэрофотоснимках и фиксируется на всех новейших геологических и геоморфологических картах крупного и среднего масштаба.

3. Самым четким из террасовых уровней является позднеплейстоценовая казанцевская (мореюсская, эемская) терраса, представляющая собой общепризнанный репер, используемый при межрегиональных корреляциях.

4. Колебания высотных отметок для рассматриваемых поверхностей, даже в пределах наиболее крупных положительных неотектонических структур - сводов и мегавалов, по сравнению с сопредельными отрицательными - впадинами и котловинами, не превышают 20-25 м для казанцевской (мореюсской) и 30-35 м для ямальской (роговской).

5. Голоценовый возраст пойм (лайд) и позднеплейстоценовый - I-III надпойменных террас подтвержден не только палеонтологическими и палеофитологическими данными, но и абсолютными датировками по ¹⁴С. Их генезис - морской на побережье, озерный и аллювиальный - в более южных районах, показанный на рисунках индексами, признан в настоящее время подавляющим большинством иследователей, кроме нескольких сторонников идеи позднеплейстоценового Валдайского ледникового щита, предполагаемого на шельфах Карского и Баренцева морей.

С начала 80-х гг. В.В. Филиппов проводит глубокие и всесторонние исследования неоген-четвертичных отложений и сложенных ими террасовых уровней между Тиманским блоковым поднятием и выступом Балтийского щита на восточном берегу Белого моря от Чешской губы до низовьев р. Пинеги и района г. Архангельска. Его материалы частично опубликованы [1986а]. Террасовые уровни и поверхности выравнивания, выделяемые этим автором, возраст и генезис слагающих их толщ указаны на рис. 38.

Нам непосредственно в поле удалось познакомиться со всеми показанными здесь поверхностями; были просмотрены полные разрезы слагающих их толщ, содержавшие многочисленную фауну морских моллюсков.

Зона «относительного тектонического покоя», протягивающаяся между устьем Онеги на юго-восточном побережье Белого моря и Онежским оз., в немногочисленных опубликованных материалах, касающихся характеристики развитых здесь террас и строения разреза слагающих их отложений, описана недостаточно полно.

Нами использованы данные, приводимые в статье Э.И. Девятовой [1961], а также Э.И. Девятовой и А.А. Лийвы [1971]. Имеющиеся материалы К.К. Хазановича, осуществлявшего тут в те же годы среднемасштабную геологическую сьемку, остались неопубликованными, поэтому учесть их не представляется возможным.

Суммируя сведения, изложенные в указанных двух статьях, удалось составить лишь самое общее представление о террасовом комплексе этого региона, причем на приводимом ниже рис. 39 возрастная и генетическая трактовки, помимо авторской, даны и в соответствии с нашими представлениями (индексы в кружках).

Если сравнить названные материалы со всеми названными выше, то отчетливо видно полное совпадение и количества, и высотных отметок уровней всех террас этого региона с террасовыми уровнями ранее рассмотренных территорий, в том числе и непосредственно граничащего с ним с северо-востока (материалы В.В. Филиппова). Для этого необходимо лишь принять I террасу за высокую пойму (лайду). Это справедливо, поскольку устье Онеги характеризуется исключительно высоким уровнем приливов (здесь проектировалось строительство приливной гидроэлектростанции). В таком случае II терраса Э.И. Девятовой и А.А. Лийвы должна датироваться как I надпойменная и т.д., вплоть до V террасы, которая будет IV, а наиболее высокая (110-115-метровая) - V.

Что касается датировки возраста этих морских и озерно-аллювиальных (лагунных) террас, то она представляется нам существенно «омоложенной». Проведенное названными авторами сопоставление их с террасовым рядом Мурманского побережья - областью интенсивного неотектонического поднятия, где все перечисленные морские уровни (Тривиа, Тапес, Фолас, Портляндия и Готигляциал) подняты аномально высоко (последний до отметки плюс 91 м), является, на наш взгляд, неубедительным и даже ошибочным. Видимо, авторы сделали это из-за отсутствия в рассматриваемой части разреза моренных поздне- и ранневалдайского горизонтов, которые в соответствии с классической схемой должны были бы здесь присутствовать, но встречены не были.

Есть достаточные основания полагать, что новые материалы должны подтвердить голоценовый возраст I террасы (лайды, поймы), установленный Э.И. Девятовой и А.А. Лийвой, тогда как II, III и IV террасы окажутся сопоставленными соответственно поздне-, средне- и ранневалдайским временем; V терраса (IV по нашей индексировке) окажется микулинской, а наиболее высокая - 110-115-метровая будет соответствовать времени московского похолодания и максимума среднеплейстоценовой трансгрессии. Последнее можно утверждать вполне уверенно, учитывая новейшие материалы по районам, непосредственно прилегающим к бассейну Онеги.

Отсутствие в названных статьях данных о строении рыхлого покрова высоких (более 130-150 м абсолютной высоты) водоразделов и развитых в их пределах форм рельефа не позволяет выделить здесь более древнюю - неогеновую поверхность выравнивания.

Для пространства, охватывающего Онежское оз., долину Свири и Ладожское оз. (кроме его крайней северо-западной части), материалов о строении разреза плейстоцена и о террасовых уровнях значительно больше, чем для района, рассмотренного непосредственно выше.

В качестве основных нами использованы монографии и статьи авторов, перечисленных в начале этой главы. Приводимые материалы, как правило, характеризуют небольшой изолированный участок, разрез или какой-либо один уровень, и поэтому они трудносопоставимы.

Вместе с тем, в большинстве из отмеченных источников, особенно в тех из них, которые включены материалы послойных палеонтологических исследований и детальный анализ строения террасовых уровней, сделан и обоснован вывод о неоднократном распространении на всем этом пространстве Беломорско-Балтийского моря-пролива. Оно подтверждено для конца московского времени [Девятова, Старова, 1970], для микулинского [Абрукина, Красильникова, 1972; Девятова, Старова, 1970 и некоторые другие авторы] и поздневалдайского или средневалдайского времени [Бискэ, Лак, Лукашов, 1965].

Однако в ряде работ названные морские горизонты и сформированные ими террасы коррелируются, по нашему мнению, не вполне точно.

Анализ имеющихся материалов позволил нам (конечно, с определенной долей условности) восстановить последовательность событий позднекайнозойской истории, зафиксированных в осадках и формах рельефа. Все это представлено на рис. 40, к которому необходимо сделать два примечания.

1. Для некоторых из террас, особенно для сопоставляемой с IV микулинской (абсолютные отметки от 72 до 110 м), отмечается несколько больший, чем для ранее рассмотренных районов, «разброс» высотных отметок. Причина этого - использование данных по северному берегу Ладоги (район г. Олонца), находящемуся на границе между очерченным поясом минимальных тектонических деформаций (см. рис. 35) и сводообразным поднятием Балтийского щита. Здесь наблюдаются и некоторая общая приподнятость (на 5-15 м) всех террасовых уровней, и изменение их гипсометрических отметок на сравнительно небольших расстояниях, что ряд авторов (Г.С. Бискэ и др.) связывают с молодыми, вероятно, голоценовыми блоковыми движениями.

2. В южной прибрежной части Ладоги впервые четко выделяются три низких голоценовых уровня, изученных еще со времен А.А. Иностранцева, четко датированных археологическими находками и по радиоуглероду, вероятно, соответствующих времени стояния лимниева (или литторина I), литторинового II и иольдиевого бассейнов, проникавших, как это ныне признается многими исследователями, из Финского залива в пределы Ладожской котловины. По берегам Онежского оз. их нет, трансгрессия сюда не распространялась (уровень Онежского оз. +33 м).

Количество работ, посвященных террасовым уровням зоны минимальных тектонических деформаций, протягивающейся между истоками Невы и р. Нарвой, включающей район Санкт-Петербурга и крайнюю восточную часть Финского залива, весьма велико.

Их неполный перечень может быть начат с исследований В.Ф. Зуева (конец XVIII в.) и С.С. Куторга (середина XIX в.), которые выделили в районе Петербурга ряд четких террасовых уровней. Наиболее важными из работ послереволюционного этапа являются исследования 50-х гг. - С.С. Кузнецова, К.К. Маркова, С.А. Яковлева; 60-х гг. - X.А. Арсланова, Г.С. Бискэ, И.П. Бакановой, Р.Н. Джиноридзе, О.М. Знаменской, В.А. Зубакова, Г.И. Клейменовой, Д.Б. Малаховского, Б.Н. Можаева, А.А. Рукояткина, Е.А. Спиридоновой, Т.В. Усиковой; 70-х гг. - О. М. Знаменской, Е.А. Черемисиновой и многих других.

Почти во всех этих работах, как и в публикациях 20-30-х. гг., развивается идея о формировании подавляющего большинства из выделенных в интервале от плюс 9 до плюс 107,5 м уровней, кроме двух голоценовых и лишь в единичных точках встреченного микулинского, в локальных предледниковых озерах или нескольких огромных озерных бассейнах, удерживавшихся ледяной плотиной (плотинами) - краем поздневалдайского ледника. Их уровень постепенно снижался вслед за циклическим отступанием ледника (стадии - вепсовская, лужская, сальпаусселькя).

Особенно отчетливо эти построения выражены в работах Д.Д. Квасова [1975], Д.Б. Малаховского [1967] и Д.Б. Малаховского, К.К. Маркова [1969]. Наиболее глубоко, детально и комплексно анализ террасовых уровней, развитых в районе Санкт-Петербурга и его ближайших окрестностей, проведен С.П. Шевченко и Т.В. Усиковой, осуществлявших в конце 60-х гг. крупномасштабную инженерно-геологическую съемку указанной территории. Эти данные приняты нами за опорные и изображены на рис. 41. Здесь индексами, заключенными в кружки, показана предлагаемая нами трактовка, в основном совпадающая с индексировками названных авторов. Приводимые материалы дополнены абсолютными датировками по ¹⁴С [Арсланов, Знаменская, Баканова и др., 1975] и данными о находках диатомовых [Знаменская, Черемисинова, 1974; Малаховский - устное сообщение, 1986], а также находками обломков раковин и костных остатков Е.В. Рухиной [1939] и Н.Г. Чочиа [1989].

К материалам С.П. Шевченко и Т.В. Усиковой, показанным на рис. 41, также следует сделать несколько примечаний.

1. В работе отчетливо прослеживается тенденция «омоложения» возраста террасовых уровней начиная с отметок 10-16 м. Причиной этого, как было отмечено выше, является отсутствие морен ранне- и поздневалдайских ледников, которые в соответствии с традиционными представлениями должны были бы здесь существовать. То же относится и к наиболее высокому (VIII) уровню, который в районе Санкт-Петербурга имеет высоты, представленные на рис. 30, а непосредственно севернее города достигает 100-110 м (Токсово, Юкки и др.).

Его связь с одновысотным уровнем прослеживается на юго-восточном берегу Ладожского оз. и в верховьях Паши в пределах краевой части Вепсовской возвышенности (пос. Пашозеро), за пределами очерченной нами зоны. Здесь он поднят до отметок 120-140 м; в составе слагающих его осадков, в скважине 203 ПГО Севзапгеология, под толщей валуносодержащих (моренных) отложений мощностью 23 м установлены наличие морских диатомовых водорослей и характерный для осадков морского генезиса солевой состав, отражающий условия несколько опресненного морского бассейна (лагуны). Геолог Н.Ф. Астафьев, получивший в 1984-1986 гг. эти важнейшие данные, сообщаемые нами с его согласия, сопоставляет названный уровень с микулинским, что представляется нам не вполне оправданным, поскольку в таком случае следует признать, что амплитуда восходящих неотектонических движений превышает 60 м, т.е. является аномально большой даже для рассматриваемого района интенсивных молодых поднятий. До настоящего времени это пока крайняя в направлении на восток точка между Ладогой и Финским заливом, где четко фиксируются осадки морской трансгрессии либо микулинского, либо московского возраста.

2. В составе террасового ряда, изображенного на рис. 41, отсутствует терраса микулинского морского бассейна. Действительно, в районе Санкт-Петербурга и вокруг него ее нет; размытая кровля морских микулинских отложений встречена здесь в скважинах и обнажениях (р. Мга и др.) на отметках от минус 10 до плюс 10-12 м и максимально до плюс 32 м в пос. Саблино [Знаменская, Черемисинова, 1962]. К северу от Санкт-Петербурга, южнее Выборга и Приозерска, а также в пределах Лужской возвышенности при детальных геологических съемках 1984-1986 гг. морские микулинские отложения, образующие сильно расчлененную денудацией поверхность, были зафиксированы на отметках от плюс 35 до плюс 45 м [Киселев, Лоцманов, 1986].

3. Низкие голоценовые уровни, впервые появившиеся в береговой зоне южной части Ладожского оз., выражены по берегам восточной части Финского залива и в бассейне Невы с исключительной четкостью.

Ряд авторов из числа перечисленных выше выделяют здесь кроме трех уровней, показанных на рис. 41, еще ряд подуровней; не прекращается дискуссия и об их детальной корреляции, проводятся исследования по уточнению их абсолютных датировок, в некоторых случаях достаточно противоречивых.

Наиболее многочисленны работы, посвященные террасовым уровням и слагающим их осадкам для оконтуренной выше зоны минимальных неотектонических деформаций Прибалтики от р. Наровы на северо-востоке до границы с Польшей на юго-западе. Их неполный перечень был приведен в начале главы.

Любопытно, что в подавляющем большинстве из них описываются только голоценовые и позднеледниковые уровни. Кроме того, как отмечалось, лишь в немногих из этих трудов сделана попытка скоррелировать выделенные и тщательно исследованные уровни с террасами сопредельных регионов Польши или с развитыми на побережье восточной части Финского залива у Санкт-Петербурга. К ним относятся статьи Э.Э. Ряхни [1963], Л.Р. Серебрянного [1969], Н.И. Свиридова [1984], А.И. Блажчишина [1984] и материалы монографии «Геология Балтийского моря» [1976].

Монография Б.Л. Афанасьева, И.Д. Данилова, Г.Н. Недешевой и Т.И. Смирновой [1979] является единственной опубликованной работой, где подробно и, как нам представляется, наиболее обоснованно рассмотрены и осуществлены межрегиональные корреляции всех, в том числе и самых высоких, уровней на всем пространстве от Калининградской области и бывших республик Прибалтики до Пай-Хоя и бассейна Печоры на северо-востоке. Это тем более ценно, что авторы детально исследовали террасовые уровни не только Прибалтики, но и севера Евразии. Кроме того, здесь едва ли не впервые дана и наиболее полная палеонтологическая характеристика осадков, слагающих рассматриваемые уровни, что делает производимые корреляции особенно убедительными. В названной монографии учтены также и границы зоны, в пределах которой искажения уровней, связанные с неотектоникой, минимальны. Террасовый ряд Калининградской области и стран Балтии (главным образом Литвы и Латвии) представлен на рис. 42.

Полученные Б.Л. Афанасьевым с соавторами материалы о террасовых уровнях Прибалтики, их гипсометрии, литологическом составе, содержащейся в них макро- и микрофауне, а также имеющиеся для части из них датировки по ¹⁴С были полностью подтверждены последующими работами. Здесь имеются в виду результаты глубокого литолого-геохимического изучения всего верхнего плейстоцена и голоцена береговой зоны, проведенного И.А. Одесским, Э.Л. Каменецкой и геоморфологом Н.И. Грушевским в 1980-1984 гг. [Одесский, Гуревич, Спасский и др., 1986], итогом которого явилось подтверждение бассейнового генезиса указанной толщи, отсутствия в этой части разреза моренных горизонтов, существования показанных на рис. 42 террас.

Изложенное позволяет ныне с полной уверенностью признать предлагаемую Б.Л. Афанасьевым с соавторами генетическую и возрастную трактовку выделенных уровней и корреляцию террасового комплекса Балтики с террасами севера Европы и севера Западной Сибири. Сходство строения, состава фаунистических и флористических комплексов, гипсометрии уровней этих двух весьма удаленных регионов нельзя назвать случайным.

Каковы же те выводы, которые следуют из всей суммы приведенных данных? Предельно кратко они могут быть сформулированы так.

1. Почти всюду в границах зоны минимальных неотектонических деформаций, очерченной нами, выделяется наиболее древняя, сильно расчлененная эрозионными процессами поверхность, располагающаяся здесь на отметках от плюс 180-220 до плюс 250-280 м. Заметим, что за границами этой зоны, в пределах интенсивных неотектонических поднятий (Кольский п-ов, Новая Земля, Пай-Хой, Полярный и Северный Урал, Таймыр, Путорана), она располагается значительно выше, на отметках, достигающих 600-800 м и более (до 1000 м).

По И.В. Рейнину и Б.И. Киму [1986], в течение ряда лет специально изучавших эту поверхность на обширнейших пространствах севера и северо-востока страны, возраст ее оценивается ныне от позднего олигоцена до позднего миоцена включительно. Она представлена лежащей на коренных породах маломощной толщей косо- и горизонтально-слоистых песков с линзами и включениями галек, а иногда единичных валунов; крупнообломочный материал сильно разрушен, некоторые валуны режутся лопатой. В некоторых районах на этой поверхности чаще лежат отдельные гальки и валуны, состоящие из наиболее устойчивых пород (кварц, кварциты, кварцитовидные песчаники). Фауны и микрофауны в составе толщи восточнее Урала пока не встречено, они наблюдаются только в бассейнах Пинеги, Мезени и Северной Двины (см. рис. 38).

Наиболее подробно рассматриваемая поверхность изучена в Западной Сибири (Сибирские Увалы, Восточное Зауралье), она описана П.П. Генераловым [1968, 1975, 1982а,б, 1983а], И.Л. Кузиным [1963] и рядом других исследователей, которые указывают на ее мелководный ледово-морской и озерно-аллювиальный генезис. Наличие довольно немногочисленного крупнообломочного материала связывается с переносом его плавающим льдом, а отсутствие фауны и микрофауны объясняется глубоким и весьма длительным приповерхностным выветриванием заключающей их толщи в условиях сурового континентального климата.

Существование огромного холодноводного Полярного бассейна, достигавшего в фазу максимума трансгрессии (видимо, в конце плиоцена) отметок 180-220 м, вновь привлекает внимание к проблеме, уже рассматривавшейся ранее в ряде работ В.Л. Яхимович [1965], В.Л. Яхимович, В.К. Немковой, Н.П. Вербицкой и др. [1970], А.В. Сиднева [1985] и др. Речь идет о вероятном соединении через систему подтопленных речных долин Понто-Каспийского позднеплиоценового (раннеакчагыльского, карлиманского) бассейна с холодноводным Полярным бассейном (колвинское время).

2. Следующий 100-120-метровый террасовый уровень в большинстве из рассмотренных регионов изучен достаточно детально. Он является одним из двух четких реперов, возраст которого, а также ледово- и ледниково-морской генезис слагающих его осадков ныне не вызывают сомнений у большинства исследователей Севера нашей страны. Данный уровень соответствует максимуму среднеплейстоценовой трансгрессии, распространявшейся в Западной Сибири до Сибирских Увалов, на европейском Севере - до Северных Увалов, а на северо-западе, по крайней мере, до карбонового уступа. Эта трансгрессия соответствует времени московского похолодания и возникновения ледников на Скандинавских горах, Новой Земле, Пай-Хое, на Полярном, Приполярном и Северном Урале, Таймыре, на плато Путорана.

3. Расположенный еще ниже 50-60-метровый микулинский (казанцевский) уровень (IV терраса Севера) является главным, маркирующим. Сформировавший его морской бассейн протягивался от Енисей-Хатангской впадины и низовьев Енисея вдоль прибрежной зоны севера Западной Сибири и Печорской низменности до Белого моря. Далее он прослеживается на отметках от 40 до 60 м на всем Беломорско-Балтийском водоразделе и по берегам Балтики вплоть до Северного моря (эемский, гольштинский бассейн). Повсюду в осадках рассматриваемой террасы сохраняются достаточно близкие по своему родовому и видовому составу комплексы фауны и микрофауны.

Микулинское (казанцевское) межледниковье характеризуется значительным потеплением, распространением древесной растительности вплоть до побережья Карского и Баренцева морей. Однако здесь, в самых северных из изученных разрезов (Гыдан, Ямал), в толще осадков, слагающих террасу, встречаются отдельные валунчики и небольшие валуны, свидетельствующие о наличии, вероятно, сезонного ледового покрова.

4. Три следующих уровня (III-I надпойменные террасы Севера и их аналоги в Карелии и Прибалтике) соответствуют времени ранне- и поздневалдайского похолодания (оледенения) и разделяющего их молого-шекснинского потепления (каргинского, ленинградского).

Наиболее важным выводом, следующим из их детального изучения, проведенного за последние 15-20 лет, стало достаточно солидно (в том числе и палеонтологически) обоснованное заключение о том, что все эти три террасы в широкой зоне, непосредственно окружающей Скандинавский щит, являются на побережье Северного Ледовитого океана и в Прибалтике морскими и лагунно-морскими (бассейновыми).

5. Для низких террас (лайда и пойменные террасы Севера, а также террасы Балтийского моря, начиная с террасы Балтийского ледникового озера), изученных весьма детально и всесторонне, принципиально новых данных нет. Необходимо лишь отметить, что наиболее высокие из них (от 12-17 до 20-25 м), находящиеся в Прибалтике, ранее всеми исследователями относились к голоцену, а начиная с 80-х гг. они сопоставляются с уровнями позднеплейстоценовых бассейнов, считающихся, однако, не морскими, а озерными, связанными с ледяными плотинами, которые образовывались во время отступания поздневалдайского ледника.

В заключение следует отметить, что существование и сохранение комплекса позднеплиоцен-плейстоценовых и голоценовых террас, протягивающихся непрерывно по всему южному и восточному периметру Скандинавского щита, считающегося и доныне крупнейшим центром покровных оледенений, а также вдоль широкой береговой зоны морей западного сектора Арктики, признание морского, лагунно-озерного и речного генезиса слагающих их осадков, отсутствие среди них бесспорно выделяемых горизонтов морен заставляет пересмотреть традиционные представления о палеогеографии позднего кайнозоя северных и северо-западных территорий Евразии. Само существование их непрерывного пояса противоречит возможности прохождения через эту зону покровных ледников, которые, если бы они здесь продвигались, стерли бы их до основания.

 ОГЛАВЛЕНИЕ