Геннадий Дворников Journal (genveles) wrote,
Геннадий Дворников Journal
genveles

Category:

Трансгрессии и регрессии моря в устье Северной Двины от среднего дриаса до субатлантического времени

Э.С. Плешивцева. Изменение палеогеографических условий Северо-Двинской впадины впоздне-послеледниковое время (На основе геолого-геоморфологических, палинологических и диатомовых исследований проведена реконструкция палеогеографических условий в районе Северо-Двинской впадины - прослежено развитие поздне (после) ледниковых трансгрессий и регрессий Белого моря, восстановлен ход изменения растительности от Среднего Дриаса до субатлантического времени и её особенностей, связанных с северным положением района, а также влиянием колебаний уровня Белого моря).

Позднечетвертичная история Северо-Двинской впадины начинается со времени отступления Поздневалдайского ледника от краевых образований последней Двинской стадии, сопоставляемой нами с Невской фазой (ок. 12 тысяч лет назад). Освобождение Северо-Двинской впадины от ледникового покрова сопровождалось образованием обширного приледникового водоёма (рис. 1). Сток талых вод в приледниковый бассейн осуществлялся через древние долины Кудьмы, Урзуги, Северной Двины, служившие ложбинами стока. Питание потоков происходило из зоны «мёртвого льда», расположенной в Двинской полосе холмисто-грядового рельефа. Происхождение озёрно-ледниковой террасированной равнины (I обл.) и было связано с заполнением пониженных участков ледникового рельефа обломочным материалом из талых ледниковых вод, а позже - озёрными осадками. Следы приледникового водоема в виде песчано-глинистых осадков распространены широко в области ледникового и водно-ледникового рельефа. Реже следы приледникового водоёма сохранились в районе Приморской равнины (II область), 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 водоём существовал в суровых климатических условиях Среднего Дриаса (XII зона). Район исследования в это время не был ещё 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 Ёрниковые тундры из карликовой берёзы, широко развиты были ксерофильные травянистые группировки.

Следы солоноводного бассейна времени Аллерёд (11400 до 10800 лет назад). В связи с улучшением климатических условий в Аллерёде происходило окончательное освобождение Северо-Двинской впадины и Двинского залива Белого моря от ледникового покрова. Остаётся неясным вопрос о проникновении морских вод в Северо-Двинскую впадину в Аллерёде 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 Аллерёде. Однако Е. А. Черемисинова, опираясь на данные скважины № 1 д. Карелы, указывает на проникновение океанических вод в Аллерёде 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 Аллерёда 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 водоём, то он был в значительной степени опреснённым, что было вызвано усиленным таянием ледников во впадине Белого моря.

Улучшение климатических условий в Аллерёде вызвало продвижение и расселение ели на территорию исследования. Господствующим типом растительности по берегам водоема, на озёрно-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 Аллерёде, сменяется тонкозернистыми песками, в которых диатомовые или отсутствуют, или представлены пресноводными видами, можно говорить об обмелении и регрессии водоёма в первой половине Верхнего Дриаса (X зона).

Трансгрессия Портляндия в Верхнем (позднем) Дриасе. Начиная с середины Верхнего Дриаса (X зона) в Северо-Двинской впадине отмечается распространение позднеледниковой морской трансгрессии. Осолонение Беломорского бассейна, бассейнов Кольского полуострова в этот период связывают с трансгрессией Портляндия, а дальнейшую регрессию - с регрессией Литорина (7,5 тысяч лет назад) [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, Заостровье и других.

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 опреснённую 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 водоём. В это время во впадину Белого моря впервые началась миграция холодолюбивых морских видов фауны [Лаврова, 1968]. Водоём Портляндия существовал в суровых климатических условиях Верхнего Дриаса (X зона), что нашло отражение как в составе флоры водоёма, 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 гряды Сальпауселькя в Финляндии.

Таким образом, если на территории Приморской равнины в Верхнем Дриасе существовали морские условия, то в области озёрно-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 Аллерёде (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 ещё в суровых климатических условиях в Северо-Двинской впадине начинается регрессия позднеледникового моря Портляндия. Регрессию, последовавшую вслед за трансгрессией моря Портляндия, связывают с регрессией Литорина (древнеголоценовый уровень) [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 гнёздами 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 пребореальное время (IX-а).

Регрессия «Литорина» (Литориновое море на месте Балтийского 7,5—4 тысяч лет назад), по М.А. Лавровой [1968], была вызвана значительным поднятием земной коры, максимальным - в северо-западной части Беломорья. Приток солёных 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 озёрных водоёмов, а также территорий, занятых плакорной растительностью.

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

Поднятие территории, вызвавшее регрессию морского бассейна, а затем и его полное осушение, вероятно, привело к регрессии и некоторых озёрных водоёмов на озёрно-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. Это 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 (8860 - 8130 лет назад) (VII зона) и продолжается всю первую половину атлантического времени (VI зона). Осадки бассейна представлены полным трансгрессивно-регрессивным ритмом мощностью до 20 метров. 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 (скважины 2908, 3458; рис. 2). Абсолютные отметки залегания осадков трансгрессии ниже уровня моря от 2-7 до 13- 14 м (Юрасский, Лодьминский эстуарии, о. Заостровье) и от 2,7 до 9,7 м в районах островов Соломбальского, Повракульского, Реушинского.

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-берёзовых 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 нижнебореальной 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 (10300 – 9500 л.н.), которое, по данным ряда авторов, сменяется в бореальный период трансгрессией Анцилового озера (9,5 до 8 тыс. лет назад) [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 озёра (Печорская впадина, озеро Бутыгино, озёра о. Цигломень, водораздела рек Солза и Лая 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 озёрные водоёмы. 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 ещё 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 тёмно-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 Подборки, 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 Ширшема и Солза 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-берёзовые 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 Tapes II в Норвегии (6000 лет назад). В Балтике она сопоставляется с трансгрессией Литорина, но характеризуется, по представлению М. А. Травиной, более высокой солёностью. 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» (6-4 тысячи лет назад) 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 озёрно-ледниковой террасированной равнине второй области существовали ещё 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 (1.9 – 3.2 тыс. лет назад) на Приморской равнине прекращают своё развитие эутрофные и мезотрофные ценозы. Во вторую половину субатлантического (I зона) времени (1800 лет назад) 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 обводнённых грядово-мочажинных комплексов.

Tags: Белое море, Двинская губа, Дриас, Портляндия, Северная Двина
Subscribe
  • Post a new comment

    Error

    Anonymous comments are disabled in this journal

    default userpic

    Your IP address will be recorded 

  • 0 comments