В районе Медвежьегорска)эти береговые линии подняты гораздо выше - до 60 мнад уровнем озера (Дьяконова-Савельева, Земляков, 1928).
Таким образом, два района, где есть признаки высоких .береговых линий, разделены полосой, в которой они отсутствуют (рис. 44).Г.С.Бискэ (Бискэ и др., 1971)объясняет происхождение этой полосы тектоническими причинами. По ее мнению, в раннем голоцене существовала перемычка, разделявшая северный июжный бассейн в Онежской котловине, которая впоследствии опустилась. Но те же факты можно более логично обьяснить исходя из закономерностей развития приледниковых озер.
РекаСвирь в момент своего образования обладала доволь-ольшим уклоном. Южно-Онежское озеро имело уровень, около 95 м, аЛадожский плёс озера Рамсея - 24 м. Но восточнее .Ивинской котловины находится широкая перемычка, сложенная мореной. На ее размыв могло, уйти несколько сот лет. Задержки врезания русла фиксируются озерными террасами на отмет-
Рис. 44. Схематический профиль террас вдоль восточного побережья Онежского озера.
1-2 - Вытегорское озеро (1 - свободно сообщается с Верхне-Волжской системой озер, 2 - сток в сквозную долину Ошта-Тукша-Оять); 3 - Верхне-Волжская система озер (сток в Вытегорское озеро); 4-5 - Южно-Онежское озеро (4 - сток в бассейн р. Онеги, 5 - сток по долине р. Свири); 6-9 -Онежское озеро (6 - самая высокая терраса; 7 - терраса, формировавшаяся в мезолите около 8 тыс. лет назад, 8 - терраса, формировавшаяся в начале неолита около 5 тыс. л.н.; 9 -терраса, формировавшаяся в конце неолита (сплошная линия) и в энеолите(штриховая) - середина II тысячелетия до н.э.
ках 45, 55 и 75 м (Порывкин, 1960). Чем ниже терраса, тем дальше на север она продолжается: одновременно с врезанием шло отступление ледника.
Истории приледниковых озер в Онежской котловине посвящены подробные исследования (Бискэ, 1959, 1965; Бискэ и др., 1971). Можно надеяться, что в самое ближайшее время будет собран новый фактический материал, который позволит выяснить спорные вопросы.
Голоценовые береговые линии Онежского озера удалось датировать с помощью археологического метода. Стоянки мезолита, неолита и раннего металла обычно располагались вблизи береговой линии, непосредственно выше полосы прибоя. Вся местность в то время была облесена и заболочена. Пригодны для жизни были главным образом берега тех озерных заливов, к которым примыкали светлые сосновые боры. На аккумулятивных берегах стоянки находились на высоте 0.5-1 м над уровнем озера, на абразионных - до 2-3 м. Более высоких берегов древние люди избегали.
Изучение истории Онежского озера по археологическим данным было начато Б.Ф.Земляковым (1936) и теперь успешно продолжается Г.А.Панкрушевым (1966). Известно уже несколько сот стоянок. Удалось наметить маркирующие горизонты - гра-
ницы мезолит-неолит и неолит-ранний металл. Эти горизонты плавно поднимаются в направлении с. ЮЮВ к ССЗ, что свидетельствует об изостатическом характере поднятия и полностью исключает предположение о широком распространении в Прионежье дифференцированных тектонических движений, которое выдвигается некоторыми авторами. В пределах каждого из археологических периодов удалось уточнить датировки отдельных памятников на основе их высотного положения.
При изучении голоценовой истории Онежского озера важное значение приобретает вопрос о положении нулевой изобазы. Обычно принято считать, что она проходит через порог стока озера (Николаев, 1949). Но это справедливо только для районов, которые полностью располагаются в области поднятия. Между тем Онежское озеро находится на границе этой области, а в его юго-восточной части изостатические движения не сказывались. На южных и юго-восточных берегах озера неолитические стоянки обнаружены на высоте 1-2 м над уровнем воды. Особенно характерны петроглифы в районе мыса Бесов Нос. Они находятся на самом урезе воды и омываются волнами. Совершенно очевидно, что здесь не было поднятия: в противном случае древним людям пришлось бы высекать петроглифы под водой. Стоянки в районе устья р. Водлы располагаются на высоте не более 1-1 .5 м над уровнем озера. Весьма вероятно поэтому, что нулевая изобаза пересекала восточный берег Онежского озера севернее устья р. Водлы. Ее пересечение с западным берегом можно установить, зная общее направление изобаз (ЮЗЗ-СВВ), установленное Г.А.Панкрушевым. Возможно, граница области поднятия находилась в районе пос. Шокша.
К северо-западу от линии Шокша - устье Водлы древние береговые линии подняты на значительные высоты. В северной части Повенецкого залива мезолитические стоянки, существовавшие 8-9 тыс. л.н., находятся на высотах -более 25 м над уровнем озера, Самые высокие береговые линии (до 60 м над уровнем озера) образовались здесь непосредственно после ухода ледника.
Относительно юго-восточной части озера неоднократно высказывались предположения о происходящей там озерной трансгрессии, продолжающейся до настоящего времени (Марков и др., 1934; Земляков, 1937), Все аргументы, приводимые в ее пользу, свидетельствуют лишь о длительном стационарном стоянии уровня, который испытывал незначительные колебания, вызванные климатическими причинами. Длинные косы с дюнами, отделяющие от основной акватории болотные массивы и неглубокие озера, формировались в течение нескольких тысяч лет. Нижние горизонты торфяников в болотных массивах сложены низинным торфом, который мог накапливаться при уровне озера,
близком к современному. Минеральные прослойки (Бискэ и дрм 1959) в Жабинецком болоте (около устья Ошты), поверхность которого находится только на 0.5-0.8 м выше уровня Онежского озера, могли образоваться в процессе переформирования берегов. Затопленный лес наблюдается только на очень небольших глубинах; он известен в районе пос. Вознесенье, т.е. у самого порога стока. Поднятие последнего не могло вызвать здесь трансгрессию. Наконец, неолитические стоянки или находятся на современном берегу, или размыты (но не затоплены). Размыв стоянок мог происходить в результате переформирования берегов при постоянном уровне озера.
На общем фоне стационарного положения береговой линии отмечаются, однако, признаки небольшой трансгрессии, которая имела высоту 1-1.5 м, продолжалась не более нескольких сот лет и приурочена к суббореальному времени (по археологической номенклатуре - к энеолиту). Следы этой трансгрессии отмечались Б.Ф.Земляковым (1936) в районе пос. Вознесенье. Г.А.Панкрушев (1966) доказал, что энеолитическая трансгрессия прослеживается на всех берегах Онежского озера. Можно предположить, что истоки Свири в этот период были каким-то образом запружены, а позднее эта запруда была прорвана.
3. Выводы
1. Когда началось отступление ледников лужской стадии, в южной и восточной частях котловины Онежского озера образовались Вытегорское и Водлинское приледниковые озера (рис. 43, А). Первое из них первоначально входило в состав Верхне-Волжской системы, а позднее получило сток через сквозную долину Ошта-Тукша-Оять в Привалдайское озеро. В течение короткого времени сток из всей Верхне-Волжской системы озер поступал в Вытегорское озеро. Когда ото льда освободилась Андомская возвышенность, Вытегорское и Водлинское озера соединились, образовав Южно-Онежское приледниковое озеро (рис. 43, Б). Оно имело сток в направлении р. Онеги.
Р работе К.К.Маркова, В.С.Порецкого и Е.В.Шляминой (1934, стр. 102) допущена опечатка. Там написано, что поверхность Жабинецкого болота выше уровня озера на 0.5-8 м. Но из контекста и рисунка (фиг.14) ясно видно, что вместо 8 м следует читать 0.8 м. По-видимому, эта опечатка дала повод выдвинуть предположение о том, что в атлантическое время была единая для всего Онежского озера трансгрессия до высоты 41-44 м (8-11 м выше уровня озера).
2. Дальнейшее отступление ледников привело к тому, что в южной части Ладожской котловины образовался один из плёсов озера Рамсея (рис. 22, Д, Е; 31, Б). Образовалась р. Свирь, и Южно-Онежское озеро было спущено. Образовалось
Онежское озеро, северная часть которого имела большие раз
меры, чем теперь, - там еще не успело сказаться изостатическое поднятие.
3. После регрессии озера Рамсея Ладожскую котловину
занял залив Балтийского ледникового озера (рис. 30). Когда «образовалось иольдиевое море, Ладожское озеро стало самостоятельным. Сток из него шел по короткой реке через северную часть Карельского перешейка (рис. 31). Во время максимума анциловой трансгрессии на месте этой реки на короткое время возникал мелководный пролив (рис. 33). В литориновое время Ладога вновь обособилась.
4. Изостатическое поднятие порога стока Ладоги вызвало {трансгрессию на ее южных берегах. Уровень там поднялся до высоты 15 м (рис. 39), что повлекло за собой перелив через водораздел между реками Мгой и Тосной. Размыв водораздела, сложенного рыхлыми породами, привел к быстрому снижению уровня Ладоги до значений, близких к современным. Это произошло не раньше, чем 2,3 тыс. л.н.
Глава X
БЕЛОЕ МОРЕ
1, Поздне- и послеледниковая история
Во время невской стадии почти вся современная акватория Белого моря была еще под ледниковым покровом. По мере отступления ледников в первую очередь освободились юго-восточные части Двинской и Онежской губ (рис. 45). В гляоио-депрессии Онежской губы образовалось приледниковое озеро, которое первоначально имело сток на юго-восток в сторону Нижне-Онегорецкого озера, а потом на северо-восток через среднюю узкую часть Онежского полуострова (район Унской губы). Уровень озера первоначально составлял не менее 60-65 м, а потом снизился приблизительно до 30 м. Отложения Онегогубского озера описаны Т.И.Вострухиной (1962) по материалам из обнажения на склоне долины р. Пурнемы. Нижняя часть разреза представлена ленточными глинами, а верхняя -слоистыми песками. Глины, возможно, формировались в тот период, когда озеро имело еще высокий уровень. Пески же могли накопиться при низком уровне, когда начался сток в Унскую губу. По данным спорово-пыльцевого анализа, отложение ленточных глин началось в аллерёде и продолжалось в позднем дриасе.
Приледниковое озеро в Двинской губе было непосредственно продолжением озера в бассейне Сев. Двины, сток из которого шел через нижнюю Пинегу и Кулой в Мезенскую губу; его уровень составлял около 15-20 м. Когда ледник отступил
Рис, 45. Приледниковые озера и долины стока ледниковых вод на периферии Беломорской котловины во время начального этапа отступления ледников невской стадии.
Цифры в кружках: 1 -Онегогубское озеро; 2 -сток по долине нижней Онеги, 3 - Нижне-Онегорецкое озеро; 4 - сток по р. Лае (северо-двинской); 5 - Архангельское озеро; 6 - сток по долине нижнего течения Сев. Двины, Пинеги и Кулоя.
от Беломорско-Кулойского плато, озеро исчезло. Это, вероятно, произошло в аллерёде, т.е. еще до того, как освободись ото льда средняя часть Онежского полуострова.
Для выяснения дальнейшей истории чрезвычайно важно знать, происходили или нет изостатические движения в районе Горла Белого моря. В этом проливе современная глубина порогп, находящегося против устья р. Паной, составляет около 40 м. Если бы здесь не произошло поднятия, морские воды могли бы вторгнуться в котловину Белого моря только в конце пребореального времени, когда уровень океана был на 40 м ниже современного. В.Рамсей (Ramsay, 1898) и М.А.Лаврова (i960) считали, что через Горло проходит, нулевая изобаза. Последние исследования показали, однако, что Кольский берег Горла испытал поднятие (Никонов, 1965; Кошечкин и др., 1971, 1973) на высоту не менее 25 м. При таких условиях порог Белого моря находился не менее чем на 65 м ниже современного уровня моря. Уровень мирового океана в аллерёде был на 65 м ниже современного (Mbrner, 1969). Следовательно, сразу же после отступления ледника морские воды могли проникнуть в Горло. И действительно, по данным спорово-пыльцевого
(Малясова, 1969) и диатомового (Джиноридзе, 1972) анализов колонок донных отложений, в Горле и в Двинской губе уже в аллерёде существовали морские условия. В составе диатомовой флоры резко, преобладал эвригалинный вид Coscinodiscus lacustris var. septentrionalis, что свидетельствует о низкой солености бассейна.
Дальнейшее отступление края активного ледникового покрова во время позднего дриаса происходило очень быстрыми темпами. В пределах Беломорской котловины и в северной Карелии сохранялись обширные поля мертвого льда. Особенно большая глыба льда занимала центральную впадину Белого моря и Кандалакшскую губу. Следует отметить, что через Кандалакшскую губу двигалась весьма активная ледниковая лопасть которая проникала также в Горло. В период отступления этой лопасти по ее краям могли возникать небольшие приледнико-вые озера, существовавшие очень недолгое время. В дальнейшем, когда активная лопасть превратилась в поле мертвого льда, аа его периферию могли проникнуть морские воды; Их приток, однако, был не очень велик, а в бассейн поступали воды из многочисленных озер и воды тающего ледника, что сильно опресняло его.
Теория о существовании в Беломорской котловине изолированного ледника была выдвинута Л.Введенским (1934) и позднее разработана Г.С.Бискэ (1959). Новые аргументы в пользу этой теории приведены Е.Н.Невесским и В.С.Медведерым (1972). По их данным, нижняя ледниково-морская пачка донных отложений формировалась в течение позднего дриаса и пребореа-ла под постоянным ледяным покровом, представляющим собой всплывшие остатки ледника. В нижней пачке нет ракЬвин мол^ люсков, а из диатомей преобладает Coscinodiscus lacustns var. septentrionalis. Собственно морское осадконакопление началось только в бореале. Морская граница в Беломорской котловине находилась довольно высоко, но море первоначально, . под влиянием мертвого льда, занимавшего центральную часть котловины, было опресненным, а в отдельных районах фактически пресным.
Берега Белого моря подверглись весьма значительному тектоническому поднятию. В северо-западной части (в вершине Кандалакшской губы) поднятие опережало рост уровня моря. Неолитические стоянки известны здесь на высотах до 88 м (Горецкий, 1937). По направлению к юго-востоку амплитуда и скорость повышения уровня превышала скорость поднятия, что приводило' к формированию трансгрессивных отложений» Наконец, на крайнем юго-востоке рост уровня болвшую часть времени опережал поднятие. Только за последние несколько тысяч лет, -когда уровень был практически постоянным, здесь
Рис. 46. Белое море в позднем дриасе (море портландия).
1 - Скандинавский ледниковый щит, 2 - Панойский ледниковый щит; 3 - поле мертвого льда в Беломорской котловине; 4 - пролив Горло; 5 - определенная часть моря; 6 - пролив между Кольским заливом и Кандалакшской губой.
смогла сформироваться морская терраса высотой 5-6.5 м (Легасова, 1967). Морские отложения в западной части Белого моря начали
сформироваться в позднем дриасе (рис. 46). В составе диатомовых донных отложений в это время преобладала Сoscinodiscus lacustrisvar,septentrionalis (Джиноридэе, 1972). На берегах здесь распространены ледниково-морские отложения и отложения моря портландия, названного так по моллюску Portlandia (Yoldia) arctica встречающемуся в его отложениях (Лаврова, 1960, 1968). Отложения этого бассейна в вершине Кандалакшской губы и на водоразделе оз. Имандра и р. Колы подняты теперь на высоту несколько более 150 м. Возможно, что в течение короткого времени существовал мелководный пролив, связывавший-Кандалакшскую губу с Кольским заливом (Егоров, 1936; Арманд и др., 1964), По направлению к югу высота залегания отложений моря портландия быстро снижается. В долине р. Кеми они известны на высотах не более 80 м (Маслова, Купцова, 1970). Здесь преобладает пресноводная диатомовая флора (Melosira islandica и др.), а морские и солоноватоводные диатомовые встречены в небольших количествах. Не исключено, что они переотложены из межледниковых отложений, а часть моря, прилегающая к устью р. Кеми, была изолирована массивами мертвого льда и имела пресную воду.
Еще южнее отложения и береговые линии моря портландия были погребены под отложениями более молодых бассейнов, В низовьях Сев, Двины они встречены на глубине около 20 м (Лавров, 1968; Плешивцева, 1971), что свидетельствует о последующем поднятии более чем на 30 м (уровень океана в позднем дриасе был на 50-60 м ниже современного). На какой-то момент поднятие опередило здесь рост уровня: это фиксирует прослой погребенного торфа, залегающий выше отложений моря портландия. В низовьях р, Выг отложения этого моря неизвестны. Вероятно, они перекрыты здесь осадками последующих трансгрессий и залегают на высотах менее 40 м.
В самом начале голоцена приток морских вод в Беломорскую котловину усилился, В центральных частях бассейна в это время еше продолжал существовать массив мертвого льда, В дальнейшем, начиная с бореала, условия в Белом море стали уже близкими к современным. Но для среднего голоцена четко фиксируется несколько более высокая температура воды, чем теперь. В течение всего голоцена продолжалось также изостатическое поднятие берегов.
2. Выводы
1. Когда началось отступление ледников невской стадии,
в юго-восточной части Беломорской котловины образовались
Онегогубское озеро (со стоком в Нижне-Онегорецкое озеро)
и Архангельское озеро (со стоком в долину нижняя Пинега-
Кулой) (рис. 45),
2, После освобождения из подо льда Горла Белого моря
через него уже в аллерёде в восточную часть Беломорской
котловины вторглись морские воды. Дно. пролива Горло имело
более низкие отметки, чем теперь, - там еще не успело сказаться изостатическое поднятие, К позднему дриасу морские
воды, огибая сохранившийся в центральной части котловины
массив мертвого льда, проникли также в западную часть котловины (рис. 46). На северо-западе море покрывало значительные площади современной суши, В течение короткого времени
между Кандалакшской губой и Кольским заливом мог существовать пролив.
Начиная с бореала соленость была уже близка к современной солености Белого моря. Очертания самого моря медленно изменялись в результате поднятия уровня океана и изостатических движений.
Глава XI
КАСПИЙСКОЕ МОРЕ
1. Причины трансгрессий и регрессий Каспия
Каспийское море называется морем только из-за своих огромных размеров - около 400 тыс. км2. В действительности оно представляет собой бессточное озеро, уровень которого на 28 м ниже уровня океана. Порог стока Каспийской котловины находится в Манычской долине на отметке +26 м; при таком уровне площадь Каспия увеличилась бы в два раза - приблизительно до 800 тыс. км2. Минерализация вод Каспия составля-,ег 12.9%о. Его заселяет эндемичная фауна; из мирового океана в недалеком прошлом в Каспий проникло только несколько видов. Как писал Бюффон (1790, стр. 275-276), „Каспийское море... почитать только должно за великое озеро, среди земель от речных вод происшедшее, поелику в нем совсем нет тех рыб и раковин, которые населяют океан и Средиземное море".
Историю Каспия удалось проследить на протяжении всего неоген-четвертичного времени. Последний раз воды океана проникали в Каспийскую котловину в конце миоцена - в мэотисе. В раннем плиоцене ее занимала восточная часть понтического бассейна, который был солоноватым озером. В начале среднего плиоцена сообщение между западной и восточной частями понтического бассейна прекратилось. Климатическая увлажненность в то время была подобна современной, а водосборный бассейн Каспия гораздо меньше, чем теперь, - в него не входили бассейны Волги выше г.Казани и Камы выше устья р.Бе-
ковые воды, а 17-16 тыс. л.н. - сток из хвалынского бассейна через Манычскую долину. Повышение уровня океана привело в начале голоцена к вторжению морских вод и образованию современных Черного и Азовского морей.
Большая часть Черного моря и все Азовское находятся в области недостаточного увлажнения. Испарение с их поверхности гораздо больше, чем осадки на нее. Но значительный Приток создает избыток пресных вод, который через Черноморские проливы уходит в Средиземное море. Очень сильное влияние на развитие Черного и Азовского морей оказывало изменение водного баланса. В свою очередь оно определялось колебания ми климата, изменением водосборного бассейна и притоком ледниковых вод.
Другим важнейшим фактором развития Черного моря является изменение рельефа дна проливов Босфор и Дарданеллы. Если бы порог стока Босфора находился выше уровня океана, то Черное море превратилось бы в сточное озеро. Увеличение ширины и глубины проливов вызвало бы более интенсивный водообмен через них и повышение солености Черного моря. Для Азовского моря такую же роль играет развитие Керченского пролива.
2. Изменения водного баланса Черного и Азовского морей
Наиболее обоснованные расчеты водного баланса Черного моря произведены Е.В.Солянкиным (1963). По его данным, осадки на водную поверхность составляют 280 мм (119 кмЗ), испарение - 784 мм (332 км3) и приток - 346 кмЗ. Кроме того, в Черное море поступает 21 км3 из Азовского моря (Шехтман, 1956), приток в которое равен 39 кмЗ, осадки на водную поверхность - 15 кмЗ и испарение - 33 км. Приходная составляющая баланса Черного моря превышает расходную на 154 км3 (119 + + 346 + 21 - 332 = 154), Согласно наблюдениям над течениями в Босфоре (Богданова, 1969), верхнее течение выносит из Черного моря 357 км^, а нижнее вносит 174 км3; разность составляет 183 км . Эта величина менее надежна, поскольку наблюдения над течениями производились на протяжении коротких промежутков времени.
Уровень новоэвксинского бассейна был примерно на 100 м ниже уровня Черного моря (см. ниже), а его площадь - примерно на 100 тыс, км меньше современной и составляла 320 тыс. км2.Азовское море, максимальная глубина которого 14 м, исчезало совсем. При современном климате приток в новоэвксин-
ский бассейн был бы равен 385 км3 (346 + 39 = 385), В него поступал бы весь приток в Черное и Азовское моря. Объем осадков был бы около 90 км3, а испарения - 250 км3. Сток через Босфор составлял бы примерно 225 км3.
Действительный баланс новоэвксинского бассейна был иным. Во время оледенения все элементы баланса значительно уменьшались. По аналогии с Каспием принимается, что испарение и осадки уменьшались примерно в полтора раза - соответственно до 180 км3 и 65 км3. Приток уменьшался приблизительно на 40% - до 230 км3. В таких условиях сток через Босфор составлял 4 около 115 кмЗ (230 + 65 - 180 = 115). Об аридных условиях, господствовавших во время оледенения, свидетельствуют данные спорово-пыльцевого анализа новоэвксинских отложений , (Нейштадт и др., 1965). В их спектрах резко преобладают'по-Елынь и маревые, в то время как в голоцене господствует пыль-| ца древесных пород. Был получен также радиоуглеродный воз-Й.раот одного из проанализированных образцов новоэвксинских 1 отложений. Он оказался равным 23000 +_ 1320 л.н.
Приведенные выше величины баланса были, вероятно, свойственны начальному периоду валдайского оледенения, когда в Днепр не поступали ледниковые воды. Водосборный бассейн Днепра тогда несколько отличался от современного. К нему не принадлежали современные верховья Днепра выше г. Орши и верховья Березины выше г. Борисова. Но в состав водосбора входили Зап. Буг и истоки Немана и Щары. Все это взаимно компенсировалось, поэтому изменением водосборного бассейна Днепра можно для того времени пренебречь. Водосборы других рек, впадающих в Черное и Азовское моря, вероятно, сушественно не менялись на всем протяжении позднего плейстоцена. Во время максимума валдайского оледенения (20-17 тыс. л.н.) водосборный бассейн Днепра сильно увеличился (см. рис, 56, А, стр. 220). К нему присоединились Неман (выше г. Гродно) и Вилия (выше дер0 Михаяишки). Их современный сток составляет соответственно 7 и 2 кмЗ (Воскресенский, 1962), в сумме 9 км3. Во время оледенения сток падал приблизительно до 5 км3. Кроме того, в бассейн Днепра поступали ледниковые воды с обширного сектора ледникового щита, площадью около 0.5 млн км2. Осадки в этом секторе составляли около 250 мм, а общий годовой сток с него - около 125 кмЗ, Таким образом, общий дополнительный приток составлял примерно 130 км13. Все эти воды поступали в новоэвксинский бассейн. Сток по Босфору возрастал приблизительно до 245 км кубич..
17-16 тыс. л.н. происходил сток .по Манычской долине, который также поступал в новоэвксинский бассейн. К концу периода он достиг примерно 90 кмЗ. Начавшееся отступление лед-
ников в это же время привепо к прекращению стока на юг из бассейна Немана и с примыкающего к нему сектора ледникового шита (рис. 56, Б). Сток Днепра уменьшился приблизительно на 60 кмЗ. В результате всего этого сток по Босфору достиг величины порядка 275 кмЗ (245. + 90 - 60 = 275).
После прекращения стока по Манычской долине сток по Босфору уменьшился до 185 км3. В результате отступления ледников от краевых образований вепсовской стадии, сток ледниковых вод на юг прекратился. В конце оледенения, когда господствовали наиболее аридные условия, приток мог сократиться до 45% возможного современного притока, т.е. до 175 км3. В результате сток по Босфору 14.5 тыс. л.н. снизился до 60 км3 (175 + 65 - 180 = 60).
В более отдаленном геологическом прошлом Черноморская котловина имела значительно меньший водосборный бассейн, чем теперь. В таких условиях в ней могли существовать бессточные озера. К началу позднего плейстоцена водосборный бассейн приобрел очертания, близкие современным. Анализ возможных изменений водного баланса показывает, что новоэвкин-ский бассейн был сточным озером и, следовательно, его уровень не опускался ниже отметки порога стока в Босфор.
3. Черноморские проливы
Проливы Босфор и Дарданеллы как эрозионные долины образовались незадолго до карангатской трансгрессии. До них Мраморное море входило в состав древнеэвксинского и чаудин-ского бассейнов. Их отложения найдены на берегах Дарданелл (Андрусов, 1896; Pfannenstiel, 1944). В карангатское время циркуляция через Черноморские проливы происходила с большей интенсивностью, чем теперь. В результате этого минерализация вод карангатского бассейна достигла 30%,, В тектонически стабильных районах северного Причерноморья и Приазовья карангатская береговая линия находится почти на тех же отметках, что и современная. А значит, не повышение уровня моря причина большей циркуляции. По-видимому, ширина и глубина проливов тогда- была больше. Об этом свидетельствуют террасы с тирренской фауной, находящиеся на берегах Дарданелл ( Pfannenstiel, 1944). Современное положение террас объясняется очень медленным тектоническим поднятием.
Наиболее полные данные по морфологии дна Босфора и Дарданелл приводятся в работе А.Мерца ( Merz, Moller, 1928). Современная глубина порога Босфора составляет 37 м,
а порога Дарданелл - 57 м. В прошлом, однако, глубина порогов была значительно больше. Бурение, проведенное в ходе изысканий трассы туннеля, который предполагалось проложить под дном Босфора в Стамбуле (в районе современного порога пролива), показало, что пропив заполнен толщей рыхлых отложений мощностью в несколько десятков метров, а его коренное ложе находится примерно на 100 м ниже современного уровня моря ( Scholten, 1974). Весьма вероятно, что и в Дарданеллах коренное ложе имеет низкие отметки.
Черное маре Восфор Мраморное море Дарданеллы Эгейское море
Рис. 54. Схематический продольный профиль бассейнов и долин, существовавших в районе Черноморских проливов в ново-эвксинское время (во время максимума валдайского оледенения) . Пунктиром обозначен современный профиль дна проливов.
Поскольку во время последнего оледенения уровень океана падал более чем на 100 м, оба пролива превращались в короткие реки. IJo Босфорской реке шел сток из новоэвксинско-го бассейна в бассейн, находившийся на месте Мраморного моря. Из последнего вытекала Дарданелльская река, впадавшая в Эгейркое море (рис. 54). Проведенные Н.И.Андрусовым (1896) исследования донных отложений Мраморного моря (до сих пор они не повторены) показали, что в них встречаются раковины моллюсков, характерные для новоэвксинских отложений дна Черного моря. Это свидетельствует о том, что оба бассейна имели близкую минерализацию.
В позднеледниковое время уровень океана поднялся выше дна Дарданелльской и Босфорской рек. Но из-за чрезвычайно малой ширины долин этих рек значительные объемы морских вод еще долго не могли проникнуть в новоэвксинский бассейн. Вероятно, материал, поступавший со склонов, накапливался на дне занявших долины проливов, что еще более уменьшало их поперечное сечение. По-видимому, не случайно, что современ-
ный порог Босфора находится против входа в залив Золотой Рог. Возможно, там накапливались отложения реки, которая при более низком уровне моря протекала по дну залива.
4. Новоэвксинский бассейн
После карангатской трансгрессии в Черноморской котловине возникло сточное озеро-новоэвксинский бассейн. Во время максимального развития валдайского оледенения, когда происходило наиболее значительное снижение уровня океана, уровень новоэвксинского бассейна определялся отметкой порога стока, скрытого теперь под отложениями пролива Босфор. Уровень мог быть ниже современного уровня Черного моря примерно на 100 м.
О Положении уровня свидетельствует глубина вреза рек, впадавших в новоэвксинский бассейн. Для Дуная отмечается лереуглубленйе на 30-35 м ( Popow, 1968), а для низовьев Днепра и Дона - на 40-50 м (Горецкий, 1970, рис. 109-112, 123-126). Примерно до такой же глубины врезались долины других рек и временных водотоков северного Причерноморья и Приазовья. Последующее повышение уровня привело к превращению этих долин в глубокие заливы - лиманы (Н.А.Соколов, 1895). Все реки и водотоки после падения уровня новоэвксинского бассейна значительно удлинялись за счет обнажившихся обширных пространств шельфов. Сейчас известны участки долин, расположенные на весьма значительных расстояниях от их древних устьев. Переуглубление там гораздо меньше, чем в самом нижнем течении. Только на востоке Черного моря обнаружены более низкие отметки тальвегов погребенных долин. В Керченском проливе разбурена долина реки - продолжения Дона (Ан-друсов, 1926), тальвег которой имеет отметки -60 м (Федоров, 1973; Попов, 1973). Еще более низкие отметки обнаружены в долинах рек Кавказкого побережья (Островский, 1967).
В позднеледниковое время поднятие уровня океана выше порога Босфора привело к повышению уровня новоэвксинского бассейна. Но, как указывалось выше, значительные объемы морских вод еще долго на могли проникнуть в Черноморскую котловину. Постепенное поднятие уровня фиксируется древними береговыми линиями, которые обнаружены как в прибрежной зоне на глубине до 30-35 м (Невесский, 1967), так и на более значительных глубинах (Лилиенберг, 1970; Куприн и др., 1974),
В прибрежных районах новоэвксинского бассейна обитали только 5 видов двустворчатых моллюсков и 7 видов и подвидов гастропод (Невесская, 1965; Ильина, 1966). Почти все встречен-
ные виды могут жить в пресной воде, но в Каспии переносят повышение минерализации до 10-13%о. Наиболее часто встречались Dreissena polymorpha, D.rostriformis distincta и
Monodacna caspia. Состав фауны свидетельствует о низкой минерализации новоэвксинского бассейна. На верхний предел солености указывает отсутствие представителей средиземноморской фауны, переносящих опреснение до 4-3%о (Cardium edule.Atara ovata), и моллюсков рода Didacna, которые могли бы вселиться из Каспия по Манычско-Азовской реке. О нижнем пределе солености свидетельствует отсутствие унионид, не выносящих минерализации свыше 1%о. Вероятно, во время от-ложения тарханкутских слоев, подстилающих новоэвксинские отложения, когда еще встречались угнетенные экземпляры Cardium edule, минерализация составляла 5%о. В дальнейшем" она снизилась до 2-3%о.
О низкой минерализации свидетельствуют результаты диатомового анализа новоэвксинских отложений (Шимкус и др., 1973), В них резко преобладает Stephanodiscus astraea, которая встречается в пресных озерах, но переносит небольшое повышение минерализации. В планктоне пресного озера находились бы многочисленные диатомеи нескольких видов. Мономор-фный же характер флоры указывает на то, что она развивалась в водоеме с соленостью 2-3%о.
Новоэвксинский бассейн был сточным озером, но вместе о тем не был пресным. Это противоречие привлекало внимание Н.И.Андрусова (1910), по расчетам которого на опреснение ' Черного моря (в случае прекращения нижнего течения в Босфоре) потребовалось бы 15 тыс. лет. Объем новоэвксинского бассейна составлял примерно 500 тыс. км^, а сток из него - 115 кмЗ в год. Водная масса обновлялась за 4 тыс. лет (500 : 115=» а; 4). Для полного опреснения потребовалось бы в три раза -большее время - не менее 12 тыс. лет. Во время максимума валдайского оледенения водообмен происходил более интенсивно, но тогда же из хвалынского бассейна было сброшено примерно 700 • 10*3 т солей по Манычско-Азовской реке.
Об истории новоэвксинского бассейна до максимума валдайского оледенения пока почти ничего неизвестно. Отложения, формировавшиеся ранее 25 тыс. л.н., отсутствуют на берегах, а на дне залегают глубже 10-15 м (от поверхности дна) и пока не вскрыты колонками. Не исключено, однако, что во время межстадиальных периодов повышение уровня океана приводило к проникновению небольших объемов морских вод в новоэвксинский бассейн. Он был сточным озером в интервале примерно 20-14 тыс. л.н. и за это время не успел полностью опресниться. От 14 до 9 тыс. л.н. незначительное поступление морских вод могло препятствовать снижению минерализации.
5. Новочерноморская трансгрессия
В голоцене в результате повышения уровня океана приток морских вод в Черноморскую котловину усилился. По данным экспедиции на Атлантис II (Degens, Ross, 1972; Дегенс, 1973), в промежутке времени 9-7 тыс. л.н. поступление морских вод было небольшим. Вероятно, 7 тыс. л.н.. минерализация достигла 5%о (рис. 55), что привело к массовой гибели со-лоноватоводной фауны и к сероводородному заражению глубинной части водной массы, В дальнейшем, вплоть до настоящего времени, происходило непрерывное повышение минерализации (Невесская, 1965). Уровень достиг современных значений около 4 тыс. л.н., но минерализация продолжала повышаться. Для того, чтобы установился химический баланс, требовалось несколько тысяч лет.
Имеются указания на то, что 4-5 тыс. л.н. уровень Черного моря стоял выше современного на 2-2.5 м (Федоров, 1963). Однако высоты голоценовых террас (4-5 м) не выходят за пределы высоты современного берегового вала. При сильных штормах галька выбрасывается волнами на высоту до 7 м. Подробные исследования процессов формирования берегов Черного моря (Зенкович, 1960) не подтвердили мнения о существовании в недавнем прошлом более высоких уровней.
Исследование микрослойности в илах Сакского озера (Шостакович, 1935) показало, что уже 4 тыс. л.н. условия накопления осадков были близки к современным. Сакское озеро представляет собой лиман, отделенный от Черного моря низкой пе-
ресыпью. При изменении урвоня моря условия накопления осадков в озере могли бы резко измениться. Сомнительно также существование 1.5-3 тыс. л.н. фанагорийской регрессии. На дне Черного моря обнаружены археологические памятники античного времени, в частности развалины города Ольвии (Б.Г.Федоров, К.К.Шилик, 1968). Однако поселения могли быть построены на берегу при уровне моря, равном современному, и оказаться под водой не в результате последующего поднятия уровня а в результате размыва берегов: крупные камни при этом, будучи подмытыми водой, могли попасть на дно.
Поднятие уровня во время трансгрессии фиксируется не- . сколькими полосами подводных береговых образований. Они подробно изучены Е.Н.Невесским (1967), которым сделан вывод п том что периоды стабилизации уровня моря сменялись периодами'быстрого его повышения. Не исключено, однако, образование пересыпей и в условиях равномерного поднятия уровня моря При повышении уровня могла активизироваться абразия в районах питаний прибрежного потока наносов, и косы и пересыпи продолжали расти. Дальнейший подъем уровня приводил к затоплению кос и началу формирования новой береговой линии. В разных районах формирования пересыпей лиманов происходило при разных уровнях. Это зависело от рельефа затопленных участков и не может служить указанием на тектонические движения.
В ходе трансгрессии морские воды глубоко вторглись в долины рек и временных водотоков. В образовавшихся лиманах стали отлагаться морские осадки. Вскоре, однако, пересыпи затрудняли или совсем прекращали сообщение лиманов с морем. Те лиманы в которые впадали реки, опреснялись; некоторые превращались в соляные озера. Типичный разрез отложений лимана начинается с аллювиальных или наземных (лёссовых) отложений, выше которого залегают морские а еще выше соло-новатоводные осадки. Еще Н.А.Соколов (1895) отмечал что минерализация вод Днепровского лимана уменьшилась, и объяснял это образованием Кинбурнской косы.
Отложения, заполняющие лиманы, часто называют новоэвк-синскими. что неправильно. В действительности в лиманах залегает солоноватоводная фация новочерноморских отложении. В древних и современных лиманах, имеющих минерализацию от 2 до 4%с обитает практически та же фауна моллюсков, что и в новоэвксинском бассейне. В это время в Черном море была уже распространена морская фауна. В нижнем течении Дуная, Днепра, Дона И других рек лиманные отложения погребены под
аллювием.
Азовское море также является, в сущности, огромным лиманом, В нем после отложения солоноватоводных древнеазовс-
Рис. 55. Кривая изменения уровня и минерализации бассейнов, существовавших в Черноморской котловине.
1 - изменение уровней; 2 - изменение минерализации поверхностных вод.
ких слоев произошло повышение минерализации (казантипские
слои), а затем новое понижение до современных значений (Не-
весская, Невесский, 1961; Едигарян и др., 1970). Это было
вызвано ростом кос в Керченском проливе и закрытием проли
вов в пределах Таманского полуострова. Могло иметь значение
также изменение направления нижнего течения Кубани, которая
теперь впадает в Азовское море, а в прошлом могла впадать
в Черное. Отложения со сходной фауной в Азовском и
Черном морях нельзя считать едиными стратиграфическими горизонтами, так как Азовское "море всегда имело меньшую минерализацию, и те же комплексы моллюсков распространялись в нем позже, чем в Черном море,
6. Выводы
1. Во время валдайского оледенения падение уровня мирового океана вызывало снижение уровня Черного моря. Но последний не мог опуститься ниже порога пролива Босфор, имевшего тогда отметку-100 м. Уменьшение слоя стока также не могло вызвать формирование в Черноморской котловине бессточного озера; общий объем стока с территории огромного водосборного бассейна Черного моря превышал испарение с его водной поверхности.
2. Новоэвксинский бассейн, существовавший в валдайское время, был сточным озером. В начале голоцена его уровень был примерно на 35 м ниже современного уровня моря. Благодаря своему большому объему и относительно незначительному водообмену бассейн не успел полностью опресниться и имел минерализацию 2-3%о.
3. В начале голоцена (9-7 тыс. л.н.) морские воды стали проникать через пролив Босфор. Около 7. тыс. л.н. минерализация превысила 5%о, что вызвало массовую гибель солоно-ватоводной фауны и сероводородное заражение глубин моря. Уровень, близкий к современному, установился около 4 тыс. л.н.
Глава ХШ
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ КРУПНЫХ ОЗЕР И ВНУТРЕННИХ МОРЕЙ
Характеристика развития крупных озер и внутренних морей, приведенная в главах 1У-ХП, позволяет нарисовать общую картину развития водных бассейнов Восточной Европы за поэднечетвертичное время. Назад коренная перестройка ее гидрографии происходила во время среднечетвертичного оледенения, когда образовался главный водораздел, пересекавший современные реки Березину у г. Борисова, Днепр ниже г. Ор-ши, ВолГу у г. Плёса и Каму выше устья р. Вишеры. В начале валдайского оледенения гидрография северо-запада Восточно-Европейской равнины, вероятно, подверглась значительным изменениям. Но их следы были стерты последующим продвижением ледников, максимум которого датируется около 17 тыс. л.н. Только в этот период Скандинавский и Новоземельский ледниковые щиты соединялись между собой, а сток ледниковых вод на всем протяжении от бассейна Немана до Урала через системы приледниковых озер поступал в Черное море и в Каспий. Именно в этот период началось формирование современной гидрографии в пределах северной половины Восточно-Европейской равнины и в Черноморской и Каспийской котловинах. Изложение позднечетвертичной истории водных бассейнов целесообразно начать поэтому со времени максимума валдайского оледенения (18-17 тыс.л.н.).
1. Максимальная стадия валдайского оледенения (17-18 тыс. л.н.).
На западной границе Восточно-Европейской равнины возникло Верхне-Неманское приледниковое озеро (рис. 56.А), уро-
вень которого достигал, вероятно, 145 м, а сток шел на юг в бассейн Припяти через р. Ясельду. Восточнее существовало Верхне-Вилийское озеро, имевшее уровень порядка 180 м; короткие долины в районе городов Молодечно и Ошмяны соединяли его с Верхне-Неманским озером. В бассейне верхней Березины сформировалось приледниковое озеро с уровнем около 180 м. Такой же уровень могло иметь Оршанское озеро, находившееся западнее Смоленска. Сток из него шел в р. Басю (водосборный бассейн Сожа). Восточнее Смоленска существовало Дорогобужское озеро с уровнем около 215 ми стоком в водосборный бассейн Оки.
В пределах современного водосборного бассейна верхней Волги (выше г. Плёса) сток до максимума валдайского оледенения происходил в северо-западном и северном направлениях. Участки долины Волги у г. Плёса и, вероятно, также у г. Ту-таева не существовали. Во время максимума оледенения здесь возникли сообщавшиеся между собой приледниковые озера -Тверское и Молого-Шекснинское, которые имели уровень 140-145 м. Сток из них шел в Нерль и Клязьму. В Тверское озеро поступал и сток из Верхне-Моложского приледникового озера, имевшего уровень порядка 150 м. Другая система сообщавшихся между собой бассейнов включала Сухонское, Костромское и Ростовское озера, которые имели сток через р. Тезу в Клязьму; их уровень составлял 140-145 м. В Сухонское озеро постудил также сток из Важского озера. Через Клязьму и нижнюю Оку ледниковые воды стекали в Волгу, Накопление в ее долине насосов, поступавших вместе с ледниковыми водами, вызвало формирование низких надпойменных террас.
Обширная система приледниковых озер существовала в водосборных бассейнах Сев. Двины (без бассейнов Ваги и Сухоны), Мезени и, Печоры. Уровень этих озер находился на высоте 130-135 м. Сток из них происходил по Каме.
По Днепру и по Волге ледниковые воды поступали в Черноморскую и в Каспийскую котловины, В первой из них существовал новоэвксинский бассейн, уровень которого был примерно на 100 м ниже современного уровня океана; он определялся высотой порога стока в Босфоре, через который протекала короткая река, несшая воды из новоэвкинского бассейна в бассейн в котловине Мраморного моря. Река на .месте пролива Дарданеллы выносила ледниковые воды в Средиземное море. Минерализация вод новоэвксинского бассейна составляла 2-3 промилле. Со времени предыдущей морской стадии он не успел полностью опресниться.
Каспий до валдайского оледенения имел водосборный бассейн, отличный от современного:- к нему не принадлежала Волга выше г. Плёса и Кама выше устья р. Вишеры. Но эти потери компенсировались тем, что Амударья в то время впадала не
в Арал, а в Каспий. Подобный современному, но несколько более теплый и влажный климат микулинского межледниковья мог вызвать позднехазарскую трансгрессию. При холодном и относительно сухом климате ледникового-времени происходила ательская регрессия. Но когда во время максимума оледенения в Каспий стали поступать воды с обширных территорий севера Восточно-Европейской равнины и ледниковые воды, началась хвалынская трансгрессия. Во время нее Каспий достиг уровня 48 м, что на 76 м выше современного. При этом он оставался бессточным озером, так как в западной части Маныч-ской долины за предыдущее время образовалась перемычка, Воз-' можно, она представляла собой конус выноса р. Б. Егорлык. С уровнем максимума хвалынской трансгрессии связан уровень IV надпойменной террасы нижней Волги.
Повышение уровня Каспия вызвало отложение наносов в пределах аллювиальной равнины Амударьи. В результате она прорвалась через Заунгузские Каракумы и стала течь в современном направлении.
2. Начало отступления ледников (17-15.5 тыс. л.н.)
После отступления ледников, освободивших сквозную долину к западу от г. Гродно, высота порога стока в которой составляет около 135 м, снизился уровень Верхне-Неманского озера, и сток из него пошел на запад (рис. 56, Б). В верховьях р. Вильняле (притока Мяркиса) образовался небольшой самостоятельный приледниковый водоем, имевший сток на юго-запад. Через район верховьев р. Лоши в этот водоем поступали воды из Верхне-Вилийского озера. В результате всего этого уменьшился приток ледниковых вод в бассейн Днепра.
В самой восточной части современного водосборного бассейна Зап. Двины образовалось Межинское приледниковое озеро с уровнем около 215 м, которое соединялось с Дорогобужским озером. Позднее прорыв у г. Смоленска привел к исчезновению Дорогобужского озера, на месте которого образовались верховья Днепра, и к снижению уровня Межинского озера до
195 м.
Ледники освободили район современного среднего течения р. Мологи, где образовалось Средне-Моложское приледниковое озеро, получившее сток на северо-восток в направлении Молого-Шекснинского озера. В Средне-Моложское озеро стали поступать воды из Верхне-Моложского озера. Освободились ото льда северные склоны Вологодской возвышенности; в результате за-
Рис, 56, Схематические карты крупных озер и внутренних морей Восточной Европы.
А - максимум валдайского оледенения (около 17 тыс, л.н.); Б - начальный период отступления ледников (около 16 тыс, л.н.); В - вепсовская стадия (около 15 тыс, л.н.); Г -
Рис. 56 (продолжение),
отступление ледников от краевых образований вепсовской стадии (около 14 тыс, л.н.). 1 - граница оледенения; 2 - направление движения ледников} 3 - главный водораздел Восточно-Европейской равнины, существовавший до валдайского оледенения; 4 - границы водосборных бассейнов Днепра (выше г, Запорожья), Волги (выше устья Камы) и Камы (в состав во-
Рис. 56 (продолжение),
досборных бассейнов входили части ледниковых щитов);
5 - приледниковые озера; 6 - долины5 по которым про
ходил сток ледниковых вод; 7 - солоноватые бассейны
Рис. 56 (продолжение), (редкая штриховка обозначает низкую минерализацию); 8 - моря и озера с высокой минерализацией.
падная и восточная час!ти Верхне-Волжской системы приледни-ковых озер соединились между собой. Поскольку в обоих частях были близкие уровни, они после соединения практически не изменились.
Сток из Важского озера на юг прекратился, и его уровень снизился. Важское озеро соединилось с Котласским и стало одним из его плёсов,
В результате прорыва перемычки в пределах Манычской долины образовалась Манычско-Азовская река, впадавшая в нр-воэвксинский бассейн к югу от г. Керчи. Эрозия этой реки вызвала падение уровня Каспия от +48 до +22 м. Став на некоторое время сточным озером, Каспий сильно уменьшил свою соленость. Но полного опреснения.не произошло из-за малой продолжительности стока.
3. Вепсовская стадия (15.5-14.5 тыс. л.н.)
Во время вепсовской стадии ледники отступили в пределы полосы наиболее ярко выраженных краевых образований. На западе сток ледниковых вод осуществлялся по Вильнюсской пра-долине (рис. 56, В). Два ее флювиогляциальных уровня, вероятно, связаны с порогами стока к западу от г. Гродно и в районе г. Августова.
Обширное озеро с уровнем 160 м образовалось в Полоцкой низине. Сток из него через Верхне-Березинское озеро шел в р. Березину. В современных водосборных бассейнах верховий Днепра и Зап. Двины возникло обширное Оршанско-Суражское приледниковое озеро, которое опоясывало огромный остров - Не-вельско-Городокскую возвышенность. Озеро имело уровень 180 м; сток из него шел на юг через реки Басю, Проню и Сож, Позднее образовался прорыв в районе пос. Копысь (южнее г. Орши), в результате которого закончилось формирование долины р. Днепра в ее современных очертаниях. Уровень Оршанско-Суражского озера упал до 162-165 м.
Образовался промежуток между Скандинавским и Баренце-во-Новоземельским ледниковыми щитами. Сток из водосборных бассейнов Сев. Двины (без бассейна Сухоны), Мезени и Печоры стал происходить в северном направлении. Уровень Котласского и Мезенско-Пинежского озер снизился до 80-90 м и Печорского - до ПО м. Современное верхнее течение'Камы присоединилось к ее водосборному бассейну.
Водосборный бассейн Каспия и поступление в него ледниковых вод сильно уменьшились. В результате сток по Маныч-ско-Азовской реке прекратился, а уровень Каспия снизился до отметки О м.
4. Отступление ледников от краевых образований вепсовской стадии (14.5-13.5 тыс. л.н.)
В депрессиях, примыкающих к Нярису и Нямунасу, возникли Вевисское (уровень выше 132 м) и Бальберишкское (уровень 126 м) приледниковые озера, сток из которых происходил в направлении Вильнюсской прадолины. Позднее они соединились между собой, образовав Нижне-Нямунасское озеро; его уровень установился на высоте 126 м. Река Нярис на участке, где она пересекает Балтийскую гряду, приобрела современ- 4 ное направление течения, В дальнейшем порог стока Нижне-Нямунасского озера перемешался все дальше на запад: сначала в район Больших Мазурских озер, затем в истоки р. Дрве-цы и наконец в район нижнего течения Вислы. При этом уровень снижался до 115-120, 102 (рис. 56, Г) и 80 м. Сток продолжал поступать в Вильшосско-Варшавскую прадолину, но в ее более западные части..
Начался сток на запад из Полоцкого озера, и его уровень снизился до 130м. Через сквозную долину Илуксте-Кряуна сток поступал в р. Швянтойи и'далее в Нижне-Нямунасское озеро, имевшее в это время уровень 102 м. Восточные притоки Полоцкого озера прорезали водораздел, отделявший его от Суражского озера. На месте озера сформировались верховья Зап. Двины.
Возникло Привалдайское озеро, которое имело уровень 130 м и соединялось с Полоцким озером. Ледники освободили Белозерскую котловину, и ее заняло озеро, входившее в состав Верхне-Волжской системы озер.
После отступления ледников от Няндомской возвышенности сток из всей Верхне-Волжской системы озер, уровень которых снизился до 130 м, стал поступать в Средне-Онегорец-кое приледниковое озеро и далее шел через бассейн р. Емцы в бассейн Сев. Двины. Здесь ледники освободили сквозную долину нижняя Пинега-Кулой, отметка порога в которой составляет 15-20 м. По этой долине потекла Сев. Двина, врезавшаяся в дно Котласского озера; ее устье находилось в районе Мезенской губы. В бассейне Печоры уровни приледниковых озер резко снизились. Образовалось Нижне-Печорское озеро с уровнем 45 м.
В результате всего этого сток ледниковых вод на юг прекратился. Водосборный баосейн Черного моря приобрел современные очертания. Каспий не только лишился притока ледниковых вод, но в него перестал поступать также сток с части современного водосборного бассейна Волги выше г. Плёса. В условиях аридного климата позднеледниковья это способство-
вало тому, что уровень Каспия опустился значительно ниже современного - наступила мангышлакская регрессия.
5, Дальнейшее отступление ледников до краевых образований лужской (северолитовской) стадии (.13.5-12.8 тыс. л.н.)
Отступление ледника от Кашубской возвышенности вызвало освобождение порога стока в прадолине Реда-Леба, Уровень Нямунасско-Гданьского. приледникового озера снизился до 60 м, а сток из него в Вильнюсско-Варшавскую прадолину прекратился. Эрозия в прадолине Реда-Леба привела к снижению уровня озера до 40 м, В ходе дальнейшего отступления ледника порог стока переместился в Кашубскую прадолину, эрозия в которой вызвала снижение уровня с 20; до 16 м, а затем и до 12 и 6-8 м. Когда ледник отступил до Слупской банки, уровень озера установился на 30 м ниже современного уровня моря, а сток из неге пошел в направлении Одреко-Борнхольмского озера по прадолине, находящейся теперь на дне южной Балтики.
В средней части бассейна Венты сформировалось Вентско-Усмское озеро с уровнем 89-91 м, а затем 85-86 м. Его порог находился в районе истоков р. Муши, В бассейне р, Няве-жиса существовали только небольшие приледниковые озера с уровнями не выше 50-55 м, которые были быстро спущены. В бассейне верхней Муши приледниковое озеро первоначально имело уровень 60-65 м. Сток из него происходил на юг в Ня-вежис. Эрозия порога стока привела к снижению уровня до
45 м.
Далее к северо-востоку образовалось Латгальское приледниковое озеро, сток из которого первоначально поступал в р, Швянтойи, а затем через Акнистскую (Иодупскую) долину в бассейн верхней Муши, Уровень озера снизился от 130 до 100-105 м, а оно само разделилось на два плёса - Ливанский (вдоль р. Даугавы) и Лубанский, На месте Лубанского плёса до сих пор существует оз. Лубана. Ливанский же плёс был спущен, когда началось отступление ледников от Селийского вала. Западнее образовалось небольшое Даудзевское (Мусско-Мемельское) приледниковое озеро, уровень которого постепенно снижался от 84 до 59 м. В восточной части бассейна Гауи существовало Леясциемское приледниковое озеро; сток из него шел на юг в Лубанскую низину. Оно оставило террасы на высотах 125-130 ми 115-118 м.
Привалдайское озеро сильно увеличило свои размеры, но его уровень снизился. Сток из озера шел в западном направлении через седловину между возвышенностями Латгальской и Ханья (Алуксненской). Здесь образовалась сквозная долина, занятая теперь небольшой речкой Балупе. Уровень озера сначала находился на отметках 116-117 м, а потом снизился до 110 м,
6. Бёллинг и невская стадия, (12.8-11,8 тыс. л.н.)
В результате отступления ледника от Слупской банки-Нямунасско-Гданьское и Одрско-Борнхольмское озера соединились между собой; образовалось Южно-Балтийское приледниковое озеро, сток из которого происходил через район современного пролива Б.Бельт. Не исключено, что в южной Швеции существовали и другие пороги стока, освобождение которых ото льда могло привести к снижению уровня озера, а последующее изостатическое поднятие - к его новому повышению,
К югу от ..Рижского залива образовалось Земгальское приледниковое озеро с уровнем 45 м, сток из «которого шел в реки Нявежис и Нямунас. В Центральной Курземе продолжалось развитие Вентско-Усмского озера, постепенно снижавшего свой уровень. Сток из него шел на запад вдоль края ледника и поступал в Южно-Балтийское приледниковое озеро. Позднее Земгальское озеро получило сток по Абавско-Слоценской сквозной долине в западном направлении.
После отступления ледника от Тукумсской моренной возвышенности Земгальское озеро соединилось с остатками Вентско-Усмского озера, а потом, когда ото льда освободился район Лиепаи, присоединилось к Южно-Балтийскому приледниково-му озеру.
В бассейне р. Гауи после отступления ледника от северных склонов Видземской возвышенности Леясциемское озеро было спущено. Образовалось Средне-Гауйское озеро с уровнем 90 м, сток из которого шел на запад вдоль самого края ледника. Дальнейшее падение уровня связано с началом стока по современной долине Гауи и с эрозией в этой долине.
Порог стока Привалдайского озера переместился в сквозную долину Пиуза-Мустйыги, расположенную между возвышенностями Ханья и Отепя. Эрозия в этой долине привела к снижению уровня' озера от 95 до 75 м. В ходе дальнейшего отступления ледников освободился порог стока в районе г. Вадга, В это время образовались озера Кемба и древнее Выртсъярв-
ское. Проливы в районе г, Вильянди и в ложбине Навести соединяли их друг с другом, а пролив в районе г. Тарту - с При-
валдайским озером.
Снижение уровня Привалдайского озера привело к его разделению на ряд отдельных бассейнов. Образовалось Новгородское озеро (уровень «*55-57 м), в которое поступал сток из Средне-Ловатского (уровень ~ 70-75 м) и Верхне-Лужского (уровень <х> 60-62 м) озер. По реке, исток которой находился в районе г. Порхова, сток иа Новгородского озера шел в Псков-ско-Выртсъярвское, Позднее образовалась долина среднего течения р. Луги. Верхне-Лужское озеро было спущено, а в район верхнего течения Луги переместился порог стока Новгородского озера; его уровень снизился примерно до 45 м,
В.дальнейшем, после отступления ледника от Ижорской возвышенности, приледниковые озера вновь соединились. Образовался единый бассейн, который назван в честь выдающегося финского ученого В.Рамсея. Озеро Рамсея подразделялось на несколько плёсов - Кемба, Выртсъярвский, Чудской (Пейпси), Нижне-Лужский, Невский, Южно-Ладожский, Средне-Волховский. Порог стока озера Рамсея первоначально находился в районе г, Валга. Когда ото льда освободился восточный берег Рижского залива, порог стока переместился в район г. Тарту, а уровень озера снизился на 10 м. Озеро Выртоъярв обособилось - в него поступали воды из оз. Рамсея, а дальше сток шел
по долине Вильянди.
В южной части котловины Онежского озера образовалось Вытегорское озеро. Первоначально оно имело уровень 130 м и входило в состав Верхне-Волжской озерной системы. После освобождения ото льда седловины в бассейне р. Ояти Вытегорское озеро получило сток в Привалдайское, а его уровень снизился до 100 м. В Вытегорское озеро мог повернуть сток из всей' Верхне-Волжской системы озер; их уровень снизился до 120 м,
В восточной части котловины Онежского озера возникло Водлинское приледниковое озеро с уровнем порядка 95 м, сток из которого шел на восток в Средне-Онегорецкое приледниковое озеро (с уровнем 85 м) и далее через р. Емцу в бассейн
Сев. Двины.
Позднее Верхне-Волжская система получила сток на юго-восток; образовалась долина прорыва в районе г. Плёса, глубинная эрозия в которой привела к спуску озер и формированию на их месте речной сети бассейна верхней Волги, Обширное озеро сохранилось в Сухонской низине. Оно имело небольшой водосборный бассейн и в условиях аридного климата позднелед-
никовья могло стать бессточным.
Сток в Вытегорское озеро из Верхне-Волжского бассейна прекратился» После отступления ледника от Андомской воз-
вышенности Вытегорское озеро соединилось с Водлинским: образовалось Южно-Онежское приледниковое озеро с уровнем около 95 м, сток из которого шел в бассейн р. Онеги.
Ко времени невской стадии Средне-Онегорецкое озеро было спущено. Возникло Нижне-Онегорецкое озеро с уровнем 60-65 м. Сток из него шел на северо-восток в бассейн Сев. Двины, а оттуда по долине Сев. Двина-нижняя Пинега-Кулой.
В бёллинге водосборный бассейн Каспия увеличился и принял очертания, близкие к современным. Уровень Каспия мог несколько повыситься, но далеко не достиг современных значений - этому препятствовал засушливый климат позднеледниковья.
7. Аллерёд и стадия салпаусселькя (11.8-10.2 тыс. л.н.)
Когда ледники отступили от северных склонов возвышенности Пандивере (из района г. Раквере), Южно-Балтийское приледниковое озеро и оз. Рамсея соединились между собой -образовалось Балтийское ледниковое озеро. Его порог стока находился в проливе Зунд, а уровень был ниже современного уровня океана. Береговые линии Балтийского ледникового озера в пределах южной Балтики и, вероятно, также в восточной части Финского залива находятся на отрицательных отметках. В других районах они подняты изостатическими движениями на значительные высоты.
Приток с востока в озеро Выртсъярв прекратился. Образовалось Чудское озеро; оно было меньше, чем теперь, а на месте Псковского озера была суша. Ладожскую котловину занимал залив Балтийского ледникового озера. Освободилась ото льда долина Свири. В результате уровень Онежского озера упал до отметок, близких к современным.
В юго-восточной части Беломорской котловины образовались Онегогубское приледниковое озеро с уровнем не менее 60-65 м, сток из которого шел в направлении Нижне-Онегорец-кого озера. После отступления ледника с Онежского полуострова оба озера исчезли. Архангельское озеро с уровнем 15-20 м имело сток в направлении долины Сев. Двина-нижняя Пинега-Кулой . Озеро было спущено после отступления ледника от Бе-ломорско-Кулойского плато; после этого образовалась долина приустьевой части Сев. Двины, а нижняя Пинега приобрела современное направление течения.
Уже в аллерёде в Горло Белого моря и Двинскую губу проникли морские воды. В позднем дриасе они достигли также за-
падных районов Беломорской котловины. В течение короткого времени, возможно, существовал пролив между Кандалакшской губой и Кольским заливом. Центральная часть Беломорской котловины была занята обширным полем мертвого льда, которое ограничивало поступление соленых вод на побережье Карелии.
8. Ранний голоцен (10.2-7.9 тыс. л.н.)
Когда ледники отступили от горы Биллинген в средней
Швеции, освободился порог стока, расположенный ниже тог
дашнего уровня моря. 10.2 тыс. л.н. уровень Балтийского лед
никового озера упал и сравнялся с уровнем океана. Через двес
ти лет морские воды достигли района Стокгольма, а еще че
рез сто лет - южной Финляндии; в Балтийской котловине обра
зовалось иольдиевое море. Его соленость была незначительной
и, вероятно, составляла не более 2-3%о. Морские моллюски не
проникали в пределы основной акватории иольдиевого моря.
Yoldia (Portlandia) arctica проникал только в Средне-
Шведский пролив и у Стокгольма встречался не более ста лет. Уровень иольдиевого моря был на 50 м ниже современного уровня океана. Значительные площади дна южной Балтики представляли собой сушу. В Борнхольмской и Гданьской впадинах существовали обособленные плёсы, практически совершенно пресные. В Ладожской котловине образовалось самостоятельное озеро, сток из него шел через северную часть Карельского перешейка.
К концу пребореала (около 9.5 тыс. л.н.) поднятие дна Средне-Шведского пролива, происходившее быстрее, чем рост уровня океана, привело к прекращению притока морских вод. Иольдиевое море превратилось в анциловое озеро.
Сток анцилового озера первоначально шел по реке Свеа, образовавшейся на месте Средне-Шведского пролива. Поднятие порога стока вызвало рост уровня озера. 8.4 тыс. л.н. уровень достиг высоты Дарсского порога (к западу от острова Рюген), который находился тогда на 7-8 м ниже современного уровня моря. После перелива через водораздел образовалась река, протекавшая через Мекленбургскую бухту и современный пролив Б.Бельт. Глубинная эрозия реки вызвала падение уровня анцилового озера на 12 м. Примерно 8 тыс. л.н, поднятие уровня океана привело к вторжению морских вод через Датские проливы.
Во время максимума анциловой трансгрессии ее уровень на короткое время превысил высоту порога стока Ладожского