Вопрос о позднеледниковом соединении Балтийского моря с Белым имеет большую давность. Впервые он был поставлен шведским зоологом Ловеном [Loven, 1861] для объяснения распространения солоноводных ракообразных Mysis relicta Lov., Idothea entomon Nord., Pontoporea affinis Lind. и др., обитающих в озерах Средней Швеции, Балтике, Ладожском и Онежском озерах, в Белом море и неизвестных у западных берегов Европы. Холодолюбивая фауна, по мнению Ловена, могла попасть в Балтику только из Арктического океана через пролив, возникший после отступания ледника с территорий, занятых в настоящее время указанными водоемами. Дальнейшие исследования зоологов (Г.Ю. Верещагин, Л.А. Кудерский) подтвердили взгляды Ловена, обнаружив в Ладожском, Онежском, Сегозере и других озерах Карелии наличие морских реликтов.

Геологические исследования, вследствие сложности решения проблемы, до сих пор продолжаются и вопрос о позднеледниковом соединении морей подвергается обсуждению. Он насчитывает большое количество как сторонников соединения, так и противников последнего.

Этой проблеме посвящена обширная литература: Е.Н. Дъяконова-Савельева [1929]; С.В. Яковлева [1933]; К.К. Марков [1933, 1935]; С.А. Яковлев [1934]; Б.Ф. Земляков, И.М. Покровская и В.С. Шешукова [1941]; В.С. Шешукова [1949]; Г.И. Горецкий [1951]; W.Ramsay [1904-1905, 1921, 1928]; Н. Мunthе [1910, 1929, 1931]; К. Мölder [1944]; М. Sauramo [1958] и др.

История изучения данного вопроса хорошо освещена в работах К.К. Маркова [1933, 1935], Б.Ф. Землякова, И.М. Покровской и В.С. Шешуковой [1941], Г.С. Бискэ [1959]. Из поздних работ надо отметить статью Г.И. Горецкого [1951], утверждающего, что нет достоверных палеонтологических доказательств существования Онежско-Беломорского соединения в позднеледниковое время. Указанная проблема затрагивается и в недавно опубликованной работе Г.С. Бискэ [1963]. Признавая возможность проникновения из Балтики морских вод в позднеледниковое время в Ладожскую котловину, автор, как и прежде [Бискэ, 1959], отрицательно относится к сквозному Балтийско-Беломорскому соединению, считая, что котловина Белого моря освободилась ото льда только в послеледниковое время, а следовательно, позднеледникового соединения не могло быть. В 1958 г. вышла в свет монография Саурамо [Sauramo, 1958], в которой вопрос о позднеледниковом Балтийско-Беломорском соединении решается положительно.

Как видно, по вопросу о соединении Белого и Балтийского морей еще и до сих пор существует расхождение мнений. В последнее время накопился новый фактический материал, который позволяет заново пересмотреть этот вопрос.

В работах М.А. Лавровой [1947, 1960] указывалось, что отступание льда из пределов Белого моря началось с верховьев Онежского и Двинского заливов, где в приледниковых озерах аккумулировались ленточные глины. На основании геологических данных освобождение Белого моря ото льда и начало осолонения вод произошло во время аллереда, в позднеледниковое время.

В последнее время это заключение подтверждено и палеонтологическими данными.

Спорово-пыльцевой анализ верхней части глин темно-серого цвета с горизонтальной (типа ленточной) слоистостью, в долине р. Пурнемы, на восточном берегу Онежского залива Белого моря, произведенный Т.М. Вострухиной [1962], показал (рис. 1), что нижний горизонт исследованных слоев характеризуется более высоким содержанием пыльцы древесных пород и меньшим содержанием пыльцы трав, чем в вышележащем горизонте. В составе древесной пыльцы господствует пыльца сосны и березы, ольха составляет 8%. Ель дает здесь четкий максимум (13%) - «позднеледниковый максимум ели». Много пыльцы полыни (30%), маревых (25%), осоковых (26%). Вышележащий горизонт характеризуется резким увеличением пыльцы трав (до 45%) и падением пыльцы древесных пород, среди которых доминирует пыльца березы (до 68%). Количество пыльцы полыни возрастает до 46%. Как видно спорово-пыльцевой комплекс нижнего горизонта отложений свидетельствует о более благоприятных климатических условиях по сравнению с вышележащим горизонтом. Если по мнению Фирбаса и Доннера время сосны и березы с елью приурочено ко времени аллередского потепления, то вышележащий горизонт должен быть отнесен к фазе молодого дриаса.

Спорово-пыльцевые данные, датирующие верхнюю часть горизонта глин Онежского залива временем аллереда, подтверждаются и рядом других спорово-пыльцевых анализов, произведенных Т.М. Вострухиной [1962 а] на дистальной стороне Онежской конечной морены.

Для района Двинского залива время аллередского потепления установлено по материалам спорово-пыльцевых анализов Э.С. Плешивцевой в отложениях начала трансгрессии осолоненных вод. По результатам диатомового анализа в районе Северодвинской впадины морские осадки позднеледникового времени отмечаются А.П. Жузе [1939].

Данные о начале осолонения Беломорской котловины в позднеледниковое время получены также в результате диатомовых и палинологических анализов, произведенных Т.М. Вострухиной и Т.Е. Ладышкиной [1964] в Кемском районе. По мнению Т.Е. Ладышкиной, об этом свидетельствует присутствие морских диатомовых в позднеледниковых отложениях района. Так, в слоях голубовато-серых глин с глубины 2,60-2,75 м на абсолютной отметке 20 м в бассейне р. Олонги (к югу от р. Кеми) и темно-серых суглинков с глубины 5,60-6,05 м на абсолютной отметке 35 м в окрестностях г. Кеми, датированных по пыльце временем молодого дриаса, встречена богатая солоноводно-морская диатомовая флора. Диатомовые содержатся здесь в количестве от 77 до 109 видов в образце (включая олигогалобов). Данные глины и суглинки являются осадками трансгрессии портландия. В том же разрезе в бассейне р. Олонги, стратиграфически ниже - на глубине 2,90-3,00 м диатомовым анализом выявлены мариногляциальные отложения, представленные голубовато-серыми глинами, сформировавшимися, согласно палинологическому анализу, еще до фазы молодого дриаса (рис. 2). Это свидетельствует о том, что проникновение соленых вод в Кемский район имело место уже в аллереде.

Диатомовая флора мариногляциального горизонта в Кемском районе в экологическом отношении смешанная. Наряду с пресноводными озерно-ледниковыми диатомовыми, которые представлены здесь 19 видами олигогалобов, присутствуют и формы солоноводно-морского комплекса диатомовых - 11 видов. Среди последних отмечены Melosira sulcata (Ehr.) Kütz., Grammatophora oceanica (Ehr.) Grun., Rhabdonema arcuatum (Lyngb.) Kütz., Cocconeis scutellum Ehr., и др. Полный список диатомовых солоноводно-морского комплекса из мариногляциальных отложений Кемского района приводится в таблице № 1. Эти виды в вышележащем горизонте глин, датированного по пыльце фазой молодого дриаса, достигают высокого количественного развития, что указывает уже на сильное увеличение притока морских вод в Беломорскую котловину в период трансгрессии портландия.

Таблица 1. Диатомовые солоноводно-морского комплекса из позднеледниковых отложений фазы аллереда

Условные обозначения. M - морская форма, C-M - солоноватоводно-морская форма, C - солоноватоводная форма, эвр. - эвригалинная форма. 3 - нередко, 2 - редко, 1 - единично.

Примечание. Характерная для эоценовых отложении морская диатомовая Melosira sulcata var. biseriata Grun., по-видимому, может присутствовать в четвертичных отложениях и в первичном залегании.

Присутствие морских диатомовых в отложениях беломорского побережья Карелии - в районе Кеми и Шижни отмечалось также Г.И. Горецким [1951]. В глинах долины р. Кемь [Бискэ, Лак, 1955; Бискэ, 1959] обнаружена диатомовая флора, по мнению В.В. Ломакина, свидетельствующая об образовании отложений в море, в условиях сильного притока пресных вод, предположительно от края ледника.

Новые геологические данные позволяют утверждать, что во время аллереда, при значительном улучшении климатических условий Белое море имело максимальное распространение. В Ковдозерской депрессии в это время (а не после Кейвы I, как полагала ранее М.А. Лаврова [1947, 1960], был образован глубокий залив. Об этом свидетельствуют высокие береговые абразионные уровни и террасы, отмеченные в районе оз. Толванд. Верхняя граница бассейна, по данным В.А. Поповой, наблюдалась к северу от оз. Толванд на склонах г. Капройва на высоте 235 м. В пропластке иловатых суглинков среди грубослоистых валунно-галечниковых осадков здесь отмечены Melosira sulcata (Ehr.) Kütz., обломки панцирей морских диатомовых из класса Centricae и др. Пыльца в отложениях не обнаружена [Апухтин, 1956].

Единичные находки солоноватоводных и морских форм в отложениях глин, залегающих на морене или ленточноподобных отложениях, находящихся на значительных абсолютных отметках, известны в ряде пунктов пограничного района, указанных на карточке местонахождений в работе Н.И. Апухтина [1956].

В районе озера Тумчи в нижней части слоев, залегающих на ленточных глинах, на высоте 110 м над уровнем моря отмечено значительное развитие солоноватоводно-морской эвригалинной формы Coscinodiscus lacustris var. septentrionalis Grun. и обломки створок морских диатомовых из класса Centricae, а также единичные экземпляры солоноватоводного вида Diploneis interrupta (Kütz.) Cl. [Лак, 1954]. По данным Е.В. Гошкевич, формы солоноводно-морского комплекса отмечены также в пограничном районе по берегам озера Пана-Ярви и в долине р. Олонги. Здесь в нижних горизонтах песков с преобладанием пыльцы сосны, наряду с пресноводными диатомовыми, слои содержат обломки панцирей морских диатомовых из класса Centricae, а также солоноватоводно-морскую форму Cocconeis scutellum var. parva Grun. По данным С.В. Эпштейна [1934], здесь хорошо выражены террасы, верхний уступ из которых достигает 35 м над р. Олонгой. Н.И. Апухтин [1956] отмечает солоноводно-морской комплекс диатомовых также на восточном берегу Тикш-озера. По пыльцевым данным слои относятся к субарктическому периоду.

Как видно, отложения с диатомовой флорой развиты по берегам озер, связанных протоками и относящихся к Ковдозерскому бассейну. Значительные абсолютные отметки нахождения отложений, содержащих диатомовые, а также залегание их на ленточноподобных отложениях указывает на образование их в позднеледниковое время в условиях возможного проникновения осолоненных вод из Белого моря и привноса ими морских форм диатомовых.

Уровень вод этого слабо осолоненного бассейна в северо-западной Карелии несомненно был значительно выше, чем отметки нахождения диатомовых. На это указывают обрывки высоких террас и следов абразионных уровней, наблюдаемых в этих районах. Высокие террасы и уровни, отмеченные С.В. Эпштейном по берегам озера Толванд, вероятно, тоже относятся к солоновато-водному, а не ледниково-озерному водоему. По данным Гидропроекта абсолютный уровень озера Толванд на 12 м выше, чем принимал С.В. Эпштейн [1941]. Учитывая рельеф, а именно наличие заболоченного понижения к юго-западу от озера Толванд, не лишено вероятия, что слабо осолоненные воды Белого моря через Ковдозерский залив проникали в район Алакурти Финляндии и соединялись с водами позднеледникового залива Балтийского бассейна в восточной Финляндии, где были отмечены в позднеледниковых отложениях морские диатомовые [Cleve-Euler, 1937; Нууррä, 1936; Virkkala, 1951; Sauramo, 1958].

Если наиболее древние морские слои характеризуются присутствием небольшого еще количества представителей солоноводно-морского комплекса диатомовых, то отложения трансгрессии портландия содержат уже богатую солоноводно-морскую диатомовую флору, а слои добореального моря, выделенные Таннером в горизонт литорина океаника, синхроничные слоям моря эхенеис в Балтике, имеют прибрежный комплекс макрофауны. Последние хорошо известны к юго-востоку от озера Толванд по новым данным на высоте 107 м над уровнем моря.

Возможно, что во время аллереда началось проникновение осолоненных вод из Белого моря в долину р. Нивы, а во время молодого дриаса, после отступания края льда от Кейвы I, образовалось соединение вод Кандалакшского залива Белого моря через оз. Имандру и долину р. Колы с Кольским заливом Баренцева моря [Лаврова, 1947, 1960].

Воды позднеледникового (аллередского) бассейна распространялись и в более южных районах западной Карелии. Границы их распространения еще требуют уточнения. Несомненно, что к нему относятся верхние абразионные уровни. Так, в Кемском районе возможно, что они достигали 100-110 м. Это хорошо согласуется с нахождением холодолюбивых реликтовых форм ракообразных в озерах Нижнем и Верхнем Куйто [Верещагин, 1925].

К югу от г. Беломорска (в устье р. Выг) равнина постепенно поднимается от моря к Онежско-Беломорскому водоразделу. В пониженных участках равнины и в долине р. Выг на морене залегают серые слоистые глины, постепенно переходящие в глины алевритовые без ясно выраженной слоистости. В долине р. Выг и вблизи Выгозера эти слои имеют широкое распространение и прослеживаются по р. Сегеже до озер Сегозера и Остер-озера и на юг через озеро Маткозеро до Онежско-Беломорского водораздела.

По данным Б.Ф. Землякова [1936], на Онежско-Беломорском водоразделе в супесях, покрывающих ленточные глины, на отметках около 100 м А. Гуреевым и Г.И. Горецким была обнаружена экологически смешанная диатомовая флора, в составе которой отмечена широко распространенная морская форма Melosira sulcata (Ehr.) Kütz.

На самом перевале Онежско-Беломорского водораздела отмечаются обрывки небольшой террасы, сложенной косослоистыми песками небольшой мощности. Судя по типу косой слоистости, Г.И. Горецкий [1951] считает ее аллювиальной.

На южном склоне водораздела, в 1 км от г. Повенец, на абсолютной высоте, около 40 м в супесях террасы Онежского озера, залегающих на голубовато-серой тонкослоистой ленточной глине, В.С. Порецким были встречены Melosira sulcata (Ehr.) Kütz., Rhabdonema arcuatum (Lyngb.) Kütz., Crammatophora oceanica var. macilenta (W.Sm.) Grun., Diploneis crabro var. pandura (Breb.) Cl, D. splendida (Greg.) Cl., Navicula cancellata var. retusa Breb., Epithemia zebra var. porcellus (Kütz.) Grun., Nitzschia punctata var. elongata Grun. Почти все указанные диатомовые являются обитателями моря. Нахождение их в террасе, по мнению Б.Ф. Землякова, И.М. Покровской и B.C. Шешуковой [1941], дает совершенно определенные указания на проникновение в позднеледниковое время морских вод в котловину Онежского озера.

На основании нахождения в осадках диатомовых солоноводно-морского комплекса, а также геоморфологии Онежско-Беломорского водораздела Е.Н. Дьяконовой-Савельевой и Б.Ф. Земляковым [1928] было сделано заключение о кратковременном соединении Белого моря с Онежским бассейном при помощи неглубокого пролива. На основании рельефа Г.И. Горецкий [1951] не отрицает возможность кратковременного соединения бассейнов, но считает, что утверждение морского пролива палеонтологически не обосновано.

Экологически смешанная диатомовая флора с участием представителей солоноводно-морского комплекса отмечена Е.Н. Дьяконовой-Савельевой [1929] и на западном - Карельском участке водораздела между Сегозером и Остер-озером, высота которого около 130-132 м. Диатомовая флора, включающая согласно определениям В.С. Порецкого наряду с олигогалобами морскую форму Cocconeis distans var. (?) и солоноватоводную форму Navicula lundströtmii var. subcapitata Wisl. et Poretzky, встречена на южном склоне водораздела на высоте 122 м, в супесях, налегающих на ленточную глину, вблизи Остер-озера. На основании геологических данных Н.Н. Дьяконова-Савельева [1929] датирует отложения позднеледниковым временем и считает, что состав диатомовых указывает «на безусловную связь с соленым бассейном», в котором происходило накопление указанных осадков.

Время образования пролива хорошо датирует пыльцевая диаграмма отложений, собранных вблизи Остер-озера в районе Карельского водораздела (рис. 3). Палинологический анализ из отложений, собранных Доннером, производил Суомалайнен (G. Suomalainen) в 1944-45 гг. В разрезе - сверху вниз наблюдаются: 3 м древесный торф, 60 см осоковый торф, 30 см гиттия, 2,40 м глина и супесь. Образование торфа началось в бореальный период и происходит до наших дней. Добореальное время падает на верхнюю часть слоистых глин. Зона III отмечается выступом травянистой пыльцы с большим количеством Chenopodiaceae, развитием Salix и знаменует время осцилляции льда на границах Сальпауселька в Финляндии. Начало формирования глин происходило еще в аллереде. Доннер [Donner, 1951] полагает, что часть пыльцы, а именно: ольхи, орешника, липы и ели в плохой сохранности и, вероятно, переотложены. Саурамо [Sauramo, 1958] считает, что диаграмма является важным доказательством времени соединения Белого моря с Онежским бассейном в позднеледниковое время, а именно - аллеред и молодой дриас.

Существование морского соединения подтверждается нахождением ихтиологами четырехрогого бычка в глубинах озера Остер. По данным Л.А. Кудерского и В.А. Лотарева [1962] по морфологии бычок сходен с формой из Онежского озера, но крупнее. Это дает дополнительные данные для решения вопроса о путях распространения реликтовой фауны в Карельских озерах. Учитывая глубину водоема при аккумуляции водораздельных глин, Саурамо здесь проводит 135 м изобазу поднятия.

При исследовании трассы Беломорского канала, кроме геологических данных М.А. Лавровой [1933] получен и геоморфологический материал, указывающий на существование в пределах Карельского водораздела трех нешироких долин бывших протоков вод позднеледникового бассейна, так что обмен вод между Онежским озером и Белым морем отрицать нельзя. Однако воды позднеледникового бассейна, по-видимому, были настолько сильно опреснены, что можно говорить лишь о слабосолоноводных протоках, а не о морских проливах.

Необходимо отметить, что еще в довоенное время геологические исследования морских отложений беломорского бассейна показали, что позднеледниковые морские слои не содержат макрофауны in situ и что все обломки раковин в данных осадках переотложены из морских межледниковых отложений бореального моря в результате денудации их льдами последнего оледенения. Об этом М.А. Лавровой [1948] сообщалось значительно ранее Г.И. Горецкого [1951]. Необходимо отметить, что переотложенная макрофауна обычно представлена сглаженными обломками и никогда не дает массового количества, как в коренном залегании отложений. Некоторые морские диатомовые находятся здесь также во вторичном залегании, в частности, третичные виды и, возможно, межледниковые.

Позднеледниковые абразионные уровни в районе Онежского озера были известны со времени исследований А. Иностранцева и Рамсея, который в дальнейшем значительно понизил отметки их высот. Верхние из них, по данным К.К. Маркова [1931а], относятся ко времени приледниковых озер.

Финские исследователи, кроме высоких озерно-ледниковых уровней в районе г. Петразаводска, отмечали и морские на высотах 80, 70 и 60 м над уровнем моря.

Спорово-пыльцевой анализ серии образцов из торфяника Хиилисуо, расположенного к югу от г. Петрозаводска на абсолютной высоте 147 м, показал, что в фазу аллереда накопление органогенных отложений происходило в условиях развития древесной растительности. Это свидетельствует о том, что в указанное время произошло уже освобождение Онежского озера от ледникового покрова. Выше слоев аллереда в пыльцевой диаграмме четко выделяются слои с травянистой и кустарниковой растительностью с господствующими Chenopodiaceae, Cyperaceae и др., а также содержится пыльца Artemisia и Salix. Преобладание березы (с примесью сосны) указывает на образование осадков в зоне тундры во время III растительной зоны, т.е. молодого дриаса.

О реликтово-морском характере Онежского озера, по мнению С.М. Вислоуха и Р.В. Кольбе [1927], говорит присутствие в составе диатомовой флоры до 32% обитателей солоноватых вод. Однако позднее В.С. Шешуковой [1937] и А.П. Жузе [1939] количество их было сильно снижено - до 1%. В Онежском озере известны и реликтовые формы ракообразных [Верещагин, 1925; Ломакина, 1950].

Вопрос об Онежско-Ладожском позднеледниковом соединении до последнего времени вызывал при своем решении наибольшие разногласия.

Предположение Рамсея [Ramsay, 1904-1905] и С.А. Яковлевой [1932] о существовании пролива по Свири геологическими исследованиями не подтвердилось (А.И. Зоричева и др.). Специальные исследования диатомовых в Ивинской котловине А.П. Жузе [1939] в слоях, датированных по пыльце субарктическим периодом, показали присутствие здесь пресноводной диатомовой флоры. Проблема существования пролива по Свири не выдерживает критики и с точки зрения гляцио-изостатической, так как район Свири по своему географическому положению в южной части перешейка ко времени аллереда испытал поднятие, о чем свидетельствует нахождение субарктических торфяников на р. Свири и на юго-восточных берегах Онежского озера на абсолютной высоте 30 м, т.е. ниже уровня озера [Марков, 1933].

Б.Ф. Земляковым, И.М. Покровской и В.С. Шешуковой [1941] был поднят вопрос о позднеледниковом соединении Онежского и Ладожского озер через северную часть перешейка, а именно через Шуйскую тектоническую депрессию, которая почти пересекает перешеек. Хотя водораздел перешейка по данным ж/д нивелировки [Яковлев, 1934] достигает здесь 90 м, т.е. больше, чем на Свири, но данный район лежит в зоне более высоких изобаз и в позднеледниковое время находился в состоянии более значительного погружения, чем район р. Свири.

Р. Шуя в восточной части депрессии протекает через ряд озер, из которых водораздельные являются более значительными. Здесь давно были известны хорошо выраженные террасы, а согласно данных Б.Ф. Землякова, И.М. Покровской и В.С. Шешуковой [1941] по краям депрессии четкие абразионные уровни с нагромождением валунов, уступами террас, а местами хорошо выраженные валунно-галечниковые береговые валы. Наивысшая отметка волноприбойных знаков в районе Вагатозера, по данным указанных авторов, достигает 105 м над уровнем моря. По направлению к востоку она снижается до 95 м (с. Маньга), достигая у Петрозаводска 84-86 м абсолютной высоты. Понижение береговой линии отмечается и к западу (у г. Олонца 70-75 м над уровнем моря), что свидетельствует о более значительном поднятии центральной части перешейка.

Депрессия выполнена четвертичными отложениями. На морене последнего (валдайского) оледенения залегает позднеледниковая толща, представленная ленточными глинами, которые вверх переходят в слабослоистые и неслоистые супеси и пески, наблюдаемые до 110 м абсолютной высоты. В этих позднеледниковых осадках, включая и верхнюю часть ленточных глин, в ряде пунктов депрессии (Сулаж-гора, среднее течение р. Шуи, около Окунь-озера и в других местах) В.С. Шешуковой были встречены, наряду с обитателями пресных вод, представители солоноводно-морского комплекса диатомовых. К числу последних относятся Melosira sulcata (Ehr.) Kütz., Rhabdonema minutum Kütz., Grammatophora oceanica f. intermedia Grun., Cocconeis scutellum Ehr., Chaetoceros sp. и др., что свидетельствует о проникновении в приледниковый водоем соленых вод. Об образовании пролива, «принадлежавшего позднеледниковому бассейну, имевшему, очевидно, связь с открытым океаном» [Земляков, Покровская, Шешукова, 1941, стр. 168] говорят и четкие береговые формы рельефа, указывающие на динамику проточных вод. Проводившиеся при этом исследования данных отложений на пыльцу показали почти полное ее отсутствие. Только в супесях на р. Тюккула на глубинах от 0,75 до 2,00 м была обнаружена пыльца, в составе которой доминируют пыльцевые зерна сосны и ели при полном отсутствии пыльцы широколиственных пород.

Интересной является диатомовая флора, встреченная Н.И. Головенкиной в позднеледниковых осадках, вскрытых скважиной в 4,5 км к юго-востоку от д. Сямозеро. В глинах с глубины 2,0 м из разреза на абсолютной высоте около 100 м было определено 64 вида диатомовых. Среди них 18 видов (таблица № 1) относятся к представителям солоноводно-морского комплекса диатомовых, среди которых количественно преобладают Grammatophora arctica Cl. (?), Synedra tabulata (Ag.) Kütz., и обломки створок морских диатомовых из класса Centricae. Присутствие этих видов связано с притоком морских вод в приледниковый бассейн в период, когда значительным числом форм был представлен уже пресноводный элемент (46 видов олигогалобов), что характерно для поздних стадий развития приледниковых бассейнов - в Ленинградской области для II Балтийского ледникового озера [Желубовская, Ладышкина, 1962]. Сопоставление флоры данного сямозерского разреза с позднеледниковой диатомовой флорой лахтинского разреза свидетельствует о сходстве указанных флор как в части пресноводного (озерно-ледникового) элемента, так и по составу солоноводно-морского комплекса диатомовых. Среди последних в сямозерском разрезе 44% форм являются общими с видами солоноводно-морского комплекса лахтинского разреза, причем из горизонта, датированного по пыльце временем аллереда. В глинах сямозерского разреза, содержащих указанную выше флору, по данным Д.П. Багно, обнаружен спорово-пыльцевой спектр ярко выраженного лесного типа с господством хвойных пород, в том числе и ели - 35% (сосна - 41%), свидетельствующий об образовании исследованных отложений в период позднеледникового потепления, а нижележащий горизонт песков предположительно отнесен к фазе среднего дриаса. Следовательно, исследованный горизонт глин сямозерского разреза, вероятно, также формировался в фазу аллереда, приходящуюся на субарктический период. Следует отметить, что для позднеледниковой толщи Онежско-Ладожского перешейка осадки субарктического возраста, установленного палинологическими анализами, известны из ряда разрезов Шуйской депрессии.

Выводы о существовании позднеледникового пролива были сделаны и финскими исследователями Хииппе, Мельдером и Окко, посетившими в 1943 г. северную часть Онежско-Ладожского перешейка. Мельдер [Mölder, 1944] в своей работе «Карельское ледниковое море в свете находок ископаемых диатомовых» приводит для указанного района систематические списки диатомовых, включающие помимо пресноводных и пресноводно-солоноватоводных видов также морские, солоноватоводно-морские и солоноватоводные формы. Исследования велись в основном в районе между Сямозером и Ведлозером. В разрезе у д. Корза представители солоноводно-морского комплекса диатомовых были встречены в количестве 14 видов (из 49 найденных здесь форм). Среди обитателей моря в изучавшихся разрезах отмечаются Melosira sulcata (Ehr.) Kütz., Thalassiosira excentrica (Ehr.) Cl., Grammatophora marina (Lyngb.) Kütz., Gr. oceanica (Ehr.) Grun., Rhabdonema arcualum (Lyngb.) Kütz., Diploneis didyma (Ehr.) Cl., Campylodiscus echeneis Ehr., C. clypeus Ehr. и др. Многие из найденных здесь форм были встречены как в аллередском горизонте лахтинского разреза [Желубовская, Ладышкина, 1962], так и в позднеледниковых отложениях у д. Сямозеро, исследованных Н.И. Головенкиной. Некоторые из них - Melosira sulcata (Ehr.) Kütz., Rhabdonema arcuatum (Lyngb.) Kütz., Grammatophora oceanica (Ehr.) Grun. и др. содержатся также и в мариногляциальных осадках фазы аллереда Кемского района. Абсолютная высота залегания слоев с диатомовыми, по данным указанных финских исследователей, достигает 130-131 м, что дало основание Хииппе сделать вывод о положении верхней морской границы в северной части Онежско-Ладожского перешейка на высоте 130 м над уровнем моря и подтвердить существование пролива позднеледникового времени. На существование пролива через Онежско-Ладожский перешеек в позднеледниковое время указывают и обнаруженные Хииппе следы ледниковой осцилляции в районе Ведл-озера, полагающего, что край льда доходил до Карельского ледникового моря или находился вблизи него.

По берегам Ладожского озера давно были известны высокие абразионные уровни приледниковых озер. В зеленоватых глинах у г. Питкяранты, вскрытых В.В. Шарковым, В.С. Шешуковой были встречены морские диатомовые Grammatophora marina (Lyngb.) Kütz., Gr. oceanica (Ehr.) Grun., Thalassionema nitzschioides Grun., Th. nitzschioides var. lanceolata Grun. [Бискэ, 1959]. Отложения с нахождением богатой морской диатомовой флоры в районе северо-восточной части Ладожского озера в 0,5 км от д. Тюккула, которые Г.С. Бискэ [1959] считает аналогом осадков с морскими диатомовыми в бассейне р. Видлицы [Земляков, Покровская, Шешукова, 1941], являются, по-видимому, мгинскими межледниковыми. Как показал диатомовый анализ отложений фазы аллереда Кемского района, а также лахтинского [Желубовская, Ладышкина, 1962] и сямозерского разрезов, для позднеледниковых отложений времени Балтийско-Беломорского соединения вообще не характерно обилие морских форм.

Если верхние абразионные уровни у Янис-Ярви образованы деятельностью ледниковых озер, нижележащие, по мнению Саурамо [Sauramo, 1958], относятся к уровням J₁ то есть I Иольдиевого моря. Эта датировка позволила ему здесь провести 125 м изобазу поднятия. На северо-западных побережьях Ладоги Саурамо проводит 75 м изобазу поднятия уровней данного бассейна. Восточнее Сортавала изобаза меняет направление на юго-восточное, проходя южнее Ведлозера. (Рис. 5).

Ладожское озеро в позднеледниковое время являлось продолжением Финского залива, соединяясь с ним через низкую северную часть Карельского перешейка, так называемый Хейнйокский пролив.

Проблема позднеледникового осолонения Балтики находится в настоящее время в стадии накопления фактического материала для своего решения. В ней еще много неясного, дискуссионного, а потому новый палеонтологический материал, несомненно, представляет большой интерес для уточнения позднеледниковой истории Балтики, а главное, освещения проблемы позднеледникового Балтийско-Беломорского соединения. Особенно ценен материал по детальному палеонтологическому изучению Лахтинской котловины, расположенной в 10 км к северо-западу от г. Ленинграда. Дно этой древней впадины во многих местах лежит на 30 м ниже уровня моря, что способствовало накоплению в ней поздне- и послеледниковых осадков.

Из работы К.В. Желубовской и Т.Е. Ладышкиной [1962] видно, что в осадках двух стадий Балтийского ледникового озера (Gl_III и Gl_IV по К.К. Маркову) наряду с доминирующим пресноводным комплексом диатомовых постоянно присутствуют представители солоноводно-морского комплекса (рис. 4). Олигогалобы были встречены в количестве 152 видов, солоноватоводные, солоноватоводно-морские и морские диатомовые - 35 видов. Основная масса форм, по материалам Т.Е. Ладышкиной, относится к периоду развития II Балтийского ледникового озера (Gl_IV). Если для I Балтийского ледникового озера (Gl_III) характерно присутствие небогатого комплекса диатомовых, то флора II Балтийского ледникового озера отличается уже значительным качественным разнообразием. Богаче становится, особенно в аллереде, и привносимая в бассейн морскими водами солоноводно-морская флора диатомовых. Появляются Mastogloia smithii var. amphicephala Grun., круг форм Diploneis smithii (Breb) Cl., Rhopalodia musculus (Kütz.) O. Müll и др.

Фаза древнего дриаса выявлена в верхах арктического периода (XI зона Поста). Для нее характерен спорово-пыльцевой спектр перигляциального типа. Фаза аллереда соответствует субарктическому периоду (X зона Поста). Участие травяной пыльцы сокращается за счет полыни и маревых. В древесной группе доминирует пыльца сосны (86,2%). Удваивается процент ели. Выявлено следующее соотношение групп: древесная пыльца 66%, недревесная 7%, споры 27%. Максимум диатомовых солоноводно-морского комплекса совпадает с максимумом сосны аллереда и субарктическим подъемом ели. Выше по разрезу, в фазу молодого дриаса, количество диатомовых резко убывает, а соотношение наземных растительных групп меняется: древесная пыльца 50%, недревесная 20%, споры 30%.

Исследования показали, что солоноводно-морской элемент диатомовой флоры позднеледниковых отложений Лахтинской котловины соответствует в истории Балтики времени I Иольдиевого моря по Мунте. Ярко выраженная здесь регрессивная фаза четко ограничивает эти позднеледниковые отложения от осадков II Иольдиевого моря.

Исследованием четвертичных отложений Лахтинской котловины в последние годы занимались также Т.В. Усикова, Г.И. Клейменова и Р.Н. Джиноридзе [1963], из диаграммы в работе которых также видно, что диатомовые солоноводно-морского комплекса встречаются здесь по всей вскрытой бурением толще позднеледниковых отложений. Тем не менее указанные авторы считают возможным выделить в низах лахтинского разреза обособленный горизонт I Иольдиевого моря, отнеся его к фазе аллереда. Для изучаемого района мощность этого горизонта приводится равной от 0 до 10 м (максимально до 15 м). Отмечается, что слои залегают на размытой поверхности ленточных глин и представлены серыми или зеленовато-голубоватыми супесями, переходящими в пески. В основании отложений нередко отмечается нахождение растительных макроостатков. Слои с абразионным несогласием, по мнению данных авторов, покрываются отложениями II Балтийского ледникового озера времени молодого дриаса, но на приведенной для лахтинского разреза диаграмме никакого изменения литологического состава осадков не наблюдается.

Следует отметить однако, что, как показал анализ имеющегося фактического материала, для района восточной части Финского залива по данным диатомовых исследований позднеледниковые отложения самостоятельного стратиграфического горизонта I Иольдиевого моря не образуют. Литологический состав осадков позднеледникового времени зависит от условий их аккумуляции - рельефа подстилающих пород, абсолютной высоты их залегания и движений земной коры. Все это обуславливает развитие водных или континентальных отложений. Во многих местах наблюдается перерыв в аккумуляции водных осадков и даже образование торфяников, как в Горелове. В других случаях, как отмечает К.К. Марков [1931], имеется полная постепенность накопления осадков, что характерно, в частности, для позднеледниковой толщи Лахтинской котловины [Желубовская, Ладышкина, 1962].

Исследования последних лет показали, что слои с включением солоноватоводных и морских диатомовых прослежены до высоты 30 м над уровнем моря. Эти данные позволяют объяснить и нахождение единичных форм солоноводно-морского комплекса диатомовых на более низких отметках - в отложениях террасы парка Лесотехнической Академии, в Удельненском парке, а также в осадках, подстилающих торфяник у Горелова и во многих других местах. Накопление фактического материала позволило увеличить список солоноватоводных и морских диатомовых в Лесном, которые здесь представлены [Яковлев, 1925; Малясова, 1960; Усикова, Клейменова, Джиноридзе, 1963] Melosira sulcata (Ehr.) Kütz., M. sulcata var. siberica Grun. (во вторичном залегании), Thalassiosira excentrica (Ehr.) Cl., Th. gravida Cl., Coscinodiscus decipiens Grun., C. perforatus Ehr., Actinocyclus ehrenbergii var. crassa (W. Sm.) Hust., A. undulatus (Bail.) Ralfs, Chaetoceros schüttii Cl., Ch. anastamosans Grun., Rhabdonema adriaticum Kütz., Rh. arcuatum (Lyngb.) Kütz., Grammatophora marina Kütz., Grammatophora sp., Fragilaria oceanica var. circularis Grun., Thalassionema nitzschioides Grun., Diploneis interrupta (Kütz.) Cl. Кроме того, открыто много новых местонахождений позднеледниковых отложений с включением диатомовых солоноводно-морского комплекса в Приневской низменности: между ст. Зиновьево-Овцинская, выше села Московская Дубровка, а также севернее устья р. Черной у бывшей деревни Пороги [Малясова, 1960] и др. Присутствие морских форм наблюдается также и в осадках на северном берегу Финского залива, где они еще ранее были отмечены Хииппе [Нуррä, 1932].

Имеющиеся данные позволяют считать, что уже на ранних этапах развития Балтийского ледникового озера существовал незначительный подток соленых вод и проникновение с запада форм солоноводно-морского комплекса диатомовых. Период влияния соленых вод в аллереде на приледниковый бассейн Балтики совпадает со временем I Иольдиевого моря по Мунте, что соответствует в истории Балтики этапу позднеледникового Балтийско-Беломорского соединения. Необходимо отметить, что в позднеледниковье (лахтинский разрез) наблюдается еще и более ранний пик осолонения.

Нужно сказать, что на основании сходства морских диатомовых из позднеледниковых отложений с межледниковыми часто делают вывод об их переотложении, в частности, для ряда находок по линии позднеледникового Балтийско-Беломорского соединения. Вместе с тем это не всегда оправдано. Так сопоставление диатомовой флоры позднеледниковых отложений Кемского района [Вострухина, Ладышкина, 1964], где прослежено развитие флоры по разрезу, с межледниковой флорой Севера Европейской части СССР показывает наличие общих элементов, в том числе и среди известных для последних в качестве характерных форм: Melosira sulcata (Ehr.) Kütz., Coscinodiscus lacustris var. septentrionalis Grun., Rhabdonema arcuatum (Lyngb.) Kütz., Grammatophora oceanica (Ehr.) Grun., Diploneis didyma (Ehr.) Cl., D. interrupta (Kütz.) Cl. и др. Эти виды (некоторые в большом количестве) встречаются к тому же и в послеледниковых отложениях района Беломорья, в частности, на Онежском полуострове [Вострухина, Ладышкина, 1960]. Все это говорит о необходимости, во избежание ошибок, комплексного изучения осадков различными методами, а именно параллельного применения диатомовых и палинологических анализов при тесной увязке их с геологическими данными и фауной. Для большей уверенности в нахождении диатомовой флоры in situ существенно проследить и ход ее развития по разрезу. Следует отметить, что послеледниковая флора в целом отличается лучшей сохранностью, чем позднеледниковая, где диатомовые как пресноводные, так и морские нередко присутствуют в виде обломков. Это объясняется, по-видимому, возрастными различиями указанных флор, а также и менее благоприятными условиями фоссилизации диатомовых в позднеледниковое время. Кроме того известно, что диатомовые с нежным панцирем часто встречаются в обломках и в первичном залегании, особенно в грубых породах, а формы с толстостенными створками могут иметь хорошую сохранность и в переотложенном состоянии.

Невозможность Балтийско-Беломорского соединения в период существования II Иольдиевого моря, а именно в пребореальное время, доказана [Марков, 1933, 1935; Земляков, Покровская, Шешукова, 1941]. Однако до настоящего времени в геологической литературе в качестве аргумента против позднеледникового соединения ошибочно приводится отсутствие в некоторых разрезах солоноводного комплекса диатомовых, характерного для II Иольдиевого моря, а не позднеледникового солоноводно-морского комплекса времени I Иольдиевого моря по Мунте.

Заключение

Приведенные выше фактические данные позволяют в настоящее время подойти к решению вопроса о Балтийско-Беломорском соединении на более широкой палеонтологической базе.

Если четвертичная морская фауна в районе Онежско-Беломорского водораздела в позднеледниковых отложениях является переотложенной из межледниковых отложений бореального моря, то широкое распространение форм солоноводно-морского комплекса диатомовых в позднеледниковых отложениях на протяжении от Белого моря до Балтики, при накоплении нового фактического материала игнорироваться не может.

Как уже отмечалось, таяние и отступание льда из Беломорской впадины началось с верховьев Онежского и Двинского заливов, где в ледниково-озерных условиях аккумулировались ленточные глины. На основании спорово-пыльцевых и диатомовых анализов отложений Онежского, Двинского, Кемского и других районов видно, что во время аллереда Беломорский бассейн уже был свободен ото льда и через горло Белого моря соединялся с Баренцевым морем. Поскольку повышение уровня вод океана ко времени аллереда немного превышало порог стока, то есть высоту дна горла Белого моря (40-45 м), водообмен озерно-ледниковых вод, выполняющих Беломорскую впадину и опресненных вод шельфа Баренцева моря происходил медленно. Вследствие затрудненности обмена вод, по данным диатомового анализа, Белое море во время аллереда представляло слегка осолоненный приледниковый (марино-гляциальный) водоем.

В результате значительной гляциоизостатической депрессии земной коры в приледниковой части Балтийского щита в это время слабо осолоненные воды Беломорского водоема образовали глубокие заливы, проникавшие по древним впадинам и долинам в район Ковдозера, где имели соединение с позднеледниковым заливом восточной Финляндии [Нууррä, 1936; Sauramo, 1958], а также на юг по Выгозерской впадине до Онежского озера, уже освободившегося в это время от ледникового покрова.

По данным диатомового анализа в позднеледниковое время Балтика тоже представляла озерно-ледниковый водоем (стадий Gl_III и Gl_IV К.К. Маркова), по мнению Т.Е. Ладышкиной, в районе верховий Финского залива лишь со слабым подтоком соленых вод, который усилился во время аллереда.

Воды Финского залива через Хейнйокский пролив Карельского перешейка проникали на территорию Ладожского озера и в Шуйскую депрессию Онежско-Ладожского перешейка, соединяясь с водами Беломорского водоема. Отложения Онежско-Ладожского перешейка, содержащие диатомовые солоноводно-морского комплекса, представлены обычно супесями и песками, залегающими на ленточных озерно-ледниковых глинах, и содержат нередко значительное количество пресноводных диатомовых. Спорово-пыльцевые данные из отложений Шуйской депрессии Онежско-Ладожского перешейка, а также отложения Онежско-Беломорского водораздела датируют проникновение осолоненных вод временем аллереда, т.е. фазой преобладающего развития древесной растительности, с нижним субарктическим максимумом ели, сосной и березой. Такой же состав растительности наблюдается и для отложений времени аллереда в восточной части Финского залива Балтики.

Время усиленного подтока осолоненных вод в Балтику, относящегося ко времени аллереда, впервые было выделено Мунте [Munthe, 1928] под названием I Иольдиевого моря. Как показали исследования позднеледниковых отложений Лахтинской котловины, Приневской низменности в изучаемом районе особого горизонта эти слои не представляют. По данным Т.Е. Ладышкиной, осолонение наблюдается в осадках двух стадий Балтийского ледникового озера, т.е. Gl_III и Gl_IV по К.К. Маркову. Гореловский торфяник с высоким содержанием сосны и ели образовался во время максимума спада вод I Балтийского ледникового озера (Gl_III) в районе порога Средней Швеции.

При наступании льдов до границ Сальпаусселькя I сообщение между Балтикой и Белым морем прекратилось. Вероятно район Онежско-Ладожского перешейка испытал к этому времени региональное поднятие, что отражено на палеогеографической карточке Саурамо [Sauramo, 1958]. Воды Беломорского бассейна в указанное время соединялись еще с Онежским озером. Это предположение находит подтверждение в изучении реликтовых ракообразных. По данным Н.Б. Ломакиной [1950], некоторые виды реликтовых ракообразных, претерпев более значительные изменения, чем формы из Ладожского озера, сохранили черты, общие с беломорскими эстуарными видами, что указывает на более длительную связь Онежского озера с Белым морем.

Вопрос о распространении позднеледникового бассейна - I Иольдиевого моря по Мунте, тесно связан с абсолютными отметками нахождения данных отложений, что хорошо отображено в изобазах поднятия на палеогеографической карточке Саурамо [Sauramo, 1958] (рис. 5). Однако отсутствие следов водной абразии в западных районах Карелии и широкое распространение здесь камов указывают на остатки в данных районах погребенных льдов (рис. 6).

Вышеприведенный материал позволяет нам присоединиться к мнению Б.Ф. Землякова, И.М. Покровской и В.С. Шешуковой [1941], а также к мнению Хииппе, Мельдера [Mölder, 1944] и Саурамо [Sauramo, 1958] о существовании Балтийско-Беломорского соединения в позднеледниковое время. Выяснилось, что оно происходило в аллереде, а для Белого моря и Онежского озера, возможно, кроме того и в первой половине молодого дриаса. Дальнейшие исследования позволят уточнить контуры распространения позднеледникового Балтийско-Беломорского пролива.

ЛИТЕРАТУРА

АПУХТИН Н.И. 1956. Новые данные о распространении морских трансгрессий в поздне- и послеледниковое время в Севарной Карелии. Сб. ВСЕГЕИ: Материалы по четвертичн. геол. и геоморфол. СССР, вып. I, М.

БИСКЭ Г.С. 1959. Четвертичные отложения и геоморфология Карелии. Карельск. фил. Академии наук СССР, Петрозаводск.

БИСКЭ Г.С. 1963. К развитию Балтики в предвалдайское и послевалдайское время в пределах Ленинградской области и Карелии. Международн. ежегодник «Baltica», т. 1, Изд. Академии наук Литовской ССР, Вильнюс.

БИСКЭ Г.С., ЛАК Г.Ц. 1955. Позднеледниковые морские отложения в Карело-Финской ССР. Тр. Карело-Финского фил. Академии наук СССР, вып. 3.

ВЕРЕЩАГИН Г.Ю. 1925. К вопросу об элементах морской фауны и флоры в пресных водах Европейской России. Тр. Первого Всероссийск. Гидрологическ. съезда, Л.

ВИСЛОУХ С.М., КОЛЬБЕ Р.В. 1927. Материалы по диатомовым Онежского и Лососинского озер. Тр. Олонецк. научн. экспед. ч. V, вып. 1.

ВОСТРУХИНА Т.М. 1962. Спорово-пыльцевая характеристика поздне- и послеледниковых отложений Онежского полуострова. Советская геология, № 9.

ВОСТРУХИНА Т.М. 1962а. К вопросу о датировке озерно-ледниковых отложений Онежского полуострова. Доклады Академии наук СССР, т. 145, № 1.

ВОСТРУХИНА Т.М., ЛАДЫШКИНА Т.Е. 1960. Некоторые данные по изучению пыльцы и диатомовых водорослей в послеледниковых отложениях Онежского полуострова. Сб. по палеогеогр. и стратиграф. четвертичн. и третичн. отложений, Изд. Ленинградск. унив.

ВОСТРУХИНА Т.М., ЛАДЫШКИНА Т.Е. 1964. Новые данные по изучению четвертичных отложений Кемского района Карелии. Доклады Академии наук СССР, т. 155, № 3.

ГОРЕЦКИЙ Г.И. 1951. Доказано ли существование Онежско-Беломорского позднеледникового соединения? Изв. Всесоюзн. географ, общ., т. 83, вып. 2.

ДЬЯКОНОВА-САВЕЛЬЕВА Е.Н., ЗЕМЛЯКОВ Б.Ф. 1928. Исследования по четвертичной геологии на северном берегу Онежского озера. Изв. Гос. Гидрологич. инст., вып. 21.

ДЬЯКОНОВА-САВЕЛЬЕВА Е.Н. 1929. К вопросу о позднеледниковом Онежско-Баломорском соединении. Тр. Ленинградск. Общ. Естеств., т. LIX, вып. 4.

ЖЕЛУБОВСКАЯ К.В., ЛАДЫШКИНА Т.Е. 1962. К познанию позднеледниковой истории Балтики на основе диатомовых и палинологических исследований разреза Лахтинской котловины. Доклады Академии наук СССР, т. 146.

ЖУЗЕ А.П. 1939. Палеогеография водоемов на основе диатомового анализа. Тр. Верхневолжск. экспед. Географо-эконом. научн.-исслед. инст., вып. 4, Л.

ЗЕМЛЯКОВ Б.Ф. 1936. Четвертичная геология Карелии. Тр. секц. естественных производительных сил, т. I, вып. 1, Изд. Карельского научн.-исслед. инст., Петрозаводск.

ЗЕМЛЯКОВ Б.Ф., ПОКРОВСКАЯ И.М., ШЕШУКОВА В.С. 1941. Новые данные о позднеледниковом морском Балтийско-Беломорском соединении. Тр. Сов.секц. Международн. ассоц. по изуч. четвертичн. периода, вып. V, М.-Л.

КУДЕРСКИЙ Л.А., ЛОТАРЕВ В.А. 1962. Новая находка реликтового бычка в водоемах Карелии. Научн. конфер. по итогам работ Инст. биологии за 1961 г., Петрозаводск.

ЛАВРОВА М.А. 1933. О результатах геологических исследований в районе Беломорского бассейна. Тр. II Международн. конференц. по изуч. четвертичн. периода Европы, вып. II, Л.

ЛАВРОВА М.А. 1947. Основные этапы четвертичной истории Кольского полуострова. Изв. Всесоюзн. географ. общ., т. 79, вып. I.

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

ЛАВРОВА М.А. 1960. Четвертичная геология Кольского полуострова. Изд. Кольского фил. Академии наук СССР, М.-Л.

ЛАК Г.Ц. 1954. Диатомовые четвертичных отложений Западной Карелии. Изд. Карело-Финского фил. Академии наук СССР, М.-Л.

ЛОМАКИНА Н.Б. 1950. Систематика родов Gamma racanthus Bate и Pontoporeia Kröyer в связи с вопросом о происхождении ледниковых реликтов фауны СССР. Автореф. диссертац., Зоологическ. инст. Академии наук СССР, Л.

МАЛЯСОВА Е.С. 1960. Результаты применения метода спорово-пыльцевого анализа для стратиграфического расчленения четвертичных отложений Кольского полуострова, Карелии и Карельского перешейка. Сб. по палеогеографии и стратиграфии четвертичн. и третичн. отложений, Изд. Ленинградск. унив.

МАРКОВ К.К. 1931. Развитие рельефа северо-западной части Ленинградской области. Тр. Главного Геол.-Развед. Управления ВСНХ СССР, вып. 117.

МАРКОВ К.К. 1931а. Геохронологические исследования в южной Карелии. «Природа», № 5.

МАРКОВ К.К. 1933. Иольдиевое море и проблема позднеледникового Балтийско-Беломорского пролива. Изв. Гос. географ. общ., т. LXV, вып. 4.

МАРКОВ К.К. 1935. Иольдиевое море и проблема позднеледникового Балтийско-Беломорского пролива (Статья II). Изв. Гос. географ. общ., т. LXVII, вып. I.

УСИКОВА Т.В., КЛЕЙМЕНОВА Г.И., ДЖИНОРИДЗЕ Р.Я. 1963. Поздне- и послеледниковая история развития района Ленинграда. Международный ежегодник «Baltica», т. I, Изд. Академии наук Литовской ССР, Вильнюс.

ШЕШУКОВА В.С. 1937. Диатомовые водоросли из четвертичных отложений центральной Карелии в связи с вопросом о генезисе последних. Тр. Комиссии по изуч. четвертичного периода, т. V, вып. 1.

ШЕШУКОВА В.С. 1949. Диатомовые водоросли иловых отложений и подстилающих их глин из озер Онежско-Беломорского водораздела. Тр. Ленинградск. общ. естествоиспытателей, т. LXIX, вып. 3.

ЭПШТЕЙН С.В. 1934. Материалы к геологии четвертичных отложений 37-го листа 10-верстной карты Европейской части СССР. Тр. Ленинградск. Геолого-Развед. треста, вып. 7, Л.-М.

ЭПШТЕЙН С.В. 1941. К вопросу о позднеледниковой трансгрессии Белого моря в Северной Карелии. Тр. Сов. секц. Международн. ассоц. по изуч. четвертичн. периода, вып. V, М.-Л.

ЯКОВЛЕВ С.А. 1925. Наносы и рельеф гор. Ленинграда и его окрестностей. Изв. научн.-мелиорац. инст., № 8-9.

ЯКОВЛЕВ С.А. 1932. Следы послеледниковых и позднеледниковой трансгрессий к северу от Ленинграда. Путеводитель экскурс. 2-ой четвертичн.-геол. конференции АИЧПЕ, Геолразведиздат.

ЯКОВЛЕВ С.А. 1934. К вопросу об иольдиевом море в Балтике и о соединении Балтийского моря с Белым в позднеледниковое время. Изв. Гос. географ, общ., т. LXVI, вып. 2.

ЯКОВЛЕВА С.В. 1933. О Балтийско-Беломорском позднеледниковом соединении. Тр. II Международн. конфер. ассоц. по изуч. четвертичн. периода Европы, вып. 2, М.

CLEVE-EULER А. 1937. Bemerkungen zur vorläufigen Mitteilungen von Esa Hyyppä. "Über die spätquartäre Entwicklung Nordfinnlands mit Ergänzungen zur Kenntnis des spätglazialen Klimas", Lindesberg.

DONNER I. 1951. Pollen analitical studies of late-glacial deposits in Finland. Bull. de la Comm. Geol. de Finlande, N 154.

HYYPPÄ E. 1932. Die postglazialen Niveauverschiebungen auf der Karelischen Landenge. Fennia, 56, N 1.

HYYPPÄ E. 1936. Über die spätquartäre Entwicklung Nordfinnlands mit Ergänzungen zur Kenntnis des spätglazialen Klimas. Bull. Comm. geol. Finlande, 115.

LOVEN S. 1861. Om några i Vettern och Venern fauna crustaceer. Ofvers öf Köngl. Vet. Akad. Forh., N 6.

MÖLDER K. 1944. Das karelische Eismeer im Lichte der fossilen Diatomeenfunde. Bull. Comm. Geol. Finlande, N 132.

MUNTHE H. 1910. Studies in the Late-Quaternary history of Southern Sweden. Geol. För. i Stockh., Bd. 32.

MUNTHE H. 1928. Drag ur den senglacial unveklingen av Billingen-Falbygden. Geol. Fören. i Stockh. Fören., Bd. 32.

MUNTHE H. 1928. Drag ur den seniglacial unveklingen av Billingen-Falbygden. Geol. Fören. i Stockh. Förh., 50.

MUNTHE H. 1929. Några till den Fennoskandiska geokronologien och isavsmältingen  knutna frågar. Sverig. Geol. Und. Årsbok, N 23.

MUNTHE H. 1931. Geokronologien och isrecessionen i Fennoskandia anen gång. Geol. Fören. i Stockh. Förh., Bd. 51, H 1.

RAMSAY W. 1904-1905. Quartärgeologisches aus Onega-Karelien. Fennia, 22, N I.

RAMSAY W. 1921. Über die Uferlinien im südlichen Finnland. Fennia 42, N 5.

RAMSAY W. 1928. Eisgestaute Seen und Rezession des Inlandeises in Südkarelien und im Newatal. Fennia, 50, N 5.

SAURAMO M. 1947. Studier över de senglaciala nivåförändringarna i Fennoskandia. Geol. Fören. i Stockholm Förh. 69, p. 79.

SAURAMO M. 1958. Die Geschichte der Ostsee. Ann. Acad. Sci. Fenn., Seria A, III, 51.

VIRKKALA К. 1951. Glacial Geology of the Suomussalmi Area, East Finland. Bull, de Ь Commis. geol. de Finlande, N 155.

ON THE QUESTION OF THE LATE-GLACIAL BALTIC-WHITE SEA CONNECTION

M.A. LAVROVA & Т.E. LADISHKINA

SUMMARY

The problem of the Late-glacial connection between the Baltic and the White Sea has been much treated, yet still it is being discussed. New data allow to reconsider it.

Though it is established that marine macrofauna of the Late-glacial deposits of the Onega-White Sea watershed has been redeposited from interglacial marine deposits, but now we cannot disregard the wide spreading of a saltwater-marine association of diatoms in the Late-glacial deposits of the area from the White to the Baltic Sea.

Melting and recession of ice out of the White Sea depression began at the heads of the Onega and the Dvina gulfs where varved clays accumulated under glacio-lacustrine conditions. On the grounds of pollen and diatomaceous analyses of deposits of the Onega, the Dvina, the Kem and other areas, it appears that during Allerod period the White Sea basin was already freed from the ice and connected to the Barents Sea by the throat of the White Sea. As by the time of Allerod, the elevation of the ocean water level only little exceeded the threashold of the outlet, i.e. the height of the White Sea throat bottom, the water exchange of the glacio-lacustrine waters of the White Sea depression with the Barents Sea ones was going slowly. In consequence of water exchange difficulty, the White Sea was a slightly brackish periglacial basin during the Allerod.

As the result of considerable earth's crust sinking in the periglacial part of the Baltic Shield, slightly salinized waters of the White Sea basin formed deep gulfs on the Kovd Lake depression, where they had a linking with the Late-glacial gulf of eastern Finland (Hyyppa, 1936; Sauramo, 1958), and southwards on the Vig-Lake depression as far as Lake Onega, and farther upon the Shuya depression as far as Ladoga Lake and Gulf of Finland.

Diatomaceous analyses have shown that during Late-glacial time Baltic was also a glacio-lacustrine basin (stages Gl_III and Gl_IV by К.K. Markov), with a slight inflow of brackish water in the Finnish Gulf head area. The inflow got stronger in the Allerod. The time of stronger inflow of brackish water was first distinguished by Munthe (1928) under the name of the I Yoldia Sea Period. On the diatom analysis data from the eastern part area of the Finnish Gulf, the layers of the I Yoldia Sea Period don't make any particular stratigraphical stratum. Gorelovo's peat bog with high content of pine and spruce corresponds to the time of maximum regression in the Baltic Ice Lake (Glut by К.K. Markov). Finnish Gulf waters passed into Ladoga Lake through the Heinyokki-Strart of the Karelian Isthmus, joining the waters of the White Sea basin in the Shuya depression of the Onega-Ladoga neck. On the pollen analyses, the establishment of through connection between the Baltic and the White Sea waters is dated to the time of Allerod, i.e. to the phase of the development of arboreal vegetation with the lower subarctic spruce maximum.

The connection between Baltic and the White Sea broke off with the advance of ice to the I Salpausselka boundary, and the White Sea basin had yet connection to the Onega one.

The absolute markings of the occurence of Late-glacial slightly brackish-water deposits coincide with the isobases of elevation on the Fig. 5 (Sauramo, 1958). The limits of Late-glacial water spreading are shown on the palaeogeographical map (Fig. 6).

ZUR FRAGE VON DER SPÄTGLAZIALEN OSTSEE-WEISSES MEER VERBINDUNG

M.A. LAVROVA & Т.E. LADYSCHKINA

ZUSAMMENFASSUNG

Die Frage von der spätglazialen Verbindung der Ostsee mit dem Weissen Meer besteht schon seit langem, bleibt aber doch bis jetzt bestritten. Neues Tatsachenmaterial erlaubt es, diese Frage erneut zu revidieren.

Obwohl es feststeht, dass die Meermakrofauna in den spätglazialen Sedimenten der Onega-Weisses Meer Wasserscheide umgelagert ist, darf eine grosse Verbreitung des Meerwasserdiatomeenkomplexes in den zwischen dem Weissen Meer und der Ostsee ausgedehnten spätglazialen Sedimenten nicht übersehen werden.

Das Abschmelzen und Zurückweichen des Eises aus der Niederung des Weissen Meeres begannen im Oberlauf der Onega- und Dvina-Bucht, wo unter den see-glazialen Bedingungen Bänderton abgelagert wurde. Auf Grund der Pollen- und Diatomeenanalysen der Sedimente aus dem Onega-, Dwina-, Kemigebiet und aus den anderen Gebieten feststeht, dass während der Allerödzeit das Becken des Weissen Meeres schon vom Eis frei war und durch die Kehle des Weissen Meeres Verbindung mit dem Barenzmeer fand. Da die Steigerung des Wasserspiegels im Ozean zur Allerödzeit nur wenig das Niveau der Überlaufschwelle, d.h. die Bodenhöhe der Kehle des Weissen Meeres überschritt ging der Wasseraustausch der see-glazialen Gewässer zwischen der Niederung des Weissen Meeres und der des Barenzmeeres langsam vor sich. Infolge des erschwerten Wasseraustausches steilte das Weisse Meer während der Allerödzeit ein periglaziales Wasserbecken mit leieht salzhaltigem Wasser dar.

Infolge einer wesentlichen Niederpressung der Erdkruste im Perigla-zialgebiet des Baltischen Schildes haben die leicht salzhaltigen Gewässer des Beckens des Weissen Meeres tiefe Brackwasserbuchten gebildet - in der Kowdsee- Niederung, die Verbindung rait der spatglazialen Brack-wasserbucht Ostfinnlands hatte (Hyyppä, 1936, Sauramo, 1958), und südlicher in der Wygsee-Niederung bis zum Onegasee und weiter her in der Schui-Depression bis zum Ladogasee und Finnischen Meerbusen.

Die Diatomeenanalysen haben erwiesen, dass während der spätglazialen Zeit das Ostseegebiet auch ein see-glaziales Wasserbecken darstellte (nach К.K. Markow Stadium Gl_III und Stadium Gl_IV), im Gipfelgebiet des Finnischen Meerbusens, nur mit einem schwachen, aber doch während der Ailerödzeit zunehmenden Zufluss der Salzgewässer. Die Zeit des zunehmenden Zuflusses der salzhaltigen Gewässer hat Munthe (1928) als I Yoldiameer bezeichnet. Nach den Ergebnissen der Diatomeenforschungen im Ostgebiet des Finnischen Meerbusens weisen die Schichten aus der Zeit des I Yoldiameer keinen besonderen stratigrapliischen Florizont auf. Das Gorelowo-Torfbecken mit grossen Enthalt der Kiefer- und Fichtenpollen entspricht der Zeit der höchsten Senkung des Wasserstandes im, Baltischen Glazialsee (nach K.K. Markow Gl_III). Die Gewässer des Finnischen Meerbusens drangen durch die Heinijoki-Wasserstrasse der Karelischen I.andenge bis nach dem Ladogasee vor, indem sie in der Schui-Depression der Onega-Ladoga-Landenge mit den Gewässern der Niederung des Weissen Meeres in Verbindung kamen. Die Ergebnisse der Pollenanalysen datieren die Entstehung eines Durchganges der Gewässer der Ostsee und der des Weissen Meeres mit der Ailerödzeit, d.h. mit der Zeit der Entwicklung der Baumpflanzenwelt mit einem unteren subarktischen Maximum der Fichte.

Als der Inlandeisfront bis an die Salpausselkägrenze I vorstiess, wurde die Verbindung zwischen der Ostsee und dem Weissen Meer unterbrochen, während das Becken des Weissen Meeres noch die Verbindung mit dem Onegabecken hatte.

Die absoluten Höhenlagen der spätglazialen Sedimente schwach salzhaltigen Gewässer fallen mit den Isobasen der Hebung auf dem Abb. 5 (Sauramo, 1958) zusammen. Die Grenzen der Verbreitung der spätglazialen Gewässer sind auf der paläogeographischen Karte gekennzeichnet (Abb. 6).