На современных и на древних (поднятых) морских берегах Эстонской ССР местами наблюдаются значительные скопления эрратических валунов. С давних пор происхождение этих скоплений валунов объясняли главным образом деятельностью морского льда.

Имеется ряд заметок, в которых констатируется перемещение валунов морским льдом на эстонских берегах [Kildema, 1958]. Соответствующие данные приводятся также в статьях, где описывается образование ледяных торосов на берегах Балтийского моря [Keyserling, 1863; Kraus, 1930; Stalke, 1936]. В них показано, что нажимом морского льда валуны выталкиваются на берег, и что валуны были захвачены льдом со дна моря недалеко от места образования торосов. Выталкивание валунов на берег происходило и в течение всего послеледникового времени во многих местах вдоль берегов Балтийского моря [Kraus, 1930].

В.П. Зенкович [1962] указывает также, что валуны могут быть вытолкнуты на пляж нажимом льда, причем это явление может повторяться систематически.

Начиная с 1956 г. автором проводились наблюдения на морских берегах Эстонии и Западно-Эстонского архипелага, позволившие развить представления об условиях накопления валунов.

Коренными породами на берегах Эстонии являются в основном палеозойские известняки, доломиты, мергели и песчаники. Они покрыты отложениями последнего оледенения, преимущественно мореной, которая содержит то или иное количество валунов разной величины.

При размыве моренных отложений в береговой зоне накапливаются галька, щебень и валуны кристаллических пород, образуя своеобразную мостовую, которая защищает берег или дно от дальнейшей абразии [Орвику, 1963]. Содержание валунов и глыб в морене, по данным А. Раукаса [Раукас, 1962; Раукас и Рейнтам, 1965], в северных районах Эстонии обычно не превышает 30%.

На участках морены, обогащенной валунами, при размыве волнами образуются значительные скопления их на поверхности моренного покрова (см. [Орвику и Орвику Каарел, 1961], рис. 8; [Orviku & Orviku Kaarel, 1961], рис. 6 и 7). Значительные прибрежные скопления валунов образуются обычно там, где моренный покров имеет достаточную мощность и образует повышенные участки рельефа.

Образованию валунных накоплений способствует и общее тектоническое поднятие территории Эстонии.

Этот процесс происходил с конца последнего оледенения, т.е. в течение примерно 12 000 лет, и, как установлено точными повторными нивелировками, поднятие продолжается до настоящего времени [Желнин, 1963]. Это подтверждается многими геологическими наблюдениями над развитием речных долин и особенно - динамикой современного морского берега [Орвику и Орвику Каарел, 1961].

В ходе тектонического поднятия в береговую зону поступают и подвергаются размыву все новые участки морского дна, сложенного в основном мореной. При этом постоянно происходит вторичное обогащение валунами. В ходе продолжающегося поднятия, каменные гряды и накопления валунов, образовавшиеся в прибрежной части дна, выходят из зоны действия волнения и сохраняются на берегу. Образованию каменных гряд в большой степени может способствовать и морской лед.

Накопление валунов происходит не только непосредственно у береговой линии, но и на подводном склоне. Хорошо известны многочисленные подводные рифы и надводные гряды, представляющие большую опасность для навигации. Они образовались при селективном размыве обогащенной валунами морены там, где последняя образовала невысокие холмы или гряды. На их вершинах и образовались наиболее мощные накопления.

Подобные формы были изучены летом 1963 г. автором во время подводных работ с аквалангами. Выяснилось, что подводные накопления валунов увенчивают моренные холмы и гряды, верхние части которых переработаны волнами. При этом из материала морены бывают вымыты и унесены все мелкие частицы, а на месте остаются только валуны и глыбы. Под их покровом в ряде мест нами была обнаружена суглинистая морена.

Там, где моренный покров имеет у берега незначительную мощность, он может быть полностью размыт и от него сохраняются только валуны. Такую картину мы неоднократно наблюдали на известняковых бенчах перед абразионными коренными обрывами, а также в пределах «альваров», т.е. участков древних абразионных террас, с которых покров четвертичных отложений полностью смыт и обнажаются коренные породы.

Как на современных, так и на древних берегах мы встречаем отдельные сравнительно крупные валуны на известняково-щебневых береговых валах (рис. 1). Сравнительно крупные скопления валунов наблюдаются также у подножия клифов и береговых валов; особенно большие скопления валунов сконцентрированы на оконечностях мысов. Их локализацию можно объяснить только напором морского льда, как это и предполагалось авторами ряда предыдущих исследований.

В последние годы автором был собран фактический материал, позволяющий оценить роль морского льда в образовании накоплений валунов в прибрежной зоне.

У берегов Эстонии нередко происходят нагромождения торосистого льда в виде высоких ледяных валов. Автором были сделаны наблюдения над этим явлением в январе 1957 года на берегах Пярнуского залива. Под напором ураганного ветра, в течение нескольких часов образовались валы из ледяных глыб высотой до 10-15 м (рис. 2). Это произошло в начале зимы, когда ледовый покров имел еще небольшую мощность. Лед оказался нагроможденным в торосы там, где при своем движении он встречал какое-либо препятствие. Торосы ушли на десятки метров от береговой линии и в ряде мест ими были разрушены постройки. Там, где лед не встречал препятствий, он надвинулся на берег длинными языками. Лед выталкивал перед собой наносы с мелководья и с берега. Они вошли в состав нагромождений, а после таяния льда остались на месте.

Естественно, что напором льдин могут выталкиваться только те отложения, которые залегают на их пути. Так у города Пярну, где на дне и на берегу имеются только песчаные отложения, продвигающимся льдом выталкивался песок. На тех участках берега, где на дне и берегу встречаются размытые из морены валуны, последние и выталкивались продвигающимся льдом. Тоже самое наблюдалось ранее Бэром [Keyserling, 1863], Краусом [Kraus, 1930].

В связи с этим необходимо остановиться на вопросе о той роли, какую играет перенос валунов плавучим льдом. Наши наблюдения показывают, что в условиях Балтийского моря такой перенос очень ограничен. В случае значительного приноса на берег валунов, вмерзших в плавучие льдины, мы находили бы валуны и на песчаных пляжах, т.е. на таких берегах, вдоль которых валуны отсутствуют и на прибрежной мелководной части дна. Вообще длинные песчаные пляжи на берегах Эстонии редки за исключением берега восточнее Мерикю-ла - пляж Нарва - Йыэсуу. Несмотря на то, что в непосредственном соседстве с короткими пляжами распространяются обычно моренные берега с большим или меньшим количеством валунов на дне и у берега на песчаных пляжах мы не находим валунов (см. (Orviku & Orviku Kaarel, 1961], рис. 4, 13, 14). Это показывает, что плавучий лед валунов, вмерзших в лед, не приносит.

В некоторых случаях на песчаном пляже и на осушке песчаного берега встречаются валуны, например на пляже Пирита, восточнее города Таллинна. Однако выясняется, что валуны не принесены сюда льдинами и не вытолкнуты при образовании торосистого льда, а что эти валуны являются местными. Они связаны с моренными отложениями, которые покрыты настолько маломощным покровом песка, что последний не захоронил полностью валунов. Необходимо отметить, что нередко можно наблюдать и на песчаных пляжах выброс во время штормов мелких окатанных валунов (дм. до 20 см, обычно меньше), к которым прикреплены фукусы и в некоторых случаях даже в значительных количествах (см. [Орвику и Орвику Каарел, 1961], рис. 4). Однако это не противоречит сказанному выше.

Следы выталкивания льдом донных наносов и глыб бывают хорошо видны весной после таяния льдов и при низком уровне воды. Автором на сгонных осушках наблюдались желоба длиною около 40 м, сохранившиеся на пути движения отдельных глыб диаметром более метра (рис. 3). Хорошо сохраняются также заполненные водой ямы, откуда льдом были вытолкнуты валуны. О движении ледовых языков свидетельствуют широкие борозды выпахивания на дне осушки и на берегу, а также напорные валы, состоящие из неотсортированного материала (рис. 4, 5).

Напорные валы могут сохраняться в некоторых местах у очень отмелых берегов сравнительно долго - до конца осени. Это показывает, что в условиях очень отмелого дна, благодаря разрушению крупных штормовых волн далеко от берега, формы, созданные льдом, становятся постоянным элементом береговой зоны.

Таким образом, причиной накопления валунов на берегу является их большое содержание в составе морены и размыв последней волнением.

Под влиянием напора льда валуны и камни, уже имеющиеся на берегу и на мелководном береговом склоне, могут быть вытолкнуты на пляжевую полосу и оказаться даже вне досягаемости волнения. Аккумулятивные формы ледового происхождения бывают обычно прерывистыми и неправильными, а материал, слагающий их, плохо сортирован.

Для полярных морей подобные явления описаны Вильнером [1955]. На очень отмелых берегах, где разрушение волн происходит далеко от берега, формы ледовой аккумуляции могут сохраняться малоизмененными в течение нескольких лет.

Совершенно неясен вопрос, с какой глубины лед может захватить со дна валуны и вытолкнуть их на берег. У берегов Эстонии толщина льда редко превышает 1 м. Однако указанная глубина не может считаться предельной для деятельности торосистого льда. При подводных исследованиях летом 1963 года удалось обнаружить на глубине 3-4 м очень хорошо сохранившиеся следы разрушительной деятельности морского льда. В этом районе перед клифом расположена узкая абразионная терраса, которая переходит в моренное дно. Сам клиф защищен от интенсивной деятельности волн довольно большим накоплением эрратических валунов у подножья и находится уже в стадии отмирания.

На участке дна, где обнажается морена, были обнаружены поперечные канавы, пересекающие небольшие, вероятно, абразионные уступы.

Эти канавы могли образоваться лишь в результате передвижения льдом по дну валунов и глыб. Величина канав (длина 3-5 м, глубина и ширина 0,5-1 м) свидетельствует о значительных размерах вытолкнутых камней. Аналогичные формы ранее описывались лишь на дне, сложенном рыхлыми отложениями. Так, по данным Б.И. Кошечкина [1958] на дне Каспийского моря, при производстве аэрогеологических работ, на глубине 1-3 м хорошо видны шрамы и борозды выпахивания глубиной 3-4 см и длиной 2-3 км. Автор связывает их образование с продвижением льдов по дну в весеннее время.

Таким образом, проведенные наблюдения показывают, что деятельность льда может иметь весьма существенное значение в морфологии и динамике морских берегов, как это в частности, имеет место в Эстонской ССР. Для этого нужны благоприятные условия: наличие на дне морены, содержащей каменный материал, отмелость дна, относительное поднятие берега, благодаря которому волны размывают все новые площади морского дна.

ЛИТЕРАТУРА

1. Вильнер Б.А. 1955. Особенности динамики берегов северных морей. Сб. работ Ин-та Океанол. АН СССР, 4.

2. Желнин Г.А. 1963. Применение метода повторных нивелировок для изучения вертикальных движений земной коры на территории Эстонской ССР. Современные движения земной коры. Сб. статей № 1. Изд. АН СССР, М.

3. Зенкович В.П. 1962. Основы учения о развитии морских берегов. Изд. АН СССР, М.

4. Кошечкин Б.И. 1958. Следы деятельности подвижных льдов на поверхности дна мелководных участков северного Каспия. Тр. Лаб. Аэрометодов АН СССР, VI.

5. Орвику К.К., Орвику Каарел. 1961. О закономерностях строения и развития современного морского берега Эстонии. Тр. Ин-та геол. АН СССР, V.

6. Орвику К.К. 1963. Роль поперечного перемещения щебне-галечного материала в развитии аккумулятивных береговых форм в Эстонии. Тезисы докладов объединенной сессии, посвященной исследованиям Каспия, берегов океанов и морей. Изд. АН Азерб. ССР, Баку.

7. Раукас А.В. 1962. Закономерности распределения галек в моренах Эстонии. Изв. АН СССР, XI, Сер. физ.-мат. и техн. наук, 2.

8. Раукас А.В., Рейнтам Л.Ю. 1965. Гранулометрический состав и некоторые физико-химические свойства основной морены последнего оледенения Эстонской ССР. Литология и стратиграфия четвертичных отложений Эстонии. Ин-т геол. АН ЭССР, Таллинн.

9. Кеуsеrling А. 1863. Notiz zur Erklärung des erratischen Phänomens mit einem Zusatz von dem Akad. Baer. Bull, de la classe physico-math. de l'Acad. Imp. des Sciences de St.-Petersbourg, VI.

10. Kildema K. 1958. Kivide rändamine rannikul. Eesti Loodus nr. 2.

11. Kraus E. 1930. Eisschubberge. III. Hydrologische Konferenz der Baltischen Staten, Warszawa.

12. Orviku Kaarel. 1963. Akvalangism ja rannikugeoloogia. Eesti Loodus, VI, 4.

13. Orviku K., Orviku Kaarel. 1961. Jooni Eesti tänapäevase ranniku geologiast. ENSV ТА Geologia Instituudi Uurimused, VII.

14. Stalke P. 1936. Die Eisverhältnisse der Ostsee und ihre Erforschung. V. Hydrologische Konferenz der Baltischen Staaten, Finnland, 1936.