Новые данные по истории развития юго-восточной части балтийского моря от позднеледниковья до современности. Моря России — Балтийское море

Глубоко врезанное в сушу Балтийское море имеет весьма сложные очертания берегов и образует крупные заливы: Ботнический, Финский и Рижский. Это море почти повсюду имеет сухопутные границы, и лишь от Датских проливов (Большой и Малый Бельт, Зунд, Фарман-Бельт) его отделяют условные линии, проходящие между определенными пунктами на их побережьях. Из-за своеобразного режима Датские проливы не относятся к Балтийскому морю. Они связывают его с Северным морем и через него с Атлантическим океаном. Глубины над порогами, отделяющими Балтийское море от проливов, невелики: над порогом Дарсер -18 м, над порогом Дрогден - 7 м. Площадь поперечного сечения в этих местах равна соответственно 0,225 и 0,08 км 2 . Балтийское море слабо связано с Северным морем и имеет ограниченный водообмен с ним и тем более с Атлантическим океаном.

Оно относится к типу внутриматериковых морей. Его площадь равна 419 тыс. км 2 , объем - 21,5 тыс км 3 , средняя глубина - 51 м, наибольшая глубина - 470 м.

Рельеф дна

Рельеф дна Балтийского моря неровный. Море целиком лежит в пределах шельфа. Дно его котловины изрезано подводными впадинами, разделенными возвышенностями и цоколями островов. В западной части моря находятся неглубокие Арконская (53 м) и Борнхольмская (105 м) впадины, разделенные о. Борнхольм. В центральных районах моря довольно обширные пространства занимают Готландская (до 250 м) и Гданьская (до 116 м) котловины. К северу от о. Готланд лежит Ландсортская впадина, где зафиксирована наибольшая глубина Балтийского моря. Эта впадина образует узкий желоб с глубинами свыше 400 м, который тянется с северо-востока на юго-запад, а затем на юг. Между этим желобом и расположенной южнее впадиной Норрчепинг протягивается подводная возвышенность с глубинами около 112 м. Далее на юг глубины снова несколько увеличиваются. На границе центральных районов с Финским заливом глубины около 100 м, с Ботническим - примерно 50 м и с Рижским - 25-30 м. Рельеф дна этих заливов очень сложный.

Рельеф дна и течения Балтийского моря

Климат

Климат Балтийского моря морской умеренных широт с чертами континентальности. Своеобразная конфигурация моря и значительная протяженность с севера на юг и с запада на восток создают различия климатических условий в разных районах моря.

Наиболее существенно влияют на погоду Исландский минимум, а также Сибирский и Азорский антициклоны. Характером их взаимодействия определяются сезонные особенности погоды. В осеннее и особенно зимнее время интенсивно взаимодействуют Исландский минимум и Сибирский максимум, что усиливает циклоническую деятельность над морем. В связи с этим в осенне-зимнее время часто проходят глубокие циклоны, которые несут с собой пасмурную погоду с сильными юго-западными и западными ветрами.

В самые холодные месяцы - январь и февраль - средняя температура воздуха в центральной части моря равна -3° на севере и –5-8° на востоке. При редких и кратковременных вторжениях холодного арктического воздуха, связанных с усилением Полярного максимума, температура воздуха над морем понижается до -30° и даже до -35°.

В весенне-летний сезон Сибирский максимум разрушается, и на Балтийское море воздействует Исландский минимум, Азорский и отчасти Полярный максимум. Само море находится в полосе пониженного давления, по которой проходят менее глубокие, чем зимой, циклоны из Атлантического океана. В связи с этим весной ветры очень неустойчивы по направлению и невелики по скорости. Ветры северных направлений обусловливают обычно холодную весну на Балтийском море.

Летом дуют преимущественно западные, северо-западные и юго-западные слабые до умеренных ветры. С ними связана характерная для моря прохладная и влажная летняя погода. Среднемесячная температура самого теплого месяца - июля - равна 14-15° в Ботническом заливе и 16-18° в остальных районах моря. Жаркая погода бывает редко. Ее вызывают кратковременные затоки прогретого средиземноморского воздуха.

Гидрология

В Балтийское море впадает около 250 рек. Наибольшее количество воды приносят за год Нева - в среднем 83,5 км 3 , Висла - 30 км 3 , Неман - 21 км 3 , Даугава - около 20 км 3 . Сток распределяется по районам неравномерно. Так, в Ботническом заливе он равен 181 км 3 /год, в Финском - 110, в Рижском - 37, в центральной части Балтики - 112 км 3 /год.

Географическое положение, мелководность, сложный рельеф дна, ограниченный водообмен с Северным морем, значительный речной сток, особенности климата оказывают определяющее влияние на гидрологические условия.

Балтийскому морю свойственны некоторые черты восточного подтипа субарктической структуры. Однако в неглубоком Балтийском море она представлена в основном поверхностными и частично промежуточными водами, значительно трансформированными под влиянием местных условий (ограниченный водообмен, речной сток и т. п.). Водные массы, слагающие структуру вод Балтийского моря, не идентичны по своим характеристикам в разных районах и изменяются по сезонам. В этом заключается одна из отличительных черт Балтийского моря.

Температура воды и солёность

В большинстве районов Балтийского моря выделяются поверхностная и глубинная водные массы, между которыми залегает переходный слой.

Поверхностная вода (0-20 м, местами 0-90 м) с температурой от 0 до 20°, соленостью примерно 7-8‰ образуется в самом море в результате его взаимодействия с атмосферой (осадки, испарение) и с водами материкового стока. Эта вода имеет зимнюю и летнюю модификации. В теплое время года в ней развит холодный промежуточный слой, образование которого связано со значительным летним прогревом поверхности моря.

Температура глубинной воды (50- 60 м - дно, 100 м - дно) - от 1 до 15°, соленость - 10-18,5‰. Ее образование связано с поступлением в море глубинных вод через Датские проливы и с процессами перемешивания.

Переходный слой (20-60 м, 90- 100 м) имеет температуру 2-6°, соленость - 8-10‰, образуется в основном путем смешения поверхностных и глубинных вод.

В некоторых районах моря строение вод имеет свои особенности. Например, в Арконском районе летом отсутствует холодный промежуточный слой, что объясняется сравнительно небольшой глубиной этой части моря и влиянием горизонтальной адвекции. Борнхольмскому району присуща теплая прослойка (7-11°), наблюдаемая зимой и летом. Ее образуют теплые воды, приходящие сюда из несколько более прогреваемого Арконского бассейна.

Зимой температура воды несколько ниже у берегов, чем в открытых частях моря, при этом у западного берега она несколько выше, чем у восточного. Так, среднемесячная температура воды в феврале у Вентспилса 0,7°, на той же широте в открытом море - около 2°, а у западного берега - 1°.

Температура воды и соленость на поверхности Балтийского моря летом

Летом температура поверхностных вод неодинакова в разных районах моря.

Понижение температуры у западных берегов, в центральном и южном районах объясняется преобладанием западных ветров, сгоняющих поверхностные слои воды от западных берегов. К поверхности поднимаются более холодные нижележащие воды. Кроме того, вдоль Шведских берегов на юг проходит холодное течение из Ботнического залива.

Четко выраженные сезонные изменения температуры воды охватывают только верхние 50-60 м, глубже температура меняется очень мало. В холодный сезон она сохраняется примерно одинаковой от поверхности до горизонтов 50- 60 м, а глубже несколько понижается до дна.

Температура воды (°С) на продольном разрезе в Балтийском море

В теплый сезон повышение температуры воды в результате перемешивания распространяется до горизонтов 20-30 м. Отсюда она скачкообразно понижается до горизонтов 50-60 м и затем снова несколько повышается к дну. Холодный промежуточный слой сохраняется летом, когда поверхностный слой прогревается и термоклин выражен более резко, чем весной.

Ограниченный водообмен с Северным морем и значительный речной сток обусловливают низкую соленость. На поверхности моря она уменьшается с запада на восток, что связано с преимущественным поступлением речных вод в восточную часть Балтики. В северном и центральном районах бассейна соленость несколько уменьшается с востока на запад, так как в циклонической циркуляции соленые воды переносятся с юга на северо-восток вдоль восточного берега моря дальше, чем вдоль западного. Уменьшение поверхностной солености прослеживается и с юга на север, а также в заливах.

В осенне-зимний сезон соленость верхних слоев несколько повышается вследствие сокращения речного стока и осолонения при льдообразовании. Весной и летом соленость на поверхности уменьшается на 0,2-0,5‰ по сравнению с холодным полугодием. Это объясняется опресняющим влиянием материкового стока и весенним таянием льда. Почти во всем море заметно значительное увеличение солености от поверхности к дну.

Например, в Борнхольмской котловине соленость на поверхности равна 7‰ и около 20‰ у дна. Изменение солености с глубиной происходит в основном одинаково по всему морю, за исключением Ботнического залива. В юго-западных и отчасти центральных районах моря она плавно и незначительно увеличивается от поверхности до горизонтов 30-50 м, ниже, между 60-80 м, располагается резкий слой скачка (галоклин), глубже которого соленость снова несколько увеличивается к дну. В центральной и северо-восточной частях соленость очень медленно возрастает от поверхности до горизонтов 70-80 м, глубже, на горизонтах 80-100 м, залегает гало-клин, и далее соленость слегка увеличивается до дна. В Ботническом заливе соленость повышается от поверхности до дна лишь на 1-2‰.

В осенне-зимнее время поступление североморских вод в Балтийское море увеличивается, а в летне-осеннее - несколько уменьшается, что приводит соответственно к повышению или понижению солености глубинных вод.

Кроме сезонных колебаний солености Балтийскому морю в отличие от многих морей Мирового океана свойственны ее значительные межгодовые изменения.

Наблюдения за соленостью в Балтийском море с начала текущего столетия и до последних лет показывают, что она имеет тенденцию к повышению, на фоне которой проявляются кратковременные колебания. Изменения солености в котловинах моря определяются притоком вод через Датские проливы, что в свою очередь зависит от гидрометеорологических процессов. К ним, в частности, относится изменчивость крупномасштабной атмосферной циркуляции. Многолетнее ослабление циклонической деятельности и длительное развитие антициклональных условий над Европой приводят к уменьшению осадков и как следствие к снижению речного стока. Изменения солености в Балтийском море связаны и с колебаниями величин материкового стока. При большом речном стоке несколько повышается уровень Балтийского моря и усиливается сточное течение из него, которое в мелководной зоне Датских проливов (наименьшая глубина здесь 18 м) ограничивает доступ соленых вод из Каттегата в Балтику. При снижении речного стока соленые воды более свободно проникают в море. В связи с этим колебания притока соленых вод в Балтику хорошо согласуются с изменениями водности рек Балтийского бассейна. В последние годы увеличение солености отмечается уже не только в придонных слоях котловин, но и в верхних горизонтах. В настоящее время соленость верхнего слоя (20- 40 м) повысилась на 0,5‰ по сравнению со средней многолетней величиной.

Соленость (‰) на продольном разрезе в Балтийском море

Изменчивость солености Балтийского моря - один из наиболее важных факторов, регулирующих многие физические, химические и биологические процессы. Вследствие низкой солености поверхностных вод моря их плотность тоже невелика и уменьшается с юга на север, незначительно изменяясь от сезона к сезону. С глубиной плотность увеличивается. В районах распространения соленых каттегатских вод, особенно в котловинах на горизонтах 50-70 м, создается постоянный слой скачка плотности (пикноклин). Над ним в поверхностных горизонтах (20-30 м) образуется сезонный слой больших вертикальных градиентов плотности, обусловленный резким изменением температуры воды на этих горизонтах.

Циркуляция воды и течения

В Ботническом заливе и в соседнем с ним мелководном районе плотностный скачок наблюдается только в верхнем (20-30 м) слое, где он формируется весной за счет распреснения речным стоком, а летом - вследствие прогрева поверхностного слоя моря. Постоянный нижний слой скачка плотности в этих частях моря не формируется, так как сюда не проникают глубинные соленые воды и круглогодичного расслоения вод здесь не существует.

Циркуляция вод в Балтийском море

Вертикальное распределение океанологических характеристик в Балтийском море показывает, что в южных и центральных районах море разделено слоем скачка плотности на верхний (0-70 м) и нижний (от 70 м до дна) слои. В конце лета - начале осени, когда над морем преобладают слабые ветры, ветровое перемешивание распространяется до горизонтов 10-15 м в северной части моря и до горизонтов 5-10 м в центральных и южных частях и служит главным фактором формирования верхнего однородного слоя. В течение осени и зимы с увеличением скоростей ветра над морем перемешивание проникает до горизонтов 20-30 м в центральных и южных районах, а на востоке - до 10-15 м, так как здесь дуют сравнительно слабые ветры. По мере усиления осеннего охлаждения (октябрь - ноябрь) увеличивается интенсивность конвективного перемешивания. В эти месяцы в центральных и южных районах моря, в Арконской, Готландской и Борнхольмской впадинах, оно охватывает слой от поверхности примерно до 50-60 м. Здесь термическая конвекция достигает своей критической глубины (для более глубокого распространения перемешивания требуется осолонение поверхностных вод за счет льдообразования) и ограничивается слоем скачка плотности. В северной части моря, в Ботническом заливе и на западе Финского залива, где осеннее охлаждение более значительно, чем в других районах, конвекция проникает до горизонтов 60-70 м.

Обновление глубинных вод, моря происходит главным образом за счет притока Каттегатских вод. При их активном поступлении глубинные и придонные слои Балтийского моря хорошо вентилируются, а при малых количествах втекающих в море соленых вод на больших глубинах во впадинах создаются застойные явления вплоть до образования сероводорода.

Наиболее сильное ветровое волнение наблюдается осенью и зимой в открытых, глубоких районах моря при продолжительных и сильных юго-западных ветрах. Штормовые 7-8-балльные ветры развивают волны высотой до 5- 6 м и длиной 50-70 м. В Финском заливе сильные ветры этих направлений образуют волны высотой 3-4 м. В Ботническом заливе штормовые волны достигают высоты 4-5 м. Самые крупные волны бывают в ноябре. Зимой при более сильных ветрах образованию высоких и длинных волн препятствуют льды.

Как и в других морях северного полушария, поверхностная циркуляция вод Балтийского моря имеет общий циклонический характер. Поверхностные течения формируются в северной части моря в результате слияния вод, выходящих из Ботнического и Финского заливов. Общий поток направлен вдоль Скандинавских берегов на юго-запад. Огибая с двух сторон о. Борнхольм, он направляется через Датские проливы в Северное море. У южного берега течение направлено на восток. Возле Гданьского залива оно поворачивает на север и движется вдоль восточного берега до о. Хнума. Здесь оно разветвляется на три потока. Один из них идет через Ирбенский пролив в Рижский залив, где вместе с водами Даугавы создает круговое течение, направленное против часовой стрелки. Другой поток входит в Финский залив и вдоль его южного берега распространяется почти до устья Невы, затем поворачивает на северо-запад и, двигаясь вдоль северного берега, вместе с речными водами выходит из залива. Третий поток идет на север и через проливы Аландских шхер проникает в Ботнический залив. Здесь течение вдоль Финских берегов поднимается на север, огибает северное побережье залива и вдоль побережья Швеции спускается на юг. В центральной части залива отмечается замкнутое круговое течение против часовой стрелки.

Скорость постоянных течений Балтийского моря очень невелика и равна примерно 3-4 см/с. Иногда она увеличивается до 10-15 см/с. Схема течений весьма неустойчива и часто нарушается ветром.

Преобладающие в море ветровые течения особенно интенсивны осенью и зимой, а во время сильных штормов их скорость может достигать 100- 150 см/с.

Глубинная циркуляция в Балтийском море определяется поступлением вод через Датские проливы. Входное течение в них обычно проходит до горизонтов 10-15 м. Затем эта вода, как более плотная, опускается в нижележащие слои и глубинным течением медленно переносится сначала на восток, а затем на север. При сильных западных ветрах вода из Каттегата втекает в Балтийское море практически по всему сечению проливов. Восточные ветры, напротив, усиливают выходное течение, которое распространяется до горизонтов 20 м, и только у дна сохраняется входное течение.

Вследствие большой степени изоляции от Мирового океана приливы в Балтийском море почти не заметны. Колебания уровня приливного характера в отдельных пунктах не превышают 10-20 см. Средний уровень моря испытывает вековые, многолетние, межгодовые и внутригодовые колебания. Они могут быть связаны с изменением объема воды в море в целом и тогда имеют одинаковую величину для любого пункта моря. На вековых колебаниях уровня (кроме изменений объема воды в море) отражаются вертикальные движения берегов. Наиболее заметны эти движения на севере Ботнического залива, где скорость подъема суши доходит до 0,90- 0,95 см/год, тогда как на юге подъем сменяется опусканием берега со скоростью 0,05 - 0,15 см/год.

В сезонном ходе уровня Балтийского моря отчетливо выражены два минимума и два максимума. Наинизший уровень наблюдается весной. С приходом весенних паводочных вод он постепенно повышается, достигая максимума в августе или сентябре. После этого уровень понижается. Наступает вторичный осенний минимум. При развитии интенсивной циклонической деятельности западные ветры нагоняют воду через проливы в море, уровень снова повышается и достигает зимой вторичного, но менее выраженного максимума. Разница высот уровня между летним максимумом и весенним минимумом равна 22-28 см. Она больше в заливах и меньше в открытом море.

Сгонно-нагонные колебания уровня происходят довольно быстро и достигают значительных величин. В открытых районах моря они равны примерно 0,5 м, а в вершинах бухт и заливов бывают 1-1,5 и даже 2 м. Совместное действие ветра и резкое изменение атмосферного давления (при прохождении циклонов) вызывают сейшевые колебания уровенной поверхности с периодом 24-26 ч. Изменения уровня, связанные с сейшами, не превышают 20-30 см в открытой части моря и достигают 1,5 м в Невской губе. Сложные сейшевые колебания уровня - одна из характерных черт режима Балтийского моря.

С колебаниями уровня моря связаны катастрофические петербургские наводнения. Они бывают в тех случаях, когда подъем уровня обусловлен одновременным действием нескольких факторов. Циклоны, пересекающие Балтийское море с юго-запада на северо-восток, вызывают ветры, которые сгоняют воду из западных районов моря и нагоняют ее в северо-восточную часть Финского залива, где происходит повышение уровня моря. Проходящие циклоны вызывают и сейшевые колебания уровня, при которых повышается уровень в Аландском районе. Отсюда свободная сейшевая волна, подгоняемая западными ветрами, входит в Финский залив и вместе с нагоном воды вызывает значительное повышение (до 1-2 м и даже 3-4 м) уровня в его вершине. Это препятствует стоку невской воды в Финский залив. Уровень воды в Неве быстро повышается, что приводит к наводнениям, в том числе и катастрофическим.

Ледовитость

Балтийское море в отдельных районах покрывается льдом. Раньше всего (примерно в начале ноября) лед образуется в северо-восточной части Ботнического залива, в мелких бухточках и у берегов. Затем начинают замерзать мелководные участки Финского залива. Максимального развития ледяной покров достигает в первых числах марта. К этому времени неподвижный лед занимает северную часть Ботнического залива, район Аландских шхер и восточную часть Финского залива. В открытых районах северо-восточной части моря встречаются плавучие льды.

Распространение неподвижных и плавучих льдов в Балтийском море зависит от суровости зимы. Причем в мягкие зимы лед, появившись, может совсем исчезнуть, а затем появиться снова. В суровые зимы толщина неподвижного льда достигает 1 м, а плавучих льдов - 40-60 см.

Таяние начинается в конце марта - начале апреля. Освобождение моря ото льда идет с юго-запада на северо-восток.

Лишь в суровые зимы на севере Ботнического залива лед можно встретить в июне. Однако море ежегодно очищается ото льда.

Хозяйственное значение

В значительно распресненных водах заливов Балтийского моря обитают пресноводные виды рыб: карась, лещ, голавль, щука и др. Встречаются здесь и такие рыбы, которые в пресных водах проводят только часть жизни, остальное же время живут в соленых водах моря. Это теперь уже редкие балтийские сиги, типичные жители холодных и чистых озер Карелии и Сибири.

Особенно ценная рыба - балтийский лосось (семга), который образует здесь изолированное стадо. Основные места обитания семги - реки Ботнического, Финского и Рижского заливов. Первые два-три года жизни она проводит преимущественно в южной части Балтийского моря, а затем уходит на нерест в реки.

Чисто морские виды рыб распространены в центральных районах Балтики, где относительно высокая соленость, хотя некоторые из них заходят и в довольно распресненные заливы. Например, салака живет в Финском и Рижском заливах. Более солоноводная рыба - балтийская треска - не заходит в распресненные и теплые заливы. К уникальным видам относится угорь.

В рыболовстве основное место занимают салака, шпрот, треска, речная камбала, корюшка, окунь и различные виды пресноводных рыб.

Грунтовая колонка длиной 12,38 м отобрана в Гданьской впадине в рейсе НИС «Посейдон» в рамках российско-германского проекта ГИСЕБ. В состав комплекса исследований входило изотопное определение возраста по 14 С и 210 Pb, палинологический, фазовый рентгеноструктурный, гранулометрический и рентгенофлюоресцентный анализы. Получены новые детальные данные об изменении климата и развитии Гданьского бассейна от беллинга до субатлантики. Рассчитаны скорости осадконакопления от 0,37 до 1,62 мм/год. Для установления основных вариаций солености вод бассейна, обусловленных палеогеографическими изменениями в позднем плейстоцене - голоцене, определялись концентрации брома в осадках. Было показано, что формирование Иольдиевого моря в пределах Гданьского бассейна не сопровождалось увеличением солености вод. По полученным данным об изменении палеосолёности вод и возрастании придонной гидродинамической активности зафиксировано несколько трансгрессивно-регрессивных циклов литоринового времени.

Ключевые слова: палеогеография, палео-Балтика, изотопное датирование, геохимия донных отложений.

С момента деградации последнего оледенения примерно 14 000 лет назад акватория современного Балтийского моря прошла несколько этапов развития, представляя собой то замкнутую пресноводную озерную систему, то морскую, связанную с океаном. Существование этих этапов стало результатом изменения климата, стадийной деградации последнего оледенения, эвстатического подъема уровня Мирового океана, гляциоизостатического воздымания Балтийского щита, неотектонических движений и др. факторов. Глобальное потепление климата и современный подъем уровня Мирового океана, по-видимому, положили начало новой фазе развития Балтийского моря. Спрогнозировать изменения геологической среды на этом новом этапе возможно лишь основываясь на палеогеографическом анализе развития бассейна. Один из оптимальных объектов для подобных исследований - отложения впадин Балтийского моря, так как они характеризуются практически непрерывным осадконакоплением и формированием «полных» разрезов.

Гданьская впадина - крупная котловина Юго-Восточной Балтики, отделенная от остальной части моря Готландско-Гданьским порогом и вытянутая в субмеридиональном направлении (рис. 1). Палеогеографические выводы, сделанные на основе изучения разрезов отложений Гданьской впадины в 1970-1980-х годах, наиболее полно представлены в работах АО ИО РАН [Блажчишин, 1998; Geology …, 2002 ]. В южной части впадины изучен ряд грунтовых колонок длиной до 15 м. Для определения относительного возраста отложений использовались лито- и хемостратиграфия. Палеосоленость вод Гданьской впадины изучалась методом «эквивалентного бора» [Blazhchishin , 1982 ]. Позднее в отделении морской геологии Польского геологического института были изучены колонки, стратиграфическое расчленение которых опиралось на данные спорово-пыльцевого анализа и на радиоуглеродные датировки [Zachowicz , 1995; Zachowicz et al ., 2008 ].

Методика исследований и фактический материал. Грунтовая колонка на станции POS 303700 длиной 1238 см отобрана в рейсе научно-исследовательского судна «Посейдон» (Германия) в рамках российско-германского проекта ГИСЕБ «ГИС для моделирования пространственно-временного распределения осадков в зависимости от изменений окружающей среды в Балтийском море». Станция расположена в юго-восточной части Гданьской впадины (54°49,34 с.ш., 19°11,1 в.д., глубина моря 105,4 м) (рис. 1). Пробоотбор осуществлялся с применением прямоточной гравитационной грунтовой трубки длиной 15 м с пластиковыми трубами-вкладышами. Для опробования приповерхностных донных осадков использовался пробоотборник-мультикорер.

Геологическое описание разреза проведено во ВСЕГЕИ при извлечении кернов из труб-вкладышей. Пробы на палинологический анализ и геохимические исследования отбирались по разрезу с шагом 8 см, на другие виды анализов - из характерных литостратиграфических слоев.

Геохимическими методами изучено 140 образцов. Пробы высушивались до воздушно-сухого состояния и истирались. Определение Br , As , Pb , Zn , Cu , Ni , Fe , Mn , Cr проводилось на рентгеновском сканирующем кристалл-дифракционном спектрометре SPEKTROSKAN -005 в отделе региональной геоэкологии и морской геологии ВСЕГЕИ.

Палинологический анализ выполнялся также в отделе региональной геоэкологии и морской геологии ВСЕГЕИ. Изучено 140 образцов при навеске пробы 25 г влажного осадка. Первичная обработка проводилась по методике В.П. Гричука [Гричук и Заклинская, 1948 ]. Образцы просматривались на микроскопе JENAVAL при увеличении в 500 раз. При высокой концентрации спор и пыльцы подсчитывалось не менее 500 зерен пыльцы четвертичных древесных растений, одновременно с этим считалась пыльца травянистых, споры и переотложенные формы. При низкой концентрации палиноморфы подсчитывались во всей пробе.

Концентрация спор и пыльцы в осадке определялась по формуле

C = an /0,02bm ,

где C - количество пыльцы в 1 г навески; а - объем суспензии в миллилитрах; n - количество подсчитанных зерен; b - количество капель, просмотренных при анализе; 0,02 - объем одной капли в 1 мл; m - навеска породы в граммах.

При построении спорово-пыльцевой диаграммы использовались программы TILIA и TILIAGRAPH [Grimm , 1990 ]. Процентное содержание таксонов высчитывалось от общего количества четвертичных палиноморф. При интерпретации данных использовался палеоэкологический метод с определением палинокомплексов, отражающих холодные и теплые интервалы. Полученные результаты сопоставлялись с разрезами верхнечетвертичных отложений Балтийского моря и прилегающей суши [Клейменова и др., 1979; Малясова и Спиридонова, 1983; Стелле и др., 1976; Якубовская и др., 1983; Geology …, 2002; Nilsson , 1964; Zachowicz , 1995; Zachowicz et al ., 2008 ].

Изотопное датирование отложений проводилось в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ по 14 C (7 проб) и 210 Pb с помощью жидкостно-сцинтилляционного альфа-бета-спектрометра «Quantulus 1220». При радиоуглеродном датировании для перехода к возрасту в календарных годах с помощью программы Calib 5.0 (calib .qub .ac .uk /calib ) проведена калибровка по кривой Marine 04 [Hughen et al ., 2004 ]. Для определения 210 Pb отобраны образцы с интервалов 0-5, 5-10, 15-20, 90-95 и 174-178 см. Последние два образца анализировались для определения фонового равновесного 210 Pb .

Гранулометрический анализ производился в лаборатории геоэкологии АО ИО РАН. Для удаления органического вещества проба обрабатывалась перекисью водорода. Содержание фракций от 0,3 до 50 мкм определялось на лазерном анализаторе частиц «Анализетте 22 Компакт». Для диспергирования частиц использовались триполифосфат натрия и обработка суспензии в ультразвуковой ванне «Лаборетте 17». Ситовый анализ (влажный рассев) проводился на вибрационном грохоте «Анализетте 3» (сита с ячейками размером 250, 100, 50 мкм). Результаты лазерного и ситового анализа объединялись с помощью компьютерной программы Analyzette 22 32Bit Program .

Состав глинистых минералов (< 0,001 мм) определялся для 11 проб в Центральной аналитической лаборатории ВСЕГЕИ с помощью рентгеновского дифрактометра ДРОН-6.

Методика определения солености вод по брому . Для определения солености поровых вод донных отложений впервые был использован элемент группы галогенов - бром. Соотношение Cl /Br = 293 для иловых вод поверхностных осадков Мирового океана практически одинаково и не отличается от нормального в океанической воде. Для Балтийского моря отношение Cl /Br в поверхностных осадках составляет 230 [Шишкина, 1969 ]. Расчетным путем может быть получено содержание Cl по разрезу отложений. Во многих работах, в частности В.А. Снежинского [1951 ], приводится эмпирическая формула для пересчета содержания хлора на общую соленость океанических вод: S ‰ = 0,03 + 1,805Cl ‰. Для Балтийского моря коэффициенты, входящие в эту формулу, были уточнены: S ‰ = 0,115 + 1,80655Cl ‰ [Ляхин, 1994 ]. Использование этой формулы возможно при условии, что коэффициенты принципиально не менялись на протяжении изучаемого геологического времени, что применимо для морских условий седиментации. Для пресноводных систем это не совсем корректно. Экспериментальным путем оценена вероятная погрешность формулы для осадков бассейнов с малой соленостью. С этой целью определялась концентрация Br в современных осадках российской части Куршского залива, где соленость вод не превышает 1‰. Рассчитанная соленость оказалась сопоставимой с данными по солености вод этой части залива [Рыбохозяйственный…, 2008 ]. Предлагаемая методика может быть использована и для относительно пресноводных условий.

При расчете минерализации вод палеобассейнов по Br учитывалось, что его концентрации в донных отложениях обусловлены не только соленостью вод. Источники осадочного материала, формирующего отложения изучаемого разреза, разнообразны по составу, поэтому использование кларковых содержаний Br для учета его исходного содержания в отложениях едва ли применимо. Более оправданно в качестве фоновой использовать концентрацию Br в отложениях длительно существующего пресноводного бассейна, находящегося в сходных с Балтийским морем геолого-геоморфологических и природных условиях. Для этого было выбрано Ладожское озеро, фоновая концентрация Br для алевропелитовых осадков которого составляет 0,00046 %, что близко к его кларку для средних (0,00045 %) и осадочных (0,0006 %) пород. Вычитая фоновое значения Br из содержаний, полученных при анализе проб, можно предположить, что оставшийся Br обусловлен изменением минерализации вод морского бассейна. Все расчетные значения солености указаны с учетом поправки на фоновую концентрацию Br .

Результаты исследований. При обобщении литологического описания данных гранулометрического, спорово-пыльцевого и радиоуглеродного анализов выполнено стратиграфическое расчленение колонки.

Литостратиграфия. Первичное описание разреза донных отложений с учетом ранее выделенных в Гданьской впадине литокомплексов [Блажчишин, 1998 ] позволило по характерным внешним вещественным признакам выделить четыре основных литостратиграфических горизонта, соотносимых со стадиями развития Балтийского моря.

В нижней части разреза (11,35-12,38 м) отложения представлены уплотненными серыми глинами с включениями микролинз глинисто-алевритового состава и отдельных алевропесчаных зерен. Этот горизонт, очевидно, формировался на стадии развития Балтийского ледникового озера (БЛО). Ледник находился уже на значительном расстоянии от Гданьского бассейна, о чем свидетельствует отсутствие слоистости ленточного типа.

Выше по разрезу (8,35-11,35 м) отложения представлены светло-серыми довольно монотонными алевроглинами с включениями микролинз и тонких прослоев, обогащенных алевритовым и песчаным материалом. Максимальное обогащение алевропесчаным материалом, по данным гранулометрического анализа, отмечено на интервале 9,35-11,35 м (рис. 2). В средней части пачки (горизонт 10,07-10,08 м) выделяется прослой алевропеска. Аналогичная пачка мощностью 40 см ранее описана как дренажная лента в основании колонки АК-2682 [Блажчишин, 1998 ]. Ее происхождение предположительно связывалось с дренажем (спуском) БЛО в начале аллереда. По современным представлениям, спуск БЛО проявился в Юго-Восточной Балтике дважды: в конце аллереда и в конце позднего дриаса [Uscinowicz , 2003 ]. На интервале 7,93-8,35 м выделен переходный слой.

Для вышележащего горизонта (6,44-7,93 м), отложения которого представлены серыми, иногда почти черными алевроглинами (глинами), характерной чертой является присутствие стяжений аморфных сульфидов (гидротроилита). Размеры стяжений обычно не превышают одного миллиметра. Распределение их по разрезу неравномерно, иногда хаотично, часто они концентрируются в виде линзоватых прослоев мощностью от 2 до 20 мм. Наличие стяжений гидротроилита в разрезе обычно служит диагностическим признаком, характерным для отложений Анцилового озера и Иольдиевого моря. На интервале 6,15-6,44 м выделен переходный слой, представленный оливково-серыми алевроглинами с редкими линзоватыми полосами шириной 1-5 мм темного цвета и черными микростяжениями.

В верхней части разреза от отметки 6,15 м и до приповерхностного слоя отложения представлены оливково-серыми алевроглинистыми илами. Осадки характеризуются ритмичной полосчатостью (слоистостью), местами они пористые, газонасыщенные и содержат остатки раковин. Отмечается запах сероводорода. Отложения здесь накапливались в позднем голоцене в условиях литоринового и постлиториновых морских бассейнов.

Инертность изменения процессов седиментации в условиях консерватизма среды глубоководных впадин Балтийского моря, вероятно, объясняет некоторое «отставание» смены внешних литологических признаков отложений в разрезе от фактической смены палеогеографических условий. Аналитические исследования позволили уточнить положение границ между горизонтами, формировавшимися на различных стадиях развития Балтики.

Радиоизотопное датирование. Пробы отложений, отобранные с глубины более 650 см, характеризуются низким содержанием углеродсодержащего вещества (менее 1 вес. %). Наиболее достоверными могут считаться датировки, выполненные для отложений, залегающих выше этой отметки (табл. 1). Средняя скорость накопления отложений в позднем плейстоцене - голоцене, рассчитанная по результатам датировок, составляет 0,84 мм/год, изменяясь от 0,37 до 1,62 мм/год. В расположенной в 7,5 км к северу колонке 2EL 96 [Zachowicz et al ., 2008 ] скорости накопления отложений, также по результатам радиоуглеродного датирования, находятся в пределах 0,5-0,7 мм/ год. Современная скорость седиментации, по данным определения 210 Pb для поверхностного слоя осадков, 4±2 мм/год (табл. 2), что связано с разуплотненностью поверхностных осадков по сравнению с нижележащими горизонтами.

Палинологический анализ и биостратиграфия. Спорово-пыльцевой спектр поверхностной пробы (0-5 см) характеризуется преобладанием пыльцы древесных растений (93% от общего состава определенных форм), среди которых больше всего пыльцы Pinus sylvestris Linnaeus (61%), количество пыльцы Betula sect . Albae Regel составляет 19, Alnus sp . - 7, Picea abies (Linnaeus ) H . Karst - 4 %, пыльца родов Salix , Corylus , Tilia , Ulmus , Fagus , Quercus встречается в единичных экземплярах. В группе травянистых (5% от общего состава) преобладают Poaceae , Chenopodiaceae , Artemisia sp . Среди спор (2% от общего состава) доминирует Polypodiaceae . Основной занос спор и пыльцы в исследуемый район происходит из двух физико-географических зон - смешанных (хвойно-широколиственных) и широколиственных лесов.

Анализ распределения четвертичных спор и пыльцы позволил выделить в разрезе десять палинологических зон, сопоставляемых с климатическими периодами Блитта-Сернандера (рис. 3, табл. 3). Абсолютный возраст границ между периодами принят по Я. Мангеруду [Mangerud et al ., 1974 ]. На границе между 5- и 6-й палинозонами резко увеличивается концентрация четвертичных спор и пыльцы от 23-51 до 218-1080 зерен/г. Помимо четвертичных палиноморф, обнаружены переотложенные позднемеловая - палеогеновая и неогеновая пыльца родов Gleichenia , Taxodium , Ilex , Rhus и группы Normapolles , а также хвойных и покрытосеменных растений. Максимальное их содержание отмечается в низах разреза (до 13%). Начиная с 6-й палинозоны и выше по разрезу переотложенные палиноморфы встречаются единично и не во всех пробах.

Палинозона 1 отражает перигляциально-тундровую и тундровую растительность с доминированием древовидных и кустарниковых видов берез, полыней, верескоцветных и злаковых. Климат в то время был холодный и сухой. Растительность потепления беллинга (13 000-12 000 лет 14 С ВР) и похолодания среднего дриаса (12 000-11 800 лет 14 С ВР) в приледниковых областях отображается в похожих спорово-пыльцевых комплексах.

Палинозона 2 свидетельствует о потеплении и смене перигляциально-тундровых растительных формаций тундровыми, а дальше к югу лесотундровыми, ценозами. Похолодание позднего дриаса (палинозона 3) вновь привело к появлению перигляциально-тундровой растительности. Пыльца сосен, обнаруженная в этой палинозоне, отличается меньшими размерами, часто плохой сохранности, что свидетельствует о дальнем заносе этой пыльцы. В пребореальном периоде произошло потепление, обусловившее постепенное развитие лесных ландшафтов (палинозоны 4 и 5). Дальнейшее потепление в бореале (палинозона 6) вызвало широкое распространение сосновых лесов. Климатический оптимум голоцена зафиксирован спорово-пыльцевыми спектрами в первой половине атлантического периода (палинозона 7). Палинокомплекс этого времени свидетельствует о максимальном развитии широколиственных лесов со значительной примесью дуба, вяза, липы и орешника, которые занимали большую площадь, чем в настоящее время, граница их ареала была смещена к северу. Во второй половине атлантического периода (палинозона 8) в связи с увеличением сухости климата площадь широколиственных лесов сократилась, а сосновых увеличилась. О наиболее благоприятных климатических условиях во время формирования палинозон 7 и 8 свидетельствует также максимальная концентрация спор и пыльцы. В суббореальном периоде (палинозона 9) площадь распространения широколиственных лесов сокращалась. Тем не менее, судя по большему, чем в поверхностной пробе, содержанию пыльцы дуба и липы, было теплее, чем в настоящее время. В субатлантический период (палинозона 10) произошло похолодание, о чем свидетельствует уменьшение количества пыльцы широколиственных деревьев.

Концентрация брома и соленость. График распределения Br наглядно показывает высокую степень дифференциации содержания Br по разрезу (рис. 4). Исходя из предпосылки о том, что подавляющая часть Br в осадках обусловлена его нахождением в поровых водах, все же была определена возможная связь его концентраций в пробах с содержанием глинистых минералов, обладающих значительной сорбционной способностью. По данным рентгеноструктурного анализа, более 45 % глинистой фракции отложений представлено иллитом, равномерно распределенным по разрезу. Аналогичное распределение по разрезу имеют смектит (0-4 %) и хлорит (15-20 %). Наибольшая неоднородность распределения по разрезу характерна для каолинита (рис. 4). Корреляционный анализ показал, что значимая зависимость между содержанием Br и глинистых минералов отсутствует. Органическое вещество также способно накапливать Br. В верхней части исследуемого разреза (0-80 см) содержание органического углерода (С орг) достигает 1-3 %, и естественно, что при этом происходит накопление Br. Ниже содержание С орг варьирует от 0,02 до 0,22 %, и, как показал корреляционный анализ, не имеет заметного влияния на накопление Br, т.е. определяющим параметром накопления Br служит соленость водоема во время осадконакопления, а не сорбционная способность донных отложений.

Распределение брома по вертикальному разрезу и соответствующее изменение расчетной солености донных осадков (рис. 5), с учетом данных по абсолютному возрасту, позволяют выделить несколько временных интервалов, обусловленных палеогеографическими изменениями в процессе развития бассейна Балтийского моря.

В нижней части разреза (беллинг) отмечается слабая тенденция повышения концентрации Br и расчетной солености. Однако в целом в отложениях, накапливавшихся до завершения раннего пребореала, т.е. во время существования Балтийского ледникового озера (БЛО) и до начальной стадии Анцилового озера, распределение концентрации Br имеет однородный характер, расчетная соленость остается незначительной и практически не меняется, составляя около 2‰. Неизменность концентрации Br в отложениях, сопоставимых по возрасту со временем существования Иольдиевого моря, по отношению к отложениям БЛО и начальной фазы Анцилового озера дает возможность утверждать, что в Гданьской котловине иольдиевая стадия развития Балтики практически не проявилась. Это подтверждают данные, полученные по результатам диатомового анализа грунтовых колонок о том, что соленость вод Иольдиевого моря в пределах Гданьской впадины была незначительной [Блажчишин и др., 1974; Кессел и др., 1973 ]. Лишь на границе между ранним и средним пребореалом, что приблизительно соответствует возрасту 9 200 лет (14 С ВР), отмечено повышение солености до 4‰ (рис. 5). Продолжительность этого периода повышенной солености немногим более 200 лет.

Во второй половине анциловой стадии, начиная с границы между поздним пребореалом и бореалом, вплоть до отметки 549 см отмечается плавное повышение концентрации Br до 0,0015% и солености до 4‰. Последнее говорит о постепенном расширении связи с океаном, что совпадает с данными А.И. Блажчишина [1998 ] о том, что в позднюю фазу развития Анциловое озеро было солоноватым.

От отметки 549 см, примерно соответствующей возрасту 7 700 лет 14 С ВР, наблюдается скачкообразный рост солености осадков от 2 до 9‰. Происходит коренная смена пресноводных озерных условий морскими солоноватоводными. В работе «Геология Балтийского моря» [1976 ] приводятся данные о том, что примерно 8 000 лет назад, благодаря эвстатическому подъему уровня океана, воды Северного моря стали интенсивно поступать через Датские проливы в Балтику. Дата этого события у различных авторов колеблется от 8 000 до 8 500 календарных лет BP [Berglund , 1964; Bitinas & Damusyte , 2004 ]. Учитывая, что процесс поступления соленых океанических вод растянут во времени и пространстве, эта дата согласуется с полученными нами результатами, определяющими начало морского периода, или первой литориновой трансгрессии, по резкому росту солености, примерно 7 700 лет 14 С ВР. Некоторые авторы выделяют этот период как море Мастоглоя [Eronen , 1983 ]. Завершение этой фазы, очевидно, приходится на отметку 509 см (около 7 340 лет 14 С ВР), выше которой градиент изменения солености принимает знакопеременный характер, и в целом соленость стабилизируется. Этот возраст можно считать началом развития собственно Литоринового моря. В работе Ш. Усиновича [Uscinowicz , 2003 ] дата начала литориновой фазы 7 500 лет 14 С ВР.

Собственно Литориновое море характеризуется четырьмя пиками максимумов солености, вероятно, обусловленных периодами максимального водообмена с океаном, т.е. морскими трансгрессиями. Три пика приходятся на атлантический период. Два пика, расположенные на отметках 461-462 см (приблизительно 6 700 лет 14 С ВР, 0,0033 % Br, соленость 12‰) и 403-404 см (приблизительно 6 475 лет 14 С ВР, 0,0029 % Br, соленость 10‰), приходятся на AT1-2. Самый значительный пик с максимумом в интервале 259-268 см (5 080 лет 14 С ВР) с концентрацией Br 0,0046% и соленостью до 17‰, достигнутый во время климатического оптимума послеледниковья, приходится на AT2. Последний, четвертый пик максимума солености 16‰, расположенный на отметке 217 см, относится к раннему суббореалу (около 4 640 лет 14 С ВР).

Предположение о связи максимумов солености Литоринового моря с процессами трансгрессии согласуется c данными других исследователей, выделяющих несколько трансгрессивно-регрессивных циклов, хотя количество этих циклов разнится у разных авторов. В Швеции разные авторы выделяют следы четырех - шести трансгрессий [Berglund , 1964 ], в Литве трех [Bitinas & Damusyte , 2004 ]. На берегах Германии [Lampe & Janke , 2004 ] обнаружены следы четырёх трансгрессий литоринового времени. Первая из них произошла в начале, вторая в середине, а третья в конце атлантического периода. Четвертую трансгрессию относят к суббореальному времени.

Завершающий этап развития Литоринового моря отмечается заметным падением его солености. Это объясняется прежде всего тектоническим поднятием земной коры в районе Датских проливов, что привело к снижению притока соленых вод [Блажчишин, 1998 ]. Этот процесс сопровождался эвстатической регрессией Литоринового моря. Возрастная граница между литориновым и постлиториновым этапами по разным источникам находится в интервале от 4 500 до 4 000 лет 14 С ВР. Это хорошо согласуется с нашими результатами, показывающими, что начиная с отметки 217 см наблюдается интенсивное и значительное по амплитуде падение концентрации Br с локальным минимумом солености - 12‰ в районе отметки 177-178 см, соответствующей возрасту около 4 200 лет 14 С ВР. Выше по разрезу содержание брома в осадке и его соленость относительно стабилизируются. С этого времени Балтика практически принимает современный облик.

Математическая обработка данных. Целью статистической обработки данных о распределении химических элементов в разрезе, проведенной с использованием факторного анализа методом главных компонент, была попытка выяснения ассоциативных связей между элементами в процессе седиментогенеза на различных этапах развития Балтики. Рассматривались выборки, характеризующие распределение данных по интервалам разреза, связанным с двумя основными этапами - существенно пресноводным и морским.

Для морских условий анализ распределения факторных нагрузок позволяет выделить две ассоциации элементов (рис. 6, а). Первая ассоциация представлена Zn, Ni, Cu, Co, вторая - Fe 2 O 3 , MnO, As, Cr. Br, как и Pb, не входит ни в одну из выделенных ассоциаций и является антагонистом по отношению к другим элементам. Антагонизм Br говорит о том, что он мало связан с исходным терригенным материалом донных отложений и не вовлечен в процессы аутигенного минералообразования, а его аккумуляция в отложениях имеет наложенный характер и зависит в первую очередь от минерализации придонных и поровых вод.

Результаты факторного анализа данных по выборке, характеризующей озерные, существенно пресноводные условия, показали, что Br не проявляет антагонистических свойств по отношению к другим элементам. К примеру, в условиях пресноводной анциловой стадии он входит в обширную группу элементов, имеющих значимую связь с первым фактором (рис. 6, б). Следовательно, в пресноводных условиях содержание Br в отложениях обусловлено не минерализацией вод, а преимущественно его вхождением в терригенные и аутигенные минералы.

Течения. Глубинная циркуляция в Балтийском море определяется североморскими водами, которые в придонном слое медленно перетекают из впадины во впадину. В глубинных слоях средняя скорость переноса составляет всего несколько сантиметров в секунду. Вместе с тем, при больших затоках североморских вод (события «major inflows») и их перетоках через пороги между впадинами могут возникать быстрые (струйные) течения, которые препятствуют седиментации и способны эродировать поверхность дна [Сивков и Свиридов, 1994 ]. В процессе седиментации в движущейся среде происходит сепарация осадочных частиц по гидравлической крупности. Для рассматриваемых условий гранулометрическая фракция 10-20 мкм [McCave , 1985 ] наиболее чувствительна к колебаниям средней скорости придонного течения. Очевидно, что оценка скорости палеотечений по гранулометрическому составу осадков возможна только при однородности условий поступления осадочного материала. Относительный консерватизм условий седиментации в Гданьской впадине позволяет проследить изменения активности придонных течений в позднем голоцене. Поскольку точка отбора колонки POS 303700-7 находится вблизи седловины Гданьско-Готландского порога, через который осуществляется водообмен с западными бассейнами Балтики (рис. 1), можно предположить, что седиментация здесь подвержена влиянию североморских вод, а большая глубина моря исключает влияние ветровых течений.

По изменению параметров гранулометрического состава отложений выявлены четыре периода усиления придонных течений (рис. 7). Первый приходится на завершающий этап анциловой стадии, на протяжении которого многие исследователи отмечают трансгрессию солоноватого водоема с увеличением солености на 2‰. Второй интервал практически совпадает с фазой Мастоглоя. Он представляет собой переход от озерных к морским условиям с лавинообразным ростом солености до 9‰. Третий период можно отождествить с фазой активизации литориновой трансгрессии во второй половине атлантического времени и ростом солености до 12‰. Четвертый период приурочен к завершению литориновой стадии, регрессии моря и переходу к стадии пост-Литоринового моря. В данном случае повышению гидродинамической активности соответствует падение солености от 16 до 13‰, что свидетельствует о возможном изменении режима затоков соленых североморских вод, которые напрямую уже не достигали Гданьской впадины. Сюда в виде придонных течений попадали менее соленые воды, вытесняемые при затоках из западных впадин Балтики.

Выводы

1. Палинологический анализ позволил выделить в разрезе 10 палинозон, сопоставимых с климатическими периодами Блитта-Сернандера и отражающих этапы развития палеоклимата региона на протяжении последних 13 000 лет. В совокупности с данными изотопного датирования это позволило уточнить положение литостратиграфических границ и рассчитать скорости осадконакопления, изменяющиеся от 0,37 до 1,62 мм/год.

2. Впервые показано, что элемент группы галогенов Br может служить индикатором палеосолености поровых вод донных отложений и соответственно палеосолености бассейна.

3. Со времени существования Балтийского ледникового озера и до завершающих стадий развития Анцилового озера распределение концентрации брома имеет однородный характер с расчетной соленостью около 2‰, что подтверждает пресноводность Гданьской котловины в иольдиевую стадию.

4. Начальный этап развития Литоринового моря (море Мастоглоя) – переход от относительно пресноводных озерных условий к морским - характеризуется резким повышением концентрации брома и расчетной солености до 9‰.

5. Собственно Литориновое море характеризуется четырьмя пиками максимумов солености, связанными с морскими трансгрессиями. Максимальные значения солености (до17‰) приходятся на вторую половину атлантического периода.

6. Анализ распределения гранулометрического состава отложений голоцена позволил выделить по разрезу четыре интервала, когда отложения накапливались в условиях относительно повышенной придонной гидродинамической активности, связанной с проявлением трансгрессивно-регрессивных фаз развития Балтики, установленных по резким изменениям градиента солености.

Исследования выполнены в рамках госконтракта № К-41.25.04.05.004. Часть аналитической обработки осуществлена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант РФФИ-BONUS 08-05-92420). Авторы выражают глубокую благодарность Е.В. Валигурас, К.А. Груздову, Д.В. Дорохову, Е.В. Зыкиной и В.Ф. Сапеге, принимавшим участие в проведении аналитических работ, а также Я. Харфу и Е.М. Емельянову - организаторам проекта ГИСЕБ.

Литература

1. Блажчишин А.И. Палеогеография и эволюция позднечетвертичного осадконакопления в Балтийском море. Калининград: Янтарный сказ, 1998. 160 с.

2. Блажчишин А.И., Давыдова Н.Н., Квасов В.В., Хомутова В.И. Спорово-пыльцевой и диатомовый анализ 4-х колонок донных отложений южной и центральной Балтики // Baltica . 1974. Т. 3. С. 119-126.

3. Геология Балтийского моря / Ред. В.К. Гуделис, Е.М. Емельянов. Вильнюс: Моклас, 1976. 370 с.

4. Гричук В.П., Заклинская Е.Д. Анализ ископаемых пыльцы и спор и его применение в палеогеографии. М.: Географгиз, 1948. 222 с.

5. Кессел Х.Я., Давыдова Н.Н., Блажчишин А.И. Пыльца и диатомовые из колонок глубоководных впадин Балтики // Изв. АН Эстонской ССР. Сер. химия, геология. 1973. № 4. С. 345-353.

6. Клейменова Г.И., Хомутова В.И., Вишневская Е.М. Палинологический и диатомовый анализ донных отложений Балтийского моря // Позднеледниковая история и седиментогенез окраинных и внутренних морей. М.: Наука, 1979. С. 40-46.

7. Ляхин Ю.И. Современное экологическое состояние морей СНГ: Учебное пособие. СПб.: Гидрометеоиздат, 1994. 55 с.

8. Малясова Е.С., Спиридонова Е.А. О некоторых вопросах методики спорово-пыльцевого анализа четвертичных отложений Северо-Запада // Палинология в геологических исследованиях Прибалтики и Балтийского моря. Рига: Зинатне, 1983. С. 9-13.

9. Рыбохозяйственный кадастр трансграничных водоемов России (Калининградская область) и Литвы / Отв. ред. С.В. Шабаев, М.М. Хлопников, А.В. Соколов. Калининград: Изд-во «ИП Мишуткина», 2008. 197 с.

10. Сивков В.В., Свиридов Н.И. О связи эрозионно-аккумулятивных форм донного рельефа и придонных течений в Борнхольмской впадине Балтийского моря // Океанология. 1994. Т. 34. 2. С. 294-298.

11. Снежинский В.А. Практическая океанография (работы в открытом море). Л.: Гидрометеоиздат, 1951. 559 с.

12. Стелле В.Я., Авдеева-Федосеева И.Я., Ефимов А.Н., Савваитов А.С. Палиностратиграфия донных осадков юго-восточной части Балтийского моря // Палинология в континентальных и морских геологических исследованиях. Рига: Зинатне, 1976. С. 102-118.

13. Шишкина О.В. Геохимия галогенов в морских и океанических осадках и иловых водах. М.: Наука, 1969. 118 с.

14. Якубовская И.Я., Стелле В.Я., Неймане М.К. Корреляция позднеледниковых спорово-пыльцевых спектров Западной Прибалтики и Балтийского моря // Палинология в геологических исследованиях Прибалтики и Балтийского моря. Рига: Зинатне, 1983. С. 58-60.

15. Berglund B.E. The postglacial shore displacement in Eastern Blekinge, Southeastern Sweden // Sweriges Geol. Undersökning.1964. Series C599. 47 p.

16. Bitinas A., Damusyte A. Littorina sea at the Lithuanian maritime region // Polish Geol. Inst. Spec. Pap. 2004. Vol. 11. P. 37-46.

17. Blazhchishin A.I. New data on the Baltic Paleohydrology during Late Pleistocene // Baltica. 1982. Vol. 7. P. 173-178.

18. Eronen M. Late Weichselian and Holocene shore displacement in Finland // Shorelines and isostasy. Inst. Of British Geographers, Spec. Publ. 16. 1983. P. 183 -207.

19. Geology of the Gdansk Basin. Baltic Sea / Ed. E.M. Emelyanov. Kaliningrad: Yantarnyj skaz, 2002. 496 p.

20. Grimm E. C. TILIA and TILIA-GRAF. PC spreadsheet and graphics software for pollen data // INQUA Working Group on Data-Handling Methods. 1990. Newsletter 4. P. 5-7.

21. Hughen K.A., Baillie M.G.L., Bard E. et al. Marine04 Marine Radiocarbon Age Calibration, 0-26 Cal Kyr BP // Radiocarbon. 2004. Vol. 46. P. 1059-1086.

22. Krog H. The Quaternary history of the Baltic, Denmark // The Quaternary history of the Baltic. Uppsala, 1979. P. 207-217.

23. Lampe R., Janke W. The Holocene sea level rise in the Southern Baltic as reflected in coastal peat sequences // Polish Geol. Inst. Spec. Pap. 2004. Vol. 11. P. 19-30.

24. Mangerud J., Andersen S.T., Berglund B.E., Donner J.J. Quaternary stratigraphy of Norden, a proposal for terminology and classification // Boreas. 1974. N 3. P. 109-128.

25. McCave I.N. Sedimentology and stratigraphy of box cores from the HEBBLE site on the Nova Scotian continental rise // Marine Geology. 1985. 66. P. 56-89.

26. Nilsson T. Standartpollendiagramme und 14 C Datierungen aus dem Ageröd Mosse in Mittleren Schonen // Lunds Univ. Ärsskrift. 1964. Avd. 2. Bd. 59 (7). 54 p.

27. Uscinowicz S. Relative sea level changes, glacio-isostatic rebound and shoreline displacement in the Southern Baltic // Polish Geol. Inst. Spec.Pap. 2003. Vol. 10. 79 p.

28. Zachowicz J. Quaternary geological profiles (II). Pl. XVIII // Geological atlas of the Southern Baltic, 1:500 000 (Ed. J.E. Mojski et al.).Warszawa: Panstw. Inst. Geol., 1995.

29. Zachowicz J., Miotk-Szpiganowicz G., Kramarska R. et al. A critical review and reinterpretation of bio-, litho- and seismostratigraphic data of the Southern Baltic deposits // Polish Geol. Inst. Spec. Pap. 2008. Vol. 23. P. 117 -138.

New data on the development history of the Southeast Baltic Sea from late glacial age to present

A.G. Grigoriev, V.A. Zhamoida, M.A. Spiridonov, A.Yu. Sharapova, V.V. Sivkov

Core-section 12.38 m long was sampled in the Gdansk Basin within the cruise of r/v «Poseidon» in the frame of Russian-German Project GISEB. Down-core analysis of the sediment core includes 14 C and 210 Pb dating, X-ray diffraction, pollen, grain-size and geochemical analysis. A high-resolution record of climate and environment in the Gdansk Deep from the B е lling to Subatlantic has been established. The fluctuations of the rate of sedimentation during Late Pleistocene - Holocene from 0.37 to 1.62 mm/yr have been specified. The main tendencies of relative salinity variations of the water during the Late Pleistocene - Holocene have been determined using analysis of bromine concentrations in the sediments. Formation of the Yoldia Sea did not follow to salinity increasing within the Gdansk Basin. Several stages of Litorina transgression-regression cycles were fixed, as well as episodes of increasing of near-bottom current activity in Gdansk Basin.

Keywords: paleogegraphy, paleo-Baltic, 14 C and 210 Pb dating, geocheistry of sedimentation

Издание: Наука, Москва, 2009 г., 379 стр., ISBN: 978-5-02-025361-2

Язык(и) Русский

В составе магматических провинций северо-восточной части Балтийского щита проявления дайкового магматизма занимают значительное место как по объемам внедрившихся расплавов, так и по распространенности. Как правило, лайковые рои маркируют крупные этапы активизации плюм-литосферных процессов, происходивших либо в ходе перестройки фундамента Фенноскандии, либо на сопредельных территориях. В последнем случае дайки, связанные с отдаленными тектоническими событиями, весьма редки, но их роль в оценке масштабов и характера тектономагматических процессов значительна. В Кольском регионе изучение дайкового магматизма проводилось локально и было связано с исследованием интрузивной активности определенных этапов эволюции Балтийского щита либо с изучением магматизма какой-нибудь конкретной структуры. Несмотря на значительный прогресс интрузивной петрологии, проблемы дайкового магматизма можно без преувеличения отнести к наиболее труднорешаемым. Назовем, как минимум, три причины, осложняющие изучение даек.

Во-первых, пространственная разобщенность рассеянных на огромной площади мелких тел и роев приводит к тому, что геологи вынуждены организовывать высокозатратные полевые исследования больших территорий, проводя масштабное картирование удаленных друг от друга районов развития даек и в результате получая данные лишь по нескольким геологическим объектам. Чаще изучение дайкового магматизма производится попутно, в ходе исследования других интрузивных тел. В этом случае данные собираются в течение многих полевых сезонов. Именно таким образом был собран фактический материал для настоящей работы, в которой сведены результаты авторов за более чем тридцатилетний период исследований даек региона.

Во-вторых, чтобы осуществить корреляцию роев даек и выяснить характер связей субвулканических и плутонических проявлений магматизма, необходимо определить возраст каждой дайки или хотя бы отдельного роя. К сожалению, масштабные изотопные исследования вряд ли будут возможны в обозримом будущем. Учитывая сказанное, мы попытались провести максимальное количество определений абсолютного возраста лайковых пород с использованием Rb-Sr, U-Pb, 40Ar/39Ar и Sm-Nd методов. Уже первые полученные датировки позволили впервые выделить на территории Кольского региона проявления гренвилльского этапа тектономагматической активизации, а также оконтурить ареал развития палеозойских даек долеритов.

В-третьих, поскольку дайка представляет собой самостоятельное интрузивное тело, особенно актуальным представляется вопрос о необходимости определения химического состава каждой дайки и оценки содержаний в слагающей ее породе микроэлементов. Задача осложняется наличием зональности в дайках, присутствием в них ксеногенного материала, проявлением процессов контаминации материалом вмещающих пород.

Таким образом, систематическое исследование дайкового магматизма потребовало значительно больших затрат как для организации полевых работ, так и для проведения аналитических исследований. В настоящей работе мы впервые попытались свести все имеющиеся к настоящему времени фактические данные по лайковому магматизму, накопленные авторами в ходе более чем 30-летнего изучения докембрийских (Ж.А.Фелотов - Ж.А.Ф.) и палеозойских (А.А.Арзамасцев - А.А.А., Л.В.Арзамасцева) даек. В работе также использованы первичные материалы, собранные авторами в ходе совместных работ с производственными геологическими организациями.

Материал по дайкам Хибинского массива собран одним из авторов (А.А.А.) в ходе совместного проекта Геологического института КНЦ РАН и Хибиногорской ГРП Мурманской ГРЭ ПГО "Севзапгеология" (В.А.Каверина) (1986-1988).

Материал по проявлениям кимберлитового магматизма получен (А.А.А.) в ходе совместных работ Геологического института КНЦ РАН и Центрально-Кольской ГРЭ (М.М.Калинкин, И.В.Поляков) (1991-1993).

Материал по дайкам обрамления Ивановского вулканоплутонического комплекса получен при совместных исследованиях Геологического института КНЦ РАН (А.А.А.) и опытно-методической партии Кольской комплексной ГРЭ сверхглубокого бурения ПГО "Недра" (М.С.Русанов, В.И.Хмелинский) (1985-1989).

Материал по составу и распространению даек на площади северного обрамления структур Кейв и Колмозеро-Воронья получен в процессе совместных исследований Геологического института КНЦ РАН (Ж.А.Ф.) и Центрально-Кольской ГРЭ (А.П. Липов) (1979-1981).

Материал по дайкам Восточно-Мурманского побережья собран в ходе совместных работ Геологического института КНЦ РАН (Ж.А.Ф.) и минерагенической партии Центрально-Кольской ГРЭ (С.С.Караваев) (1988-1991).

Распространенность даек на остальной площади Кольского региона оценивалась по отчетам геолого-съемочных партий Центрально-Кольской ГРЭ. Собранные производственными организациями коллекции шлифов дайковьгх пород были нами изучены в музее Мурмангеолкома в г.Апатиты. Кроме того, была просмотрена коллекция шлифов дайковьгх пород академика А.А.Полканова, хранящаяся на кафедре петрографии геологического факультета Санкт-Петербургского университета.

Преобладающая часть аналитических работ выполнена в лабораториях Геологического института КНЦ РАН (Я.А.Пахомовский, Л.И.Коваль). Прецизионные исследования состава минералов (LA-ICP-MS) и пород (1CP-MS) выполнены совместно с профессорами Фернандо Беа и Пилар Монтеро (Университет Гранады, Испания). Изотопные и геохронологические исследования проводились совместно с Б.В.Беляцким (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН) и А.В.Травиным (Аналитический центр Объединенного института геологии геофизики и минералогии СО РАН). Часть изотопных определений протерозойских даек сделана Ю.В.Амелиным (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН). Большую помощь в подготовке рукописи к публикации оказали С.Е.Царев и Т.СМарчук. Всем перечисленным коллегам авторы выражают глубокую благодарность.

Работа выполнена в рамках приоритетных программ ОНЗ РАН 6 и 8, а также финансировалась за счет средств РФФИ (гранты 09-05-00224а

НАВИГАЦИОННО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Общие сведения. Настоящая лоция содержит описание Финского и Рижского заливов, а также восточного и южного берегов Балтийского моря, от мыса Овиши (57°34" N, 21°43" E) до мыса Розеве (54°50" N, 5 18°20" E).

Границей Финского залива на западе считается линия, соединяющая западную оконечность полуострова Ханко -- мыс Ханкониеми (59°48" N, 22°54" E) с мысом Пыысаспеа (59°14" N, 23°31" Е) и проходящая через остров Осмуссаар. На всем протяжении северный берег Финского залива окаймлен шхерами. Находясь в этом районе, следует учитывать особенности плавания в шхерах.

Берега. Финский залив . Северный берег Финского залива сложен из твердых кристаллических пород (гранитов и гнейсов), покрытых тонким слоем почвы. Он невысок, сильно пересечен, весьма живописен, хотя несколько однообразен, и почти сплошь порос хвойным лесом. Для этого берега характерно обилие морен и холмов, чередующихся с озерами и болотами; повсеместно встречается множество скал и валунов.

Этот берег сильно изрезан заливами и бухтами. Все они мелководны или загромождены опасностями и в большинстве своем доступны лишь 5 для малых судов. Наиболее крупным заливом северного берега является Выборгский залив.

Почти на всем протяжении северный берег Финского залива окаймлен шхерами, которые представляют собой множество небольших островов, скал и банок, простирающихся от береговой черты 10 на 10 -- 20 миль. Острова, расположенные на опушке шхер, обычно лишены растительности, а те, которые лежат в глубине шхер, лесистые. Все эти острова похожи друг на друга.

На северном берегу Финского залива наиболее значительна река Кюминйоки, впадающая в залив около города Котка.

Острова и проливы. Несколько островов находится в восточной части Финского залива между меридианами 26°40" и 28°25" вост. долг. Наиболее значительными из них являются острова: Сескар, Мощный, Большой Тютерс и Гогланд. Все острова окаймлены рифами и банками.

Вблизи северного берега Финского залива расположено множество скалистых островов, образующих так называемые финские шхеры, простирающиеся от восточных подходов к Выборгскому заливу до полуострова Ханко. Все острова в шхерах сложены из гранита преимущественно красного цвета. Некоторые из них невысокие, плоские и лишены растительности, другие, покрытые тонким слоем почвы, лесистые. Острова окаймлены каменистыми отмелями; между островами имеется много опасностей. В шхерах северного берега Финского залива есть удобные, укрытые от ветров и волнения внутренние коммуникации, однако плавание здесь возможно только по фарватерам. Финские шхеры пересечены несколькими продольными фарватерами, идущими вдоль берега, и множеством поперечных фарватеров, которые служат либо для входа в шхеры, либо для подхода к якорным местам, рейдам и гаваням, расположенным в глубине шхер.

У восточного берега моря островов нет.

Глубины, рельеф дна и грунт. Финский залив мелководен. Дно его усеяно банками различной величины. Особенно неровный рельеф дна вблизи северного берега залива в районе финских шхер.

Глубины в Финском заливе увеличиваются в направлении с востока на запад, от маяка Толбухин до острова Сескар они составляют 20--40 м, далее до острова Малый 40--50 м, а между островами Мощный и Гогланд увеличиваются до 70 м. Между островом Гогланд и входом в Финский залив глубины 60--80 м, и только в отдельных небольших впадинах у островов Прангли и Осмуссар они превышают 100 м. Наибольшая глубина в Финском заливе 121 м находится в 1 миле к NE от острова Прангли. Между островами Мощный и Готланд глубины свыше 60 м располагаются посредине залива, а от острова Готланд до входа в залив - ближе к его южному берегу.

К западу от островов Хийумаа и Сааремма рельеф дна ровнее, чем в Финском заливе; банки и рифы сосредоточены здесь в прибрежной полосе, и главным образом к западу от острова Сааремма.

В средней части Финского залива грунт - ил; вдоль северного берега залива чаще всего встречаются песчаный, ил или камень. В бухтах северного берега грунт преимущественно глина.

У берегов островов Хийумаа и Сааремма грунт преимущественно камень, плита и песок. С удалением от берега грунт становится илистым.

Земной магнетизм. Магнитная изученность района удовлетворительная. Магнитное склонение на эпоху 1980 г. в описываемой части Балтийского моря восточное; оно изменяется от 6,8° на северо-востоке района до 0° на юго-западе. Направление изогон близко к меридиональному. Среднее годовое изменение магнитного склонения возрастает от -0,02° (на северо-востоке района) до +0,03° (на юго-западе района).

Характерным для Балтийского моря является наличие большого количества аномальных районов, а также отдельных аномальных точек, 5 склонение в которых изменяется от 7° W до 16° Е.

Наибольшее отклонение стрелки компаса к востоку наблюдается зимой около 9--10 ч, а к западу зимой и летом около 14--15 ч по местному времени.

Во время очень сильных магнитных бурь амплитуда суточных вариаций магнитного склонения может достигать 3° на юге района и 7° на севере.

Величина горизонтальной составляющей напряженности магнитного поля возрастает от 150 мЭ на севере района до 179 мЭ на юге. Направление изодинам широтное. Магнитное наклонение убывает от 73° N 15 на севере до 68,8° N на юге описываемого района. Направление изоклин близко к широтному.

Средства навигационного оборудования. Описываемый район, особенно Финский залив, насыщен береговыми и плавучими средствами навигационного оборудования. Все навигационные опасности, расположенные вблизи обычных путей следования судов, ограждаются вехами, светящими буями и буями, а во многих случаях также секторами огней светящих знаков и маяков. Фарватеры, ведущие к портам и гаваням, и шхерные фарватеры ограждаются створами светящих знаков и знаков, светящими буями и буями, а также вехами. Плавание в открытых частях Финского залива и вдоль восточного берега Балтийского моря обеспечивается маяками и светящими знаками, дальности видимости которых взаимно перекрываются.

Большая часть береговых средств навигационного оборудования действует в течение всего года. Плавучее навигационное ограждение в Финском заливе обычно убирается на зимний период.

На надежность местонахождения буев и вех, а также на строгое постоянство характеристик огней полностью полагаться нельзя.

Районы с особым режимом плавания. В Балтийском море, Финском, Выборгском и Рижском заливах имеются бывшие опасные от мин районы, открытые для плавания всех судов. Плавание судов в бывших опасных от мин районах рекомендуется совершать в пределах установленных фарватеров, нанесенных на карты и объявленных в Сводном описании режима плавания в Балтийском море, Финском и Рижском заливах в Ладожском озере.

При плавании в бывших опасных от мин районах следует строго соблюдать режим плавания, объявленный в сводном описании для каждого района. Постановка судов на якорь в бывших опасных от мин районах разрешается только в установленных для этого местах. Лов рыбы придонными орудиями лова в бывших опасных от мин районах разрешается только при условии строгого выполнения требований Инструкции капитанам судов о правилах противоминной безопасности при плавании и лове рыбы.

Кроме перечисленных выше районов, в Балтийском море, Финском и Рижском заливах имеются районы, запретные для плавания, и районы, запретные (или временно опасные) для постановки на якорь и лова рыбы придонными орудиями лова. Имеются также районы учений кораблей, полигоны учебных мин и районы свалки взрывчатых веществ.

Все упомянутые выше районы нанесены на карты; границы районов и указание об особенностях плавания в них приведены в Сводном описании режима плавания в Балтийском море, Финском и Рижском заливах и в Ладожском озере.

Системы разделения движения судов. Для уменьшения опасности столкновения в местах интенсивного судоходства в отдельных районах Балтийского моря установлены системы разделения движения судов.

Эти системы разделения движения предназначаются для использования судами в дневное и ночное время в любую погоду в водах, свободных ото льда, или в легких ледовых условиях, когда не требуется специального маневрирования или ледовой проводки.

Использование систем разделения движения должно осуществляться в соответствии с МППСС--72.

Лоцманская служба. В описываемом районе существует развитая сеть лоцманских станций. В некоторых гаванях, где лоцманских станций нет, обязанности лоцманов исполняют капитаны гаваней или местные рыбаки, хорошо знающие условия плавания.

Вызов лоцмана производится по Международному своду сигналов. Подробные сведения о лоцманах и лоцманской проводке приведены в правилах плавания и в соответствующих местах навигационного описания.

ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Гидрометеорологические условия для плавания судов в восточной части Балтийского моря, в Финском заливе в целом благоприятен, хотя имеется ряд факторов, затрудняющих плавание.

Одним из таких факторов являются штормы, которые обычно сопровождаются сильным волнением. Штормы наиболее вероятны зимой.

Затруднения для плавания создают туманы, при которых резко понижается видимость. Туманы чаще всего наблюдаются с декабря по март--апрель (у побережья с сентября по май). Существенно ухудшается видимость и при выпадении осадков, которые в открытом море приурочены в основном к осенне-зимнему периоду года. Значительную угрозу безопасности плавания судов, особенно малых, создает обледенение судов, которое наблюдается в Финском заливе с ноября по апрель, а в восточной части моря с декабря по март.

В зимний период условия плавания усложняет также лед. Наибольшего развития ледяной покров достигает в Финском заливе.

МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА. В описываемом районе климат морской умеренных широт; для него характерны небольшие годовые колебания температуры воздуха, значительная влажность и большая облачность, частые осадки. Следует отметить, что климат Финского залива более суров, чем климат в районах открытого моря, что обусловлено влиянием континента, в который глубоко вдается Финский залив.

Зима довольно мягкая, с преобладанием пасмурной погоды и с частыми осадками. Сильные морозы бывают редко и обычно непродолжительны. Зимой преобладают ветры от S, SW и W, нередко достигающие силы шторма.

Температура и влажность воздуха. Февраль является самым холодным месяцем года. В это время средняя месячная температура воздуха колеблется от - 1 до --8° в районе Финского залива и от +1 до -3є в районе восточной части моря. Температура воздуха в отдельные дни очень суровых зим может понижаться до --36, --42° в районе заливов и до --23, --34° в районе восточной части моря. При исключительных оттепелях она поднимается соответственно до 6° и до 10--12°.

Ветры. В большей части района в феврале преобладают ветры от SW, S и W. Кроме того, в это время довольно часты ветры от SE.

Средняя скорость ветра в феврале 5--8 м/с, причем скорость ветра в восточной части моря и заливах несколько больше, чем на побережье.

Штили наблюдаются редко, повторяемость их с сентября по март доставляет 1-3% в месяц.

Повторяемость штормов в восточной части моря и в заливах с сентября по март 5--15%.

Туманы. В восточной части моря повторяемость туманов в феврале составляет б--9% (местами 12%).В Финском заливе в течение года повторяемость их колеблется от 3 до 6%.

Часто туманы наблюдаются на островах Финского залива, где среднее годовое число дней с ними достигает 65--125.

Видимость. В феврале повторяемость видимости менее 1 мили (составляет 10--20%). Повторяемость видимости более 5 миль достигает 30--60%.

Облачность и осадки. Облачность велика и подвержена в течение года значительным колебаниям. Над восточной частью моря и заливами наибольшая повторяемость пасмурного состояния неба приходится на период с октября по март и составляет 60--80%; повторяемость ясного состояния неба в этот период не превышает 10-20%.

Больше всего осадков в восточной части моря и заливах приходится на период с октября по февраль, когда повторяемость их составляет 15--30%.

ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА. Гидрологический режим Финского залива и восточной части Балтийского моря характеризуется хорошо развитыми ветровыми течениями, невысокими крутыми волнами, малой соленостью и небольшой плотностью поверхностного слоя воды и более солеными и плотными водами на глубинах.

Одной из самых отличительных черт уровенного режима Балтийского моря являются сейши.

Неподвижный лед наблюдается в Финском заливе и вдоль восточного побережья моря.

Колебания уровня. В феврале приливные колебания уровня невелики. Большее значение имеют сгонно-нагонные, сейшевые и сезонные колебания.

Величина колебаний уровня в описываемом районе иногда может достигать очень больших значений.

Течения. Режим течений обусловливается водообменом Финского и Рижского заливов с Балтийским морем, а в южной части района с Северным морем. Значительное влияние на течения оказывает сток воды с суши.

Рис. 1.

Постоянные поверхностные течения в Балтийском море образуются от слияния двух течений, одно из которых выходит из Финского залива, а другое из Ботнического залива. Хотя постоянные течения слабые, и на снос судов в открытом море существенного влияния не оказывают, однако у мысов, в проливах и узкостях, а также вблизи подводных опасностей, где скорость течений, как правило, увеличивается, пренебрегать ими не рекомендуется.

В Финском заливе наблюдается более или менее устойчивое постоянное течение, направленное на запад. Это течение обусловлено стоком вод реки Нева.

Скорость постоянных течений колеблется в среднем от 0,2 до 0,5 уз, в отдельных местах она увеличивается до 0,7--0,9 уз.

Под воздействием ветров возникают временные ветровые течения, вторые, по скорости зачастую превышают постоянные и следуют в открытых частях района по направлению ветра, отклоняясь от него примерно на 30° вправо. С усилением ветра угол отклонения уменьшается и при сильных ветрах не превышает 10°. Близ берегов углы отклонения могут изменяться в значительных пределах.

Волнение. В Финском заливе и восточной части моря сильное волнение наиболее часто наблюдается в феврале, когда повторяемость высот волн 2--6 м достигает 34--39%; на западе Финского залива и в море, хотя и редко, но могут встретиться и высоты волн более 10 м. В это время года повторяемость высот волн менее 1 м 15--27%, а повторяемость высот волн 1--2 м 39--45%.

ЛЕДОВЫЙ РЕЖИМ. Значительная часть Финского залива от порта Ленинград до острова Мощный, а также шхеры от порта Выборг до полуострова Ханко и восточной части моря покрываются неподвижным льдом. В открытых районах заливов обычно наблюдается дрейфующий лед, который в суровые зимы бывает на всей акватории Финского залива.

В феврале неподвижный лед в умеренные зимы может распространяться до острова Готланд, а дрейфующий лед до острова Кери.

Следует иметь в виду, что характер развития ледовых процессов и толщина льда из года в год подвергаются весьма значительным колебаниям в зависимости от суровости зимы.

В очень суровые зимы наибольшая толщина льда наблюдается также и в порте Котка и достигает 80 см.

Обледенение судов. Значительную угрозу безопасности плавания судов, особенно малых, в Балтийском море представляет обледенение судов, которое наблюдается в Финском заливе с ноября по апрель, а в восточной части моря с декабря по март.

Обледенение судов происходит при отрицательной температуре воздуха и сильном ветре, обусловливающем развитие волнения, и, как следствие, забрызгивание судна забортной водой. Обледенение может наблюдаться также при выпадении переохлажденных осадков, при нахождении судна в переохлажденном тумане и при парении моря.

Навигационно-географический очерк перехода Балтийским морем

В восточной части Балтийского моря имеются районы, опасные от мин, запретные для якорной стоянки, запретные для плавания и др. границы которых покачаны на картах. Сведения об этих районах приводятся в Сводном описании режима плавания в Балтийском море.

Берега. Восточный и южный берега Балтийского моря от мыса Овиши до мыса Розеве преимущественно низкие и песчаные. Здесь к морю подступает равнина, местами обработанная под посевы, а местами покрытая лесом или кустарником. На всем протяжении эти берега окаймлены широкими песчаными или галечными пляжами. За пляжами параллельно береговой черте тянется цепь дюн, проросших редким хвойным лесом или высокой травой. Этот участок берега изрезан мало.

Южный берег Балтийского моря преимущественно низкий и песчаный. Здесь к морю подступает равнина, местами, обработанная под посевы, а местами, покрытая лесом или кустарником. На всем протяжении берег окаймлен широкими песчаными или галечными пляжами; за пляжами параллельно береговой черте тянутся дюны, покрытые редким хвойным лесом или высокой травой. Во многих местах южный берег прорезан реками, у которых наиболее значительной является река Одра. В устьях рек расположены порты и гавани.

Восточная часть южного берега Балтийского моря изрезана мало. В западную часть южного берега Балтийского моря вдаются обширные бухты: Мекленбургская, Килер-Ферде и Фленсбургер-Фёрде. Северный берег южной части Балтийского моря от мыса Торхамнсудде до порта Охус (55°56" N, 54°09" Е) возвышенный, лесистый и окаймлен множеством островков, скал и банок, образующих шхеры. От порта Охус до мыса Фальстербуудде этот берег по своему характеру мало чем отличается от южного берега Балтийского моря. Он тоже низкий, песчаный, местами покрыт лесом и слабо изрезан.

Проливы и острова. Из проливов в описываемом районе наиболее важное навигационное значение имеют: пролив Хамрарне или Борнхольмсгат, отделяющий остров Борнхольм от северного берега южной части моря; пролив Фемарн-Бельт, расположенный между островами Лолакн и Фемарн, и пролив, известный под названием прохода Кадет-Реннен, ведущий в Мекленбургскую бухту с северо-востока. Пролив Хамрарне широкий, глубоководный и почти чист от опасностей, остальные два пролива уже и мелководнее, опасностей здесь больше. Все три пролива Доступны для больших судов. Меньшее навигационное значение имеют узкие и мелководные проливы Штральзундер-Фарвассер и Фемарн-Зунд, отделяющие соответственно острова Рюген и Фемарн от материка.

Островов в южной части Балтийского моря мало. Посредине южной части моря расположен большой остров Борнхольм, поверхность которого представляет собой высокое плато, покрытое лесами и полями Берега острова Борнхольм большей частью обрывистые и приглубые. В 14 милях к востоку от северной оконечности острова Борнхольм находятся острова Кристиансе.

У южного берега южной части моря лежат два больших острова: Рюген и Фемарн. Западная часть острова Рюген низменная, а восточная возвышенная; лес на острове растет главным образом вблизи его берегов. Остров Фемарн покрыт невысокими холмами, леса на нем почти нет. У северного берега южной части моря между мысом Торхамнсудде и портом Охус расположено множество низких, скалистых островов и островков, образующих шхеры.

Глубины, рельеф дна и грунт. Берега южной части Балтийского моря окаймлены отмелью с глубинами менее 20 м, шириной местами до 40 миль. Наиболее пригубленный участок между портом Охус и мысом Фальетербуудде; изобата 20 м проходит здесь в основном в 4-10 милях от береговой черты. Мористее изобаты 20 м глубины изменяются от 30--40 и в западной части района к до 50 -- 90 м в его восточной части. Опасности в описываемом районе сосредоточены главным образом вблизи берега на отмели с глубинами менее 20 м. Мористее изобаты 20 м наиболее опасными являются обширная отмель Рённе-Банке, выступающая от южного берега острова Борнхольм, севернее порта банка Давиде-Банке, лежащая в проливе Хамрарне. Грунт в южной части Балтийского моря мористее изобаты 20 м преимущественно глина и ил; вблизи берега грунт главным образом песок, а местами встречается камень, ил, ракушка и гравий.

Средства навигационного оборудования. Берега южной части Балтийского моря хорошо оснащены визуальными средствами навигационного оборудования, обеспечивающими безопасный подход к берегам, плавание по основным проливам, проходам и фарватерам и подход к портам, гаваням и якорным местам. Многие опасности ограждаются светящими и несветящими буями и вехами. В условиях понижения видимости безопасность плавания обеспечивается системой GPS, и различными средствами туманной звуковой сигнализации. Большая часть береговых и плавучих средств навигационного ограждения действует в течение всего года. На надежность местоположения буев и вех, а также на строгое постоянство характеристик огней полностью полагаться нельзя.

Порты и якорные места. Южный берег Балтийского моря от мыса. Розеве до острова Рюген отличается малой изрезанностью, поэтому бухт и заливов, в которых суда могли бы укрыться от ветров и волнения, здесь почти нет. У этого участка берега расположены порты Устка, Дарлово, Колобжег, Свиноуйсьце и Щецин. Западная часть южного берега Балтийского моря довольно сильно изрезана; здесь находятся обширные, хороню укрытые от ветров и волнения бухты Мекленбургская, Килер-Фёрде, Эккернфёрдер-Бухт и Фленобургер-Фёрде. В этом районе расположены порты Засниц, Штральзунд, Росток, Варнемюде, Висмар, Любек, Травемюнде, Киль и Фленсбург.

У северного берега южной части Балтийского моря расположено несколько портов и много гаваней. Наиболее важными являются порты Карлскруна, Истад и Треллеборг. Кроме того, в шхерах имеется много якорных и погрузочных мест. Погрузочные места представляют собой, как правило, одно или несколько якорных мест, где производится погрузка судов с воды; некоторые погрузочные места имеют небольшие причалы.

Ремонтные возможности и снабжение. Ремонт корпуса и судовых механизмов производится почти во всех крупных портах. В этих же портах возможно пополнить запасы топлива, воды и продовольствия.

Спасательная служба. В южной части Балтийского моря имеется сеть спасательных станций; в крупных портах есть спасательные суда. Местоположение спасательных станций и их оборудование приведено в навигационном описании.

Гидрометеорологический очерк Балтийского моря.

Климат описываемого района характеризуется большой влажностью и облачностью, значительным развитием туманов в холодный (ноябрь -- март) период года, частыми осадками, довольно равномерно распределяющимися в течение года, преобладающими ветрами западных направлений и сравнительно небольшими колебаниями температуры воздуха в течение года. Господствующими являются юго-западные и западные ветры, нередко достигающие силу шторма. Весна холодная и затяжная. Осадки выпадают реже, чем зимой, и штормовая деятельность к концу сезона значительно ослабевает. Увеличивается повторяемость ясного неба, и уменьшается повторяемость туманов.

Лето умеренно теплое, жаркая погода бывает редко и продолжается недолго. Значительно реже, чем зимой и осенью, наблюдаются туманы. Уменьшается повторяемость пасмурного неба, но заметно увеличивается количество осадков, выпадающих о виде ливней. Климат описываемого района формируется под влиянием общей циркуляции атмосферы, обусловливающей перенос теплых и влажных воздушных масс с Атлантического океана. Кроме того, существенное влияние на климат оказывает Северо-Атлантическое течение, приносящее к берегам северо-западной части Европы большие массы теплой воды, часть которой через проливы Каттегат, Большой и Малый Бельты и Зунд поступает в Балтийское море.

Для описываемого района характерны шесть типов погоды: северо-восточный, юго-восточный, юго-западный, северо-западный, слабоветреный ясный и неустойчивый пасмурный.

Температура и влажность воздуха. Самыми холодными месяцами года являются январь и февраль, средняя месячная температура которых изменяется от --2° до 4°, причем в открытом море она выше, чем на побережье. Наименьшая температура в эти месяцы колеблется от --20° до --30°, а наибольшая от 10° до 15°.

Самые теплые месяцы года -- июль и август. Средняя месячная температура их повсюду составляет 15°--17°. Наибольшая температура воздуха в эти месяцы колеблется от 30° до 36°, а наименьшая от 2° до 6°.

Годовая амплитуда температуры в условиях описываемого климата составляет 17°--19°.

Суточная амплитуда температуры воздуха растет от зимы к лету и составляет соответственно 3°--5° и 8°--10°. Относительная влажность воздуха довольно высока в течение всего года. Наибольшая 80--90% отмечается с октября по март, а наименьшая 70--80% с апреля по июнь.

Суточные колебания относительной влажности зимой составляют 3-8%, а летом 10 -20%.

Ветры. Режим ветра в описываемом районе определяется в основном характером атмосферной циркуляции. На побережье местные условия оказывают значительное влияние на скорость и направление ветра. Большую часть года повсеместно преобладают ветры от SW и W общая повторяемость которых составляет 35--50%. Лишь в апреле и мае повторяемость этих ветров уменьшается до 20--30%. Кроме того, в летние месяцы довольно часто наблюдаются ветры от NW с повторяемостью 15 -- 25%. Средняя месячная скорость ветра на побережье в период с октября по апрель составляет 3--6 м/сек и с мая по сентябрь она уменьшается до 2--5 м/сек. В открытом море средняя месячная скорость ветра увеличивается соответственно до 8 м/сек и 4--6 м/сек.

Штили в описываемом районе наблюдаются редко, повторяемость их в течение года составляет 2--7. Среднее годовое число дней со штормом в большей части района составляет 16--28. Лишь в отдельных местах оно уменьшается до 4--7. Штормы отмечаются во все сезоны года, однако наиболее часты они в период с октября по апрель, когда среднее месячное число дней с штормом составляет 2--4, а в период с мая по сентябрь не превышает 1. В районах порта Карлсхамн и города Устка штормы бывают не ежегодно. Наибольшая скорость ветра при штормах нередко достигает 25 м/сек, в исключительных случаях 34--36 м/сек. Продолжительность штормов, как правило, не превышает одни сутки. Штормы продолжительностью до двух суток и более отмечаются с сентября--октября по март в среднем от 3 до 5 раз за этот период. Летом довольно часты шквалы, сопровождающиеся грозой. В теплое время, года наблюдаются бризы. Морской бриз возникает до полудня, после полудня он достигает скорости 3--6 м/сек и перед заходом солнца стихает. Береговой бриз слабее морского, но распространяется на расстояние до 8 миль, т. е. вдвое дальше, чем морской бриз.

Туманы. В открытом море повторяемость туманов колеблется от 3--6% в теплый период года и до 6--9% в холодный.

На побережье среднее годовое число дней с туманом составляет 25--50, местами 65. Туманы чаще всего наблюдаются с сентября-октября по март, когда среднее число дней с ними составляет 3-6 в месяц, а в отдельных местах 7--10 в месяц. Реже всего туманы отмечаются в июне -- августе, в среднем не превышая одного раза в месяц. В апреле и мае среднее число дней с туманом колеблется от 2 до 5 в месяц.

Видимость 5 миль и более почти в течение всего года является преобладающей. Наибольшая повторяемость ее 60-85% отмечается, с апреля -- мая по сентябрь, а с октября по март повторяемость ее, уменьшается до 30--50%. В теплый период года повторяемость видимости менее 1 мили повсеместно не превышает 1--5%.

Радиолокационная наблюдаемость. В течение всего года прибрежной полосе к востоку от порта Свиноуйсьце преобладает локационная наблюдаемость, повторяемость которой составляет 40--50%, а повторяемость повышенной радиолокационной наблюдаемости 20--30%. Весной улучшаются условия радиолокационной наблюдаемости, снижается повторяемость пониженной и возрастает повторяемость сверхдальней радиолокационной наблюдаемости. Летом наряду с преобладающей нормальной радиолокационной наблюдаемостью возрастает повышенная радиолокационная наблюдаемость

Облачность и осадки. Облачность велика в течение всего года. Наибольшее среднее месячное ее количество 7--8 баллов падает на период с ноября по февраль, в остальные месяцы оно около 6 баллов. Во всем районе в течение года преобладает пасмурная погода. Так, среднее годовое число пасмурных дней колеблется от 120 до 160, тогда как среднее годовое число ясных дней не превышает 30--60. Пасмурная погода на побережье наиболее часто наблюдается в период с октября по март. В это время среднее месячное число пасмурных дней колеблется от 12 до 20, а ясных не превышает 1-3. В остальное время года среднее месячное число пасмурных дней уменьшается до 5--11, а ясных возрастает до 3--8. Для летних месяцев характерна кучевая облачность, для осенних и зимних месяцев слоисто-кучевая и слоисто-дождевая.

В описываемом районе выпадает умеренное количество осадков. Средняя годовая сумма их повсюду колеблется от 560 до 800 мм. Максимум осадков в течение года приходится на июль и август: в эти месяцы среднее месячное количество осадков достигает 70--90 мм. Минимум осадков отмечается с февраля по мая, когда среднее месячное количество их не превышает 30--50мм. В остальные месяцы оно колеблется от 40 до 70 мм; лишь только в некоторых районах в отдельные месяцы количество осадков увеличивается до 75--90 мм. Максимальное количество осадков за сутки летом местами достигает 90 мм, в другие сезоны оно колеблется от 25 до 60 мм.

Для лета характерны, ливневые осадки. Обложные осадки имеют продолжительность чаще всего от 6 до 12 час, но иногда и несколько суток подряд с небольшими перерывами. Ливневые осадки имеют продолжительность не более 1--3 час.

Течения. Режим течений в описываемом районе обусловливается водообменом с Северным морем и стоком вод с суши, определяющими систему постоянных поверхностных течений, ветровой деятельностью, вызывающей дрейфовые течения, а также конфигурацией берегов и рельефом дна, оказывающими влияние на скорость и направление суммарных течений. Постоянное поверхностное течение образуется в северной части Балтийского моря от слияния двух течений, одно из которых выходит из Финского залива- а другое -- из Ботнического залива. после соединения общий поток, прижимаясь к шведскому берегу, направляется на SW, огибая с двух сторон остров Готланд, а затем, поворачивая сначала на W, а потом опять на SW, идет в южную часть моря. Минуя остров Борнхольм, это течение идет через проливы в Северное море. Вдоль южного побережья моря к востоку от острова Рюген течение идет на Е, а затем, примерно у восточной границы описываемого района, оно делится на две ветви; одна из них проходит через Гданьский залив, поворачивает на N и направляется вдоль восточного берега моря, а другая поворачивает на NW и W, где сливается с общим потоком, идущим вдоль побережья Швеции в направлении на SW. К востоку от острова Борнхольм в течение всего года наблюдается круговорот воды против часовой стрелки. Постоянные течения очень слабы и подвержены значительным изменениям в зависимости от времени года и главным образом or господствующих ветров. Под действием ветров они могут изменить свою скорость и направление. Хотя постоянные течения на снос судов в открытом море существенного влияния не оказывают, однако у выступающих в море мысов, в проливах и узкостях, а также вблизи подводных опасностей, где скорость течений, как правило, увеличивается, пренебрегать учетом таких течений не рекомендуется. Скорость постоянных течений в среднем составляет 0,1--0,2 узла и лишь в отдельных случаях увеличивается до 0,7--0,9 узла. Дрейфовые течения, возникающие под действием ветра, оказывают наиболее существенное влияние на судоходство. В море дрейфовые течения в основном следуют по направлению ветра. При перемене направления ветра сравнительно быстро меняется и направление течения; вследствие этого режим дрейфовых течений характеризуется своей неустойчивостью, что необходимо иметь в виду при плавании. Наблюдаемые дрейфовые течения определяются зачастую не местными ветрами, а предшествующим ветром или более сильным ветром, дующим в соседних районах. Так, сильные ветры от NW или W над Северным морем нагоняют в Балтийское море значительные массы воды через проливы и вызывают 5 восточное течение в южной части моря; при ослаблении указанных ветров масса воды устремляется обратно. В проливах и закрытых бухтах дрейфовое течение, как правило, не согласуется с направлением ветра и может иметь даже обратное направление. Скорость дрейфового течения определяется силой вызвавшего его О ветра и может достигать 2--4 узлов и более. В Поморской бухте скорость прибрежных течений доходит до 3 узлов, а в проливе между островом Рюген и материком при сильных ветрах с севера достигает 4--5 узлов. Приливо-отливные течения в описываемом районе не имеют существенного значения для навигации. В открытом море скорость приливоотливных течений не превышает 0,1 узла. Волнение. Небольшие размеры моря, особенно заливов, а также сравнительно малые глубины препятствуют развитию сильного волнения. С марта по октябрь преобладает волнение силой 1-6 балла, повторяемость которого в это время достигает 60--80%; Довольно часто отмечается волнение IV--V баллов, повторяемость которого в течение года колеблется от 20 до 40%;

Волнение VI баллов и более бывает преимущественно в сентябре-феврале; когда повторяемость его достигает 10--15% с марта по август интенсивность такого волнения повсеместно ослабевает, и повторяемость его не превышает 3--8%. Приходит волнение преимущественно от SW и W (30 - 60 %), но в теплый период года, кроме того, отмечается волнение и от NW. Высота волн в открытой части района иногда достигает 7--8 м, а в заливах 4--5 м.

Температура, соленость, плотность воды. Наиболее высокая 15°--18° в году средняя месячная температура воды на поверхности наблюдается с июля по сентябрь, причем у южного побережья (Поморская бухта) она выше, чем в открытом море. В октябре температура воды заметно понижается и в ноябре -- декабре не превышает 4°--8°. Соленость в открытом море мало меняется в течение года и составляет около 7°/оо. У побережий весной и летом вследствие таяния льдов и притока вод с суши соленость поверхностного слоя наименьшая в году и составляет 10-11 °/oo.