На основе геолого-геоморфологических, палинологических и диатомовых исследований проведена реконструкция палеогеографических условий в районе Северо-Двинской впадины - прослежено развитие поздне- послеледниковых трансгрессий и регрессий Белого моря, восстановлен ход изменения растительности от среднего дриаса до субатлантического времени и ее особенностей, связанных с северным положением района, а также влиянием колебаний уровня Белого моря.

Позднечетвертичная история Северо-Двинской впадины начинается со времени отступания поздневалдайского ледника от краевых образований последней Двинской стадии, сопоставляемой нами с Невской фазой. Освобождение Северо-Двинской впадины от ледникового покрова сопровождалось образованием обширного приледникового водоема (рис. 1). Сток талых вод в приледниковый бассейн осуществлялся через древние долины Кудьмы, Урзуги, Сев. Двины, служившие ложбинами стока. Питание потоков происходило из зоны «мертвого льда», расположенной в Двинской полосе холмисто-грядового рельефа. Происхождение озерно-ледниковой террасированной равнины (I обл.) и было связано с заполнением пониженных участков ледникового рельефа обломочным материалом из талых ледниковых вод, а позже - озерными осадками. Следы приледникового водоема в виде песчано-глинистых осадков распространены широко в области ледникового и водно-ледникового рельефа. Реже следы приледникового водоема сохранились в районе Приморской равнины (II обл.), где его осадки приурочены к впадинам ледникового рельефа и залегают на отметках от 28 до 34 м ниже уровня моря.

Как показывают результаты аналитического анализа, приледниковый водоем существовал в суровых климатических условиях среднего дриаса (XII зона). Район исследования в это время не был еще полностью освобожден от ледникового покрова. На моренной волнистой равнине, а также в области конечно-моренного холмистого рельефа была развита растительность приледникового типа. Господствующее положение в растительном покрове занимали холоднолюбивые тундровые группировки - заболоченные ерниковые тундры из карликовой березки, широко развиты были ксерофильные травянистые группировки.

Следы солоноводного бассейна времени аллеред. В связи с улучшением климатических условий в аллереде происходило окончательное освобождение Северо-Двинской впадины и Двинского залива Белого моря от ледникового покрова. Остается неясным вопрос о проникновении морских вод в Северо-Двинскую впадину в аллереде в связи с освобождением горла Белого моря ото льда.

В Северо-Двинской впадине отложения, которые могут быть приняты за образования солоноводного бассейна, имеют ограниченное распространение и отмечены только в разрезах Лодьминского эстуария (рис. 2). Осадки этого водоема в виде слоистых коричневато-серых глин, суглинков, супесей, мощностью 3- 5 м залегают на отметках 25 м ниже уровня моря. В этих отложениях встречаются только единичные створки морских и пресноводных диатомей. На основании таких данных М.А. Травина не считает возможным говорить о морской трансгрессии в аллереде. Однако Е.А. Черемисинова, опираясь на данные скв. 1 д. Карелы, указывает на проникновение океанических вод в аллереде в пресноводный бассейн. По мнению Э.С. Плешивцевой и В.П. Гриба [1965; 1970], морские воды действительно проникали в Северо-Двинскую впадину. Возможно, этим обстоятельством можно объяснить появление в составе спорово-пыльцевых спектров аллереда галофитов прибрежно-морских мест обитания. Вероятно, низменные прибрежные участки солоноводного бассейна были благоприятными местообитаниями для их расселения. Однако если и существовал в Северо-Двинской впадине солоноводный водоем, то он был в значительной степени опресненным, что было вызвано усиленным таянием ледников во впадине Белого моря.

Улучшение климатических условий в аллереде вызвало продвижение и расселение ели на территорию исследования. Господствующим типом растительности по берегам водоема, на озерно-ледниковой и моренной волнистой равнине была лесотундра (еловые, елово-березовые редколесья). Значительное участие в составе растительности принимали и тундровые группировки.

Поскольку в разрезах Лодьминского эстуария слой супесей и суглинков, относящийся к осадкам бассейна, существовавшего в аллереде, сменяется тонкозернистыми песками, в которых диатомовые или отсутствуют, или представлены пресноводными видами, можно говорить об обмелении и регрессии водоема в первой половине верхнего дриаса (X зона).

Трансгрессия Портляндия в верхнем дриасе. Начиная с середины верхнего дриаса (X зона) в Северо-Двинской впадине отмечается распространение позднеледниковой морской трансгрессии (табл. 1). Осолонение Беломорского бассейна, бассейнов Кольского полуострова в этот период связывают с трансгрессией Портляндия, а дальнейшую регрессию - с регрессией литорина [Лаврова, 1960; 1968; Никонов, 1964]. Бассейн Портляндия имел широкое распространение на территории Приморской равнины и оставил комплекс прибрежно-мелководных осадков - серовато-бурых глин, суглинков с включением гальки и гравия. Осадки водоема Портляндия заполнили широкие долинообразные понижения ледникового рельефа - Двинского, Лодьминского, Юрасского, Лайского эстуариев, а также впадины ледникового рельефа, расположенные как у абразионного уступа, так и в пределах островов Бревенник, Соломбала, Повракульский, Заостровья и др.

Нижняя граница слоя осадков бассейна Портляндия и его мощности зависят от глубин и характера залегания ледникового рельефа. Верхний уровень распространения осадков установлен на 20 м ниже уровня моря в Лодьминском эстуарии и до 6-12 м - в Юрасском эстуарии, на островах Бревенник, Повракульском и других.

В серых вязких глинах и суглинках трансгрессивного слоя обнаружены морские виды диатомовых и обломки тонкостенной раковины Portlandia arctica Gray, указывающие на осолонение позднеледникового бассейна Северо-Двинской впадины. Среди диатомовых преобладают пресноводные и пресноводно-солоноводные. В меньшем количестве найдены морские. Весь комплекс диатомей носит прибрежный характер. Отмечен ряд холодолюбивых видов, указывающих, видимо, на низкий температурный режим водоема. Вероятно, Северо-Двинская впадина представляла собой прибрежно-морскую опресненную зону моря Портляндия, широко развитого здесь в верхнем дриасе. М.А. Лаврова [1968] отмечает, что во второй половине верхнего дриаса Беломорский бассейн впервые по окончании последнего оледенения представлял собой настоящий морской водоем. В это время во впадину Белого моря впервые началась миграция холодолюбивых морских видов фауны [Лаврова, 1968]. Водоем Портляндия существовал в суровых климатических условиях верхнего дриаса (X зона), что нашло отражение как в составе флоры водоема, так и наземной растительности территории. В условиях влажного морского субарктического климата произрастали березовые редколесья, широко были распространены тундровые формации. По побережью морского бассейна расселялись галофитные луга, что также является подтверждением морских условий в Северодвинской впадине.

Изменение климатических условий в сторону значительного похолодания было повсеместным на Северо-Западе, что было связано с наступлением ледника Скандинавской стадии оледенения до границ Сальпауселькя в Финляндии.

Таким образом, если на территории Приморской равнины в верхнем дриасе существовали морские условия, то в области озерно-ледниковой террасированной и моренной равнины продолжали существовать локальные озера (табл. помещена в автореферате канд. дисс., 1971 г.). В результате палинологического анализа можно сказать, что эти озера начали формироваться с конца среднего дриаса (XII зона) и продолжали свое существование в аллереде (XI зона), в верхнем дриасе (X зона). Встреченные диатомовые типичны для пресноводных водоемов с низкими температурами. Отсутствие морских диатомей в осадках этого времени свидетельствует о существовании здесь только пресноводных озер, в которые не проникали морские воды.

Регрессия моря в конце верхнего дриаса. В конце верхнего дриаса еще в суровых климатических условиях в Северо-Двинской впадине начинается регрессия позднеледникового моря Портляндия. Регрессию, последовавшую вслед за трансгрессией моря Портляндия, связывают с регрессией литорина [Лаврова, 1960; 1968].

Отложения регрессивной фазы позднеледникового бассейна имеют ограниченное распространение в Приморской равнине Северо-Двинской впадины. Наиболее полно следы регрессивной фазы, представленные прибрежной фацией - суглинками с гнездами и линзочками песка, разнозернистыми песками - сохранились в Лодьминском, Юрасском эстуариях, на островах Бревенник, Соломбала. Отмечаются также озерные и озерно-болотные фации - суглинки, супеси, пески с большим количеством растительных остатков.

Количество диатомей в период регрессии послеледникового бассейна сокращается вплоть до полного их исчезновения. В отдельных разрезах отмечается развитие холодолюбивой озерной диатомовой флоры (скв. 4-к, 6532), указывающей, что в конце верхнего дриаса в области Приморской равнины существовали и озерные водоемы, заболачивание которых началось в пребореальпое время (IX-а).

Регрессия «литорина», по М.А. Лавровой [1968], была вызвана значительным поднятием земной коры, максимальным - в северо-западной части Беломорья. Приток соленых вод через горло Белого моря в этот период сократился, что и привело к опреснению Онежского и Двинского заливов [Лаврова, 1968].

Бассейны послеледникового времени

Континентальный перерыв в начале предбореального времени. Широкое развитие торфяников и озерных осадков в начале предбореала указывает на то, что море в то время полностью отступило с данной территории (рис. 2).

В связи с поднятием суши в то время в районе Приморской равнины происходило заболачивание как мелководных участков существовавшего ранее морского бассейна, так и озерных водоемов, а также территорий, занятых плакорной растительностью.

В области ледникового и водно-ледникового рельефа заболачиваются некоторые локальные озерные водоемы и пониженные участки березовых и елово-березовых лесов, формируются низинные болота.

Поднятие территории, вызвавшее регрессию морского бассейна, а затем и его полное осушение, вероятно, привело к регрессии и некоторых озерных водоемов на озерно-ледниковой террасированной равнине. Так, в скважинах Печорской впадины неполно выражены зоны, относящиеся к предбореальному и бореальному времени (рис. 2). Процессы торфообразования здесь начались только с атлантического времени. Указанное можно объяснить как отсутствием осадконакопления, так и размывом осадков, начиная с предбореального времени.

Таким образом, начало послеледникового времени в районе Северодвинской впадины характеризовалось континентальными условиями.

Первая послеледниковая трансгрессия предбореального - бореального времени. После непродолжительного континентального перерыва во второй половине предбореального времени (IX-вс) в пределы Приморской равнины вновь поступают морские воды. Эта первая послеледниковая трансгрессия достигает своего максимума в первую половину бореального времени (VIII).

Регрессивная фаза трансгрессии начинается со второй половины бореального времени (VII зона) и продолжается всю первую половину атлантического времени (VI зона). Осадки бассейна представлены полным трансгрессивно-регрессивным ритмом мощностью до 20 м . Осадки трансгрессивной фазы представлены илами с органикой и фауной моллюсков. Осадки регрессивной фазы бассейна - это тоже илы, однако они часто содержат прослои супесей или песков. Осадки первой послеледниковой трансгрессии имеют широкое распространение в Приморской низине и сплошным чехлом покрывают и заполняют неровности подстилающего рельефа. Поэтому мощности морских отложений колеблются в зависимости от рельефа ложа бассейна. Кровля морских отложений приурочена к различным абсолютным отметкам и зависит от поверхности ледникового рельефа. Часто кровля морских отложений сильно размыта, так что на отложениях максимума трансгрессии залегают уже отложения второй послеледниковой трансгрессии (скв. 2908, 3458; рис. 2). Абсолютные отметки залегания осадков трансгрессии ниже уровня моря от 2-7 до 13- 14 м (Юрасский, Лодьминский эстуарии, Заостровье) и от 2,7 до 9,7 м в районах островов Соломбала, Повракульского, Реушанского.

Проследив по значительному количеству скважин распространение морских осадков первой послеледниковой трансгрессии, можно сделать вывод, что море вторгалось в сушу по низменному побережью Двинской губы, заходя вдоль современных рек - Лодьмы, Юрасу, Северной Двины, Лаи, Кудьмы и образуя обширные эстуарии. Береговая линия моря не поднималась выше подножья абразионного уступа позднеледникового бассейна, который отчетливо прослеживается в современном рельефе и является границей, разделяющей две области - Приморскую равнину и озерно-ледниковую террасированную равнину.

Осадки первой послеледниковой трансгрессии содержат богатую диатомовую флору. Преобладают морские и солоноводные виды; пресноводные и пресноводно-солоноводные занимают подчиненное положение. Общий состав диатомей характерен для литоральной слабо опресненной зоны моря.

Начало первой послеледниковой трансгрессии характеризовалось сокращением ели в составе редкостойких елово-березовых лесов и увеличением тундровых группировок. В период максимума трансгрессии значительное участие в составе растительного покрова территории принимали сосна и береза.

Состав наземной растительности и диатомовой флоры свидетельствует, что в период существования бассейна первой послеледниковой трансгрессии климатические условия были теплее (бореального типа), чем в период существования бассейна Портляндия.

Регрессия водоема начинается во второй половине бореального времени (VII зона), когда в составе лесов морского побережья, в основном сложенных сосной, березой, елью, спорадически начинают появляться широколиственные породы - вяз, липа, ольха. Регрессия продолжается всю первую половину атлантического времени (VI зона), когда в растительности морского побережья происходят существенные изменения. В составе лесов доминировала ель, развивались и широколиственные породы. Регрессия морского бассейна проходила в более благоприятных климатических условиях, чем ее начало и максимальное простирание. Увеличение галофитов прибрежно-морских мест обитания можно связать с заселением их на низменных участках побережья, недавно освободившихся от моря.

Состав осадков регрессивной фазы бассейна становится более песчаным, иногда песчанистые илы замещаются песками. Состав диатомей указывает на сильное опреснение и обмеление бассейна, не позволяя однако считать, что море полностью отступало за пределы Северо-Двинской впадины. Регрессивная фаза первой послеледниковой трансгрессии в Северодвинской впадине была выражена понижением уровня бассейна, существованием мелководных, прибрежных условий. Важно указать, что нигде на территории Приморской равнины не встречаются погребенные торфа, которые бы указывали на полное осушение территории. Таким образом, в период регрессии полного осушения территории не было [Лаврова, 1968] для западных и средних районов Беломорья, где в осадках того времени четко прослеживается горизонт погребенных торфяников.

Первая послеледниковая трансгрессия в Северо-Двинской впадине, по схеме М.А. Лавровой, может синхронизироваться с трансгрессией моря фолас в Скандинавии и на Кольском полуострове. М.А. Лаврова связывает трансгрессию моря фолас главным образом с повышением уровня моря в результате таяния ледников. Осолонение вод Беломорской впадины происходило вследствие водообмена с Баренцевым морем.

Сравнивая полученные данные с материалами по Балтике, можно отметить следующее. Началу первой послеледниковой трансгрессии Белого моря, существующей со второй половины предбореала, соответствует Второе Иольдиевое море, которое, по данным ряда авторов, сменяется в бореальный период трансгрессией Анцилового озера [Клейменова и Джиноридзе, 1965].

В период существования морского бассейна первой послеледниковой трансгрессии в Приморской низине в области ледникового и водно-ледникового рельефа продолжали формироваться болотные массивы. В этот период развивались низинные болота, где образовывались гипновые, осоковые и сфагновые торфа. Продолжали существовать и остаточные локальные озера (Печорская впадина, оз. Бутыгино, озера о. Цигломени, водораздела Солзы и Лаи и другие). Во вторую половину регрессивного цикла, падающего на первую половину атлантического времени (VI зона), указанные болота перешли в мезотрофную стадию развития. Тогда же начинали заторфовываться остаточные озерные водоемы. Отлагались древесно-осоковые, осоково-сфагновые, древесно-хвощевые торфа.

Вторая послеледниковая трансгрессия второй половины атлантикума. Климатический оптимум голоцена, соответствующий второй половине атлантического времени (V зона), характеризовался распространением в пределы Приморской равнины Северодвинской впадины второй послеледниковой трансгрессии. Повышение уровня морских вод отмечается еще в конце первой половины атлантического времени (VI зона). Максимальный уровень бассейна приходится на вторую половину атлантического времени (V зона). Понижение уровня, связанное, вероятно, с регрессией бассейна, начинается с первой половины суббореального времени (IV зона).

Состав осадков второй послеледниковой трансгрессии разнообразен. Прослеживается полный трансгрессивно-регрессивный комплекс осадков, весьма изменчивый по вертикальному разрезу, состоящий из чередования темно-серых заиленных песков с содержанием растительных остатков, обломков фауны, переходящих в серые и темно-серые супеси с прослоями суглинков, пылеватых песков. Изменение состава осадков бассейна прослеживается и по площади его распространения. Вышеописанный характер осадков типичен для районов Подборья, восточной части Лодьминского и Юрасского эстуариев, островов Бревенник, Повракульский, Соломбальский. В северо-западной части Лодьминского и Юрасского эстуариев осадки морского бассейна в основном песчанистые илы. С востока на запад - от Лодьминского эстуария до низовий рек Шершемы и Солзы в литологически разнородной толще, оставленной бассейном второй послеледниковой трансгрессии, супеси фациально замещаются песками.

Проследив по скважинам и разрезам распространение и характер залегания осадков вышеописанного морского бассейна, можно отметить, что они менее зависят от характера подстилающего рельефа. Вероятно, ко времени их образования основные неровности рельефа были снивелированы осадками, оставленными первой послеледниковой трансгрессией.

Диатомовая флора второго морского бассейна отличается от таковой первой послеледниковой трансгрессии. Большую роль играют солоноводные формы, но ведущее положение занимают диатомеи морского планктона литорали. Появляются формы пресноводного планктона, свидетельствующие о несколько большем опреснении бассейна, чем в период первой послеледниковой трансгрессии. Состав осадков, оставленных бассейном второй послеледниковой трансгрессии, и состав диатомовой флоры свидетельствуют об опресненной, прибрежной зоне моря с большим развитием форм обрастания в донных условиях. Во время существования моря отмечались незначительные колебания его уровня.

В период трансгрессии происходили изменения растительности и климата морского побережья. Произрастали смешанные хвойно-березовые леса. Доминантой растительного покрова по-прежнему явилась ель, наивысшего расцвета достигали теплолюбивые широколиственные породы: вяз, дуб, липа, ольха. Бассейн второй послеледниковой трансгрессии существовал в максимально теплых и влажных условиях.

Вторая послеледниковая трансгрессия синхронна ярусу Тапес II в Скандинавии. В Балтике она сопоставляется с трансгрессией Литорина, но характеризуется, по представлению М.А. Травиной, более высокой соленостью. Вторая трансгрессия, вероятно, была вызвана повышением уровня мирового океана в связи с общепланетарным улучшением климатических условий. П.М. Борисов отмечает, что в период «кульминации среднеголоценового оптимума» температура повышалась на 2-2,5°, и Арктический бассейн освободился от ледникового покрова.

Регрессия второй послеледниковой трансгрессии началась в первую половину суббореального времени (IV зона) при ухудшении климата, когда на территории исследований максимального расцвета достигали еловые леса, в составе которых широколиственные породы принимали уже незначительное участие. В регрессивную фазу отложились суглинки, супеси с прослоями песков и линзочками торфа. Изменяется состав диатомовой флоры. Ряд морских видов диатомей заместился солоноводными, увеличилось число пресноводно-солоноводных видов. Это свидетельствует об опреснении и обмелении бассейна.

Морской бассейн в первую половину суббореального времени представлял собой солоноводную лагуну, которая постепенно заполнялась илистыми отложениями. На территории, ставшей сушей, развивалась болотная растительность - осоки, тростники. Возможно, эта стадия бассейна соответствует стадии тривия, выделяемой М.А. Лавровой для данной территории.

Вторая половина суббореального времени (III зона) в районе Приморской равнины характеризовалась полным освобождением территории от морских вод. Образовавшаяся в первую половину суббореального времени солоноводная лагуна заросла тростниково-осоковыми зарослями. В дальнейшем процессе торфообразования тростниковый торф явился субстратом для низинных и переходных лесо-болотных ценозов. Освобождение территории из-под уровня моря и начало заторфовывания морской террасы привели к быстрому расселению березовых лесов.

Во время второй трансгрессии на озерно-ледниковой террасированной равнине второй области существовали еще низинные болота. В это же время начали формироваться и переходные болота, а также верховые. К моменту окончательной регрессии бассейна во второй области торфяники перешли в олиготрофную стадию развития.

В конце суббореального (III зона) и начале субатлантического (II зона) времени на Приморской равнине прекращают свое развитие эутрофные и мезотрофные ценозы. Во вторую половину субатлантического (I зона) времени болота принимают черты олиготрофности. Начинают развиваться пушицево-сфагновые сосняки или растительность факсум-типа с угнетенной сосной. Атмосферное питание и аккумуляция атмосферной влаги в сфагновой толще приводят к дальнейшей резкой олиготрофности экологических условий и развитию в Северо-Двинской впадине обводненных грядово-мочажинных комплексов.

ЛИТЕРАТУРА

1. Клейменова Г.И., Джиноридзе Р.Н. Данные спорово-пыльцевого и диатомового анализа в отложениях аллередского времени Ленинградской области. В сб.: «Baltica», т. 2. Вильнюс, 1965, с. 125-135.

2. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.-Л., Изд. АН СССР, 1960, 233 с.

3. Лаврова М.А. Позднеледниковая и послеледниковая история Белого моря. В кн.: Неогеновые и четвертичные отложения Западной Сибири. «Наука», 1968 с. 140-161.

4. Никонов А.А. Развитие рельефа и палеогеография антропогена на западе Кольского полуострова. М.-Л., 1904, 184 с.

5. Плешивцева Э.С., Гриб В.П. К стратиграфия четвертичных отложений нижнего течения р. Северной Двины. Докл. по геоморфологии и палеогеографии Северо-Запада Европейской части СССР, вып. 2, ч. I. Л., 1965, с. 7 -35.

6. Плешивцева Э.С. Основные этапы истории растительности побережья Двинской губы Белого моря в период бореальной и поздне- послеледниковых морских трансгрессий. В сб.: Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое Л., Гидрометеоиздат, 1970, с. 268-271.