Верхнечетвертичные отложения Северо-запада

Морские отложения Иольдиевого моря. Отложения анцилового озера. Палинологический состав осадков. Литориновое море

Отложения разновозрастных стадий Балтийского моря

В эту группу входят осадки следующих основных (послеледниковых стадий развития Балтики: пребореального (2-го) иольдиевого моря, анцилового озера, литоринового моря, лимниевой и мидиевой(?) транс­грессий. Названия стадиям даны по характерным представителям фау­ны моллюсков.

Морские отложения пребореальной иольдиевой стадии Балтийского моря повсеместно залегают на низких абсолютных отметках (от —7 до + 2 м). Наиболее детально отложения изучены в бассейне р. Луги (Марков, 1931) и в районе Лахтинской котловины к северу от Ленин­града (Марков, 1931; Усикова и др., 1963; Диноридзе, Клейменова, 1965).

В Лахтинской котловине иольдиевые отложения залегают на озер­но-ледниковых глинах и имеют мощность до 9,5 м. Они представлены серыми и голубовато-серыми суглинками с гнездами и прослоями песка, супеси и погребенного торфа мощностью до 20 см.

По спорово-пыльцевому и диатомовому составу (Джиноридзе, Клейменова, 1965) осадки Лахтинской котловины соответствуют пяти фазам в истории развития иольдиевого моря. Отложения I фазы, мощ­ностью до 5,5 м, относятся ко времени регрессии Балтийского леднико­вого озера. Среди диатомовых водорослей доминируют пресноводные и пресноводно-солоноватоводные формы с преобладанием олигогалобов. Процент солоноватоводных и морских форм колеблется от 10 до 30, и почти все они встречаются в виде единичных экземпляров. В спорово-пыльцевом составе осадков наблюдается абсолютное господство пыль­цы сосны и березы, в том числе карликовой.

Отложения II фазы, мощностью около 1 .и, соответствуют транс­грессии моря, когда господствующими стали солоноватоводные формы Diplotieis smithii (Breb.) Cl., Campylodiscus echeneis E h г., а также пресноводно-солоноватоводные. Кривая пресноводных видов падает до 11—22% при резком увеличении солоноватоводных видов (до 63%) и общего количества экземпляров. Однако, судя по видовому составу диа­томовых, соленость трансгрессирующих вод не была высокой и осадки, очевидно, сформировались в прибрежной полосе моря (господство лито­ральных и бентических форм). В спорово-пыльцевом составе в это вре­мя наблюдается почти полное отсутствие других видов древесных по­род, кроме сосны и березы.

Отложения III фазы, мощностью до 1 м, характеризуются наличием многочисленных песчаных линз и растительных остатков. Они сформи­ровались в течение кратковременной регрессии и опреснения бассейна.

В это время кривая содержания солоноватоводных форм падает до 10%, а пресноводно-солоноватоводных поднимается до 65—67%. Мор­ские формы встречаются с оценкой «единично» и «редко». В спорово­пыльцевом составе наблюдается уменьшение пыльцы сосны при некото­ром участии ольхи и отсутствии орешника.

Отложения IV фазы, мощностью до 2—2,3 м, относятся к новой трансгрессии иольдиевого моря (увеличение солоноватоводных форм до 36%). Среди морских и солоноватоводных форм преобладающими становятся Diploneis smithii (Breb.) Cl., Campylodiscus echeneis Ehr., Cyrosigtna attenuatum (Kutz.) Rabenh. и Cymatopleura ellip- tica Ehr., t. e. формы, характерные для стадии' эхенейс в Фенноскан- дни. В спорово-пыльцевом составе осадков наблюдается абсолютное преобладание березы.

Верхи иольдиевого разреза в Лахтинской котловине, представлен­ные супесями и погребенным торфом, свидетельствуют о продолжитель­ной регрессии бассейна, приуроченной ко времени абсолютного мак­симума березы (около 9000 тыс. лет назад). Торф частично уничтожен последующей анциловой трансгрессией.

Все перечисленные фазы хорошо соответствуют пяти фазам в раз­витии иольдиевого моря, установленным на территории фенноекандии,. вплоть до образования торфяника у г. Карлскруна в Швеции, абсолют­ный возраст которого также составляет около 9000 лет (Fromm, 1963).

Севернее и западнее Лахтинской котловины отложения пребореаль­ного иольдиевого моря не установлены. Отсутствуют они также в кот­ловинах Ладожского и Онежского озер (Семенович, Давыдов и др., 1967).

Иольдиевые отложения известны в понижениях рельефа в нижнем течении р. Луги и в районе озер Хаболовское и Судачье. Здесь они представлены мелкозернистыми песками с примесью растительных остатков, а местами — древесным торфом мощностью до 0,20 м в кровле разреза. Общая мощность отложений не превышает 1—1,5 м. По соста­ву диатомовых водорослей и характерному абсолютному преобладанию березы в составе пыльцы древесных пород указанные осадки можно отнести ко времени IV и V фаз развития бассейна иольдиевого моря.

Отложения анцилового озера, которое существовало в бореальное время в течение около 2000 лет, развиты вдоль Финского залива в виде неширокой (несколько километров) полосы. Максимальные абсолют­ные отметки (30 м) береговых образований наблюдаются в районе г. Выборга, откуда они постепенно понижаются до 16 м в устье ручья Приветинского и до 4—5 м в районе г. Ленинграда. К западу от Ле­нинграда сохраняются те же абсолютные отметки. Лишь в Принарвской низменности они повышаются до 6—7 м, увеличиваясь далее до 17— 18 м на Курголовском полуострове.

В большинстве случаев анциловые отложения залегают под лито- риновыми. В западной части Ленинградской области они имеют мощ­ность от 0,5 до 4 м и представлены слюдистыми светло-серыми или голубовато-серыми суглинками, глинами и супесями, реже мелкозер­нистыми кварцевыми желтоватыми песками. Такой же состав характе­рен для разрезов г. Ленинграда, где мощность слоев этого возраста достигает 4 м, для района Лахтинской котловины и нижнего течения р. Охты. Здесь они имеют ту же мощность и выходят на дневную по­верхность на высоте 5 м над уровнем моря (Усикова и др., 1963).

На северо-восточном побережье Финского залива анциловые отло­жения прослеживаются вдоль понижений оз. Вуокса, ручья Приветин­ского и др. Представлены они здесь разно- и тонкозернистыми пылева­тыми песками мощностью не более 3 м, сильно гумусированными, ре­же суглинками и глинами мощностью до 0,4 м.

Палинологический состав осадков имеет типичный бореальный спектр (зоны VIII и VII). Максимальные мощности их приурочены ко, времени регрессии анцилового озера (зона VII) .

В анциловых отложениях Ленинградской области присутствует до­вольно богатый комплекс пресноводной флоры, характерной для откры­той прибрежной зоны озера. В верхней части разреза местами встреча­ются единичные солоноватоводные формы. Наиболее характерными анциловыми формами можно считать виды: Eunotia praerupta Eh г., Е. veneris (Ktz.) О. М„ Pinnularia lata (Breb.) W. S m., Cymbella aspera (Ehr.) Cl., Navicula semey (Ehr.), Melosira ambiqua (Grun.) О. М. и др., которые встречаются с оценкой «часто» и «очень часто». Типичные же для Фенноскандии анциловые формы Melosira arenaria Moore, Epithemia hyndmanii W. S m„ Diploneis mauleri (Ktz.) Cl. и другие встречаются единично; единичны также раковины Ancylus fluviatilis (Mull.).

Экологический облик диатомей свидетельствует о кратковремен­ной трансгрессии пресноводного бассейна в начале бореального вре­мени, достигшей максимума около 8500 лет назад, и последующей про­должительной регрессии.

По берегам р. Нарвы, в Ковашской и Лахтинской котловинах, ан­циловые отложения венчаются торфом наземного типа мощностью от 0,1 до 0,5 м, образование которого по палинологическим данным про­исходило в конце бореальной климатической стадии. Абсолютный воз­раст торфа на правом берегу р. Нарвы составляет 7370±2Г0 лет.

Отложения литоринового моря развиты в виде неширокой полосы вдоль берегов Финского залива, расширяющейся в понижениях рельефа (севернее глинта, в устье р. Невы и др.) до 15—20 км. Граница макси­мального распространения осадков устанавливается на местности по береговым образованиям максимальной трансгрессии литоринового моря. Она изменяется на западе Ленинградской области от абсолют­ной высоты 6 м в районе г. Кингисеппа до 14 м на Курголовском полу­острове, далее к востоку в районе Котлы — Ломоносов 10—11 м, близ Ленинграда 7—8 м, повышаясь в северо-западном направлении до 20— 22 ж в районе г. Выборга. Максимальной мощности (до 9—11,5 м) от­ложения достигают на Курголовском полуострове, в устьевой части рек Нарвы и Луги, в Ковашской котловине, а также вдоль нижнего тече­ния Невы.

В западной части территории максимально развиты пески мелко- и разнозернистые, горизонтально- или косослоистые, светло-серые, не­редко с перетертыми обломками раковин моллюсков, главным образом Littorina littorea (L.). Реже встречаются суглинки алевритоподобные, слюдистые, серовато- и голубовато-бурые мощностью до 3,5 м, которые приурочены к более низким абсолютным отметкам. На водораздельных участках значительно развиты супеси мощностью до 2 м. Нередки так­же включения органического материала — гиттии. В районе Ленингра­да осадки имеют среднюю мощность около 5 м и развиты на абсолют­ных отметках ниже 9 м. Они представлены различными типами гуму­сированных пород от песков до суглинков с включениями вивианита. Между Ленинградом и Выборгом литориновые отложения мощностью от 3,6 до 10 м развиты в виде узкой полосы вдоль побережья Финского залива. Они представлены песками с прослоями гиттий и глин.

В комплексе диатомовых водорослей литориновых осадков наблю­дается до 280 различных видов. По диатомовым можно выделить осад­ки двух трансгрессивных фаз, из которых более поздняя характеризует максимальную литориновую трансгрессию. Во время 1-й литориновой трансгрессии солоноватоводные формы диатомей достигают максимума (83%). Доминируют Campylodiscus echeneis Е h г., Diploneis smithii var. rhotnbic'a (Breb.) Cl.

Во время регрессивной фазы (в конце VI пыльцевой зоны) кривая солоноватоводных резко падает до 9—19%, при преобладании (до 90%) олигогалобных форм. Во время II литориновой трансгрессии, соответ- стующей нижней части V пыльцевой зоны (около 5500 лет назад), кри­вая солоноватоводных форм снова поднимается до 76—86%. Господ­ствующими видами становятся Diploneis didyma (Е h г.) С 1., Nitzchict. scalaris G г u п., N. punctata (Е h г.) Ralfs.

Вышележащие отложения относятся ко времени регрессии литори­нового моря в конце атлантического и в начале суббореального перио­да. Они характеризуются абсолютным господством олигогалобов (до 99%).

Во многих местах по южному побережью Финского залива литори- новые отложения отделены от более молодых, лимниевых, прослоем торфа мощностью до 0,5 м, образование которого относится к суббо­реальному времени (около 3500 лет назад).

Типично для литориновых отложений также содержание значитель­ного количества плодов Trapa natans и остатков раковин Unio tumidus Р h і 1., изредка костей рыб или следов стоянок неолита (обломки керамики).

Кроме морских осадков, в бассейне рек Луги, Нарвы и на Карель­ском перешейке значительного развития достигают лагунные отложе­ния регрессивных фаз литоринового моря. Это диатомиты, диатомовые илы или супеси, которые залегают в виде крупных линз, шириной до 2—3 км и длиной до 7 км, при мощности от 1—2 до 8,3 м. Местами концентрация скелетов диатомовых водорослей образует залежи, имею­щие промышленное значение. Для лагунных осадков характерно возра­стание (вверх по разрезу) количества пресноводных форм диатомей (до 48%), при резком снижении солоноватоводных (до 10%). Наиболее интенсивное образование диатомитов происходило во второй половине атлантического времени и закончилось лишь в суббореальное время.

Морские отложения лимниевой и мидиевой стадий Балтийского моря образовались в условиях общей регрессии морского бассейна. На рассматриваемой территории описываемые послелиториновые отложе­ния расположены в виде узких (50—500 м) полос вдоль современных берегов Финского залива на абсолютных отметках до 6—7 м над уров­нем моря. Мощность отложений колеблется от 0,5 до 6 м, обычно же не превышает 1—3 м. По составу это разнородные отложения —от раз­нозернистых песков до глин и суглинков с неравномерным содержанием органического материала. В песках нередки остатки раковин моллюсков Tellina baltica (L.), Cardium edule L., Unio sp., Hydrobia sp. и др.

Состав диатомовых водорослей указывает на значительное опресне­ние бассейна, количество солоноватоводных форм не превышает 15— 22%. Нижняя граница осадков по палинологическому составу отби­вается по суббореальному максимуму ели, что дает основание датиро­вать лимниевую трансгрессию на востоке Финского залива временем 8400—3500 лет назад.