В межледниковый век, последовавший за максимальным днепровским (или московским) оледенением, побережья севера СССР пережили самую значительную из четвертичных трансгрессий - бореальную. В Западной Европе, на берегах Северного моря и в южной части Балтики после заальского оледенения и его длительной стадии варта [Woldstedt, 1950] происходила эемская трансгрессия моря. В пределах Финского залива, Ладожского и Онежского озер в это время существовал обширный морской бассейн, который мы в целом называем «Мгинским».

Хотя наши знания о верхнеплейстоценовых (микулинских) морских отложениях в настоящее время неодинаковы для разных районов, но изучение морской фауны и применение спорово-пыльцевого метода исследования позволяют произвести первую попытку сопоставления морских осадков из различных бассейнов с целью уточнения времени и условий их образования.

Распространение бореального и эемского морей

Воды бореальной трансгрессии вторгались в пределы континента севера СССР по древним глубоким долинам, образуя ингрессионные заливы-эстуарии и покрывая невысокие междуречья. Как видно из карты (рис. 1), трансгрессия моря привела к образованию эпиконтинентальных бассейнов: Беломорского, Печорского, Западно-Сибирского и Таймырского.

Во время максимума трансгрессии Беломорский бассейн широко сообщался с Баренцевым морем. На юге глубокий Карельский залив (несколько измененное название по Г.И. Горецкому [1949]) через мелководные проливы соединялся с Балтийским бассейном, так что Фенноскандия представляла собой остров.

Мелководные проливы существовали и между Онежским и Двинским заливами. Возвышенность к северу от Двинского залива и хребет Паэ на п-ове Канин выделялись в виде островов.

Беломорский бассейн отделялся от Печорского Тиманским кряжем. Воды Печорского моря по древним долинам рек Печоры, Лаи и Колвы образовали глубокие морские заливы. На хребте Пай-Хой существовали проливы, соединяющие Печорский и Западно-Сибирский бассейны. Воды бореального моря почти целиком заполняли северную часть Западно-Сибирской низменности, образуя по долинам рек Оби, Таза и Енисея заливы-эстуарии. Таймырский бассейн занимал всю Северо-Сибирскую низменность. Воды его, проникая по долинам Таймырского полуострова, образовали архипелаг островов. Восточнее р. Анабара следы морской трансгрессии выражены не так хорошо. Вероятно, она захватила побережье Яно-Индигирской низменности, Чукотского полуострова и Анадырской низменности [Лаврова, Троицкий, 1960].

Остатки абразионных уступов и террас, сформировавшиеся во время максимума трансгрессии, вследствие последующего неравномерного поднятия, наблюдаются в настоящее время на разной высоте над уровнем моря, а именно: восточная часть Кольского полуострова - 160-175 м; Онего-Беломорский водораздел - 100-120 м; Онего-Двинский водораздел - 100 м; долины Северной Двины, Пинеги, Мезени - 80 м; п-ов Канин - 150 м; Северный Тиман - 120 м; Печорская депрессия - 100 м; Пай-Хой - 250-300 м; Новая Земля - 410-420 м; Западная Сибирь и Таймырская низменность - 100-150 м; Горный Таймыр - 180-270 м. Как видно, наибольшее поднятие происходило в районах распространения древних тектонических структур с унаследованными восходящими движениями.

Эемское море Западной Европы не имело широкого распространения (рис. 2). Воды моря ингрессировали в древние долины, образуя заливы. В Нидерландах эемские морские отложения известны из области Зейдер-Зе и северо-западной Фрисландии. В районе Западных и Восточных Фризских островов море затопляло лишь устьевые участки речных долин. На западных побережьях Шлезвиг-Гольштейна эемские воды древних речных долин образовали более глубокие ингрессионные заливы. Особенно хорошо это выявилось при исследовании трассы Северо-Балтийского (Кольского) канала. В древней долине р. Эйдер существовал глубокий залив, отделенный от Северного моря грядой, которая протягивалась от острова Зильт к континенту. Во время голоценовой трансгрессии, вследствие размыва гряды, образовалась группа Северо-Фризских островов. Воды эемского Северного моря соединялись с Балтикой через проливы Скагеррак и Каттегат. Граница моря на севере Ютландии неясна.

В районе южной части Балтики морские отложения эемского моря известны на Датских островах - Зеландия, Мён, Лангеланн и других, а также на о-ве Рюген. На Датских островах, в восточной части Шлезвиг-Гольштейна и в Южной Прибалтике эемские морские слои сильно нарушены льдами последнего оледенения. В верхней морене здесь нередки включения отторженцев морских отложений. Далекое перемещение их от коренных местонахождений сильно затрудняет установление границ моря. Однако бурением установлены небольшие заливы к югу от г. Любека [Heck, Brockmarin, 1950] и в низовьях р. Вислы [Galon, 1934; Halicki, 1951]. Местонахождения межледниковых отложений известны и в Норвегии [Хольтедаль, 1958].

В районе Финского залива морские межледниковые слои известны в Эстонии на острове Суур-Прангли [Аалоэ и др., 1958], в устье р. Луги [Менакер, 1940], в древней долине р. Невы [Лаврова, Гричук, 1960] и ее притоков - Мге, Тосне, где море имело заливы в пределах ордовикского плато [Ансберг, Знаменская, 1941; Знаменская, 1959; Потулова, 1932]. Карельский и Онего-Ладожский перешейки, за исключением наиболее возвышенных участков, были залиты водами моря, так как Финский залив имел значительное морское соединение с водами Ладожской и Онежской впадин. По новейшим данным, воды моря заходили в Ильменскую впадину (устное сообщение М.Е. Вигдорчика). В древних долинах рек Вытегры [Черемисинова, 1952] и Водлы [Бискэ, 1959] бассейна Онежского озера существовали небольшие заливы. Во время максимума трансгрессии воды Балтики имели соединение через Онего-Беломорский водораздел с водами Беломорского бассейна бореального моря.

В Финляндии морские межледниковые отложения в первичном залегании пока не исследованы, но нахождение отторженцев морских межледниковых глин, включенных в водно-ледниковые отложения [Brander, 1937], присутствие в верхней морене переотложенных морских диатомовых [Brander, 1943], а также многочисленные местонахождения межморенных водных отложений дают возможность, по мнению Г. Брандера, предполагать о значительном распространении вод межледникового моря по берегам Финляндии и, возможно, Восточной Швеции.

Воды моря затопляли и Рижский залив Балтики, о чем свидетельствует нахождение раковин Portlandia arctica в переотложенном состоянии в районе к югу от г. Риги [Dreimanis, 1949; Zans, 1936].

Если высота максимального уровня моря определяется для Онего-Беломорского водораздела в 110-120 м, в Финляндии около 100 м [Brander, 1937], Вытегры 50 м, в Ленинграде 70-75 м, то в Западной Европе морские отложения находятся на незначительных отметках или слои лежат ниже уровня моря.

Из приведенного материала следует, что в межледниковый (микулинский) век трансгрессия моря особенно широко распространялась на территории севера Евразии и незначительно на побережьях Западной Европы. Во время максимума трансгрессии воды бореального и эемского морей имели непосредственное соединение в районе Онего-Беломорского водораздела.

Отложения бореального и эемского морей

Морские межледниковые отложения севера СССР хорошо сохранились, не нарушены, имеют широкое распространение, богаты макрофауной и дают возможность изучить закономерности изменения осадков как по вертикали (в разрезе), так и по простиранию их. Большая часть отложений относится к сублиторальным; литоральные и субабиссальные фации встречаются редко.

Отложения бореальной трансгрессии залегают на ледниковых слоях предпоследнего оледенения (днепровского или московского (?), в Сибири - самаровского). Там, где ледниковые осадки денудированы, они лежат на дочетвертичных отложениях. В древних глубоких речных долинах морские слои залегают на аллювии, аккумулированном при повышении базиса эрозии, т.е. при наступании моря. Морские бореальные отложения покрыты ледниковыми отложениями последнего (валдайско-зырянского) оледенения.

В пределах европейского Севера в начале трансгрессии отлагались слабо сортированные пески и супеси мощностью от 0,5 до 12,0 м, содержащие гальки и валуны, вымытые из подстилающей морены. Эти слои часто богаты морской фауной, в составе которой встречаются и южно-бореальные, т.е. бореально-лузитанские виды. В Западно-Сибирском и Таймырском бассейнах в начале трансгрессии широко аккумулировались аллювиальные, дельтовые пески мессовского горизонта мощностью от 4 до 75 м, а затем уже пески с морскими раковинами.

С увеличением глубин и во время максимума трансгрессии в Беломорском и Печорском бассейнах отлагались глинистые разности: вначале плотные глины иногда с редкими валунами и раковинами Pecten islandicus, Astarte borealis и Mya truncata, нередко с характерной осколчатой, полиэдрической или линзовидной отдельностями, а затем, на больших глубинах, слоистые более чистые глины с раковинами Yoldia hyperborea и Macoma calcarea. В наиболее глубоких впадинах дна, изолированных от действия течений, накапливались более тонкие пластичные зеленовато-серые неслоистые глины с редкими раковинами холодноводных и относительно глубоководных моллюсков Portlandia arctica, Portlandia lenticula, Arca glacialis и др. Общая мощность глин достигает 30-40 м. В прибрежных песчаных фациях в это время продолжали развиваться бореальные и бореально-лузитанские виды моллюсков - Cardium edule, Corbula gibba, Mactra subtruncata и др. В сибирских бассейнах состав морских глин тоже очень изменчив. Мощность их иногда достигает 70-100 м (санчуговский или салемальский горизонт).

Морские отложения регрессивной фазы сохранились хуже, так как сильно денудированы льдами последнего оледенения. В глубоких долинах крупных рек (Печора, Северная Двина) отложения представлены чередованием песков и супесей с характерной полосчато-эстуарной слоистостью и небольшим количеством морской фауны. Верхняя часть регрессивных слоев бедна фауной и представлена песками. Нахождение в массовом количестве раковин Macoma baltica указывает на значительное опреснение вод. На равнинных участках регрессивные слои представлены песками и галечниковыми песками; мощность регрессивного слоя от 3 до 30 м.

Среди прибрежных фаций регрессивной серии осадков повсеместно наблюдаются следы перерыва в осадконакоплении в результате субаэрального или подводного размыва, вызванного колебаниями береговой линии в первой половине регрессии. В районах береговой линии моря на р. Колешке (приток р. Ваги) и р. Тёлзе (приток р. Онеги) и др. между слоями морских отложений найдены погребенные автохтонные торфяники [Покровская, 1937], свидетельствующие об отступании и новом наступании береговой линии. В песчаных прибрежных отложениях Колешки и Тёлзы, покрывающих торфяники, встречаются обильно теплолюбивые виды морской фауны - Cardium edule, Mactra subtruncata и др. В более глубоководных отложениях колебание береговой линии выражено отчетливой сменой фаций и наличием водоносного горизонта.

В Западно-Сибирском и Таймырском бассейнах регрессивная серия осадков, залегающих выше колебания береговой линии, выделена в казанцевский горизонт с раковинами Cyprina islandica, Alytilus edulis, Cardium edule и др. В верховьях р. Большой Хеты казанцевские слои подстилаются автохтонными торфяниками, что указывает на общность колебаний береговой линии.

После регрессии вод бореального моря и значительного размыва их отложений в нижнем течении р. Северной Двины, на о-ве Колгуеве и южном берегу Кольского полуострова отмечены отложения нового наступания моря, называемого беломорской фазой. Слои представлены дельтовыми и морскими песками и супесями с фауной, близкой к современной фауне Белого моря.

Общая мощность отложений бореального моря весьма значительна. В древних долинах Европейской части СССР она нередко превышает 100 м, а в Западно-Сибирских бассейнах еще больше - 130-200 м [Лаврова, Троицкий, 1960]. Подошва морских отложений в устьях древних долин и побережий лежит ниже уровня моря. Такая значительная мощность отложений свидетельствует о сильной абрадирующей деятельности моря и длительности накопления осадков, выполняющих неровности дна.

Отложения эемского моря большинство геологов относят ко времени последнего межледниковья. Работами В. Вольфа [Wolff, 1923], Г. Гека [Heck, 1932], П. Вольдштедта [Woldstedt, 1950] и др. доказано, что морские слои лежат на морене максимального (заальского) оледенения, которое достигало современных берегов Северного моря, или на морене его стадии - варта. В пределах распространения последнего оледенения (висла) морские слои покрыты мореной. За границей оледенения на отложениях эемского моря залегают водно-ледниковые или аллювиальные слои (Нидерланды и др.). Отложения эемского моря нередко подстилаются межледниковыми наземными отложениями начала межледникового века (Голландия, Северная Фрисландия, Тыхновы и др.).

На побережьях Северного моря и Южной Прибалтики отложения эемского моря представлены преимущественно фациями верхней сублиторали. Литологический состав осадков находится в полной зависимости от рельефа дна моря - во впадинах распространены глины, на мелководье - мергели (Бланкензее и Тыхновы) и пески. Мощность отложений редко превышает 20-30 м.

Закономерности развития осадков эемского моря наиболее четко даны в работе Е. Диттмера о Северо-Фризском заливе [Dittmer, 1941].

В основании морских отложений эемского моря здесь залегают пресноводные отложения - гиттия с раковинами Bithynia tentaculata. Выше распространены морские эемские слои, которые разделяются на верхние и нижние.

В основании нижнего эема лежат сенесценс-пески, названные по массовому нахождению в них раковин Tapes senescens. Пески различной зернистости содержат богатую фауну из бореально-лузитанских и лузитанских видов. Сенесценс-пески образованы на мелководье при наступании моря. Выше лежит туррителла-глина с многочисленными раковинами Turritella communis. Глина плотная, серого и зеленовато-серого цвета, в средней части с полиэндрической текстурой. Вверх по разрезу глины более пластичные, мощность их 6 м. Глины представляют более глубоководные отложения залива.

Отложения верхнего эема выделены в оландер-слои (название дано по пункту нахождения), которые лежат на глинах туррителла. Они представлены морскими отложениями, а также слоями ватт и побережий (Verlandung), которые постепенно сменяются наземными отложениями. Морские слои состоят из тонкого глинистого песка серо-зеленого цвета с раковинами Buccinum undatum, Rissoa membranacea. Из лузитанских видов в них изредка встречаются Lucina (Divaricella) divaricata. В верхней части отложений частое нахождение раковин Macoma baltica, Hydrobia ulvae указывает на некоторое опреснение вод. Более мелководные отложения оландер-слоев имеют солоновато-водный характер, почти лишены фауны и характеризуются фораминиферами и диатомовыми. Выше залегают пресноводные голубовато-черные глины с растительными остатками.

На побережьях Южной Прибалтики и Датских островов залегание эемских морских слоев сильно нарушено напором льда последнего оледенения, а потому изучение их затруднительно.

На острове Лангеланн, кроме прибрежных, мелководных отложений с раковинами руководящих лузитанских видов, залегающих на пресноводных отложениях, распространены и более глубоководные слои с Cyprina. В. Нордман, изучавший фауну эемских зон [Madsen, Nordmann, Hartz, 1908], отмечал, что слои с Cyprina показывают на увеличение глубин, а не на ухудшение климатических условий, как ранее предполагал Ф. Андерссон. На это указывает и присутствие в слоях раковин Ostrea edulis, распространенных в Средиземном море. Бореальный вид Cyprina islandica в настоящее время обитает в Каттегате и в Северном море до берегов Франции (Аркашена), а потому нахождение раковин Cyprina не свидетельствует об ухудшении климатических условий. Принимая во внимание комплекс фауны, видим, что слои с Cyprina аккумулировались даже при лучших климатических условиях, чем современные осадки вблизи Датских островов. Е. Диттмер [Dittmer, 1941] образование слоев Cyprina islandica относит ко времени максимума трансгрессии и сопоставляет их с глинами Turritella communis в Северо-Фризском заливе. Верхние морские слои в Южной Прибалтике плохо сохранились, так как были денудированы во время последнего оледенения.

Отложения Мгинского бассейна представлены главным образом алевритовыми и глинистыми фациями, аккумулированными в относительно спокойных условиях заливов и озерных впадин, где на состав осадков большое влияние оказывал вынос взвешенных и коллоидных частиц.

В основании морских отложений Мгинского бассейна лежит морена предыдущего оледенения и покрывающие их ленточные глины озерно-ледникового типа. Верхняя часть данных слоев представлена тонкозернистыми песками с ленточной слоистостью. Присутствие в них редких холодолюбивых морских диатомовых наряду с пресноводными указывает на то, что слои аккумулировались в условиях приледникового водоема, подвергшегося осолонению.

Выше залегает голубовато-серая алевритовая плитчатая глина с редкими и мелкими раковинами Portlandia arctica Gray, а затем слои переходят в серые плитчатые плотные глины, местами с тонкими темными линзами органического вещества, остатками листьев морской травы Zostera и раковинами Mytilus edulis, Portlandia arctica. На Мге и в Петрозаводске в этих слоях и выше встречаются раковины Macoma calcarea и Cardium ciliatum. Судя по составу диатомовых, эти слои отвечают максимуму трансгрессии.

Выше лежит темно-серая и зеленовато-черная глина с тонкими прослоями супеси с крупными раковинами Portlandia arctica, Macoma calcarea, Mytilus edulis, с остатками листьев Zostera и водорослей, с включением вивианита и запахом сероводорода. В разрезах Мги и Петрозаводска в этих слоях встречены раковины Cardium ciliatum, а на Мге и Cardium edule [Скороход, 1932]. Слои относятся к началу регрессии моря. Затем по направлению вверх наблюдается алевритовая глина с прослоями песка, вкраплением вивианита, растительными остатками и редкими мелкими раковинами Portlandia arctica. Верхняя часть морских слоев представлена супесью с прослоями песка и суглинка и единичными раковинами Portlandia arctica (вероятно, переотложенными). По составу диатомовых эти слои относятся к литорали, вернее побережью (Verlandung). Морские отложения с эрозионным несогласием покрываются флювиогляциальными осадками и мореной последнего оледенения. На них нередко залегают озерно-ледниковые ленточные глины.

Характерной особенностью мгинской морской толщи является непостоянство состава и резкая изменчивость мощностей отмечающихся в ней отдельных слоев. По-видимому, это объясняется изменением гидрологического режима вод заливов-эстуариев в связи с колебанием береговой линии моря, особенно в регрессивной, верхней части разреза.

Мощность морских иольдиевых глин всецело зависит от рельефа морского дна - во впадинах она достигает 20-30 м.

Общими чертами в характеристике осадков бореального и эемского морей является ассиметричность литологического профиля разреза, указывающая на относительно быструю трансгрессию вод и медленную регрессию, сопровождавшуюся изменением фаций в связи с колебанием уровня моря. Это отмечали В. Мадсен и соавторы [Madsen, Nordmann, Hartz, 1908], Г. Гек [Heck, 1932], Е. Диттмер [Dittmer, 1941] и др. Большая мощность отложений бореального моря, по-видимому, обусловлена более значительным погружением земной коры на севере СССР в ледниковое время, а также интенсивным размывом и переотложением рыхлых четвертичных отложений в долинах и на междуречных пространствах. Аккумуляция осадков эемского моря была менее значительной, так как воды выполняли лишь древние долины.

Фауна бореального и эемского морей

Видовой состав фауны бореального моря богаче современной фауны морей, омывающих северное побережье СССР. Наряду с арктическими и широко распространенными арктическо-бореальными видами, обитающими и в настоящее время в прибрежных морях Ледовитого океана, межледниковые бассейны населяли многочисленные бореальные виды, встречающиеся сейчас только в пределах незамерзающих вод Мурмана, а также побережий Норвегии и Северного моря. В Беломорском, Печорском и даже Западно-Сибирских бассейнах вместе с бореальными видами обитали и бореально-лузитанские виды, массовое распространение которых в настоящее время наблюдается к югу от Бергена, в Северном море, а также у берегов Франции, Испании, Португалии и в Средиземном море

Так как массовое и широкое распространение бореальных видов происходило только во время данной (верхнеплейстоценовой) трансгрессии, то она и получила название «бореальной». Во время межледникового климатического оптимума ареалы распространения бореальных и бореально-лузитанских видов были сдвинуты далеко на восток. Это с несомненностью указывает на улучшение среды обитания и прежде всего на повышение температуры и солености вод. Современное состояние знаний позволяет утверждать, что эти изменения в распространении видов могли быть вызваны увеличением гидродинамической активности теплого Нордкапского течения, что привело к глубокому вторжению атлантических вод в моря полярной Арктики. Так как теплое течение, подобно современному, слабело по мере продвижения на восток, то в этом направлении происходило и убывание числа теплолюбивых видов (табл. 1).

Наибольшее число теплолюбивых видов населяло Беломорский бассейн. В их числе немало бореально-лузитанских и южно-бореальных (лузитанских) форм. Многие теплолюбивые виды мигрировали в Беломорский бассейн с началом трансгрессии и во время ее максимума продолжали существовать в прибрежных районах. Пышный расцвет теплолюбивых видов фауны приходился на время климатического оптимума, особенно в начале регрессии моря. Обилие бореальной фауны в юго-восточной части бассейна ставит вопрос о проникновении туда прибрежной ветви Нордкапского течения.

В Печорском бассейне, более удаленном от теплых течений, количество бореальных видов уменьшалось. Однако и здесь вместе с Cyprina islandica и Mactra elliptica встречается и бореально-лузитанский вид Cardium edule.

В Западно-Сибирском и Таймырском бассейнах в начале трансгрессии тепловодный элемент в фауне еще незаметен. Во время максимума трансгрессии и термического оптимума межледниковья в прибрежных биоценозах появились Pecten islandicus и бореальные виды Mytilus edulis, Balanus hameri, Macoma baltica. Более широкое распространение бореальных видов происходило во время регрессии при формировании казанцевских слоев.

Необходимо отметить, что бореальные виды во всех межледниковых бассейнах северной Евразии обитали главным образом на песчаных и супесчаных отложениях верхней сублиторали на глубинах до 20-30 м, где, благодаря хорошей аэрации, освещению и прогреванию воды, органическая жизнь развивалась весьма интенсивно. На больших глубинах, во впадинах морского дна, там, где аккумулировались илы, превратившиеся впоследствии в суглинки и глины, температура воды была ниже и постояннее, чем на мелководье, и в составе фауны преобладали эвритермные и холодноводные виды, а бореальные виды встречались редко и, вероятно, привносились с мелководий. Так, например, на больших глубинах в районе современных низовьев р. Северной Двины во время максимума трансгрессии накопились тонкие глины с раковинами Portlandia arctica и другими арктическими видами [Лаврова, 1937, 1946], в это же время на мелководье процветали теплолюбивые бореально-лузитанские виды.

Как видно, распространение руководящих видов бореального моря зависит от большого количества факторов, из которых главными являются рельеф дна моря и связанные с ними фации, гидродинамический режим моря, оказывающий влияние на температуру и соленость вод, и дальность переноса видов в личиночной (планктонной) стадии развития.

Видовой состав фауны эемского моря богаче современной фауны Северного моря и особенно Южной Балтики. По данным В. Нордмана [Madsen, Nordmann, Hartz, 1908; Nordmann, 1928], изучавшего фауну эемского моря, она представлена видами, большинство которых обитает и в настоящее время в Северном море у побережий Нидерландов и Шлезвиг-Гольштейна. Кроме этих видов, в состав эемской фауны входит группа моллюсков, распространенных в настоящее время к югу от Ла-Манша и являющихся лузитанскими или средиземноморскими видами с ограниченным ареалом распространения. Это Tapes senescens Doederl. ( = Tapes aureus var. eemiensis Nordm.), в настоящее время вымерший вид, Lucina (Divaricella) divaricata L., Mytilus lineatus Gm., Syndesmia (Lutricularia) ovata Phil., Haminea navicula Da-Costa. К ним присоединяются еще южные виды: Mytilus minimum, Cardium tuberculatum, Cardium papillosum, Circe minima, Dosinia lupinus, Tellina donacina, Eulimella nitidissima, встречающиеся более редко. Все указанные виды встречаются только в эемских морских отложениях и в отложениях межледниковой гольштейнской и послеледниковой трансгрессии этих районов неизвестны. Присутствие данных, более южных видов в отложениях эемского моря свидетельствует о более высокой температуре и солености морской воды, чем в настоящее время у берегов Северного моря и Южной Балтики. С этим хорошо согласуется и отсутствие в отложениях эемского моря арктических видов морской фауны.

Видовой состав эемской фауны в зависимости от местных условий среды обитания варьирует. В Нидерландах состав фауны более теплолюбивый и богатый (120 видов), чем в районах Шлезвиг-Гольштейна (96 видов). По-видимому, это объясняется более высокой температурой и соленостью вод, возможно вследствие влияния южной ветви Гольфстрима.

В районе Ольденбюттеля развиты преимущественно прибрежные виды. Как видно из табл. 2, в состав фауны входят и лузитанские руководящие виды, кроме Mytilus lineatus, известные в Нидерландах, а также более широко распространенные бореально-лузитанские виды, как Cardium edule, Ostrea edulis, Corbula gibba, Bittium reticulatum и др. Из числа 30 видов, собранных в Ольденбюттеле, почти 18% относятся к лузитанским, из них 5,5 % специфических средиземноморских форм [Heck, 1932], которые во время эемской трансгрессии распространялись значительно севернее современных ареалов обитания.

В составе фауны Северо-Фризского залива, наряду с руководящими лузитанскими и бореально-лузитанскими, встречаются и бореальные виды, такие как Cyprina islandica, Hydrobia ulvae, Macoma baltica и др. Изменение состава фауны обусловлено более низкой соленостью и температурой вод, по-видимому вследствие влияния стока балтийских вод в зоне мелководных побережий, а также более северным положением района.

В районах Южной Прибалтики распространен хотя и несколько обедненный, но характерный эемский состав фауны, обитавшей на мелководье, в зоне верхней сублиторали. Как видно из табл. 2, по направлению к востоку количество теплолюбивых видов уменьшается, а количество бореальных и арктическо-бореальных увеличивается. Это объясняется возрастающей удаленностью от океана, что отражалось на понижении солености и температуры вод. Именно этим хорошо объясняется и то, что из бореально-лузитанских видов дальше всего на восток распространялся комплекс эврибионтных видов - Cardium edule, Corbula gibba, Mactra subtruncata, Bittium reticulatum и Nassa reticulata, - приспособлявшихся к изменениям условий среды обитания.

В более глубоководных глинах с Cyprina на Датских островах количество бореальных и арктическо-бореальных видов увеличивается. В некоторых разрезах здесь отмечены и холоднолюбивые виды, как Portlandia arctica, Portlandia lenticula, Cylichna scalpta. Вследствие сильной нарушенности залегания слоев положение их в разрезе еще недостаточно выяснено. Однако X. Одум [Odum, 1933] в слоях Хольбэка (Holbaek), залегающих in situ, установил, что высокоарктические виды фауны встречаются в верхней части глин. На островах Зеландия и Хвен (Hven) им также отмечен постепенный переход от слоев с теплолюбивой фауной к слоям с высокоарктическими видами. Это позволило Одуму провести аналогию со слоями Скерумхеде на севере Ютландии и сопоставить их со слоями в Эльблонге, где вместе с Portlandia arctica встречаются и раковины Cyprina islandica и Astarte borealis.

На основании отмеченного сходства отложений X. Одум предполагает, что в конце межледниковья существовал холодноводный залив, простиравшийся от Скагеррака через Датские острова к Эльблонгу. Хотя это предположение и вполне вероятно, но до сих пор еще неясно стратиграфическое положение слоев Скерумхеде, их отношение к эемским слоям и слоям с Cyprina, которые здесь тоже развиты.

Фауна Мгинского бассейна

Состав морской фауны Мгинского бассейна значительно отличается от фауны эемского и бореального морей. Наиболее широкое распространение в мгинских морских отложениях имеет высокоарктический вид Portlandia arctica Gray, а также Macoma calcarea Chemn. и Mytilus edulis L. Остальные виды - Anomia squamula L., Cardium edule L., Cardium ciliatum Fabr. и Littorina littorea L. - встречаются редко и обычно единичными экземплярами. Состав фауны смешанный. Вместе с арктическими видами развиты и бореальные - Mytilus edulis L., Littorina littorea L. и даже Cardium edule L. - бореально-лузитанский вид.

Это своеобразие состава фауны Мгинского моря объясняется сложной физико-географической обстановкой, которая существовала в данном районе в межледниковое время, а также историей формирования бассейна и его фауны.

Как показали исследования, при осолонении приледникового водоема первой мигрировала в Мгинский бассейн с запада Portlandia arctica. Мягкие песчано-глинистые грунты и низкие придонные температуры воды благоприятствовали распространению здесь этого вида.

При дальнейшей трансгрессии моря, происходившей уже при улучшении климатических условий, в Мгинский бассейн мигрировали Cardium ciliatum и Macoma calcarea. Во впадинах рельефа морского дна на мягких грунтах вместе с Portlandia arctica эти виды образовали фаунистический комплекс (биоценоз), который в сходных условиях существует и сейчас в Баренцевом море [Филатова, 1957]. Возможно, к данному комплексу относится и Leda sp. [Менакер, 1940].

Кроме отмеченного относительно глубоководного и холоднолюбивого комплекса, в мгинских морских отложениях нередко встречаются раковины прибрежного, преимущественно бореального вида Mytilus edulis. Особенно часто они наблюдаются в прослоях глин с остатками листьев травы Zostera, водорослей и других растений.

Совместное нахождение раковин Mytilus edulis и Portlandia arctica - явление случайное, так как данные виды относятся к разным биоценозам. Это возможно объяснить лишь заносом раковин Mytilus edulis течениями вместе с водорослями и обрывками травы Zostera из верхней сублиторали, где раковины Mytilus образовали скопления. Оторванные прибоем волн остатки растений вместе с раковинами разносились по водоему, погребаясь во впадинах рельефа дна, в глинах с Portlandia. На такое распространение раковин Mytilus edulis указывает частое нахождение их в линзочках растительных остатков, наблюдаемых в глинах.

Из прибрежных видов, кроме раковин Mytilus, в глинах изредка встречаются раковины Cardium edule и Littorina littorea, а также Апоmia squamula, однако эти виды не образуют сообществ. Широкое распространение раковин Mytilus edulis вместе с Portlandia arctica и Macoma calcarea. свидетельствует о том, что во время максимума трансгрессии Мгинский залив эемского моря не был холодноводным. Portlandia arctica в это время продолжала существовать как реликт днепровского (или московского?) позднеледникового времени во впадинах дна, где вследствие слабой циркуляции вод условия для ее развития были благоприятны.

Из приведенных данных видно, что близкие к арктическим условия в Мгинском бассейне существовали лишь в начале осолонения приледникового бассейна. В дальнейшем, как видно из спорово-пыльцевых диаграмм, они улучшились, но, по-видимому, вследствие слабого гидродинамического режима вод Балтики, а также значительного влияния стока пресных вод и относительно северного географического положения района эемские виды, кроме Cardium edule, здесь распространяться не могли, хотя в это же время такие бореально-лузитанские виды, как Corbula gibba, Mactra subtruncata, Bittium reticulatum и Nassa reticulata, с постоянным теплым атлантическим течением распространялись до юго-восточной части Беломорского бассейна.

Пыльцевые данные

Для сопоставления этапов аккумуляции морских отложений бореального моря севера СССР с эемскими в Западной Европе ценные результаты дает применение спорово-пыльцевого метода исследования.

Опорой для целей сопоставления является спорово-пыльцевая диаграмма разреза у с. Рыбацкого в окрестности г. Ленинграда, так как, являясь наиболее полной, она четко отражает этапы развития растительности межледниковья [Лаврова, Гричук, 1960]. Только горизонты, относящиеся к началу межледникового века, лучше представлены в разрезе долины р. Мги [Знаменская, 1959] ввиду того, что у с. Рыбацкого в нижней части разреза не исключена возможность перерыва керна скважины.

Исследования пыльцы и спор из морских отложений у с. Рыбацкого и в долине р. Мги произведены М.П. Гричук. По ее мнению [Лаврова, Гричук, 1960], является несомненным, что межморенные отложения Мгинского бассейна относятся к микулинской (московско-валдайской) межледниковой эпохе, так как в пыльцевой диаграмме отмечаются все особенности, которые характеризуют межледниковые отложения таких опорных разрезов, как Рынгу, Потылиха, Плесс и др. Следовательно, и мгинские морские отложения, несмотря на холоднолюбивый состав макрофауны, являются синхронными эемским межледниковым отложениям Западной Европы.

Согласно спорово-пыльцевой диаграмме (рис. 3), этапы формирования Мгинсксго бассейна происходили в следующие фазы развития растительности, отражающие климатические условия.

Осолонение вод приледникового бассейна началось в позднеледниковое время, когда господствовала приледниковая, преимущественно травянисто-кустарниковая растительность (с - III и начало d - IV по Знаменской, 1959; слой 4е в разрезе Рыбацкого). Это отвечает марино-гляциальной и солоноватоводной фазам развития бассейна по данным диатомовых [Черемисинова, 1959].

Морские условия с высокой соленостью вод существовали в межледниковый век при господстве широколиственных лесов, вначале с дубом и вязом (е - V), а затем с орешником (f - VI a, b, с) и грабом (g - VII a, b) (слои 4д и нижняя часть слоя 4г). В это время море имело высокую морскую соленость. Среди комплекса арктическо-бореальных видов встречаются и тепловодные элементы диатомовых, поступившие сюда с теплыми течениями из Северного моря.

Регрессия моря, начавшаяся в фазу граба и ели (g - VII b) продолжалась и в фазу сосны и ели (h - VIII) и сосны (i - X). Конец регрессии моря происходил при ухудшении климатических условий, когда в спорово-пыльцевых спектрах начинают отмечаться споры тундрового вида Lycopodium pungens (k - XI). Пыльца широколиственных пород в этих слоях, вероятно, переотложена в результате размывания отложений на мелководье во время регрессии моря. Перемытый материал, по-видимому, аккумулировался во впадинах рельефа морского дна. Верхние слои (4а и верхняя часть 4б) относятся к литорали или, точнее, к низкому прибрежью (Verlandung немецких авторов). Вышележащие пески (слой а) с Betula nana, залегающие с эрозионным несогласием, аккумулированы ледниковыми водами при наступании льдов последнего оледенения.

Как следует из пыльцевой диаграммы, Мгинский бассейн существовал во время всего межледниковья. Начало его образования относится еще к позднеледниковому времени днепровского или московского оледенения. Максимум трансгрессии моря почти совпадал со временем климатического оптимума (f - VI a, b, с и g - VII a), конец ее отвечает времени похолодания. Спорово-пыльцевая диаграмма разреза морских отложений на Мге показывает тождественные данные.

Сопоставление пыльцевых диаграмм хорошо изученных разрезов морских межледниковых отложений Западной Европы, Карелии и Беломорского бассейна, находящихся в первичном залегании и охарактеризованных макрофауной, с пыльцевой диаграммой у с. Рыбацкого дает ценный сравнительный материал о продолжительности межледниковой морской трансгрессии в разных районах. За шкалу времени нами принята схема развития растительности и изменения климата, предложенная К. Иессеном и В. Мильтерсом [Jessen, Milthers, 1928], дополненная и уточненная В. Зелле [1955] (рис. 4). Граница между морскими и солоноводными фазами бассейнов из-за отсутствия точных данных в некоторых пунктах дана приближенно.

Для определения продолжительности существования эемского моря в Польше использованы пыльцевые диаграммы из работы В. Галицкого [Halicki, 1951, рис. 1].

Морские отложения в первичном залегании из буровых скважин на левобережье р. Вислы в Тыхновах, к северу от Квидзыня, были описаны И. Самсоновичем [Samsonovicz, 1951]. Материал на пыльцу анализировался М. Бремувно [Samsonovicz, 1951]. Образование песков с обломками древесины, залегающих на ледниковых отложениях, относится к фазе развития сосны и березы (d - IV). Начало трансгрессии моря совпадает с ранней фазой климатического оптимума (f - VI a). Море продолжало существовать до начала фазы граба (g - VII a). Верхняя часть морских отложений размыта. Морские отложения в Тыхновах содержат эемскую фауну.

На основании пыльцевых данных Г. Гросса, продолжение разреза морских межледниковых отложений в Тыхновах наблюдается в Дзежгоне [Halicki, 1951]. Эемское море распространялось здесь в фазу g - VII b и до конца фазы h - IX, т.е. до начала похолодания (i - X). Верхняя часть разреза не сохранилась. Как видно, эемское море в Польше существовало почти на протяжении всего межледниковья, а не только в течение климатического оптимума, как полагали ранее.

Близкие к этим данные по распространению эемского моря в Польше мы находим в работе П. Вольдштедта [Woldstedt, 1950]. По пыльцевым данным Г. Гросса, морские отложения с Cardium edule у Суказе аккумулировались в течение всего климатического оптимума (f - VI a, b, с; g - VII). Морские слои у Эльблонга образовались во второй половине межледниковья, начиная с фазы граба (g - VII a, b) до фазы сосны (i - X), т.е. времени похолодания. Вследствие того,, что четвертичные отложения у Эльблонга сильно нарушены льдами последнего оледенения, соотношение отложений Суказе и Эльблонга точно не установлено, хотя по пыльцевым данным они увязываются в единый разрез, легко сопоставляемый с Рыбацким.

В Западной Германии, у Бланкензее к югу от Любекского залива, по данным Г. Гека и К. Брокмана [Heck, Brockmann, 1950], морские отложения, вскрытые скважинами, имеют первичное залегание. Пыльцевые данные указывают, что аккумуляция морских отложений совпадает с фазой конца теплого времени, а солоноводные отложения соответствуют фазам g и h. Пресноводные отложения, залегающие выше, по времени образования отвечают фазе сосны (i - X). Низы морских отложений скважинами не вскрыты. Морские слои у Бланкензее содержат эемскую фауну.

В районе Северо-Балтийского (Кильского) канала, по данным II буровой скважины, у г. Ольденбюттеля [Heck, 1932] море вторглось в древнюю долину р. Эйдер в раннюю фазу потепления межледникового климата (d - IV) и продолжало существовать до конца термического оптимума, включая фазы е и f, и перед временем максимального развития широколиственных пород (f - VI в) началась регрессия моря. Опреснение вод происходило здесь в фазу g, т.е. во время развития граба, ели и пихты, пресноводные отложения, залегающие выше, отвечают второй половине фазы сосны (i - X) и началу фазы k - XI.

Районы западного участка Северо-Балтийского (Кильского) канала освещены в работах Г. Брелие [Brelie, 1951, 1954]. Применяя комплексную методику изучения морских отложений, Брелие дает следующую схему развития эемского моря (1954, табл. 2 на стр. 114).

Начало трансгрессии моря происходило в фазу сосны и березы (d - IV), на что указывает появление солоноводных морских диатомовых. Осадки с эемской морской фауной совпадают с фазами е, f, g, т.е. со временем, когда происходило максимальное осолонение вод. В фазу h море регрессирует и постепенно опресняется. Межледниковые отложения заканчиваются континентальными осадками - озерными отложениями и торфом, образование которых происходило в фазу сосны (i - X).

Даты относительной хронологии развития эемского моря в Нидерландах находим в работе Флерка и Флоршютца [Vlerk, Florschütz, 1953]. Исследование пыльцы в долине Гельдерн показало, что вторжение моря происходило в начале распространения смешанного дубового леса (е - V), а отступание его - приблизительно во время фазы Carpinus - Picea (g - VII), конец отступания падает на время h - VIII. В начале фазы сосны (i - X) на морских отложениях образовался торф. Максимум трансгрессии в Нидерландах, по мнению Брелие, относится ко времени климатического оптимума и фазы граба.

Для построения схемы сопоставления в районе Онежского озера использованы геологические данные К.А. Воллосовича [1908], Г.И. Горецкого [1949], И.М. Покровской [1937], М.А. Лавровой [1939, 1948]; диатомовые данные - В. С. Шешуковой [1949] и Е.А. Черемисиновой [1959]; пыльцевые данные - И.М. Покровской [1937, 1939], Г.А. Благовещенского (в работе Герасимова и Маркова [1939]) и В.П. Гричука [1950].

Развитие моря в Карелии укладывается в стройную и хорошо согласованную схему. Необходимо иметь в виду, что район Онежского озера находится на больших гипсометрических отметках, чем районы Финского залива. Это обусловило меньшую продолжительность межледникового моря. Район Усть-Вытегры, вероятно, был приурочен к зоне меньшего погружения, чем Петрозаводск и Повенец (Онего-Беломорский водораздел). Главный Онего-Беломорский водораздел покрывался морем лишь во время климатического оптимума, т.е. при максимуме трансгрессии моря.

Для построения схемы сопоставления этапов развития бореального моря в районе Беломорского бассейна использованы геологические работы М.А. Лавровой [1937, 1946] и Э.И. Девятовой [1959]; пыльцевые данные взятые из этих работ, а также из работ И.М. Покровской [1937] и В.П. Гричука [1950].

Как видно, море трансгрессировало в древнюю долину р. Северной Двины в начале межледникового времени - в фазу развития хвойного леса (ель, сосна с березой). В районе р. Онеги на больших гипсометрических отметках трансгрессия моря происходила во время климатического оптимума (f - VI a, b, с), включая фазу ели (h - VIII). Колебание береговой линии моря и образование погребенных торфяников на р. Колешке падает на время фазы граба (g - VII a, b). Время окончания трансгрессии точно не установлено. Несомненно, что морена последнего оледенения (валдайского) залегает на эрозионном рельефе морских отложений, что свидетельствует о значительном поднятии земной коры перед наступлением льдов.

Как видно из схемы сопоставления, межледниковая трансгрессия вод в бореальном и эемском морях происходила одновременно. В районах, расположенных вблизи морских побережий, воды бореальной трансгрессии распространялись в течение почти всего межледниковья. Воды эемской трансгрессии дольше всего распространялись в Шлезвиг-Гольштейне и в Голландии. В районах Южной Прибалтики море, по-видимому, трансгрессировало несколько позднее, чем на побережьях Северного моря. Район Ольденбюттеля выпадает из общей стройной схемы развития эемского моря. Возможно, более ранняя трансгрессия моря и затем раннее опреснение вод здесь объясняется местными условиями (тектоникой?).

Наиболее продолжительна трансгрессия моря была в Мгинском бассейне. Осолонение приледниковых вод началось еще в позднеледниковое днепровское (или московское?) время, т.е. раньше эемской трансгрессии Западной Европы.

Синхронность образования отложений бореального и эемского морей, а также отложение Мгинского бассейна во время максимума межледниковой трансгрессии хорошо подтверждается широким распространением североморских океанических форм диатомовых как в Беломорском [Шешукова, 1949], так и в Мгинском бассейнах [Черемисинова, 1952, 1959].

Основные выводы

В Мгинском бассейне после предпоследнего оледенения происходила трансгрессия моря, в которой отмечаются две фазы развития - позднеледниковая и межледниковая.

Позднеледниковая фаза началась с осолонения приледниковых озер. Отложения этой фазы известны только в пределах Мгинского бассейна и, вероятно, в Рижском заливе [Dreimanis, 1949]. В Южной Прибалтике позднеледниковые отложения не встречены. Это дает основание предположить, что поступление морских вод происходило с запада через впадины тектонических озер Венерн и Веттерн в Средней Швеции, подобно проникновению в Балтику вод I и II иольдиевого моря в поздне- и послеледниковое время. Проникновение морских вод, возможно, было обусловлено не только гляциоизостатическими, но в какой-то мере и тектоническими причинами - погружением краевой зоны Балтийского щита. Зона позднеледникового погружения располагалась севернее Ютландии и Датских островов. Предположение о проникновении морских вод в Мгинский бассейн с запада находит подтверждение в схеме сопоставления пыльцевых диаграмм. Как видно, осолонение вод в Онежском, озере происходило позднее, чем в районе с. Рыбацкого и Мги близ Ленинграда.

Совершенно постепенно, без перерывов, позднеледниковые морские осадки в Мгинском бассейне переходят в межледниковые. Начало межледниковья совпадает с улучшением климатических условий в фазу развития смешанного дубового леса (е - V).

Бореальная трансгрессия на севере СССР и эемская в Западной Европе, происходившие в межледниковье почти одновременно, по-видимому, были обусловлены преимущественно гляциоэвстатическим фактором, т.е. повышением уровня океана в результате интенсивного таяния льдов. Вследствие поднятия окраины Балтийского щита трансгрессия распространялась южнее - по берегам Северного моря, Датским островам и Южной Балтике.

Максимум трансгрессии моря совпадал со временем климатического оптимума или лишь немного предшествовал ему. В это время происходит повышение температуры морских вод, что привело к смещению ареалов распространения теплолюбивых лузитанских видов морской фауны в пределы Северного моря и Южной Балтики. Комплекс бореально-лузитанских видов морской фауны, обильно представленный в эемских отложениях Северного моря и в Южной Балтике, а именно: Corbula gibba, Mactra subtruncata, Cardium edule, Nassa reticulata и Bittium reticulatum в это время тоже распространяется на север и находит благоприятные условия для существования в юго-восточной части Беломорского бассейна. Во время межледниковой трансгрессии происходит перенос морскими течениями североморского комплекса диатомовых как в бореальные моря, так и в Мгинский бассейн. Убывание количества теплолюбивых видов диатомовых по направлению к востоку [Черемисинова, 1952] подтверждает более значительное поступление вод с запада (из Балтики), хотя во время максимума трансгрессии Мгинский бассейн имел соединение с Беломорским бореальным морем.

Анализ обширного фактического материала убедительно свидетельствует, что морские межледниковые отложения северных районов СССР, Западной Европы и Мгинского бассейна являются единым геологическим образованием, прослеживаются на огромных пространствах Евразии и образовались в результате единого геологического события - крупнейшей из четвертичных трансгрессий Мирового океана. Общим является и колебание береговой линии моря в стадию граба (g - VII a, b). Значимость этих явлений зависит от местных условий.

Конец межледниковой трансгрессии приходится на время ухудшения климатических условий. Так как пыльцевая диаграмма межледниковых глин Эльблонга имеет общие черты с верхней частью диаграммы у с. Рыбацкого, то заключение П. Вольдштедта [Woldstedt, 1950] о датировке этих отложений концом межледниковья считаю вполне приемлемым.

Вопрос о точной датировке отложений Скерумхеде, а также морских отложений беломорской фазы бореальной трансгрессии в настоящее время из-за отсутствия новых геологических и спорово-пыльцевых данных остается нерешенным. Для Беломорского района значительное колебание береговой линии в конце межледниковья можно объяснить тектоническими движениями по линиям разломов в Беломорском грабене, так как подобное погружение имело место в послеледниковое время (погружение торфяника у Архангельска на 20 м). Возможное влияние местных тектонических явлений хорошо согласуется и с ограниченным развитием морских беломорских отложений.

Существование прямого соединения вод беломорской трансгрессии через Онего-Беломорский водораздел с водами Скерумхеде, т.е. «моря Portlandia» по В. Зансу [Zans, Dreimanis, 1936] или «Северного Средиземного моря Portlandia» Брандера [Brander, 1937] в настоящее время решается отрицательно, так как морские отложения беломорской фазы моря имеют ограниченное распространение.

ЛИТЕРАТУРА

Аалоэ А.О., Марк Э.Ю., Мянниль Р.М., Мююрисепп К.К., Орвику К.К. 1958. Обзор стратиграфии палеозойских и четвертичных отложений Эстонской ССР. Ин-т геол. АН ЭССР.

Ансберг Е., Знаменская О.М. 1941. О морских отложениях на водоразделе рек Тосны и Саблинки. Докл. АН СССР, т. 30, № 9.

Бискэ Г.С. 1959. Четвертичные отложения и геоморфология Карелии. Карельский филиал Академии наук СССР, Петрозаводск.

Воллосович К.А. 1908. Петрозаводский морской постплиоцен. Матер, для геологии России, т. 13.

Герасимов И.П., Марков К.К. 1939. Ледниковый период на территории СССР. Тр. Ин-та геогр. АН СССР, вып. 33.

Горецкий Г.И. 1949. Карельское межледниковое море. Вопросы географии, № 12.

Гричук В.П. 1950. Растительность Русской равнины в нижне- и среднечетвертичное время. Тр. Ин-та геогр. АН СССР, т. 46. Материалы по геоморфологии и палеогеографии СССР, вып. 3.

Девятова Э.И. 1959. Морские межледниковые отложения бассейна р. Онеги. Докл. АН СССР, т. 125 № 1.

Зелле В. 1955. Сводное описание развития растительности по различным межледниковым местонахождениям. Перевод с немецкого. Сб.: Вопросы геологии четвертичного периода. Изд. иностр. лит., Москва.

Знаменская О.М. 1959. Стратиграфическое положение мгинских морских отложений. Докл. АН СССР, т. 129, № 2.

Лаврова М.А. 1937. О стратиграфии четвертичных отложений Северной Двины от устья Ваги до Конецгорья. Тр. Сов. сек. Междунар. ассоц. по изуч. четвертичного периода (INQUA), вып. 1.

Лаврова М.А. 1939. К вопросу о возрасте морских межледниковых отложений г. Петрозаводска и р. Мги. Тр. Сов. сек. Междунар. ассоц. по изуч. четвертичного периода (INQUA), вып. IV.

Лаврова М.А. 1946. О географических пределах распространения бореального моря и его физико-географическом режиме. Тр. Ин-та геогр. АН СССР, вып. XXXVII. Проблемы палеогеографии четвертичного периода.

Лаврова М.А. 1948. О Балтийско-Беломорском межледниковом соединении. Тр. II Всесоюзн. геогр. съезда, т. II.

Лаврова М.А., Гричук М.П. 1960. Новые данные о мгинских морских межледниковых отложениях. Докл. АН СССР, т. 135, № 6.

Лаврова М.А., Троицкий С.Л. 1960. Межледниковые трансгрессии на севере Европы и Сибири. Докл. сов. геологов на XXI сессии Междунар. геол. конгресса. Хронология и климаты четверт. периода. Изд-во АН СССР. М.

Менакер Б.З. 1940. О генезисе прибалтийского глинта. Изв. Всес. геогр. об-ва, т. 72, вып. 2.

Покровская И.М. 1937. Некоторые данные микропалеоботанического изучения межледниковых отложений pp. Северной Двины и Ваги. Тр. Сов. сек. Междунар. ассоц. по изуч. четверт. периода (INQUA), вып. 1.

Покровская И.М. 1937. Результаты анализа пыльцы древних пород подморенных отложений на р. Неглинке (г. Петрозаводск). Тр. Сов. сек. Междунар. ассоц. по изуч. четверт. периода (INQUA), вып. III.

Покровская И.М. 1939. Палеоботаническая характеристика морской подморенной толщи в г. Петрозаводске. Тр. Сов. сек. Междунар. ассоц. по изуч. четверт. периода (INQUA), вып. IV.

Потулова Н.В. 1932. Межледниковые отложения реки Мги. Путеводитель экскурсии второй четвертично-геологической конференции. Госгеолтехиздат.

Скороход В. 1932. Фауна межледниковых отложений Мги. Материалы по четверт. геол. СССР, т. I.

Филатова З.А. 1957. Общий обзор фауны двустворчатых моллюсков северных морей СССР. Тр. Ин-та океанол., т. XX.

Хольтедаль У. 1958. Геология Норвегии, т. II. Изд-во иностр. лит.

Черемисинова Е.А. 1952. Морская диатомовая флора межледниковых отложений в долинах pp. Мги и Вытегры и в котловине Ладожского озера. Автореферат диссертации. ЛГУ.

Черемисинова Е.А. 1959. Палеогеография Мгинского моря (на основе данных диатомовых анализа). Докл. АН СССР, т. 129, № 2.

Шешукова В.С. 1949. Диатомовые четвертичных отложений. Диатомовый анализ, кн. I, гл. V. Госгеолиздат, Л.

Brander G. 1937. Ein Interglazialfund bei Rouhiala in Südostfinnland. Bull. Comm. geol. de Finlande, Nr. 118.

Brander G. 1943. Neue Beiträge zur Kenntnis der interglazial Bildungen in Finnland. Bull. Comm. geol. de Finlande, Nr. 128.

Brelie G. 1951. Die junginterglazialen Ablagerungen im Gebiet des Nordostsee-Kanal. Schr. Naturw. Ver. Sehl.-Holst., XXV.

Brelie G. 1954. Transgression und Moorbildung im letzten Interglazial. Mitt. Geol. Staatsinst. im Hamburg , H. 23.

Dechend W. 1951. Das Eem im Raum Norderney Hilgenriede. Z. Dtsch. geol. Ges., Bd. 102.

Dittmer E. 1941. Das nordfriesische Eem. Eine Beitrag zur Geschichte der junginterglazialen Nordsee. Kieler Meeresforsch., Bd. 5, H. 1.

Dreimanis A. 1949. Interglacial Deposits of Latvia . Geol. Fören. Stockh. Forh., Bd. 71, H. 4.

Galon R. 1934. Dolina dolnej Wisly. (Die Gestaltung und Entwicklung des unterew Weichseltales.) Bad. Geogr. (Etudes geogr.), 12-13, Poznan .

Halicki B. 1951. 7 historii pleistocenskiego Baltyku Acta geologica Polonica. II. 4.

Heck H.L. 1932. Die Eem- und ihre begleitenden Junginterglazial - Ablagerungen bei Oldenbüttel in Hoistein. Abh. Preuss. geol. Landesanst., N. F., 140.

Heck H.L., Brockmann С.H. 1950. Eem Ablagerungen bei Lübeck. Schr. Naturw. Ver. Schl.-Holst., XXIV.

Jessen К., Milther V. 1928. Stratigraphy and paleontology studies of interglacial freshwater deposite in Jutland and NW Germany. Danm. geol. unders. II, Nr. 48.

Madsen V., Nordmann V., Hartz N. 1908. Eem - Zonerne. Danm. geol. unders., II R., Nr. 17.

Nordmann V. 1928. La position stratigraphieque des depots d'Eem. Danm. geol. unders., II R. Nr. 47.

Odum H. 1933. Marint Interglacial paa Sjaelland . Hven. Мøn og Rügen. Danm. geol. unders., IV R., Bd. 2, Nr. 10.

Samsonowicz I. Interglacjal eemski nad dolna Wisla. Poczn. P. T. Geol. (Ann. Soc. Geol. pologne) XX, Krakow .

Vlerk I.M., Florschütz F. 1953. Die paleontologicae base of the subdivison of the Pleistocene in the Netherlands . Verh, Kon. Ned. Akad.v. Wet. afd. Nat, 1-е reeks, 20, No 2.

Woldstedt P. 1950. Norddeutschland und angrenzende Gebiete im Eiszeitalter, Stuttgart .

Wolff W. 1923. Über weitere Vorkommen der interglazialen Eemfauna im nordwest- deutschen Küstengebiet. Z. Deutsch. geol. Ges., Bd. 75.

Zans V. 1936. Das Letztinterglaciale Portlandia Meer des Balticums. Compt. Rend. Soc. geol. Finlande, Nr. IX.

Zans V., Dreimanis A. 1936. Ein Fund von Portlandia (Yoldia) arctica Gray im Lettland. Acta Soc. Biologiae Latviae. Riga .

NSV LIIDU PÕHJAOSA JÄÄVAHEAJAJÄRGU BOREAALSE TRANSGRESSIOONI SUHE EEMI TRANSGRESSIOONIGA LÄÄNE-EUROOPAS

M. LAVROVA

Resümee

Käesolev töö on NSV Liidu põhjaosa boreaalse transgressiooni mereliste jäävaheajajärgu setete ja Lääne-Euroopa eemi transgressiooni setete kõrvutamise esimeseks katseks, mille eesmärgiks on täpsustada nende kujunemise aega ja tingimusi.

Boreaalse transgressiooni levik NSV Liidu Euroopa-osas ja Lääne-Siberis on esitatud joonisel 1. Boreaalse mere transgressiooni maksimumi ajal kujunenud abrasiooniastangute ja terrasside suurim kerge esineb vanade, pärandunud tõusuliikumistega tektooniliste struktuuride piires. Kerke suurus on 80-420 m.

Eemi mere levikuala ei ole suur (joon. 2), hõlmates vaid vanu orge. Mõnevõrra suurem on mereliste, nn. Mga setete, mis sisaldavad Portlandia arctica't, levik Soome lahe ja Laadoga ning Oneega järve rajoonis. Transgressiooni maksimumi ajal ühinesid Mga basseini veed Oneega - Valge mere veelahkmel Valge mere basseini boreaalse transgressiooni vetega.

Boreaalse ja eemi transgressiooni setted kuuluvad viimasesse jäävaheajajärku, mis järgnes maksimaalsetele jäätumistele ja vastavatele sitaadiumidele (moskva (?) ja varte).

Boreaalse transgressiooni setted on säilinud hästi, ei ole dislotseeritud ja sisaldavad rohkesti makrofaunat. Transgressiooni alguses settisid liivad, seejärel aga suures paksuses savid. Regressiivsed kihid koosnevad aleuriitidest ja liivadest. Madalaveeliste setete regressiivse seeria alguses on selgesti näha mere rannajoone kõikumise jäljed - uhtumine ja mattunud autohtoonsed turbalasundid. Setete paksus ulatub sageli 80-100 m-ni, Lääne-Siberi basseinis aga 130-150 m-ni. Eemi mere setteid on viimane mandrijää tugevasti rikkunud. Nende ja boreaalsete setete kujunemise seaduspärasustes on palju ühiseid jooni. Nende paksus on vaike -30-40 m. Mga merelised setted lasuvad jääjärvelistel setetel. Neid esindavad sinkjashallid kiltjad ja faunat sisaldavad savid, kõrgemal tumedamad savid, mis sisaldavad läätsedena taimejäänuseid, vetikaid, Zostera tükke ja merelist faunat. Setete ülemine osa koosneb kihilistest liivadest. Kihid sisaldavad gaasi, vivianiiditerakesi ning on väävelvesiniku lõhnaga.

Boreaalse ja eemi mere jäävaheajajärgu fauna liigiline koosseis on rikkam samades piirkondades tänapäeval esinevate merede faunast. Selles faunas esineb rohkem soojalembesi liike, millede levik on esitatud tabelites I ja II. Mga basseini fauna on segakoosseisuga. Hilisjääaegse transgressiooni algul migreerus läänest Portlandia arctica; kliima soojenedes, s.o. jäävaheajajärgu transgressiooni ajal, arenesid siin koos arktiliste liikidega ka boreaalsed - Mytilus edulis, Littorina littorea ja Cardium edule.

Boreaalse, eemi ja mga basseini setete rööbistamisel annab häid tulemusi palinoloogilise meetodi kasutamine. Rööbistamisel on võetud etalooniks Mga kihtide tolmuterakeste diagramm Rõbatski küla juurest Leningradi lähedal. Diagrammi järgi on Mga kihid viimase jäävaheajajärgu (mikuulino) vanusega.

Mga tolmuterade diagrammi rööbistamine Lääne-Euroopa, Karjala ja Valge mere basseini vastavate tolmuterade diagrammidega on esitatud joonisel 4. Jooniselt nähtub, et boreaalne transgressioon kestis kauem kui eemi transgressioon. Hilisjääaegne transgressioon asendus basseinis järk-järgult jäävaheaegsega; Portlandia arctica on hilisjääaegse transgressiooni relikt, mis säilis ka jäävaheajajärgu tingimustes. Meri esines siin peaaegu kuni viimase mandrijää pealetungini. Laialeheliste liikide tolmuterad diagrammi ülemises osas on tõenäoliselt sekundaarse päritoluga, s.t. on allpool lamavatest setetest välja pestud ja ümber settinud. Sellele osutavad tundrataimestiku tolmuterad ja spoorid diagrammi ülemises osas.

Boreaalse ja eemi mere, samuti jäävaheajajärgu basseini üldist sünkroonsust kinnitab ka diatomeede liigiline koosseis.

Peamised järeldused tööst on järgmised. Mga basseini setete uurimine lubab eristada selle arengus kaht faasi. Hilisjääajal tungisid mereveed basseini läänest Kesk-Rootsi tektoonilise piirkonna kaudu. See oletus seletab hästi Portlandia arctica levikut Soome ja Riia lahes. Mga mere setete hilisjääaegne seeria läheb järk-järgult üle jäävaheaegseks, millal diatomeede levikus avaldus eemi mere mõju.

Boreaalne ja Lääne-Euroopa eemi transgressioon, mida tingis glatsiaal-eustaatiline tegur, toimusid peaaegu üheaegselt. Merevee temperatuuri tõus põhjustas soojalembeste faunaliikide areaalide nihkumise põhja poole kuni Balti basseini kaguosani ja Balti mere lõunaosani, Transgressiooni maksimumi ajal levis diatomeede põhjamere kompleks kuni Mga basseinini.

Merede jäävaheajajärgu transgressioon on geoloogiline sündmus, mis peegeldub vastavates setetes Euraasia hiiglasuurtel aladel.

Skaerumhede kihtide vanus jääb uute geoloogiliste ja palinoloogiliste andmete puudumise tõttu lahtiseks. Boreaalse transgressiooni Valge mere faasi vete ja Skaerumhede vete, s.o. Vahemere Portlandiamere otsese ühenduse küsimus Oneega - Valge mere veelahkme kaudu on kaasaegsete teadmiste tasemel eitavalt lahendatud.

CORRELATION OF THE INTERGLACIAL BOREAL TRANSGRESSION IN THE NORTH OF THE U.S.S.R. WITH THE EEM TRANSGRESSION IN THE WESTERN EUROPE

M. LAVROVA

Summary

The present study is the first attempt at correlating the marine interglacial deposits of the boreal transgression in the north of the U.S.S.R, with the deposits of the Eem transgression in western Europe, aiming at defining precisely the time and conditions of their formation.

The distribution of the sea during the boreal transgression in the European north of the U.S.S.R. and in the western part of Siberia is shown in fig. 1. The maximum uplift of abrasional ledges and terraces formed during the maximum of the transgression of the boreal sea is correlated with the tectonic structures having an inherited upward movement. This maximum fluctuates from 80 to 420 m.

The distribution of the Eem Sea (fig. 2) is but inconsiderable. The sea transgressed only into the ancient valleys. Of wider distribution are marine layers with Portlandia arctica in the districts of the Gulf of Finland , the Ladoga and Onega lakes, united under the name of the "Mginskian". During the maximum transgression the water of the Mginskian basin was joined to the water of the White Sea basin of the boreal transgression by the Onega - White Sea watershed.

The deposits of the boreal and Eem transgressions belong to the last interglaciation following the maximum glaciations and their stages (the Moscow (?) and Wartan).

The deposits of the boreal transgression are well preserved and rich in macrofauna. At the beginning of the transgression sands were accumulated, and later - thick formations of clay. Regressive strata are represented by silts and sands. At the beginning of the regressive series of shallow-water deposits, fluctuations of the seashore-line can easily be observed - erosions and buried autochtonic peat-bogs. The thickness of deposits frequently attains 80-100 m, and in the West-Siberian basin - 130-150 m. The deposits of the Eem Sea are considerably destroyed by the ice of the last glaciation. In the regularities of the development of deposits we may observe a great number of analogues with the boreal strata. The thickness of the strata is inconsiderable - 30-40 m. The Mginskian marine strata are deposited on the glacio-lacustrine ones. They are represented by bluish-grey slabby clays with a fauna, and above these - by darker clay with lenses of relics of flora, algae, fragments of Zostera, and marine fauna. In the uppermost part are stratified sands. The strata contain gas, dispersed vivianite and have a smell of hydrogen sulphide.

The interglacial marine fauna of the boreal and Eem seas is richer in the composition of species than the present-day fauna at the contemporary seashores in the same regions. It contains more thermophilous species, the distribution of which is shown in Plates I and II. The fauna of the Mginskian basin is of a mixed composition. At the beginning of the late-glacial transgression, Portlandia arctica transgressed from the west, and with the climate becoming warmer - i.e. during the interglacial transgression - alongside with the arctic species, the boreal Mytilus edulis, Littorina littorea and Cardium edule developed here.

For a correlation of the deposits of the boreal Eem and Mginskian basins the application of the spore-and-pollen method has given most valuable results. As a standard for correlation the pollen diagram of the formation near Station Rybatski (near Leningrad ) was taken. According to the standard, the Mginskian strata are correlated to the time of the last (Mikulinskian) interglaciation.

A correlation with pollen diagrams of the studied sections of western Europe, Karelia and the White Sea basin was carried out according to the scheme attached (fig. 4). It shows that the boreal transgression was of longer duration than the Eem transgression. In the Mginskian basin the late-glacial transgression was gradually followed by the interglacial transgression. Portlandia arctica is a relic of the late-glacial transgression, and it also survived in the interglacial conditions. The sea existed here almost up to the intrusion of the ice of the latest glaciation. The pollen of broad-leaved forests in the uppermost part of the diagram is probably a secondary deposition, i.e. it was probably re-deposited after the erosion of lower-lying deposits. This is confirmed by pollen and spores of tundra fauna.

The general synchronism of the deposits of the boreal and Eem Seas , as well as of the Mginskian interglacial basin, is also corroborated by the composition of diatomic complexes.

The basic conclusions drawn after a study of the deposits of the Mginskian basin give grounds for defining two phases of the latter's development. In the late-glacial phase the penetration of sea-water was effected from the west, through the tectonic region of Central Sweden . This supposition explains well the distribution of Portlandia arctica in the gulfs of Finland and Riga , of the Baltic Sea . The late-glacial series of Mginskian deposits is gradually followed by an interglacial, when the influence of the Eem Sea becomes noticeable in the distribution of diatomic complexes.

The boreal and Eem transgressions conditioned by glacio-eustatic factors, took place at almost one and the same time. A rise in the temperature of sea-water led to a shift of the habitat of the thermophilous species of fauna to the north, to the southeastern part of the Baltic basin and to the South-Baltic district. During the maximum transgression the North-Sea complex of diatomies expanded to the Mginskian basin.

The interglacial transgressions is an unbroken geological event reflected in the deposits on vast areas of Eurasia .

The problem of the age of Scaerumhede strata is unsolved, as yet, on account of a lack of new geological pollen data and material on spores and pollen. An existence of direct connection of the water of the White Sea phase of boreal transgression, through the Onega - White Sea watershed, with the water of Scaerumhede, i.e. with the Mediterranean, Portlandia Sea , has found no confirmation at the present stage of contemporary researches.