Океанология, 2022, T. 62, № 3, стр. 466-484

ВВЕДЕНИЕ

Балтийское море – одно из крупнейших солоноватоводных внутриконтинентальных морей (площадь водного зеркала 419 000 км²) [21]. Его относительная мелководность (средняя глубина около 50 м) и большая площадь водосбора (1 641 400 км²) способствуют достаточно высоким скоростям осадконакопления (до 1–6 м/тыс. л.) [35, 40]. Таким образом, в распоряжении исследователей Балтийского моря находятся седиментационные архивы, охватывающие относительно небольшой с геологической точки зрения (столетия–первые десятки тысяч лет) период времени, однако характеризующиеся высоким разрешением, что делает их практически идеальным объектом для анализа изменений климата и природных обстановок за последние 16 000 лет.

По сложившейся к настоящему времени концепции развития Балтийского моря в голоцене выделяют несколько основных стадий: Иольдиевое море (11.7–10.7 тыс. кал. л. н.); пресноводное Анциловое озеро (10.7–9.8 тыс. кал. л. н.); переходная регрессивная фаза, в ряде публикаций выделяемая в качестве моря Мастоглойя (9.8–8.5 тыс. кал. л. н.); Литориновое море, образовавшееся около 8.5 тыс. кал. л. н. в результате окончательного соединения Балтийской котловины с Северным морем и Атлантическим океаном, а также Постлиториновую, или современную фазу (с 4.5 тыс. кал. л. н.), когда произошла относительная стабилизация уровня моря и очертания берегов приняли облик близкий к современному [24, 25].

Исключительная мелководность впадины восточной части Финского залива, относительно выровненный рельеф дна и побережий, незначительные (от 0 до +2 мм/год) современные скорости гляциоизостатического поднятия обусловили наличие и хорошую сохранность форм поздне-послеледникового рельефа (в том числе, реликтовых береговых образований) как выше, так и ниже уровня моря [1, 46, 47].

Выделение отложений, соответствующих различным фазам послеледникового развития Балтийской впадины, в ходе проведения ФГБУ “ВСЕГЕИ” в 1984–2000 гг. геологической съемки шельфа восточной части Финского залива выполнялось преимущественно по литологическим признакам [22, 52] а также по данным немногочисленных палинологических, диатомовых и палеомагнитных исследований [4, 7–9, 13, 18, 52, 53].

Применение современных аналитических методов и исследование кернов отложений с высоким разрешением позволяет успешно решать задачи реконструкции параметров среды седиментации и климата [3, 5, 17, 29, 31–34, 38, 54, 57].

В восточной части Финского залива первым успешным примером седиментологических исследований высокого разрешения был выполненный в рамках международного проекта BONUS INFLOW комплексный анализ грунтовой колонки F40, который позволил получить данные об изменениях среды осадконакопления за последние 6000 лет и, в частности, новые доказательства в пользу времени прорыва р. Невы в Финский залив около 3.3 тыс. кал. л. н. [19, 55].

В 2017–2020 гг. специалистами ВСЕГЕИ в рамках грантов РНФ и РФФИ начат цикл седиментологических исследований донных отложений восточной части Финского залива [48]. Задачей настоящей статьи являются комплексный детальный литолого-стратиграфический анализ донных отложений из наиболее глубоководного седиментационного бассейна российской части Финского залива, расположенного между островами Гогландом и Мощным с целью реконструкции параметров среды седиментации палеоводоемов в голоцене.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Отбор колонок донных отложений выполнялся в ходе 35-го рейса Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН (ИО РАН) на НИС “Академик Николай Страхов” (2017 г.) и рейсов ФГБУ “ВСЕГЕИ” на НИС “СН1303” в 2017–2018 гг. Выбор районов исследования осуществлялся по результатам анализа баз геолого-геофизических данных ФГБУ “ВСЕГЕИ”, полученных при геологической съемке шельфа (1980–2000 гг.). Для прицельного отбора грунтовых колонок было выполнено непрерывное сейсмоакустическое профилирование (НСАП) с использованием высокочастотного профилографа 3300-HM (EdgeTech, США) с регистрирующей программой Discover Sub-Bottom v. 3.36 и сейсмоакустического комплекса GEONT-SHELF HRP (Спектр-Геофизика, Россия). В статье рассматриваются результаты исследований трех колонок длиной от 177 до 482 см (рис. 1). Колонки отбирались в пластиковые вкладыши и транспортировались в береговую лабораторию. Для характеристики современных условий на всех станциях осуществлялся дублирующий отбор поверхностного ненарушенного слоя осадков с применением бокс-корера.

Рис. 1.

Расположение грунтовых колонок на схеме мощности голоценовых отложений (а): (1) – места отбора грунтовых колонок; (2) – линия геологического разреза; (3) – линии выпуклого перегиба рельефа дна, разделяющих локальные седиментационные бассейны; (4) – области современной седиментации алевропелитовых донных осадков; (5) – номер локального седиментационного бассейна; (6) – мощность голоценовых донных отложений в метрах по данным НСАП. Положение района исследования на схеме Балтийского моря (б). Геологический разрез с обозначением расположения грунтовых колонок (в): (7) – морские и озерные голоценовые отложения; (8) – ледниково-озерные неоплейстоценовые отложения (массивные и ленточные глины Балтийского ледникового озера); (9) – поверхность ледниковых отложений (морены) последнего оледенения.

В лаборатории колонки разрезали, фотографировали и описывали с определением цветов по международной шкале Munsell Color Chart. Для всех кернов проведено изучение распределения содержания химических элементов (Al, Si, P, S, Cl, K, Ca, Ti, V, Cr, Mn, Fe, As, Y, Zr, Ba, Pb) с применением рентгенофлуоресцентного анализа (XRF-сканер Innov-X, OLYMPUS).

Для всех колонок выполнен гранулометрический анализ с использованием лазерного анализатора частиц “Микросайзер 201А” (“ВА Инстал”). Шаг отбора проб на гранулометрический анализ составлял 1 см.

Выполнены геохимические исследования (Sr, Pb, As, Zn, Cu, Ni, Co, Fe₂O₃, TiО₂, MnО, V, Cr, Br) с использованием рентгенофлуоресцентного спектрометра “СПЕКТРОСКАН MAKC-G” с шагом 3 см. Данные о распределении концентраций Br по вертикальному разрезу колонки использованы для расчета палеосолености водных бассейнов [29].

Для спорово-пыльцевого анализа выбрана колонка 17GG-1t, в которой без промежутков каждые 5 см в нижней части и каждые 3 см в верхней части отобрано 180 образцов. Обработка отложений производилась по расширенной методике В.П. Гричука [6]: осадок разрушался пирофосфатом натрия и центрифугировался в тяжелой жидкости. Из отмытого от реагентов материала изготавливали препараты для изучения под микроскопом. При интерпретации полученных результатов использовались работы [14–16, 42].

Для 14 проб донных осадков в лаборатории радиоуглеродного датирования и электронной микроскопии Института географии РАН и Центре прикладных изотопных исследований Университета Джорджии (США) проведено радиоуглеродное датирование (табл. 1, рис. 2). Для калибровки возраста использовалась программа CALIB 8.2 с применением калибровочной кривой для наземных отложений IntCal20 [43]. Для верификации возрастной модели и расчета “резервуарного эффекта” использованы данные изменения содержания Pb в донных отложениях последних 2000 лет колонки 18MI-1t, так как пикам в распределении концентраций Pb в донных осадках Балтийского моря, обусловленным атмосферными выпадениями, соответствует точный календарный возраст: 750 ±50 кал. л. н. (1200 год н. э., средневековый максимум) и 1970-е годы [44, 55, 59]. Рассчитанный таким образом резервуарный эффект составил +370 лет [48], что хорошо сходится с ранее выполненными расчетами для колонки F40 (+350 лет) [55].

Рис. 2.

Литолого-стратиграфические комплексы колонок донных отложений восточной части Финского залива (длина колонок в сантиметрах): (1) – результаты радиоуглеродного датирования (тыс. кал. л. н.); (2) – частично биотурбированные отложения; (3) – ясно слоистые отложения; (4) – прослои гидротроилита (аморфный сульфид железа); (5) – эрозионные границы; (6) – обогащение песчаным материалом; ПЗ – палинозона и ее номер. Кривые магнитной восприимчивости, полученные при помощи разных методов измерений: MFK1-FA, KT-5, MS2E.

Для всех колонок выполнены определения потерь при прокаливании (ППП) и содержания органического углерода (С_орг) с 5 см интервалом. Определение С_орг проводили на экспресс анализаторе углерода АН-7529М методом автоматического кулонометрического титрования по величине рН в лаборатории геологии Атлантики АО ИО РАН по стандартной методике [48].

В ходе работ для двух колонок донных осадков проводились палеомагнитные исследования, включающие измерения естественной остаточной намагниченности. Измерения магнитной восприимчивости выполнены по всем колонкам, а измерения анизотропии магнитной восприимчивости проведены с использованием кубических образцов в колонке 17GG-1t.

Магнитная восприимчивость осадков измерялась по ненарушенной поверхности колонок при помощи каппаметра KT-5 и/или сенсорного прибора Bartington MS2E с интервалами 6.5 и 2.5 см соответственно. Во время измерений MS2E проводилась корректировка значений магнитной восприимчивости для того, чтобы исключить температурный дрейф оборудования. Пересчет значений магнитной восприимчивости осуществлялся автоматически с использованием программного обеспечения Multisus, Bartington.

Для колонки 17GG-1t палеомагнитные измерения проводились с использованием оборудования ресурсного центра Научного парка Санкт-Петербургского государственного университета “Геомодель”. Измерения естественной остаточной намагниченности (ЕОН) выполнялись на СКВИД-магнитометре SRM-755 (2G Enterprises). После измерений естественной остаточной намагниченности для удаления вязкой остаточной намагниченности, наведенной современным магнитным полем Земли, а также выделения других компонент остаточной намагниченности, включая наиболее стабильную, выполнена магнитная чистка колонки. Ступенчатое размагничивание переменным магнитным полем проводилось с шагом 5 мТл в диапазоне от 5 до 30 мТл и с шагом 10 мТл, начиная с 30 мТл и максимум до поля 100 мТл. Также для кубиков верхних 260 см были продублированы измерения магнитной восприимчивости при помощи MFK1-FA Kappabridge.

Образцы для палеомагнитных измерений в колонке 17GG-1t отбирали непрерывно при помощи пластиковых кубиков с размерами граней 19 × × 19 × 20 мм и внутренним объемом около 8 см³. Кубики вдавливали в ненарушенный осадок по всей длине колонки. Так как колонка не была ориентирована в горизонтальной плоскости географических координат при отборе, ориентирование кубиков проводилось относительно координат колонки для компонент X и Y вектора ЕОН, а в вертикальной плоскости – вниз по глубине (Z). Размер пробоотборников определяет дискретность выполненных измерений. После извлечения кубики очищались от лишнего осадка и закрывались пластмассовой крышкой, далее хранились в холодильнике при средней температуре +5°С. Всего из колонки 17GG-1t отобрано 213 кубиков (рис. 2).

По результатам размагничивания методом компонентного анализа (PCA) [37] рассчитана характеристическая компонента (ChRM) остаточной намагниченности c максимальным угловым отклонением (MAD) в “Demagnetization Analysis in Excel” (DAIE) [49] в основном с использованием шагов размагничивания от 20 до 80 мТл.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Сейсмостратиграфия донных отложений. В акустических разрезах выделено 6 сейсмоакустических комплексов (СК), границы между которыми проводятся по резким отражающим горизонтам и/или резким изменениям инфраструктуры записи. СК-1 (морена) на разрезах высокочастотных НСАП является акустическим фундаментом. Он имеет резкую контрастную границу-кровлю сложной формы. Для комплекса характерно отсутствие или резкое затухание энергии отражений в нем. СК-2 (ленточные глины) практически повсеместно перекрывает СК-1. Внутренняя инфраструктура записи представляет собой серию выдержанных параллельных осей синфазности с относительно высокой интенсивностью отражений. Внутренние слойки комплекса залегают согласно с кровлей нижележащего комплекса. СК-3 (“белая пачка”) – акустически прозрачный комплекс, который заполняет относительные понижения в кровле нижележащих СК-1 и СК-2. Когда комплекс СК-3 развит над СК-2, внутри него иногда выделяется субгоризонтальная граница. Комплекс СК-4 (отложения Балтийского ледникового озера) имеет схожую с СК-2 инфраструктуру – на разрезах представлен серией параллельных отражающих горизонтов, но имеет меньшую интенсивность отраженных сигналов, более тонкие слойки. СК-5 (отложения Анцилового озера) имеет сложный акустический облик – серия субгоризонтальных отражающих горизонтов с локальными зонами потери корреляции (как бы разрывы в отдельных отражающих границах). Комплекс распространен не повсеместно и заполняет локальные понижения в нижележащем (СК-4 или СК-2) комплексе, нижние отражающие горизонты имеют слабо выраженное несогласие с кровлей подстилающих отложений. СК-6 (отложения Литоринового и постЛиторинового моря) завершает разрез, имеет немного большее распространение по сравнению с СК-5. Комплекс представляет собой серию субгоризонтальных отражений различной интенсивности, обычно более высокой, чем в СК-5. В отложениях комплекса встречаются газонасыщенные осадки, для них характерна зона горизонтальных хаотичных отражений с практически полным затуханием ниже нее.

Литология и геохимия донных отложений. Колонка 17GG-1t отобрана в западной части седиментационного бассейна на глубине 63.75 м (рис. 1–3). Длина керна составляет 482 см. Колонка охватывает отложения СК-4–СК-6.

Рис. 3.

Положение колонок 17GG-1t, 18MI-1t, 18MI-2t на профилях НСАП.

Нижний интервал (482–239 см) представлен монотонными или полосчатыми массивными глинами. Цветовая полосчатость представляет собой переслаивание тонких (доли мм) слойков серого и коричневого цветов (10YR6/2, 5YR5/6, 5YR6/4, 5YR5/2, 10YR6/2). По гранулометрическому составу выделяются два интервала: осадки нижнего (482–300 см) характеризуются более тонким составом – среднее содержание пелитовой фракции¹¹ 80.9%, алевритовой – 13.4%, песчаной 5.7%); осадки верхнего (300–239 см) содержат 76.6% пелитовых, 18.1% алевритовых и 5.4% песчаных частиц.

Геохимические параметры по разрезу изменяются незначительно и имеют тренд распределения, сходный с вариациями гранулометрического состава отложений. На глубине колонки 300 см фиксируется пик содержания Zr.

Распределение расчетной палеосолености по разрезу керна на интервале 482–239 см имеет равномерно пилообразный характер, колеблясь от 0 до 2‰ (рис. 4). Основная масса изучаемых химических элементов тяготеют к пелитовой фракции.

Рис. 4.

Фото колонки, гранулометрические и некоторые геохимические параметры колонки 17GG-1t. Отложения: БЛО – Балтийского ледникового озера; АНЦ – Анцилового озера; ГОЛ – “голубые глины” моря Мастоглоя; ЛИТ – Литоринового моря.

Интервал 239–95 см сложен серовато-бурыми глинами и алевроглинами (5Y6/1). Важным диагностическим признаком отложений являются скопления черных “сажистых” стяжений размером до 1–2 мм в поперечнике (N1 black). Слабомагнитные стяжения, представляющие собой смесь нескольких минеральных фаз – пирита, мельниковита и частично окислившегося гидротроилита [48], обуславливают появление резких пиков на кривой магнитной восприимчивости (рис. 2). Стяжения концентрируются в отдельные гнезда до 1 см в диаметре, а иногда в линзоватые прослои. Наиболее четкий прослой приурочен к интервалу 239–223 см. Интересно отметить, в пределах “гидротроилитовых горизонтов” наблюдаются колебания содержаний K, Si, Cu, однако не изменяется содержание Fe. По гранулометрическому составу осадки интервала 239–95 см отличаются от нижележащих отложений. Выделяются слойки, обогащенные более крупными фракциями: алевритовые пелиты в интервалах 239–227 см, 224–223, 222–217 см, где содержание пелитовых частиц составляет 53.5–69.6% (среднее 64.4%), алевритовых – 24.0–41.4% (среднее 31.0%), песчаных – 3.3–6.4% (среднее 4.6%). В интервале 239–170 см наблюдается постепенное увеличение содержания пелитовых частиц (с 64 до 82%) и обратный тренд – уменьшение содержания пелита с 82 до 62% в интервале 170–91 см.

Содержания Si, K и Zr более изменчивы по сравнению с нижележащим интервалом. Расчетная палеосоленость (1.1–1.5‰) остается низкой, за исключением верхних 20 см (увеличение до 2.5–3‰) (рис. 4).

Верхний контакт на отметке 95 см маркируется прослоем пелитового алеврита, обогащенного песчаными частицами (содержание пелитовых частиц 38.7%, алевритовых – 42.0%, песчаных – 19.3%). Мощность прослоя – 1 см. Описываемый контакт характеризуется пиком содержания Zr, что связано с увеличением терригенной составляющей и относительным повышением количества песчаных частиц. Большинство кривых изменения геохимических индикаторов характеризуется наличием перегибов, что свидетельствует о достаточно резком изменении параметров среды седиментации. Для кровли слоя получена радиоуглеродная датировка, соответствующая возрасту 12.3 тыс. кал. л. н. (табл. 1 ).

Выше залегает резко выделяющийся по литологическому облику прослой “голубых глин” мощностью 34 см (интервал 60–95 см). Мода гранулометрического распределения смещается в сторону алевритовых фракций, гранулометрический состав достаточно выдержанный в пределах интервала, осадки представлены голубовато-серыми (5G6/2) пелитовыми алевритами и алевритовыми пелитами (содержание пелитовых частиц – 40.4–63.1% (среднее 49.2%), алевритовых – 32.0–55.9% (среднее 46.5%), песчаных – 2.7–9.0%, (среднее 4.3%)). В интервале 60–70 см и 88–91 см отмечаются пятна тонкодисперсного органического вещества (ОВ), в интервале 71–80 см отмечается горизонтальная слоистость (полосчатость) за счет обогащения ОВ. В “голубых глинах” фиксируется резкое увеличение содержания Mn, значение рассчитанной палеосолености скачкообразно увеличивается с 2 до 7‰. Прослой датируется 8.8 тыс. кал. л. н. (интервал 60–61 см) (таблица). Вследствие малой мощности прослой не идентифицируется на сейсмоакустических профилях (рис. 3).

Венчают разрез колонки 17GG-1t отложения, соответствующие СК-6. Мощность этих отложений существенно сокращена по сравнению с центральной частью описываемого седиментационного бассейна, где она превышает 2 м, а в других седиментационных бассейнах – 5 м (станция F40, 14-Т3 и др. [48]). Отложения комплекса в колонке 17GG-1t по внешним литологическим признакам подразделяются на три слоя. Нижний слой (60–31 см) представлен зеленовато-серыми (5Y4/1) слоистыми пелитовыми алевритами, средний (31–11 см) – биотурбированными пелитовыми алевритами без выраженной слоистости. Верхний слой (0–11 см) сложен мягкими буроватыми неслоистыми алевропелитами. Гранулометрический состав осадков скачкообразно изменяется в подошве комплекса по сравнению с нижележащими «голубыми глинами». Алевритовая фракция становится доминирующей (содержание алевритовых частиц – 47.4–65.1% (среднее 58.4%)), доля пелитовой фракции снижается до 31.1–49.2% (среднее 39.2%), песчаная примесь при этом по-прежнему незначительна (2.6–8.0%, среднее 3.4%). Нижний (эрозионный) контакт подчеркивается пиками концентрации TiO₂, K и Zr. Вверх по интервалу отмечается рост палеосолености (до 9.6‰). Для этих отложений получены две датировки: 57–58 см – 8.0 тыс. кал. л. н., 12–13 см – 6.0 тыс. кал. л. н. (табл. 1, рис. 4).

В интервале 14–11 см происходит скачкообразное изменение гранулометрического состава осадков. Горизонт размыва характеризуется резким изменением содержания Zr, K, TiO₂, Si и скачкообразным уменьшением расчетной палеосолености. Доля пелитовой фракции снижается до 22.2–26.1% (среднее 23.7%), содержание песчаной фракции – до 1.9–6.7% (среднее 3.8%), максимальное содержание песчаных частиц отмечено по нижней границе интервала. Выше, на интервале 0–11 см, выделяется прослой буровато-серых (5YR3/4) мягких алевроглин, в которых выражен тренд к постепенному увеличению содержания относительно более грубых фракций. Для горизонта 9–10 см получена датировка 1.0 тыс. кал. л. н. (табл. 1, рис. 4).

Колонки 18MI-1t и 18MI-2t отобраны в восточной части седиментационного бассейна (рис. 1) на глубинах 48 м и 38.25 м соответственно. Колонка 18MI-1t в интервале 218–204 см достигла отложений СК-4, представленных серовато-коричневыми (5Y6/1) алевроглинами и глинами (содержание пелитовой фракции варьирует от 68 до 79.6%, среднее 73.0%) с выраженной цветовой полосчатостью. В интервале 204–85 см отложения постепенно сменяются коричневато-серыми алевроглинами (содержание пелитовой фракции 51.1–77.7%, среднее 66.8%) (СК-5). В пределах интервалов 196–187 см и 133–108 см осадок резко обогащен линзами, стяжениями и пятнами сажистого цвета. Как гранулометрический состав, так и содержание химических элементов по разрезу интервала изменяются незначительно (рис. 5a). Для горизонта 183–184 см колонки 18МI-1t получена датировка 18.5 тыс. кал. л. (табл. 1). Колонка 18MI-2t вскрыла только верхнюю часть СК-5 (интервал 177–144 см) (рис. 5б). Осадки представлены коричневато-серыми (5Y6/1) алевроглинами, прослой гидротроилита фиксируется на глубине керна 174–171 см. Средние показатели ППП и С_орг в обеих колонках составляют 4.8 и 0.6% соответственно, наблюдается слабый тренд увеличения этих показателей вверх по интервалу.

Рис. 5.

Фото колонок, гранулометрические и некоторые геохимические параметры. (а) – колонка 18-MI-1t, (б) – колонка 18-MI-2t. Отложения: БЛО – Балтийского ледникового озера; АНЦ – Анцилового озера; ГОЛ – “голубые глины” моря Мастоглоя; ЛИТ – Литоринового моря.

Верхняя граница отложений СК-5 в обеих колонках маркируется резким изменением гранулометрического состава, скачкообразным увеличением ППП и С_орг (до 6.0 и 1.0% соответственно).

Прослой “голубых глин” (5G6/2) фиксируется в обоих кернах: маломощный (2 см) в интервале 85–83 см колонки 18MI-1t и более выраженный (19 см) в интервале 144–125 см колонки 18MI-2t. Осадки представлены алевроглинами (содержание пелитовой фракции 56.5–69%, среднее 62.8%). В колонке 18MI-1t с этого прослоя и выше наблюдается увеличение рассчитанной палеосолености, по верхнему контакту слоя фиксируется резкое обогащение песчаным материалом (до 45.2%). Для колонки 18MI-1t (83–84 см) п-олучена датировка 9.2 тысл. кал. л. н. (табл. 1, рис. 5а).

Выше по разрезу в керне 18MI-1t прослой “голубых глин” сменяется зеленовато-серыми (5G6/1) биотурбированными (83–30 см) и зеленовато-серыми слоистыми (30–0 см) пелитовыми алевритами. Гранулометрические параметры характеризуются значительной изменчивостью (содержание пелитовой фракции варьирует от 24.7 до 54.8%, среднее 37.1%). Выделяются шесть эрозионных прослоев с повышенным содержанием песчаных частиц (до 11% на глубине керна 80–81 см; 9.3% на глубине 77–78 см; 9.3% на глубине 75–76 см; 8.4% на глубине 66–67 см; 16.1% на глубине 47–48 см и 18.0% на глубине 29–30 см). В этих слойках фиксируется повышенное содержание Zr (рис. 5a). Для отложений колонки получены радиоуглеродные датировки – над нижним контактом слоя 79–80 см – 7.0 тыс. кал. л. н, над двумя верхними эрозионными горизонтами: 44–45 см – 5.5 тыс. кал. л. н. и 24–25 см – 0.9 тыс. кал. л. н. (табл. 1).

В колонке 18MI-2t эрозионные прослои, обогащенные песком, за исключением интервала 6–8 см, не выражены. Однако по изменениям гранулометрического состава, геохимии и текстурных особенностей отложений выделяются три интервала (рис. 5б). Среднее содержание пелитовой фракции составляет 30.5% в интервале 125–33 см, 19.2% – в интервале 33–6 см и 24.2% – в интервале 6–0 см. Нижний интервал начинается 10-сантиметровым прослоем зеленовато-серых биотурбированных пелитовых алевритов, выше, до глубины керна 33 см, идет чередование горизонтально-слоистых и неслоистостых биотурбированных зеленовато-серых пелитовых алевритов. Слоистость исчезает выше 68 см. В гранулометрическом составе выражен слабый регрессивный тренд, на верхней границе интервала фиксируется обогащение песком (до 37%). В верхних интервалах наблюдается увеличение содержания С_орг, а также изменение расчетной солености с 1.6‰ до 20‰. Геохимические параметры выдержаны по разрезу и резко изменяются на интервале 33–6 см (рис. 5б). Интервал 6–0 см представлен черными неслоистыми пелитовыми алевритами. Для отложений колонки получены следующие датировки: 7.7 тыс. кал. л. н. (115–116 см), 7.5 тыс. кал. л. н. (100–101 см), 5.8 тыс. кал. л. н. (29–30 см) и 3.4 тыс. кал. л. н. (16–17 см).

Палинологический анализ. По результатам спорово-пыльцевого анализа колонки 17GG-1t выделено 6 палинозон (рис. 6).

Рис. 6.

Споро-пыльцевая диаграмма колонки 17GG-1t (автор Носевич Е.С.), климатический период приведен по [39].

Палинозона 1 (485–380 см) характеризуется относительно невысоким содержанием пыльцы и спор при хорошей сохранности форм. Преобладают древесные (от 72.0% до 83.9%), особенно в нижней части палинозоны, среди которых выделяются Pinus (до 29.5%), Betula (до 49.7%) и Betula nana (до 12.9%). Picea составляет до 13.5%. Широколиственные Quercus и Corylus встречены единично в верхней части палинозоны; Salix отмечен повсеместно, но его содержание не превышает 1.6%. Травы (до 26.4%) представлены Ericaceae (до 7.7%), Poaceae (до 7.5%), присутствуют Asteraceae (до 2.4%), заметна Artemisia (до 2.3%). Малочисленные споры представлены Polypodiaceae и Lycopodium, в нижней части зоны отмечены Sphagnum, в верхней – единичные Equisetum. Зафиксировано большое количество цист водорослей, в нижней и средней части палинозоны встречены единичные раковинные амебы.

В палинозоне 2 (380–288 см) возрастает содержание Pinus (до 33.6%). Betula доминирует (до 34.2%), Betula nana в среднем составляет около 5.5%, но в нижней части зоны отмечен максимум 20.0%. Широколиственные Tilia, Acer, Quercus и Ulmus единично представлены по всей палинозоне, Corylus достигает 1.0%. Picea максимально составляет 10.2%. Общее количество древесных не превышает 81.9%. Среди трав (до 27.0%) выделяются Poaceae (до 11.7% в верхней части палинозоны) и Ericaceae (до 4.4%). Присутствуют Rosaceae и Cyperaceae (по 3.4%), отмечена Artemisia (до 1.2%). Споры Polypodiaceae, Lycopodium и Selaginella зафиксированы по всей палинозоне. Отмечено большое количество частиц угля.

В спорово-пыльцевых спектрах палинозоны 3 (288–190 см) возрастает содержание Picea (до 31.4%) и Pinus (до 41.7%) и сокращается количество Betula (до 18.3%) и Betula nana (до 1.8%). Широколиственные, в т.ч. Fagus, встречены по всей палинозоне и совокупно составляют до 2.6%. Salix достигает 2.3%. Таким образом, на древесные приходится до 90.4%. Среди трав (до 19.5%) доминируют Ericaceae (до 9.5% в верхней части палинозоны), Poaceae (до 10.2% в нижней части зоны), отмечены Urtica и Typha. В верхней части палинозоны отмечена Artemisia, которая затем выпадает из спектров. Споры немногочисленны, выделяются Bryales и Sphagnum. В образцах появляются цисты динофлагеллят.

Палинозона 4 (190–95 см) характеризуется высокой концентрацией пыльцы и спор и хорошей сохранностью форм. Доминируют древесные (до 88.7%), значительная часть которых приходится на Pinus (от 34.7 до 51.1%) и Picea (от 19.9 до 31.6%), а также Betula (до 16.5%). Отмечены широколиственные Fagus, Ulmus и Fraxinus, единично по всей палинозоне – Carpinus. Среди трав (до 18.9%) выделены Cyperaceae (до 5.3%), Ericaceae (до 6.1%) и Poaceae (до 3.6%). Присутствуют Apiaceae и Fabaceae. Зафиксированы споры Bryales, Polypodiaceae, Botrychium, единично Dryopteris. Встречены цисты динофлагеллят и водорослей.

В образцах палинозоны 5 (95–11 см) отмечена наиболее высокая по колонке концентрация пыльцы и спор при хорошей сохранности зерен. Древесные составляют до 89.9%. Доминируют Picea (до 31.3%), Pinus (до 44.2%) и Betula (20.4%). Среди широколиственных встречены Fagus, Carpinus и Fraxinus. Травы (до 22.4%) представлены Poaceae (до 5.4%), Ericaceae (до 7.8%) и Asteraceae (до 3.5%), а также Polygonaceae (до 2.0%) и Caryophyllaceae (до 2.2%). Встречаются Liliaceae, Alismataceae и Typha. В нижней части палинозоны отмечены споры Bryales, присутствуют Sphagnum, Equisetum, Selaginella, а также Dryopteris. В препаратах отмечено большое количество частиц угля, цист водорослей, а также ближе к нижней части зоны встречены единичные створки раковинных амеб.

В Палинозоне 6 (11–0 см) концентрация пыльцы и спор очень высокая, сохранность форм хорошая. Преобладают древесные (до 83.9%), среди которых доминирует Pinus (до 51.3%). Присутствуют Picea (до 8.4%), Betula (до 13.1%), Betula nana (до 4.4%), обильны широколиственные (до 2.6% совокупно). Травы (до 17.2%) представлены Poaceae (до 7.9%), Ericaceae (до 3.4%), а также Asteraceae (до 1.3%). Зафиксированы рудеральные Rumex, Urtica, Cereales и Alismataceae. Отмечены споры Bryales, Polypodiaceae, Botrychium.

Палеомагнитные исследования. На рис. 7 приведены результаты палеомагнитных измерений колонки 17GG-1t. Основная масса размагниченных образцов показала весьма низкие значения MAD (<5), что говорит о высокой достоверности полученных наклонения и склонения ChRM, а также о наличии одной основной компоненты, несущей намагниченность, не считая вязкой. Исключением являются образцы первого метра, чья ЕОН изначально довольно низкая, что отражается в результатах размагничивания в виде некоторого разброса намагниченности в пределах значений, близких к значениям держателя для измерений магнитометра при высоких переменных полях. Совместно с низкой магнитной восприимчивостью это отражает сравнительно небольшое содержание магнитных минералов в литориновых отложениях.

Рис. 7.

Палеомагнитные параметры колонки 17GG-1t. Наклонение и склонение характеристической остаточной намагниченности (ChRM) обозначены зеленым цветом, черным цветом показана кривая естественной остаточной намагниченности (ЕОН) и кривые склонения, наклонения и интенсивности ЕОН. Максимальное угловое отклонение (MAD) – светло-голубая кривая. Кривые магнитной восприимчивости, полученные с помощью разных каппаметров: темно-синий – MFK1, красный – MS2E, черный – KT-5. В интервале глубин 460–100 см красной кривой показан тренд изменения значения наклонения.

Отложения Литоринового моря в верхней части колонки продатированы радиоуглеродным методом. Определено, что интервал разреза от 60 до 14 см ниже дна имеет возраст от 8 до 6 тыс. кал. л. н. В разрезе этих отложений, несмотря на флуктуации рассчитанных параметров, связанные с низкими значениями NRM и, как следствие, высокими значениями MAD, просматриваются вековые вариации направления вектора ЕОН. Другой причиной больших флюктуаций направления естественной остаточной намагниченности (NRM) в литориновых отложениях является то, что такое распределение свойственно в Северной Европе осадочным толщам с возрастом 4.5–7.5 тыс. кал. л. н., в период развития экскурса Соловки, максимальное развитие которого имело место 6 тыс. кал. л. н. [2]. Ранее, по данным изучения озерных отложений Великобритании [26–28] и Фенноскандии [50], получены уверенные данные о значительных изменениях в этом интервале времени склонения и наклонения.

По данным измерений, приведенным на рис. 7, а также по кривым магнитной восприимчивости колонок 18МI-1t и 18МI-2t (рис. 2), изменение характера осадконакопления между комплексами литориновых и анциловых отложений сопровождалось значительным изменением магнитных и палеомагнитных свойств осадков. Анциловые отложения обладают более высокой магнитной восприимчивостью и естественной остаточной намагниченностью. Это позволяет с высокой точностью выполнить определение склонения и наклонения в этом интервале разреза, что нашло отражение в низких значениях максимального углового отклонения (MAD). Отложения, расположенные на глубине более 100 см, характеризуются небольшими неупорядоченными флуктуациями склонения и закономерными изменениями наклонения. Общий ход кривой наклонения в этом интервале укладывается в полупериод с амплитудой изменения наклонения около 15°, со значениями от 62° до 77°. По литературным данным [26–28, 50], характерный полный период колебаний величины наклонения для возрастного интервала 33–6 тыс. лет составляет 3–4 тыс. лет.

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

В ходе дегляциации дна Финского залива вблизи края ледника формировались приледниковые озера, площадь которых возрастала вплоть до формирования единого Балтийского ледникового озера, уровень которого значительно превышал современный. В восточной части Финского залива этому периоду соответствует четко выделяющийся на профилях НСАП благодаря слоистой структуре и облекающему залеганию осадочный комплекс, начинающийся ленточными глинами, мощность ритма в которых постепенно уменьшается с 10–20 см до долей миллиметра, и заканчивающийся массивными неслоистыми глинами с цветовой полосчатостью [48, 52]. Датирование этих отложений с применением радиоуглеродного метода проблематично в связи с низким содержанием органического вещества. В ряде случаев верхний контакт озерно-ледниковых отложений может быть определен по наличию эрозионного горизонта, обогащенного алевро-песчаным материалом, так как завершающая фаза развития Балтийского ледникового озера ознаменовалась “катастрофическим” палеогеографическим событием – прорывом вод в океан, когда уровень водоема резко упал на 25–27 м [24] и далее продолжал снижаться на протяжении нескольких сотен лет. Однако наличие такого прослоя в колонках донных отложений не является повсеместным, изменение литологического облика и гранулометрического состава осадков происходит в ряде случаев постепенно.

В связи с невозможностью датирования озерно-ледниковых отложений радиоуглеродным методом, особый интерес представляют результаты палеомагнитных и палинологических исследований колонки 17GG-1t.

Верхний контакт отложений Балтийского ледникового озера по визуальному описанию можно было предположить на горизонте 239 см, выше которого выделяется прослой серовато-бурых глин, обогащенных гидротроилитом. Однако отсутствие в палеомагнитной записи интервала, соответствующего по литологическому облику отложениям Балтийского ледникового озера, данных об экскурсе Гетеборг, возраст которого около 13 тыс. кал. л. н., позволяет ограничить интервал формирования этих отложений более поздним возрастом, а граница голоцена (11.7 тыс. кал. л. н.), по этим данным, располагается примерно на глубине 300–295 см. Общий ход кривой наклонения в интервале 460–100 см в колонке 17GG-1t укладывается в полупериод с амплитудой изменения наклонения около 15°. Следовательно, вероятная продолжительность осадконакопления в этом интервале составляет около 2 тыс. лет. Это подтверждают результаты палинологических исследований, которые свидетельствуют о том, что резкая смена растительности, соответствующая началу голоцена, фиксируется на глубине колонки 288 см (рис. 6). В интервале 482–288 см выделены 2 палинозоны, которые свидетельствуют о холодных и влажных климатических условиях. Присутствие холодостойких видов и сравнительно низкое участие хвойных в структуре растительного покрова позволяют сопоставить этот этап формирования растительности водосбора со временем Балтийского ледникового озера. Таким образом, по данным палинологического анализа и палеомагнитных измерений, положение границы начала голоцена в керне не совпало с визуально выделяемыми изменениями литологического облика отложений, и располагается на 20–30 см ниже нижнего контакта гидротроилитового горизонта.

Отложения, формирующие СК-5, интерпретированы как осадки Анцилового озера. Кривые изменения гранулометрического состава в пределах этого комплекса наряду с “преданциловой” регрессией водоема в ряде случаев демонстрируют сходные тренды – уменьшение медианного размера частиц в нижней части интервала и его увеличение к верхней границе комплекса. Ранее [48] нами было высказано предположение, что такой характер изменения гранулометрического состава указывает на трансгрессивно-регрессивные циклы в раннем голоцене. В целом, как гранулометрические параметры, так и кривые их изменения, а также кривые распределения содержания химических элементов и их соотношений являются индикаторами бассейнового осадконакопления в относительно глубоководных условиях. Геохимические индикаторы в колонке 17-GG-1t указывают на аккумуляцию отложений СК-5 при постепенной регрессии водоема (Fe/Mn, Ti/Mn) и уменьшении дальности переноса осадочного материала (Ti/Zr) (рис. 5). Исключением является содержание химических элементов в пределах гидротроилитовых горизонтов, где кривые распределения большинства химических элементов и их соотношений более изменчивы. Скорости осадконакопления составляют не менее 1.6 мм/год. Расчетная палеосоленость (2–3‰) указывает на пресноводный характер палеоводоема.

Заключительный этап развития Анцилового озера по существующим представлениям для региона восточной части Финского залива, основанным, прежде всего, на палеолимнологических и геоархеологических исследованиях на суше [45, 47], носил регрессивный характер. На этом этапе началось первое проникновение в котловину Балтийского моря соленых вод. Данные спорово-пыльцевого анализа, выполненного для колонки 17GG-1t, свидетельствуют о существенном потеплении (палинозона 4) в конце описываемого этапа. В этом случае, характер изменения гранулометрического состава может быть объяснен также и усилением стока с суши, связанным с гумидизацией климата.

Переходный горизонт от озерных отложений к морским, прослеженный в колонках 17GG-1t, 18MI-1t и 18MI-2t, является наиболее интересным и информативным с палеогеографической точки зрения. Во всех исследованных колонках выявлен специфический по литологическому облику прослой “голубых глин” мощностью от 3 до 30 см, характеризующийся резким изменением гранулометрического состава (мода гранулометрического распределения смещается в сторону алевритовых фракций) и геохимических параметров. На нижней границе слоя отмечается также рост содержания органического вещества (ППП до 8.4%, С_орг до 1.2%), S, Mn, Br и расчетной палеосолености (от 2 до 6–7‰). В “голубых глинах” существенно меняются по отношению к ниже залегающим отложениям литолого-геохимические связи: поведение практически всех рассмотренных элементов индифферентно по отношению к гранулометрическому составу. Эти отложения были впервые продатированы в колонках 17GG-1t и 18MI-1t, результаты показали возраст 8.8 и 9.2 тыс. кал. л. н.

Впервые прослой “голубых глин” описан в работе [36] и наиболее полно проанализирован в работе [56]. В восточной части Финского залива прослой “голубых глин” был закартирован при пробоотборе в процессе геологической съемки шельфа масштаба 1 : 200 000 (ВСЕГЕИ, 1984–2000 гг.). Лишь в крайне восточной части российского сектора Финского залива, примыкающей к Невской губе, горизонт “голубых глин” в грунтовых колонках отсутствует. В большинстве колонок, где были опробованы верхние части разреза анциловых отложений, мощность “голубых глин”, судя по визуальному описанию, составляла от 1 до 10 см. До настоящего времени достаточно детально (с использованием послойного гранулометрического и геохимического анализа) были изучены только две грунтовые колонки 09-BI-3 и 17-Г-30-2, отобранные в российской части Финского залива и содержащие прослой “голубых глин” мощностью 8 см и 6 см соответственно. В обеих колонках как нижний, так и верхний контакты резкие, эрозионные, с обогащением песчаным материалом [20].

Полученные данные хорошо соотносятся с представлениями о палеогеографическом развитии Балтики. По опубликованным данным [24], этому периоду соответствовало понижение уровня водоема и первые слабые затоки соленой воды в западную Балтику и Борнхольмскую впадину [23, 25], датируемые возрастом 9.8 тыс. кал. л. н. Период 9.8–8.5 тыс. кал. л. н. датируется разными авторами как начальная стадия литориновой трансгрессии (Initial Littorina Sea) [23] или море Мастоглойа [3].

Резкое изменение среды седиментации под воздействием начавшейся морской трансгрессии при низком начальном уровне бассейна обусловило трансформацию литолого-геохимических характеристик отложений. По данным А.И. Блажчишина [3], в Арконской впадине (центральная Балтика) местами в верхней (регрессивной) части разреза анцилового озерного голоцена наблюдается прослой, обогащенный аллохтонным органическим детритом. В разрезе отложений, опробованных на подводной террасе, расположенной на глубине 45 м южнее банки Кригерс-Флак (Южная Балтика), максимуму анциловой регрессии соответствует торфянистая пачка, формировавшаяся в субаэральных условиях. На контакте анциловых и литориновых отложений в Западной Балтике повсеместно выделяется прослой (мощностью 5–15 см) серого песка, содержащего растительный детрит и комплекс диатомовых моря Мастоглоя [3]. Над этим горизонтом в Арконской впадине залегает песчанистый сапропель, а в Мекленбургской бухте (юго-западная Балтика) – гумусированный алеврит мощностью 10–30 см. Формирование этих отложений связывается с дальнейшей регрессией моря Мастоглоя, а описанные отложения коррелируют с формированием в глубоководных впадинах Центральной Балтики нижнего горизонта мелкослоистых сапропелей, которые в мелководных районах замещаются торфянистыми прослоями [3]. В Гданьской впадине обсуждаемому временному интервалу соответствует прослой, представленный оливково-серыми алевроглинами с редкими линзоватыми полосами шириной 1–5 мм темного цвета и черными микростяжениями [29]. Я. Харфф [32] в Готландской и Борнхольмской впадинах выделяет отложения начальной фазы литориновой трансгрессии в качестве самостоятельного горизонта (B1), характеризующегося отчетливой сохранившейся в разрезе слоистостью (полосчатостью) и сформировавшегося в восстановительных условиях при недостатке кислорода на границе дно–вода.

В северной Балтике, Ботническом и Финском заливах, указанные переходные отложения представлены прослоем “голубых глин”. В опорных колонках северной части Балтийского моря (станции MGML и AS2 [48]) указанные отложения мощностью 46 см, перекрывающие типичные анциловые алевроглины с прослоями гидротроилита, подразделяются на два прослоя (с постепенным переходом), снизу-вверх: серые глины с пятнистым обогащением тонкодисперсным органическим веществом (32 см) и голубовато-серые глины (14 см). Диагностическим признаком указанного комплекса отложений является появление многочисленных диагенетических хорошо раскристаллизованных сульфидов, формировавшихся как псевдоморфозы по ходам бентосной фауны [56]. Наибольшее обогащение сульфидами фиксируется, как правило, в небольшом по мощности прослое. Диагностика пирита подтверждается рентгеноструктурным фазовым анализом [10]. Содержание пирита, нацело составляющего тяжелую фракцию, в “голубых глинах” может достигать 0.1–0.3% (весовых % осадков). Микроконкреции могут быть представлены несколькими разновидностями: 1 – единичные черные и бронзово-желтые глобули (размером до 0.05 мм) и их ксеноморфные сростки (размером до 0.5–0.65 мм); 2 – массивные изометричные золотистые образования (до 0.5–0.6 мм); 3 – ветвящиеся дендровидные образования длиной до 2–50 мм и диаметром в сечении – доли миллиметра, представляющие собой биоморфозы пирита по ходам ползания бентосной фауны [11, 12]. Таким образом, важно отметить, что специфические по литологическому облику отложения переходной от озерной к морской стадии развития Балтики формировались в исследуемом районе в условиях исключительно благоприятных для развития бентосной фауны. Нижний контакт этих отложений либо подчеркнут песчаным прослоем (например, в колонке 17GG-1t содержание фракции >2.0 мм возрастает до 19%), либо характеризуется возрастанием содержания алевритовых частиц (например, в колонке 18MI-2t). Значительный перерыв в осадконакоплении, маркируемый эрозионным прослоем в основании литориновых отложений, был также ранее выявлен авторами в ходе исследований колонки F40 [19, 55].

Отложения литолого-стратиграфического комплекса, венчающего геологический разрез, характеризуются максимальной изменчивостью гранулометрических и геохимических параметров, а также содержания С_орг, что отражает многократные изменения среды седиментации морского осадочного бассейна. В изученных колонках литориновых отложений выявлено от одного до четырех эрозионных горизонтов, а также ряд интервалов, на которых происходит резкое изменение литологических и геохимических характеристик. Литориновые отложения заметно отличаются по цвету и текстуре от нижележащих отложений, во всех колонках в них резко возрастает показатель рассчитанной солености, а также содержание С_орг, что связано с увеличением первичной продукции, либо с лучшей сохранностью органического вещества в условиях гипоксии [24, 51, 58].

В ряде работ, выполненных на основе седиментологических исследований колонок отложений Центральной и Юго-восточной Балтики [32, 57], предложены схемы корреляции колонок, основанные на чередовании литогеохимических параметров и текстурных особенностей отложений, обусловленных изменениями климата.

Впервые выполненное для донных отложений восточной части Финского залива датирование литориновой части разреза позволило сопоставить полученные результаты с данными из других районов Балтийского моря. Датировки отложений непосредственно над контактом с “голубыми глинами” – 8.0 и 7.0 тыс. кал. л. н., в колонках 17GG-1t и 18MI-2t, соответственно – показывают, что типичные осадки морского бассейна начали формироваться в седиментационном бассейне в районе о-ва Гогланд практически одновременно с отложениями начальной фазы морской трансгрессии, установленной в Центральной Балтике. В большинстве работ радиоуглеродные датировки начала трансгрессии лежат в пределах между 8.5 и 8 тыс. кал. л. н. [23, 51].

Первая фаза развития Литоринового моря в Центральной Балтике (B1 [32]) датируется временем 8.1–6.0 тыс. кал. л. н. и характеризуется как переходная от солоноватоводных условий к морским с доминированием в придонных слоях воды бескислородных условий, которые способствовали сохранению в разрезе ненарушенной деятельностью бентоса тонкой слоистости. Этому временнóму интервалу соответствуют нижние прослои литориновых отложений колонок 17GG-1t и 18MI-2t, датирующиеся периодом 8.0–6.0 тыс. кал. л. н и 7.7–5.8 тыс. кал. л. н. соответственно. В основании этого интервала в этих колонках, как и в исследованных ранее колонках того же седиментационного бассейна [48], выделяются тонко-горизонтально-слоистые отложения, являющиеся индикаторами бескислородной обстановки. В колонке 18MI-2t верхняя граница этих слоистых отложений датируется возрастом 7.5 тыс. кал. л. н. Мощность слоистого прослоя в колонке 17GG-1t аналогична, что позволяет предположить, что бескислородные условия существовали в описываемом седиментационном бассейне в период от начала литориновой трансгрессии до ее максимальной фазы (датируемой по данным исследований озер Карельского перешейка [41] 7.3 тыс. кал. л. н.). На графиках изменения геохимических параметров этот интервал характеризуется увеличением содержания Br, в колонке 18MI-2t имеется тренд к понижению содержания Ti, а в колонке 17GG-1t наблюдается изменение соотношений химических элементов (Fe/Mn, Ti/Mn), являющихся индикатором уменьшения поступления материала с суши и углубления бассейна [32]. Отложения, сформировавшиеся в период между 7.0 и 6.0 тыс. кал. л. н., характеризуются неслоистой текстурой в колонках 17GG-1t и 18MI-1t, либо наличием отдельных групп слойков при доминировании массивной текстуры осадка (колонка 18MI-2t), светлой окраской и указывают на отсутствие дефицита кислорода в придонной среде. Аналогичная картина установлена для колонок донных отложений Центральной Балтики по данным исследований [57], в соответствии с которыми этот отрезок времени характеризовался в Балтийском регионе похолоданием, сменившимся около 6.0 тыс. кал. л. н. резким потеплением (по более ранней публикации [32] дата этой смены седиментационных условий определялась как 5.7 тыс. кал. л. н.), которое вновь привело к доминированию бескислородной обстановки в придонной среде и формированию слоистых отложений. В колонке 17GG-1t отложения выше интервала с возрастом 6.0 тыс.кал.л.н срезаны мощным эрозионным прослоем, далее следует длительный перерыв в осадконакоплении, которое возобновилось только 1.0 тыс. кал. л. н.

В колонке 18MI-1t отложения начальной фазы литориновой трансгрессии в разрезе не сохранились. Датировка нижнего слоя литориновых отложений колонки 18MI-1t показала возраст 7.0 тыс. кал. л. н. Этот слой отличается относительно более грубым по сравнению с вышележащими отложениями гранулометрическим составом и включает в себя четыре пика обогащения песчаным материалом, что указывает на достаточно активную гидродинамическую обстановку в придонном слое во время образования этих отложений и наличие перерывов в осадконакоплении.

В колонках, отобранных в северной части Балтийского моря [30], также отмечаются слоистые отложения в условиях гипоксии/аноксии в придонных водах, обусловленной усилением стратификации водной толщи во время ранней фазы литориновой трансгрессии, а также вызванной увеличением поступления органического вещества в донные осадки. Увеличение продуктивности поверхностных вод объясняется повышением температуры во время начальной фазы термального максимума голоцена, а также регенерацией фосфора из донных осадков. Интервал 47–28 см в колонке 18MI-1t представлен слоистыми, зеленовато-серыми алевропелитами; поэлементные кривые распределения демонстрируют рост содержания S и Mn. Величина рассчитанной солености возрастает до 14‰ на глубине 37 см. Начало седиментации над эрозионным прослоем датируется временем 5.5 тыс. кал. л. н. Как было сказано выше, такие условия установлены для Центральной Балтики с 6.0 тыс. кал. л. н. [57].

Близкая датировка формирования слоистых литориновых отложений (5.5 тыс.кал.л.н.) получена ранее для колонки F40, отобранной в центральной части седиментационного бассейна, расположенного восточнее колонки 18MI-1t. В исследованной ранее колонке F40 [19, 55] описанные отложения непосредственно перекрывают поверхность анциловых глин, залегая на ней с размывом. Таким образом, перерыв в осадконакоплении в начальную фазу литориновой трансгрессии в центральной части седиментационного бассейна к югу от Березовых островов (седиментационный бассейн 3) был еще более длительным.

ВЫВОДЫ

Детальные седиментологические исследования донных отложений наиболее западного седиментационного бассейна российской части Финского залива (между о-вами Гогланд и Мощный) позволили реконструировать палеоклиматические условия послеледниковых водоемом, продатировать основные фазы их развития и выявить региональные особенности процессов седиментации.

1. Осадконакопление в Балтийском ледниковом озере происходило в условиях холодного и влажного климата, в пресном водоеме, характеризующемся низким уровнем биогенных веществ. Переход от озерно-ледникового к озерному осадконакоплению характеризовался полной перестройкой седиментационных процессов; в сейсмоакустических разрезах этот переход фиксируется по стратиграфическому несогласию, изменению характера залегания отложений и переходу к “очаговой” аккумуляции в ограниченных бассейнах седиментации. В разрезе переход от осадков Балтийского ледникового озера к анциловым, как правило, сопровождается наличием горизонтов размыва, обогащенных песчаным материалом, и резким изменением спорово-пыльцевых спектров. В ряде случаев по данным палинологического анализа и палеомагнитных измерений, положение границы начала голоцена в керне не совпадает с визуально определяемым изменением литологического состава (нижний контакт гидротроилитового горизонта), а находится на 20–30 см ниже, отражаясь также в изменении гранулометрического состава отложений.

2. Отложения Анцилового озера формировались в пресноводном водоеме в условиях потепления климата и усиления стока с суши. Заключительный этап существования водоема имел регрессивный характер.

3. Кратковременная регрессия моря Мастоглойа в регионе Финского залива произошла около 9 тыс. кал. л. н. и выразилась в формировании специфического по литологическому облику прослоя “голубых глин” в условиях скачкообразного увеличения солености и биопродуктивности водоема.

4. Для отложений морской фазы развития Балтики в восточной части Финского залива выявлены циклы гипоксии, связанные с периодами потеплений. Начало морского осадконакопления в седиментационном бассейне у о. Гогланд датируется 8.0 тыс. кал. л. н. Отложения первой фазы литориновой трансгрессии (8.0–7.0 тыс. кал. л. н.) сформировались в условиях недостатка кислорода в придонной среде. Период между 7.0 и 6.0 тыс. кал. л. н. характеризовался доминированием богатой кислородом обстановки на границе дно-вода, способствовавшей активному развития бентоса. Климатические условия раннего голоцена, восстановленные для колонки 17GG-1t, были более мягкими, по меньшей мере, для части территории водосбора моря, чем в настоящее время, соленость превышала современную. В целом, биопродуктивность Литоринового моря значительно превышала биопродуктивность палеоводоемов озерно-ледниковой и озерной стадий развития Балтийского моря.

5. Характерной особенностью восточной части Финского залива является неоднократная резкая смена условий седиментации в среднем-позднем голоцене и наличие длительных перерывов в осадконакоплении, обусловленных регрессиями, и эрозионных прослоев, сформировавшихся при относительном понижении уровня моря.

6. Изменение характера осадконакопления между комплексами литориновых и анциловых отложений сопровождалось значительным изменением магнитных и палеомагнитных свойств осадков. Анциловые отложения обладают заметно более высокой магнитной восприимчивостью и естественной остаточной намагниченностью. Вероятная продолжительность осадконакопления в интервале 460–100 см в колонке 17GG-1t составляет около 2 тыс. лет, а вероятное время осадконакопления находится в пределах 13–10 тыс. кал. л. н.

Источники финансирования. Исследования грунтовых колонок и камеральная обработка геофизических данных выполнены в рамках гранта РНФ 17-77-20 041-П. Палеомагнитные исследования выполнены в рамках гранта РФФИ 19-05-00768. Сейсмоакустическое профилирование выполнялась в рамках госзадания ИО РАН (тема № FMWE-2021-0012).