Újabb adatok a Balti-tenger délkeleti részének fejlődéstörténetéhez a késő-glaciálistól napjainkig. Oroszország tengerei - Balti-tenger

A Balti-tenger, amely mélyen be van vágva a szárazföldbe, nagyon összetett partvonalakkal rendelkezik, és nagy öblöket alkot: Botteni, Finn és Rigai öblöket. Ennek a tengernek szinte mindenhol szárazföldi határai vannak, és csak a Dán-szorosoktól (Nagy- és Kis-öv, Sound, Farman-öv) választják el partjaik bizonyos pontjai között futó feltételes vonalak. Sajátos rendszerük miatt a Dán-szorosok nem tartoznak a Balti-tengerhez. Asszociálnak vele Északi-tengerés azon keresztül az Atlanti-óceánnal. A Balti-tengert a szorosoktól elválasztó zuhatag felett kicsi a mélység: a Darser-zuhatag felett - 18 m, a Drogden-zuhatag felett - 7 m. A keresztmetszeti terület ezeken a helyeken 0,225, illetve 0,08 km 2. A Balti-tenger gyengén kapcsolódik az Északi-tengerhez, és korlátozott vízcseréje van vele, és még inkább az Atlanti-óceánnal.

A beltengerek típusába tartozik. Területe 419 ezer km 2, térfogata - 21,5 ezer km 3, átlagos mélysége - 51 m, legnagyobb mélysége - 470 m.

Alsó megkönnyebbülés

A Balti-tenger feneke egyenetlen. A tenger teljes egészében a polcon belül fekszik. Medence alját víz alatti mélyedések mélyítik, amelyeket dombok és szigetek talapjai választanak el. A tenger nyugati részén sekély Arkona (53 m) és Bornholm (105 m) mélyedések találhatók, amelyeket a sziget választ el. Bornholm. BAN BEN központi régiók A tengerek meglehetősen hatalmas területeket foglalnak el a Gotlandi (legfeljebb 250 méteres) és a Gdanski (max. 116 m) medencékben. A szigettől északra. Gotland a Landsort-mélyedésben fekszik, ahol a Balti-tenger legnagyobb mélysége található. Ez a mélyedés egy keskeny, 400 métert meghaladó mélységű árkot képez, amely északkeletről délnyugatra, majd délre húzódik. Ez az árok és a délre fekvő Norrköping mélyedés között mintegy 112 m mélységű víz alatti emelkedő húzódik, délebbre a mélység ismét kissé megnő. A középső régiók Finn-öböl határán a mélység körülbelül 100 m, a Botteni-öbölnél körülbelül 50 m, a Rigánál pedig 25-30 m. Ezen öblök alsó domborzata nagyon összetett.

A Balti-tenger fenekének domborzata és áramlatai

Éghajlat

A Balti-tenger éghajlata mérsékelt övi szélességeken tengeri, kontinentális jellemzőkkel. A tenger sajátos konfigurációja és jelentős hossza északról délre, valamint nyugatról keletre eltérő éghajlati viszonyokat idéz elő. különböző területeken tengerek.

Az időjárást leginkább az izlandi mélypont, valamint a szibériai és azori anticiklon befolyásolja. Kölcsönhatásuk jellege meghatározza az időjárás szezonális jellemzőit. Ősszel és különösen télen az izlandi minimum és a szibériai maximum intenzív kölcsönhatásba lép egymással, ami felerősíti a ciklonális aktivitást a tenger felett. E tekintetben ősszel és télen gyakran áthaladnak a mély ciklonok, amelyek felhős időt hoznak erős délnyugati és nyugati széllel.

A leghidegebb hónapokban - januárban és februárban - az átlagos levegőhőmérséklet a tenger középső részén északon -3°, keleten -5-8°. A Sarkvidéki hideg levegő ritka és rövid távú behatolása a sarkvidéki csúcs felerősödésével összefüggésben a tenger feletti levegő hőmérséklete -30°-ra, sőt -35°-ra is csökken.

A tavaszi-nyári szezonban a szibériai magaslat elpusztul, a Balti-tengert pedig az izlandi mélyvíz, az Azori-szigetek és részben a Sarki magaslat érinti. Maga a tenger egy alacsony nyomású zónában van, ahonnan ciklonok érkeznek Atlanti-óceán. Emiatt tavasszal a szél nagyon instabil irányú és lassú. Az északi szelek általában hideg tavaszt okoznak a Balti-tengeren.

Nyáron túlnyomórészt nyugati, északnyugati és délnyugati szél fúj, gyenge vagy mérsékelt. A tengerre jellemző hűvös és párás nyári időjáráshoz kötődnek. A legmelegebb hónap - július - havi átlaghőmérséklete 14-15° a Botteni-öbölben és 16-18° a tenger más területein. Ritka a meleg idő. Ezt a felmelegített mediterrán levegő rövid távú beáramlása okozza.

Hidrológia

Körülbelül 250 folyó ömlik a Balti-tengerbe. A Néva hozza a legtöbb vizet évente - átlagosan 83,5 km 3 , Visztula - 30 km 3 , Neman - 21 km 3 , Daugava - körülbelül 20 km 3 . A lefolyás egyenetlenül oszlik el a régiók között. Így a Botteni-öbölben 181 km 3 /év, a Finn-öbölben - 110, a Rigai-öbölben - 37, a Balti-tenger középső részén - 112 km 3 /év.

A földrajzi fekvés, a sekély víz, az összetett fenékdomborzat, az Északi-tengerrel való korlátozott vízcsere, a jelentős folyóhozam és az éghajlati adottságok döntően befolyásolják a hidrológiai viszonyokat.

A Balti-tengerre a szubarktikus szerkezet keleti altípusának néhány jellemzője jellemző. A sekély Balti-tengerben azonban főleg felszíni és részben közbenső vizek képviselik, amelyek a helyi viszonyok (korlátozott vízcsere, folyó áramlás stb.) hatására jelentősen átalakulnak. A Balti-tenger vizeinek szerkezetét alkotó víztömegek a különböző területeken jellemzőikben nem azonosak, és évszakonként változnak. Ez a Balti-tenger egyik jellegzetessége.

A víz hőmérséklete és sótartalma

A Balti-tenger legtöbb területén felszíni és mély víztömegeket különböztetnek meg, amelyek között átmeneti réteg található.

Felszíni víz (0-20 m, helyenként 0-90 m) 0-20°-os hőmérsékletű, magában a tengerben körülbelül 7-8‰ sótartalom képződik a légkörrel való kölcsönhatás következtében (csapadék, párolgás) és a kontinentális lefolyás vizeivel. Ez a víz téli és nyári változatokkal rendelkezik. A meleg évszakban hideg közbenső réteg alakul ki benne, amelynek kialakulása a tengerfelszín jelentős nyári felmelegedésével jár.

A mélyvíz hőmérséklete (50-60 m - fenék, 100 m - fenék) - 1-15°, sótartalom - 10-18,5 ‰. Kialakulása a Dán-szoroson keresztül mély vizek tengerbe jutásával és keveredési folyamatokkal függ össze.

Az átmeneti réteg (20-60 m, 90-100 m) hőmérséklete 2-6°, sótartalma 8-10‰, és főleg felszíni és mélyvizek keveredésével jön létre.

A tenger egyes területein a vizek szerkezetének megvannak a maga sajátosságai. Például az Arkona régióban nyáron nincs hideg köztes réteg, ami a tenger ezen részének viszonylag sekély mélységével és a vízszintes advekció hatására magyarázható. A Bornholm régiót meleg réteg jellemzi (7-11°), amely télen-nyáron figyelhető meg. A valamivel melegebb Arkona-medencéből ide érkező meleg vizek alkotják.

Télen a víz hőmérséklete a part közelében valamivel alacsonyabb, mint a tenger nyílt részein, míg a nyugati partoknál valamivel magasabb, mint a keleti parton. Így, átlagos havi hőmérséklet februárban a víz Ventspils közelében 0,7°, ugyanezen a szélességi körön a nyílt tengeren körülbelül 2°, a nyugati partoknál pedig 1°.

A víz hőmérséklete és sótartalma a Balti-tenger felszínén nyáron

Nyári hőmérséklet felszíni vizek a tenger különböző területein változik.

A hőmérséklet csökkenése nyugati partok, a középső és déli régiókban a nyugati szelek túlsúlyával magyarázható, felszíni vízrétegeket vonva ki a nyugati partokról. Hidegebb alatti vizek emelkednek a felszínre. Ezenkívül a Botteni-öbölből hideg áramlat fut délre a svéd partok mentén.

A vízhőmérséklet egyértelműen kifejezett évszakos változása csak a felső 50-60 métert fedi le, mélyebben a hőmérséklet alig változik. A hideg évszakban a felszíntől az 50-60 m-es horizontig megközelítőleg változatlan marad, mélyebben pedig a fenékig csökken.

Vízhőmérséklet (°C) a Balti-tenger hosszmetszetében

A meleg évszakban a keveredés következtében fellépő vízhőmérséklet-emelkedés 20-30 m-es horizontokra terjed, innentől hirtelen 50-60 m-es horizontig süllyed, majd a fenék felé ismét enyhén emelkedik. A hideg közbülső réteg nyáron is fennmarad, amikor a felszíni réteg felmelegszik, és a termoklin kifejezettebb, mint tavasszal.

Az Északi-tengerrel való korlátozott vízcsere és a folyók jelentős lefolyása alacsony sótartalmat okoz. A tengerfelszínen nyugatról keletre csökken, ami a folyóvizek túlnyomóan beáramlásával függ össze. keleti része Balti. A medence északi és középső vidékein a sótartalom enyhén csökken keletről nyugatra, mivel a ciklonális keringésben a sós vizek a tenger keleti partja mentén délről északkeletre szállítódnak tovább, mint a nyugati part mentén. A felszíni sótartalom csökkenése délről északra, valamint az öblökben is nyomon követhető.

Az őszi-téli szezonban a felső rétegek sótartalma enyhén növekszik a folyók vízhozamának csökkenése és a jégképződés során bekövetkező szikesedés miatt. Tavasszal és nyáron a felszíni sótartalom 0,2-0,5‰-kal csökken a hideg félévhez képest. Ezt a kontinentális lefolyás és a tavaszi jégolvadás sótalanító hatása magyarázza. Szinte az egész tengeren észrevehető a sótartalom jelentős növekedése a felszíntől a fenékig.

Például a Bornholmi-medencében a sótartalom a felszínen 7‰, az alján pedig körülbelül 20‰. A sótartalom változása a mélységgel lényegében azonos a tengeren, a Botteni-öböl kivételével. A tenger délnyugati és részben középső vidékein fokozatosan és enyhén növekszik a felszínről 30-50 m-es horizontokig, alatta 60-80 m között éles ugrásréteg (haloklin) található, amelynél mélyebben a a sótartalom ismét kissé megnövekszik a fenék felé. A középső és északkeleti részeken a sótartalom nagyon lassan növekszik a felszínről a 70-80 m-es horizontig, mélyebben, a 80-100 m-es horizonton halo-ék alakul ki, majd a sótartalom kissé megnövekszik a fenékig. A Botteni-öbölben a sótartalom a felszíntől a fenékig mindössze 1-2‰-vel növekszik.

Ősszel-télen az északi-tengeri vizek áramlása a Balti-tengerbe növekszik, nyáron-ősszel pedig valamelyest csökken, ami a mélyvizek sótartalmának növekedéséhez, illetve csökkenéséhez vezet.

A sótartalom szezonális ingadozása mellett a Balti-tenger sok tengerrel ellentétben Világ-óceán jelentős évközi változások jellemzik.

A Balti-tenger sótartalmának e század elejétől az elmúlt évekig tartó megfigyelései azt mutatják, hogy a sótartalom növekszik, amivel szemben rövid távú ingadozások jelennek meg. A tengeri medencék sótartalmának változásait a Dán-szoroson keresztül beáramló víz határozza meg, ami viszont a hidrometeorológiai folyamatoktól függ. Ide tartozik különösen a nagy léptékű légköri keringés változékonysága. A ciklonális aktivitás hosszú távú gyengülése és az anticiklonális állapotok hosszú távú kialakulása Európa felett a csapadék csökkenéséhez, ennek következtében a folyók vízhozamának csökkenéséhez vezet. A Balti-tenger sótartalmának változásai a kontinentális lefolyás ingadozásaival is összefüggenek. Nagy folyóhozamoknál a Balti-tenger szintje enyhén megemelkedik, és felerősödik a belőle kiáramló hulladék, ami a Dán-szoros sekély övezetében (a legkisebb mélység itt 18 m) korlátozza a sós víz bejutását a Kattegatból a tengerbe. Balti. Amikor a folyók áramlása csökken, a sós vizek szabadabban hatolnak be a tengerbe. E tekintetben a sós víz Balti-tengerbe való beáramlásának ingadozása jó összhangban van a balti-tengeri medencében lévő folyók víztartalmának változásával. BAN BEN utóbbi évek A sótartalom növekedése nemcsak a medencék alsó rétegeiben, hanem a felső horizontokban is megfigyelhető. Jelenleg a felső réteg (20-40 m) sótartalma 0,5‰-kal nőtt a sokéves átlagértékhez képest.

Sótartalom (‰) a Balti-tenger hosszmetszetében

A Balti-tenger sótartalmának változékonysága számos fizikai, kémiai és biológiai folyamatot szabályozó egyik legfontosabb tényező. A tenger felszíni vizeinek alacsony sótartalma miatt sűrűségük is alacsony, délről északra csökken, évszakonként enyhén változik. A sűrűség a mélységgel nő. A sós Kattegat vizek elterjedési területein, különösen az 50-70 méteres medencékben, állandó sűrűségugrás (piknoklin) réteg jön létre. Fölötte a felszíni horizontokban (20-30 m) nagy függőleges sűrűséggradiensek szezonális rétege képződik, amelyet a vízhőmérséklet éles változása okoz ezeken a horizontokon.

Vízkeringés és áramlatok

A Botteni-öbölben és a szomszédos sekély vizű területen csak a felső (20-30 m) rétegben figyelhető meg a sűrűségugrás, ahol tavasszal a folyók lefolyása miatti sótalanítás következtében, nyáron pedig a vízfolyás következtében alakul ki. a tenger felszíni rétegének felmelegedésére. A tenger ezen részein nem képződik tartós alsó sűrűségi ugrásréteg, mivel itt nem hatolnak be a mély sós vizek, és itt nem létezik a vizek egész éves rétegződése.

Vízkeringés a Balti-tengerben

Az oceanológiai jellemzők vertikális eloszlása ​​a Balti-tengeren azt mutatja, hogy a déli és a középső régiókban a tenger egy sűrűségű ugróréteggel van felosztva felső (0-70 m) és alsó (70 m-től a fenékig) rétegekre. Nyár végén - ősz elején, amikor gyenge szél uralkodik a tenger felett, a szélkeveredés a tenger északi részén 10-15 méteres horizontig, a középső és déli részeken pedig 5-10 méteres horizontig terjed. fő tényezőként szolgál a felső homogén réteg kialakulásában. Ősszel és télen a tenger feletti szélsebesség növekedésével a keveredés a középső és déli régiókban 20-30 m-es horizontig, keleten pedig 10-15 m-ig terjed, mivel itt viszonylag gyenge szél fúj. Az őszi lehűlés fokozódásával (október-november) megnő a konvektív keveredés intenzitása. Ezekben a hónapokban a tenger középső és déli vidékein, az Arkona, Gotland és Bornholm mélyedésekben a felszíntől körülbelül 50-60 m-ig terjedő réteget borít be, itt éri el a hőkonvekció kritikus mélységét (a keveredés mélyebb terjedéséhez). , a felszíni vizek szikesedése a jégképződés miatt szükséges ) és a sűrűségugrásos réteg korlátozza. A tenger északi részén, a Botteni-öbölben és a Finn-öböl nyugati részén, ahol az őszi lehűlés jelentősebb, mint más területeken, a konvekció 60-70 méteres horizontig hatol át.

A mélyvizek és a tenger megújulása elsősorban a Kattegat vizeinek beáramlása miatt következik be. Aktív behatolásukkal a Balti-tenger mély- és fenékrétegei jól szellőznek, a kis mennyiségű sós víz nagy mélységben a tengerbe ömlésével pedig pangási jelenségek jönnek létre a mélyedésekben egészen a kénhidrogén képződéséig.

A legerősebb szélhullámok ősszel és télen a tenger nyílt, mély területein figyelhetők meg, hosszan tartó és erős délnyugati széllel. A viharos 7-8 erejű szél 5-6 m magas és 50-70 m hosszú hullámokat hoz létre. Finn-öböl az ilyen irányú erős szél 3-4 m magas hullámokat kelt.A Botteni-öbölben a viharhullámok elérik a 4-5 m magasságot.A legnagyobb hullámok novemberben jelentkeznek. Télen, erősebb szél mellett a magas és hosszú hullámok kialakulását jég akadályozza meg.

Az északi félteke többi tengeréhez hasonlóan a Balti-tenger vizeinek felszíni keringése általános ciklonos jellegű. A felszíni áramlatok a tenger északi részén a Botteni-öbölből és a Finn-öbölből kilépő vizek találkozása következtében jönnek létre. Az általános áramlás a skandináv partok mentén délnyugatra irányul. Mindkét oldalon meghajolva. Bornholm, a Dán-szoroson keresztül az Északi-tenger felé tart. U déli part az áramlat kelet felé irányul. A Gdanski-öböl közelében északra fordul, és a keleti part mentén kb. Khnuma. Itt három patakra ágazik. Egyikük az Irbe-szoroson keresztül a Rigai-öbölbe jut, ahol a Daugava vizével együtt az óramutató járásával ellentétes irányú köráramot hoz létre. Egy másik patak belép a Finn-öbölbe, és annak déli partja mentén csaknem a Néva torkolatáig terjed, majd északnyugat felé fordul, és az északi part mentén haladva a folyóvizekkel együtt elhagyja az öblöt. A harmadik áramlás észak felé halad, és az Åland-szipolyok szorosain keresztül belép a Botteni-öbölbe. Itt az áramlat a finn partok mentén észak felé emelkedik, megkerüli az öböl északi partját, és Svédország partja mentén délre ereszkedik le. Az öböl középső részén zárt körkörös áramlás folyik az óramutató járásával ellentétes irányba.

Az állandó áramlatok sebessége a Balti-tengerben nagyon alacsony, megközelítőleg 3-4 cm/s. Néha 10-15 cm/s-ra nő. A jelenlegi mintázat nagyon instabil, és gyakran megzavarja a szél.

A tengeren uralkodó széláramlatok ősszel és télen különösen erősek, erős vihar idején sebességük elérheti a 100-150 cm/s-ot is.

A Balti-tenger mély keringését a Dán-szoroson áthaladó víz áramlása határozza meg. A beömlő áram bennük általában 10-15 méteres horizontig terjed, majd ez a víz sűrűbb lévén az alatta lévő rétegekbe süllyed, és a mélyáramlat által lassan elszállítja először keleti, majd északi irányba. Erős nyugati szél esetén a Kattegatból a víz a szorosok szinte teljes keresztmetszetében a Balti-tengerbe ömlik. A keleti szelek éppen ellenkezőleg, erősítik a kimeneti áramot, amely 20 m-es horizontig terjed, és csak alul marad meg a bemeneti áram.

A világóceántól való nagyfokú elszigeteltség miatt a Balti-tengeren szinte láthatatlan az árapály. Az egyes pontokon az árapályszint ingadozása nem haladja meg a 10-20 cm-t Az átlagos tengerszint világi, hosszú távú, évközi és éven belüli ingadozásokat tapasztal. Ezek összefüggésbe hozhatók a víz térfogatának változásával a tenger egészében, majd azonos értékkel bírnak a tenger bármely pontjára. A világi szintingadozások (a tengervíz térfogatának változása mellett) a part függőleges mozgásait tükrözik. Ezek a mozgások leginkább a Botteni-öböl északi részén figyelhetők meg, ahol a talajemelkedés üteme eléri a 0,90-0,95 cm/év értéket, míg délen az emelkedést a part 0,05-0,15 cm-es süllyedése váltja fel. /év.

A Balti-tenger szintjének szezonális lefolyásában két minimum és két maximum egyértelműen kifejeződik. A legalacsonyabb szint tavasszal figyelhető meg. A tavaszi árvizek beköszöntével fokozatosan emelkedik, maximumát augusztusban vagy szeptemberben éri el. Ezt követően a szint csökken. Közeledik egy másodlagos őszi minimum. Az intenzív ciklonális tevékenység kialakulásával a nyugati szelek a tengerszorosokon keresztül a vizet a tengerbe nyomják, a szint ismét megemelkedik és télen egy másodlagos, de kevésbé hangsúlyos maximumot ér el. A nyári maximum és a tavaszi minimum szintmagasság-különbsége 22-28 cm, az öblökben nagyobb, a nyílt tengeren kisebb.

A túlfeszültség-ingadozások meglehetősen gyorsan jelentkeznek, és jelentős értékeket érnek el. A tenger nyílt területein körülbelül 0,5 m, az öblök és öblök tetején pedig 1-1,5, sőt 2 m. A szél és a légköri nyomás éles változása együttes hatása (a ciklonok áthaladása során) 24-26 órás periódusban seiche-ingadozást okoznak a vízszintes felszínen.A seiche-ekkel járó szintváltozások a tenger nyílt részén nem haladják meg a 20-30 cm-t, a Néva-öbölben pedig elérik az 1,5 métert. Az összetett seiche-szint-ingadozások a balti-tengeri rezsim egyik jellemző jellemzője.

A katasztrofális szentpétervári árvizek a tengerszint ingadozásával járnak. Olyan esetekben fordulnak elő, amikor a szintemelkedés több tényező egyidejű hatásának köszönhető. A Balti-tengert délnyugatról északkeletre átszelő ciklonok szelet okoznak, amely a tenger nyugati régióiból kiszorítja a vizet, és a Finn-öböl északkeleti részébe taszítja, ahol a tengerszint emelkedik. Az elhaladó ciklonok szintén seiche-szint ingadozást okoznak, ami növeli a szintet az Åland régióban. Innen a nyugati szelek által hajtott szabad seiche hullám behatol a Finn-öbölbe, és a víz hullámával együtt jelentős (akár 1-2 m-es, de akár 3-4 m-es) szintemelkedést okoz annak szintjén. tetejére. Ez megakadályozza a Néva víz beáramlását a Finn-öbölbe. A Néva vízszintje gyorsan emelkedik, ami áradásokhoz, köztük katasztrofális árvizekhez vezet.

Jégtakaró

A Balti-tengert egyes területeken jég borítja. A jég legkorábban (november elején) a Botteni-öböl északkeleti részén, a kis öblökben és a partokon képződik. Ezután a Finn-öböl sekély részei fagyni kezdenek. A jégtakaró március elején éri el maximális kifejlődését. Ekkorra már a mozdulatlan jég elfoglalja a Botteni-öböl északi részét, az Åland-siklóvidéket és a Finn-öböl keleti részét. Az úszó jég a tenger északkeleti részének nyílt területein található.

A mozdulatlan és úszó jég a Balti-tengeren a tél súlyosságától függ. Ezenkívül enyhe télen a jég megjelenése teljesen eltűnhet, majd újra megjelenhet. BAN BEN kemény telek Az álló jég vastagsága eléri az 1 métert, az úszó jég vastagsága 40-60 cm.

Az olvadás március végén - április elején kezdődik. A tenger délnyugatról északkeletre felszabadul a jégtől.

Júniusban a Botteni-öböl északi részén csak súlyos télen lehet jeget találni. A tengert azonban minden évben megtisztítják a jégtől.

Gazdasági jelentősége

A Balti-tenger öbleinek jelentősen sótalanított vizeiben édesvízi halfajok élnek: kárász, keszeg, domolykó, csuka stb. Vannak itt olyan halak is, amelyek édes vizekÉletüknek csak egy részét töltik, a többi időt a tenger sós vizében élik. Ezek ma már ritka balti fehérhalak, Karélia és Szibéria hideg és tiszta tavainak tipikus lakói.

Különösen értékes hal a balti lazac, amely itt elszigetelt csordát alkot. A lazacok fő élőhelyei a Botteni-öböl, a Finn-öböl és a Rigai-öböl folyói. Élete első két-három évét főleg a Balti-tenger déli részén tölti, majd folyókba megy ívni.

A tisztán tengeri halfajok gyakoriak a Balti-tenger középső vidékein, ahol viszonylag magas a sótartalom, bár néhányuk a meglehetősen sótalan öblökbe is bejut. Például a hering a Finn-öbölben és a Rigai-öbölben él. Sós vízi halak – balti tőkehal – ne lépjenek be sótalanított és meleg öblökbe. Az angolna egyedülálló faj.

A halászatban a fő helyet a hering, a spratt, a tőkehal, a lepényhal, a sügér, a süllő és a különféle édesvízi halak foglalják el.

Egy 12,38 m hosszú talajoszlopot választottak ki a gdanski mélyedésben az R/V Poseidon útján az orosz-német GISEB projekt részeként. A vizsgálatok komplexuma izotópos kormeghatározást 14 C és 210 Pb felhasználásával, palinológiai, fázisröntgen szerkezeti, granulometrikus és röntgenfluoreszcencia analízist tartalmazott. Új részletes adatok érkeztek az éghajlatváltozásról és a Gdanski-medence fejlődéséről Bellingtől a szubatlantiig. Az ülepedési sebesség a számítások szerint 0,37 és 1,62 mm/év között mozog. A fő sótartalom eltérések megállapítása medence vize, melyet a késő pleisztocén - holocén ősföldrajzi változásai okoztak, az üledékekben brómkoncentrációkat határoztak meg. Kimutatták, hogy a Yoldian-tenger kialakulása a Gdanski-medencében nem járt együtt a víz sótartalmának növekedésével. A vizek paleosalitásának változásaira és a fenék hidrodinamikai aktivitásának növekedésére vonatkozó adatok alapján a littorina idő több transzgresszív-regresszív ciklusát rögzítették.

Kulcsszavak: paleogeográfia, paleo-balti, izotópos kormeghatározás, fenéküledékek geokémiája.

Az utolsó eljegesedés körülbelül 14 000 évvel ezelőtti degradációja óta a modern Balti-tenger vízterülete több fejlődési szakaszon ment keresztül, amelyek vagy zárt édesvízi tórendszert, vagy az óceánhoz kapcsolódó tengeri tórendszert képviselnek. Ezek a szakaszok az éghajlatváltozás, az utolsó eljegesedés fokozatos degradációja, a Világóceán szintjének eusztatikus emelkedése, a Balti-pajzs glacioizosztatikus felemelkedése, neotektonikus mozgások és egyéb tényezők következményei. A globális felmelegedés és a tengerszint jelenlegi emelkedése láthatóan egy új szakasz kezdetét jelentette a Balti-tenger fejlődésében. A földtani környezet változásait ebben az új szakaszban már csak a medencefejlődés paleogeográfiai elemzése alapján lehet előre jelezni. Az ilyen vizsgálatok egyik optimális tárgya a Balti-tenger medencéinek üledékei, mivel szinte folyamatos üledékképződés és „komplett” szakaszok kialakulása jellemzi őket.

A Gdanski-medence a Balti-tenger délkeleti részének nagy medencéje, amelyet a Gotland-Gdansk küszöb választ el a tenger többi részétől, és szubmeridionális irányban megnyúlik (1. kép). Az 1970-1980-as években a Gdanski-medence üledékszelvényeinek tanulmányozásából levont ősföldrajzi következtetéseket a RAS Oceanológiai Intézet munkái mutatják be a legteljesebben [ Blazhchishin, 1998; Geológia..., 2002]. A mélyedés déli részén több, legfeljebb 15 m hosszú talajoszlopot vizsgáltunk, az üledékek relatív korának meghatározására lito- és kemosztratigráfiával. A Gdanski-medence vizeinek paleosalitását az „ekvivalens bór” módszerrel vizsgálták [ Blazhchishin, 1982]. Később a Lengyel Földtani Intézet Tengergeológiai Osztálya tanulmányozta az oszlopokat, amelyek rétegtani felosztása a spóra-pollen elemzés és a radiokarbonos kormeghatározás adatain alapult [ Zachowicz, 1995; Zachowicz és mtsai, 2008].

Kutatási módszertan és tényanyag. A POS 303700 állomás 1238 cm hosszú talajoszlopát a „Poseidon” (Németország) kutatóhajó utazása során választották ki az orosz-német GISEB „GIS a csapadék környezettől függően térbeli és időbeli eloszlásának modellezésére” című projekt keretében. változások a Balti-tengeren.” Az állomás a Gdanski-medence délkeleti részén található (54°49,34 É, 19°11,1 K, tengermélység 105,4 m) (1. ábra). A mintavétel 15 m hosszú, közvetlen áramlású gravitációs talajcsővel, műanyag béléscsövekkel történt. A felszínhez közeli fenéküledékekből többmagos mintavevőt használtak.

Földtani leírás A szakaszt a VSEGEI-nél végezték el, amikor a béléscsövek magokat vonták ki. A szelvény mentén 8 cm-es lépésközzel, más típusú vizsgálatokhoz - jellegzetes litosztratigráfiai rétegekből - mintákat vettünk a palinológiai és geokémiai vizsgálatokhoz.

Geokémiai módszerek 140 mintát vizsgáltak meg. A mintákat légszáraz állapotúra szárítottuk és csiszoltuk. A Br, As, Pb, Zn, Cu, Ni, Fe, Mn, Cr meghatározását a VSEGEI Regionális Geoökológiai és Tengergeológiai Tanszékén SPEKTROSKAN-005 röntgenpásztázó kristálydiffrakciós spektrométeren végeztük.

Palinológiai elemzés a VSEGEI Regionális Geoökológiai és Tengerföldtani Tanszékén is elvégezték. 140 mintát vizsgáltunk 25 g nedves üledék tömegével. Az elsődleges feldolgozást V.P. módszere szerint végeztük. Grichuk [ Gricsuk és Zaklinszkaja, 1948 ]. A mintákat JENAVAL mikroszkóppal néztük meg 500-szoros nagyítással. Magas spóra- és pollenkoncentrációnál a negyedidőszaki fás szárú növények pollenjének legalább 500 szemét, ezzel egyidejűleg a pázsitfű pollent, spórákat és újralerakódott formákat számoltunk. Alacsony koncentrációknál a palynomorfokat a teljes mintában megszámoltuk.

Az üledékben a spórák és a pollen koncentrációját a képlet határozta meg

C = an/0,02bm,

Ahol C- a pollen mennyisége 1 g mintában; A- a szuszpenzió térfogata milliliterben; n- a megszámolt szemek száma; b- az elemzés során megtekintett cseppek száma; 0,02 - egy csepp térfogata 1 ml-ben; m- a kőzet tömege grammban.

A spóra-pollen diagram elkészítésekor a TILIA és a TILIAGRAPH programokat használtuk [ Grimm, 1990]. A taxonok százalékos arányát a negyedidőszaki palynomorfok teljes számából számítottuk ki. Az adatok értelmezésekor paleoökológiai módszert alkalmaztunk a hideg és meleg intervallumokat tükröző palinológiai komplexumok azonosítására. A kapott eredményeket összehasonlították a Balti-tenger felső negyedidőszaki üledékeivel és a szomszédos szárazfölddel [ Kleimenova és munkatársai, 1979; Malyasova és Spiridonova, 1983; Stelle és munkatársai, 1976; Yakubovskaya et al., 1983; Geológia..., 2002; Nilsson, 1964; Zachowicz, 1995; Zachowicz és mtsai, 2008].

Izotóp randevúzás Az üledékeket a VSEGEI Izotópkutató Központban végeztük 14 C-ra (7 minta) és 210 Pb-re Quantulus 1220 folyadékszcintillációs alfa-béta spektrométerrel. A radiokarbonos kormeghatározáshoz a kalibrálást a Calib 5.0 programmal végezték el (calib .qub .ac .uk /calib), hogy a Marine 04 görbét használva naptári évekre konvertálják az életkort [ Hughen és mtsai, 2004]. A 210 Pb meghatározásához a mintákat 0-5, 5-10, 15-20, 90-95 és 174-178 cm-es intervallumokból választottuk ki, az utolsó két mintát elemeztük a 210 Pb háttéregyensúly meghatározására.

Részecskeméret elemzés Az Orosz Tudományos Akadémia Oceanológiai Intézetének geoökológiai laboratóriumában végezték. A szerves anyagok eltávolítása érdekében a mintát hidrogén-peroxiddal kezeltük. A 0,3 és 50 μm közötti frakciók tartalmát Analisette 22 Compact lézeres részecskeanalizátorral határoztuk meg. A részecskék diszpergálására nátrium-tripolifoszfátot és a szuszpenzió Laborette 17 ultrahangos fürdőben való kezelését alkalmaztuk. A szitaanalízist (nedves szitálás) „Analizette 3” vibrációs szitán (250, 100, 50 mikron lyukbőségű sziták) végeztük. A lézeres és szitaanalízis eredményeit a számítógépes program Analyzette 22 32 bites program.

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

Módszer a víz sótartalmának brómmal történő meghatározására. A fenéküledékekben lévő pórusvíz sótartalmának meghatározásához először alkalmazták a halogéncsoport elemét, a brómot. A Cl/Br = 293 arány a világ-óceán felszíni üledékeinek intersticiális vizeire gyakorlatilag megegyezik, és nem tér el az óceánvíz normál értékétől. A Balti-tenger esetében a felszíni üledékekben a Cl/Br arány 230 [ Shishkina, 1969]. Az üledékszelvény menti Cl-tartalom számítással megkapható. Számos műben, különösen V.A. Snezhinsky [ 1951 ], egy empirikus képletet adunk meg a klórtartalomnak az óceánvizek teljes sótartalmára való átszámítására: S ‰ = 0,03 + 1,805Cl ‰. A Balti-tenger esetében az ebben a képletben szereplő együtthatók finomításra kerültek: S ‰ = 0,115 + 1,80655Cl ‰ [ Lyakhin, 1994]. Ennek a képletnek az alkalmazása akkor lehetséges, ha az együtthatók alapvetően nem változtak a vizsgált geológiai idő alatt, ami a tengeri ülepedési viszonyokra vonatkozik. Édesvízi rendszerek esetében ez nem teljesen helyes. Az alacsony sótartalmú medencék üledékeinek képletének valószínű hibáját kísérletileg becsülték meg. Ebből a célból meghatározták a Br koncentrációját az orosz rész modern üledékeiben. Kurónia, ahol a víz sótartalma nem haladja meg az 1‰-t. A számított sótartalom összehasonlíthatónak bizonyult az öböl ezen részének vizeinek sótartalmára vonatkozó adatokkal [ Halászat…, 2008 ]. A javasolt technika viszonylag édesvízi körülmények között is alkalmazható.

A paleomedencei vizek br alapján történő sótartalmának számításakor figyelembe vették, hogy a fenéküledékekben lévő koncentrációit nem csak a vizek sótartalma határozza meg. A vizsgált szelvény üledékeit képező üledékanyag-források összetételükben változatosak, így a bróm clarke-tartalmának alkalmazása az üledékekben lévő kezdeti tartalom figyelembevételére aligha alkalmazható. Indokoltabb a Br-koncentráció háttérkoncentrációként való alkalmazása egy régóta fennálló édesvízi medence üledékeiben, amelyek a Balti-tengerhez hasonló geológiai, geomorfológiai és geológiai körülmények között helyezkednek el. természeti viszonyok. Erre a célra a Ladoga-tavat választottuk, melynek aleuropelit üledékeinek Br háttérkoncentrációja 0,00046%, ami közepes (0,00045%) és üledékes (0,0006%) kőzeteknél megközelíti a klarkét. A minták elemzése során kapott tartalomból levonva a Br háttérértéket, feltételezhető, hogy a maradék Br a tengermedence vizeinek sótartalmának változásából adódik. Az összes számított sótartalom a Br háttérkoncentráció korrekciójának figyelembevételével került megadásra.

Kutatási eredmények. A granulometriai, spóra-pollen és radiokarbon elemzések adatainak kőzettani leírásának általánosítása során az oszlop rétegtani felosztását végeztük el.

Litosztratigráfia. A fenéküledékek szakaszának elsődleges leírása, figyelembe véve a Gdanski-medencében korábban azonosított litokomplexumokat [ Blazhchishin, 1998] lehetővé tette a jellegzetes külső anyagi jellemzők alapján négy fő litosztratigráfiai horizont azonosítását, amelyek korrelálnak a Balti-tenger fejlődési szakaszaival.

A szelvény alsó részén (11,35-12,38 m) az üledékeket tömörített szürke agyagok képviselik agyagos-iszapos összetételű mikrolencsék zárványaival és egyedi iszap-homok szemcsékkel. Ez a horizont nyilvánvalóan a Balti-glaciális tó (BGL) fejlődési szakaszában alakult ki. A gleccser már jelentős távolságra volt a Gdanski-medencétől, amit a szalagos rétegződés hiánya is bizonyít.

A szelvényen feljebb (8,35-11,35 m) az üledékeket világosszürke, meglehetősen monoton aleuritos agyagok képviselik, mikrolencsés zárványokkal és vékony, iszapos és homokos anyaggal dúsított rétegekkel. Az iszapos homokanyagban a maximális feldúsulást a granulometrikus analízis szerint 9,35-11,35 m intervallumban észleltük (2. ábra). A tag középső részén (10,07-10,08 m horizont) iszapos homokréteg található. Egy hasonló, 40 cm vastag egységet korábban vízelvezető sávként írtak le az AK-2682 mag alján [ Blazhchishin, 1998]. Eredete feltehetően a BLO elvezetésével (leszállásával) függött össze az allerált kezdetén. A modern elképzelések szerint a BLO leszármazása a Baltikum délkeleti részén kétszer nyilvánult meg: az Allered végén és a Fiatalabb Dryas végén [ Uscinowicz, 2003]. A 7,93-8,35 m-es intervallumban átmeneti réteget azonosítottak.

A fedő horizontra (6,44-7,93 m), melynek lerakódásait szürke, esetenként csaknem fekete aleurolit (agyag) képviselik, jellemző az amorf szulfidos konkréciók (hidrotroilit) jelenléte. A szűkületek mérete általában nem haladja meg az egy millimétert. Eloszlásuk a metszet mentén egyenetlen, néha kaotikus, gyakran 2-20 mm vastagságú lencseszerű rétegek formájában koncentrálódnak. A hidrotroilit csomók jelenléte a szakaszon általában az Ancylus-tó és a Jód-tenger lelőhelyeire jellemző diagnosztikai jellemzőként szolgál. 6,15-6,44 m távolságban egy átmeneti réteget azonosítanak, amelyet olívaszürke iszapos agyagok képviselnek, ritka, 1-5 mm széles, sötét színű lencse alakú csíkokkal és fekete mikrokonkréciókkal.

A 6,15 m-es jelöléstől a felszínközeli rétegig terjedő szakasz felső részén az üledékeket olívaszürke iszap-agyagos iszapok képviselik. Az üledékekre ritmikus sávozás (rétegzettség) jellemző, helyenként porózusak, gáztelítettek, héjmaradványokat tartalmaznak. Kénhidrogén szaga van. Az üledékek itt a késő holocénben halmozódtak fel littorhinikus és posztlitorhinikus tengeri medencék körülményei között.

Az üledékképződési folyamatok változásainak tehetetlensége a Balti-tenger mélytengeri medencéinek környezetének konzervativizmusában valószínűleg némi „lemaradást” magyaráz az üledékek külső kőzettani jellemzőinek változásában a szakaszon a paleogeográfiai viszonyok tényleges változásától. Az elemző vizsgálatok lehetővé tették a Balti-tenger fejlődésének különböző szakaszaiban kialakult horizontok közötti határok helyzetének tisztázását.

Radioizotópos randevúzás. A 650 cm-nél nagyobb mélységből vett üledékmintákat alacsony széntartalmú anyagtartalom jellemzi (kevesebb mint 1 tömeg%). A legmegbízhatóbbnak az e jel feletti betétekre készült keltezések tekinthetők (1. táblázat). Az üledék felhalmozódásának átlagos sebessége a késő pleisztocén - holocén korszakban a kormeghatározási eredményekből számolva 0,84 mm/év, 0,37 és 1,62 mm/év között változik. A 7,5 km-re északra található 2EL 96 oszlopban [ Zachowicz és mtsai, 2008] az üledékfelhalmozódás mértéke a radiokarbon kormeghatározás eredményei szerint is 0,5-0,7 mm/év tartományba esik. A jelenlegi üledékképződési sebesség az üledékek felszíni rétegére vonatkozó 210 Pb meghatározása szerint 4±2 mm/év (2. táblázat), amely a felszíni üledékek lebontásával függ össze az alatta lévő horizontokhoz képest.

Palinológiai elemzés és biosztratigráfia. A felszíni minta spóra-pollen spektrumát (0-5 cm) a fás szárú növények pollenének túlsúlya jellemzi (egyes formák teljes összetételének 93%-a), amelyek közül a legtöbb pollen Pinus sylvestris Linné (61%), pollenszám Betula szekta. Albae Regel 19 éves, Alnus sp. -7, Picea abies(Linnaeus)H. Karszt - 4%, a Salix, Corylus, Tilia, Ulmus, Fagus, Quercus nemzetségek pollenje egy példányban fordul elő. A lágyszárúak csoportját (a teljes összetétel 5%-a) a Poaceae, Chenopodiaceae, Artemisia sp. A spórák között (a teljes összetétel 2%-a) a Polypodiaceae dominál. A spórák és a pollen fő bejutása a vizsgált területre két fizikai-földrajzi zónából - vegyes (tűlevelű-lombos) és lombhullató erdőkből - származik.

A negyedidőszaki spórák és pollen eloszlásának elemzése lehetővé tette, hogy a metszetben tíz palinológiai zónát azonosítsunk, amelyek összehasonlíthatók a Blytt-Sernander éghajlati időszakokkal (3. ábra, 3. táblázat). Az időszakok közötti határok abszolút korát J. Mangerud [ Mangerud et al., 1974]. Az 5. és 6. palynozon határán a negyedidőszaki spórák és a pollen koncentrációja meredeken emelkedik, 23-51-ről 218-1080 szem/g-ra. A negyedidőszaki palynomorfokon kívül a Gleichenia, Taxodium, Ilex, Rhus és a Normapolles csoportba tartozó, késő kréta-paleogén és neogén polleneket, valamint tűlevelűeket és zárvatermőket találtak újra. Maximális tartalmuk az alsó szakaszokban van feltüntetve (legfeljebb 13%). A 6. palynozontól kezdődően és a szelvényben magasabban is szórványosan és nem minden mintában találhatók újra lerakódott palynomorfok.

A Palynozone 1 a periglaciális tundra és tundra növényzetét tükrözi a nyírfa, üröm, hanga és gabonafélék dominanciájával. Az éghajlat akkoriban hideg és száraz volt. A bellingi felmelegedés (13 000-12 000 év 14 C BP) és a középső Dryas lehűlés (12 000-11 800 év 14 C BP) vegetációja a periglaciális területeken hasonló spóra-pollen együttesekben tükröződik.

A palynozone 2 felmelegedést és a periglaciális-tundra növényi képződmények felváltását a tundrával, délebbre pedig az erdő-tundra cenózisokkal jelzi. A fiatalabb Dryas (3. palynozone) lehűlése ismét a periglaciális-tundra növényzet megjelenéséhez vezetett. Az ebben a palynozonban található fenyőpollen kisebb méretű és gyakran rosszul megőrzött, ami a pollen hosszú távú szállítására utal. A preboreális időszakban felmelegedés következett be, ami az erdei tájak fokozatos fejlődését okozta (4. és 5. palynozone). A boreális térség további felmelegedése (6. palynozone) kiterjedt fenyveseket okozott. A holocén éghajlati optimumot spóra-pollen spektrummal rögzítették az atlanti időszak első felében (7. palynozone). Az akkori palynokomplexum a tölgy, szil, hárs és mogyoró jelentős keveredésével járó, széles levelű erdők maximális kifejlődését jelzi, amelyek a jelenleginél nagyobb területet foglaltak el, elterjedési területük határa északra tolódott. Az atlanti időszak második felében (8. palynozone) az éghajlati szárazság növekedése miatt csökkent a széles levelű erdők területe, és nőtt a fenyvesek száma. A 7-es és 8-as palynozon kialakulása során a legkedvezőbb éghajlati viszonyokat a spórák és a pollen maximális koncentrációja is jelzi. A szubboreális időszakban (9. palynozone) a széles levelű erdők területe csökkent. A felszíni mintánál magasabb tölgy és hárs pollentartalomból ítélve azonban a jelenleginél melegebb volt. A szubatlanti időszakban (10. palynozone) lehűlés következett be, amit a széles levelű fák pollen mennyiségének csökkenése bizonyít.

Brómkoncentráció és sótartalom. A Br-eloszlási grafikonon jól látható a Br-tartalom nagyfokú differenciálódása a metszet mentén (4. ábra). Abból a feltevésből kiindulva, hogy az üledékekben található Br túlnyomó többsége a pórusvizekben való jelenlétének köszönhető, lehetséges összefüggést határoztunk meg a minták koncentrációja és a jelentős szorpciós képességű agyagásvány-tartalom között. A röntgendiffrakciós elemzés szerint az üledékek agyagfrakciójának több mint 45%-át illit képviseli, egyenletesen elosztva a metszetben. A szmektit (0-4%) és klorit (15-20%) hasonló eloszlású a szakaszon. A metszeten belüli eloszlás legnagyobb heterogenitása a kaolinitre jellemző (4. ábra). A korrelációs elemzés kimutatta, hogy nincs szignifikáns kapcsolat a Br-tartalom és az agyagásványok között. A szerves anyagok Br felhalmozására is képesek. A vizsgált szelvény felső részén (0-80 cm) a szerves széntartalom (Corg) eléri az 1-3%-ot, és természetes, hogy Br akkumuláció lép fel. Az alábbiakban a Corg-tartalom 0,02 és 0,22% között változik, és amint azt a korrelációs elemzés is mutatja, nincs észrevehető hatása a Br felhalmozódására, i.e. A Br akkumulációjának meghatározó paramétere a tározó ülepedés közbeni sótartalma, nem pedig a fenéküledékek szorpciós képessége.

A bróm függőleges metszet menti eloszlása ​​és a fenéküledékek számított sótartalmának ennek megfelelő változása (5. ábra) az abszolút koradatok figyelembevételével lehetővé teszi több időintervallum elkülönítését a Balti-tenger fejlődése során bekövetkező paleogeográfiai változások miatt. Tenger medencéje.

A szelvény alsó részén (harangozás) gyenge a hajlam a Br-koncentráció és a számított sótartalom növekedésére. Általában azonban a korai preboreális vége előtt felhalmozódott üledékekben, i.e. A Balti-glaciális tó (BGL) fennállása alatt és az Ancylus-tó kezdeti szakaszáig a Br-koncentráció eloszlása ​​egyenletes, a számított sótartalom jelentéktelen marad és gyakorlatilag nem változik, körülbelül 2‰-t tesz ki. Az üledékek Br-koncentrációjának állandósága, korában a Yoldi-tenger fennállásának idejével összehasonlítva a BLO üledékeivel és az Ancylus-tó kezdeti fázisával, lehetővé teszi annak megállapítását, hogy a Gdanski-medencében a Yoldian-tó A Baltica fejlődésének szakasza gyakorlatilag nem nyilvánult meg. Ezt megerősítik a talajmagok kovaalgány-analízisének eredményei, miszerint a Yoldian-tenger vizeinek sótartalma a gdanski mélyedésen belül jelentéktelen volt. Blazhchishin és mtsai, 1974; Kessel et al., 1973 ]. Csak a korai és középső preboreális határvonalon, amely megközelítőleg a 9200 éves kornak felel meg (14 C BP), a sótartalom 4‰-re emelkedett (5. ábra). A megnövekedett sótartalmú időszak időtartama valamivel több, mint 200 év.

Az ancil szakasz második felében, a késői preboreális és boreális határtól 549 cm-ig, a Br-koncentráció fokozatos növekedése 0,0015%-ra, a sótartalom pedig 4‰-ra. Ez utóbbi az óceánnal való kommunikáció fokozatos bővülését jelzi, ami egybeesik A.I. Blazhchishina [ 1998 ] hogy a fejlődés késői szakaszában az Ancylovo-tó sós volt.

Az 549 cm-es jelöléstől, ami hozzávetőlegesen a 7700 éves 14 C BP kornak felel meg, az üledék sótartalmának ugrásszerű növekedése 2-ről 9‰-re figyelhető meg. Az édesvízi tavak állapotáról radikális változás következik be a tengeri sósvízi állapotok felé. A „Balti-tenger geológiája” című műben [ 1976 ] bizonyítékot szolgáltat arra vonatkozóan, hogy hozzávetőleg 8000 évvel ezelőtt a tengerszint eusztikus emelkedésének köszönhetően az Északi-tenger vizei intenzíven elkezdtek ömleni a Dán-szoroson keresztül a Balti-tengerbe. Ennek az eseménynek a dátuma a különböző szerzők között 8000 és 8500 naptári év között változik. Berglund, 1964; Bitinas és Damusyte, 2004]. Tekintettel arra, hogy a sós óceáni vizek beáramlásának folyamata időben és térben meghosszabbodik, ez a dátum összhangban van eredményeinkkel, amelyek a tengeri periódus kezdetét, vagyis az első littorinai átlépést a sótartalom meredek növekedésével, körülbelül 7700 évvel határozzák meg. 14 C BP. Egyes szerzők ezt az időszakot Mastogloya-tengernek nevezik [ Eronen, 1983]. Ennek a fázisnak a befejezése nyilvánvalóan 509 cm-nél (kb. 7340 év 14 C BP) következik be, amely felett a sótartalom változásának gradiense váltakozó jelleget ölt, és általában a sótartalom stabilizálódik. Ez a kor tekinthető magának a Litorinai-tengernek a fejlődésének kezdetének. Sh. Usinovich munkájában [ Uscinowicz, 2003] a litorin fázis kezdetének időpontja 7500 év 14 C BP.

Magát a Litorina-tengert a maximális sótartalom négy csúcsa jellemzi, amelyeket valószínűleg az óceánnal való maximális vízcsere időszakai okoznak, pl. tengeri kihágások. Három csúcs található az atlanti időszakban. Két csúcs található: 461-462 cm (kb. 6700 év 14 C BP, 0,0033% Br, sótartalom 12‰) és 403-404 cm (körülbelül 6475 év 14 C BP, 0,0029% Br, 10 ‰ AT1), sótartalom 2. A legjelentősebb csúcs 259-268 cm (5080 év 14 C BP) tartományban, 0,0046%-os Br-koncentrációval és 17‰-ig terjedő sótartalommal, a jégkorszak utáni éghajlati optimum idején, az AT2-n található. . A 16‰ maximális sótartalom utolsó, negyedik csúcsa, amely 217 cm-en található, a korai szubboreálishoz tartozik (kb. 4640 év 14 C BP).

A Littorina-tenger sótartalmi maximumai és a transzgressziós folyamatok közötti összefüggésre vonatkozó feltételezés összhangban van más kutatók adataival, akik több transzgresszív-regresszív ciklust azonosítottak, bár ezeknek a ciklusoknak a száma a különböző szerzőktől eltérő. Svédországban a különböző szerzők négy-hat kihágás nyomait azonosítják [ Berglund, 1964], Litvániában három [ Bitinas és Damusyte, 2004]. Németország partjain [ Lampe és Janke, 2004] négy littorinai időkihágás nyomait fedezték fel. Ezek közül az első az atlantiszi időszak elején, a második a közepén, a harmadik pedig a végén történt. A negyedik vétséget a szubboreális időnek tulajdonítják.

A Littorina-tenger fejlődésének utolsó szakaszát a sótartalom észrevehető csökkenése jellemzi. Ez elsősorban a földkéreg tektonikus felemelkedésével magyarázható a Dán-szoros területén, ami a sós víz beáramlásának csökkenéséhez vezetett [ Blazhchishin, 1998]. Ezt a folyamatot a Litorina-tenger eusztatikus regressziója kísérte. Különböző források szerint a littorhinikus és posztlitorin szakasz közötti korhatár 4500-4000 év 14 C BP. Ez jól egyezik eredményeinkkel, amelyek azt mutatják, hogy a 217 cm-es jelöléstől kezdve a Br koncentrációban intenzív és jelentős amplitúdócsökkenés tapasztalható, 12‰ helyi minimális sótartalom mellett a 177-178 cm-es területen. körülbelül 4200 éves kornak felel meg 14 C BP. A szakaszon feljebb az üledék brómtartalma és sótartalma viszonylag stabilizálódott. Azóta a Balti-tenger gyakorlatilag felvette modern megjelenését.

Matematikai adatfeldolgozás. A szekcióban a kémiai elemek eloszlására vonatkozó adatok statisztikai feldolgozásának célja, amelyet faktoranalízissel, a főkomponensek módszerével végeztek, az volt, hogy tisztázzák az elemek közötti asszociatív kapcsolatokat az üledékképződés folyamatában a Balti-tenger különböző szakaszaiban. fejlesztés. Olyan mintákat vettek figyelembe, amelyek az adatok eloszlását jellemzik a két fő szakaszhoz kapcsolódó szakaszok közötti szakaszon - lényegében édesvízi és tengeri.

Tengeri viszonyok esetén a faktorterhelések eloszlásának elemzése lehetővé teszi két elemtársulás azonosítását (6. ábra, a). Az első társulást a Zn, Ni, Cu, Co, a másodikat a Fe 2 O 3, MnO, As, Cr képviseli. A Br, a Pb-hez hasonlóan, egyik azonosított asszociációban sem szerepel, és más elemek antagonistája. A Br antagonizmusa arra utal, hogy kevés kapcsolata van a fenéküledékek eredeti terrigén anyagával, és nem vesz részt az autentikus ásványképződés folyamataiban, az üledékekben való felhalmozódása pedig egymásra épül, és elsősorban a fenék- és pórusvizek mineralizációjától függ.

A tavi, lényegében édesvízi viszonyokat jellemző mintából származó adatok faktoranalízisének eredményei azt mutatták, hogy a Br nem mutat antagonista tulajdonságokat más elemekkel szemben. Például az édesvízi ancilstádium körülményei között olyan elemek nagy csoportjába tartozik, amelyek szignifikáns kapcsolatban állnak az első tényezővel (6. ábra, b). Ebből következően édesvízi körülmények között az üledékek Br-tartalmát nem a víz mineralizációja, hanem főként a terrigén és autigén ásványokba való bekerülése határozza meg.

Áramlatok. A Balti-tenger mély körforgását az északi-tengeri vizek határozzák meg, amelyek az alsó réteg mélyedéséből lassan mélyedésbe folynak. Mélyebb rétegekben az átlagos átviteli sebesség csak néhány centiméter másodpercenként. Ugyanakkor az északi-tengeri vizek nagy beáramlása (nagy beáramlási események) és a mélyedések közötti küszöbökön keresztüli áramlások során gyors (sugár)áramlások keletkezhetnek, amelyek megakadályozzák az ülepedést, és képesek a fenékfelszín erodálására. Sivkov és Szviridov, 1994 ]. A mozgó közegben történő ülepedési folyamat során az üledékes részecskék a hidraulikus méret szerint válnak el. A vizsgált körülmények között a granulometrikus frakció 10-20 mikron [ McCave, 1985] a legérzékenyebb az alsó áram átlagos sebességének ingadozásaira. Nyilvánvaló, hogy az üledékek szemcseméret-eloszlása ​​alapján a paleoáramok mértékének felmérése csak akkor lehetséges, ha az üledékes anyag utánpótlás feltételei egységesek. A Gdanski-medence üledékképződési viszonyainak viszonylagos konzervativitása lehetővé teszi a késő holocén fenékáramlatok aktivitásának változásait. Mivel a POS 303700-7 mag mintavételi pontja a Gdansk-Gotland küszöb nyergének közelében található, amelyen keresztül vízcsere történik a Balti-tenger nyugati medencéivel (1. ábra), feltételezhető, hogy az ülepedést itt befolyásolja Északi-tenger vizei, és a tenger nagy mélysége kizárja a széláramok hatását.

Az üledékek granulometrikus összetételének paramétereiben bekövetkezett változások alapján a fenékáramlatok négy erősödési periódusát azonosították (7. ábra). Az első az ancil stádium utolsó szakaszában következik be, amely során sok kutató észreveszi a sós víztározó áthaladását a sótartalom 2‰-os növekedésével. A második intervallum gyakorlatilag egybeesik a Mastogloy fázissal. Átmenetet jelent a tóról a tengeri állapotra, a sótartalom lavinaszerű növekedésével 9‰-ra. A harmadik periódus az atlanti idő második felében a Littorina-transzgresszió aktiválódási fázisával és a sótartalom 12‰-ra történő növekedésével azonosítható. A negyedik periódus egybeesik a Litorinai szakasz befejezésével, a tenger visszafejlődésével és a Litorinai-tenger utáni szakaszba való átállással. Ebben az esetben a hidrodinamikai aktivitás növekedése a sótartalom 16-ról 13‰-ra való csökkenésének felel meg, ami a sós északi-tengeri vizek beáramlási rendszerének esetleges megváltozására utal, amelyek már nem értek el közvetlenül a Gdanski-medencét. A kevésbé sós vizek, amelyeket a Balti-tenger nyugati mélyedéseiből származó beáramlások kiszorítottak, fenékáramok formájában érkeztek ide.

következtetéseket

1. A palinológiai elemzés lehetővé tette a Blytt-Sernander éghajlati időszakaihoz hasonlítható 10 palynozon azonosítását a szelvényben, amelyek tükrözik a régió paleoklímájának fejlődési szakaszait az elmúlt 13 000 évben. Ez az izotópos kormeghatározási adatokkal együtt lehetővé tette a litosztratigráfiai határok helyzetének tisztázását és a 0,37-1,62 mm/év közötti ülepedési sebességek kiszámítását.

2. Elsőként mutatták ki, hogy a Br halogén csoport eleme a fenéküledékek pórusvizeinek paleosalinitásának és ennek megfelelően a medence paleosalinitásának indikátora lehet.

3. A Balti-glaciális tó fennállásától az Ancylus-tó fejlődésének végső szakaszáig a brómkoncentráció eloszlása ​​egyenletes, körülbelül 2‰ becsült sótartalommal, ami megerősíti a Gdanski-medence édesvízi jellegét a Yoldian színpad.

4. A Littorina-tenger (Mastogloya-tenger) fejlődésének kezdeti szakaszát - a viszonylag édesvízi tóviszonyokról a tengeriekre való átmenetet - a brómkoncentráció és a becsült sótartalom 9‰-ra történő meredek növekedése jellemzi.

5. Magát a Littorina-tengert a tengeri kihágásokhoz kapcsolódó sótartalmi maximumok négy csúcsa jellemzi. A maximális sótartalom (legfeljebb 17‰) az atlanti időszak második felében fordul elő.

6. A holocén üledékek szemcseméret-összetételének megoszlásának elemzése lehetővé tette négy olyan intervallum azonosítását a szelvény mentén, amikor az üledékek viszonylag megnövekedett fenékhidrodinamikai aktivitás körülményei között halmozódtak fel, ami a fejlődés transzgresszív-regresszív fázisainak megnyilvánulásával jár. Balti-tenger, amelyet a sótartalom gradiensének éles változásai hoznak létre.

A kutatás a K-41.25.04.05.004 számú kormányszerződés alapján történt. Az analitikai feldolgozás egy része az Orosz Alapkutatási Alapítvány (RFBR grant-BONUS 08-05-92420) támogatásával valósult meg. A szerzők mély köszönetüket fejezik ki E.V. Valiguras, K.A. Gruzdov, D.V. Dorokhov, E.V. Zykina és V.F. Sapega, aki részt vett az elemző munkában, valamint Y. Harfu és E.M. Emelyanov - a GISEB projekt szervezői.

Irodalom

1. Blazhchishin A.I. A Balti-tenger késői negyedidőszaki üledékképződésének ősföldrajza és evolúciója. Kalinyingrád: Yantarny Skaz, 1998. 160 p.

2. Blazhchishin A.I., Davydova N.N., Kvasov V.V., Khomutova V.I. A Balti-tenger déli és középső részének fenéküledékeinek 4 oszlopának spóra-pollen- és kovaalgány-analízise // Baltica. 1974. T. 3. 119-126.

3. A Balti-tenger geológiája / Szerk. VC. Gudelis, E.M. Emelyanov. Vilnius: Moklas, 1976. 370 p.

4. Grichuk V.P., Zaklinskaya E.D. A fosszilis pollen és spórák elemzése és alkalmazása a paleogeográfiában. M.: Geographgiz, 1948. 222 p.

5. Kessel H.Ya., Davydova N.N., Blazhchishin A.I. Pollen és kovamoszat a Balti-tenger mélytengeri medencéinek magjából // Izv. az Észt SSR Tudományos Akadémia. Ser. kémia, geológia. 1973. No. 4. P. 345-353.

6. Kleimenova G.I., Khomutova V.I., Vishnevskaya E.M. A Balti-tenger fenéküledékeinek palinológiai és kovaagos elemzése // Late Glacial History and Sedimentogenesis of Marginal and Inland Seas. M.: Nauka, 1979. 40-46.

7. Lyakhin Yu.I. A FÁK-tengerek jelenlegi ökológiai állapota: Tankönyv. Szentpétervár: Gidrometeoizdat, 1994. 55 p.

8. Malyasova E.S., Spiridonova E.A. Az északnyugati negyedidőszaki lerakódások spóra-pollenvizsgálatának módszertanának néhány kérdéséről // Palynology in geological studies of the Baltic States and the Baltic Sea. Riga: Zinatne, 1983. 9-13.

9. Oroszország (Kalinyingrádi régió) és Litvánia határokon átnyúló víztesteinek halászati ​​katasztere / Felelős. szerk. S.V. Shabaev, M.M. Khlopnikov, A.V. Szokolov. Kalinyingrád: "IP Mishutkina" kiadó, 2008. 197 p.

10. Sivkov V.V., Szviridov N.I. A fenékdomborzat eróziós-akkumulatív formái és a fenékáramlatok kapcsolatáról a Balti-tenger bornholmi depressziójában // Oceanology. 1994. T. 34. 2. 294-298.

11. Snezhinsky V.A. Gyakorlati oceanográfia (nyílt tengeren végzett munka). L.: Gidrometeoizdat, 1951. 559 p.

12. Stelle V.Ya., Avdeeva-Fedoseeva I.Ya., Efimov A.N., Savvaitov A.S. A Balti-tenger délkeleti részének fenéküledékeinek palinosztratigráfiája // Palynology in continental and marine geological studies. Riga: Zinatne, 1976. 102-118.

13. Shishkina O.V. Halogének geokémiája tengeri és óceáni üledékekben és iszapos vizekben. M.: Nauka, 1969. 118 p.

14. Yakubovskaya I.Ya., Stelle V.Ya., Neimane M.K. A Nyugat-Balti-tenger és a Balti-tenger késő-glaciális spóra-pollen spektrumainak korrelációja // Palynology in geological studies of the Baltic and Baltic Sea. Riga: Zinatne, 1983. 58-60.

15. Berglund B.E. A posztglaciális part elmozdulása Kelet-Blekingében, Délkelet-Svédországban // Sweriges Geol. Undersökning.1964. C599 sorozat. 47 p.

16. Bitinas A., Damusyte A. Littorina-tenger a litván tengeri régióban // Lengyel Geol. Inst. Spec. Pép. 2004. évf. 11. P. 37-46.

17. Blazhchishin A.I.Új adatok a balti paleohidrológiáról a késő pleisztocén idején // Baltica. 1982. évf. 7. P. 173-178.

18. Eronen M. Késő weichseli és holocén partok elmozdulása Finnországban // Partvonalak és izosztázia. Inst. A brit geográfusok Spec. Publ. 16. 1983. 183. o-207.

19. A Gdanski-medence geológiája. Balti-tenger/Szerk. E.M. Emelyanov. Kalinyingrád: Yantarnyj skaz, 2002. 496 p.

20. Grimm E. C. TILIA és TILIA-GRAF. PC-s táblázatkezelő és grafikus szoftver pollenadatokhoz // INQUA Data-Handling Methods Working Group. 1990. Hírlevél 4. P. 5-7.

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

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

23. Lampe R., Janke W. A holocén tengerszint emelkedése a Balti-tenger déli részén, ahogy a part menti tőzegsorok tükröződnek // Polish Geol. Inst. Spec. Pép. 2004. évf. 11. P. 19-30.

24. Mangerud J., Andersen S.T., Berglund B.E., Donner J.J. Norden negyedidőszaki stratigraphiája, terminológiai és osztályozási javaslat // Boreas. 1974. N 3. P. 109-128.

25. McCave I.N. A HEBBLE lelőhelyről származó dobozmagok szedimentológiája és rétegtani vizsgálata az új-skóciai kontinentális emelkedésen // 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. Relatív tengerszint-változások, glacio-izosztatikus visszapattanás és partvonal elmozdulása a Balti-tenger déli részén // Polish Geol. Inst. Spec.Pap. 2003. évf. 10,79 p.

28. Zachowicz J. Negyedidőszaki geológiai szelvények (II). Pl. XVIII // Dél-Balti geológiai atlasz, 1:500 000 (szerk. J.E. Mojski et al.) Warszawa: Panstw. Inst. Geol., 1995.

29. Zachowicz J., Miotk-Szpiganowicz G., Kramarska R. et al. A dél-balti lelőhelyek bio-, lito- és szeizmostratigráfiai adatainak kritikai áttekintése és újraértelmezése // Polish Geol. Inst. Spec. Pép. 2008. évf. 23. 117. o-138.

Új adatok a Balti-tenger délkeleti részének fejlődéstörténetéhez a késő jégkorszaktól napjainkig

A.G. Grigorjev, V.A. Zhamoida, M.A. Spiridonov, A. Yu. Sharapova, V.V. Szivkov

A 12,38 m hosszú magszakaszt a Gdanski-medencében vették minta a „Poseidon” r/v körútján a GISEB orosz-német projekt keretében. Az üledékmag alsó magjának elemzése 14 C és 210 Pb kormeghatározást, röntgendiffrakciót, pollen-, szemcseméret- és geokémiai elemzést foglal magában. Nagy felbontású éghajlati és környezeti rekord a Gdansk-mélységben a B e lling szubatlantira jött létre. Meghatározták az üledékképződés sebességének ingadozását a késő pleisztocén - holocén időszak alatt 0,37 és 1,62 mm/év között. A víz relatív sótartalmának fő tendenciáit a késő pleisztocén – holocén időszakában az üledékek brómkoncentrációjának elemzésével határozták meg. A Yoldia-tenger kialakulása nem követte a sótartalom növekedését a Gdanski-medencében. A Litorina transzgressziós-regressziós ciklusok több szakaszát rögzítették, valamint a Gdanski-medencében a fenékhez közeli áramaktivitás növekedésének epizódjait.

kulcsszavak:paleogeográfia, paleo-balti, 14 C és 210 Pb keltezés, üledékképződés geokéziája

Kiadás: Nauka, Moszkva, 2009, 379 o., ISBN: 978-5-02-025361-2

Nyelv(ek) orosz

A Balti Pajzs északkeleti részének magmás tartományainak összetételében a töltésmagmatizmus megnyilvánulásai jelentős helyet foglalnak el mind a behatolt olvadékok mennyisége, mind pedig elterjedése tekintetében. A kölyökrajok általában a csóva-litoszféra folyamatok aktiválódásának nagy szakaszait jelzik, amelyek akár a Fennoscandia alapítványának átalakítása során, akár a szomszédos területeken történtek. Utóbbi esetben a távoli tektonikai eseményekhez kapcsolódó gátak nagyon ritkák, de szerepük a tektonomagmatikus folyamatok mértékének és jellegének megítélésében jelentős. A Kola régióban a gátmagmatizmus vizsgálatát helyben végezték, és a balti pajzs fejlődésének bizonyos szakaszaiban fellépő intruzív aktivitás tanulmányozásával vagy egy meghatározott szerkezet magmatizmusának vizsgálatával kapcsolták össze. Az intruzív petrológia terén elért jelentős fejlődés ellenére a gátmagmatizmus problémái túlzás nélkül az egyik legnehezebben megoldhatónak tekinthetők. Nevezzünk meg legalább három olyan okot, amely megnehezíti a gátak tanulmányozását.

Először is, a szétszórtan élők térbeli elkülönítése hatalmas terület kis testek és rajok ahhoz a tényhez vezetnek, hogy a geológusok kénytelenek magas költségű terepkutatást szervezni nagy területek, nagy léptékű térképezést végez a gátak fejlődésének távoli területeiről, és ennek eredményeként csak néhány geológiai objektumra vonatkozóan szerez adatokat. Gyakrabban a gátmagmatizmus vizsgálatát véletlenül, más intruzív testek vizsgálata során végzik. Ebben az esetben az adatgyűjtés több szántóföldi szezonra vonatkozik. Ily módon gyűjtötték össze a tényanyagot ehhez a munkához, amely összefoglalja a szerzők több mint harminc éves, a régióban található gátak kutatásának eredményeit.

Másodszor, a gátrajok korrelálásához és a magmatizmus szubvulkáni és plutonikus megnyilvánulásai közötti összefüggések természetének tisztázásához meg kell határozni az egyes töltések vagy legalább egy külön raj korát. Sajnos nagyszabású izotópvizsgálatokra a belátható jövőben nem lesz lehetőség. A fentiek figyelembevételével igyekeztünk a Laika fajták abszolút életkorának meghatározását maximális számban elvégezni Rb-Sr, U-Pb, 40Ar/39Ar és Sm-Nd módszerekkel. Már az első megszerzett kormeghatározások tették lehetővé a tektonomagmatikus aktiváció Grenville-i szakaszának megnyilvánulásainak azonosítását a Kola régió területén, valamint a paleozoikum dolerit gátak fejlődési területének lehatárolását.

Harmadszor, mivel a gát független behatoló test, különösen aktuálisnak tűnik az a kérdés, hogy szükség van-e minden egyes gát kémiai összetételének meghatározására és az alkotó kőzetek mikroelem-tartalmának felmérésére. A feladatot nehezíti a töltések zónáinak megléte, azokban a xenogén anyag jelenléte, valamint a szennyeződési folyamatok megnyilvánulása a befogadó kőzetek anyagával.

Így a gátmagmatizmus szisztematikus vizsgálata lényegesen nagyobb költségeket igényelt mind a terepmunka megszervezéséhez, mind az analitikai vizsgálatok elvégzéséhez. Ebben a munkában először próbáltuk összefoglalni a Laika magmatizmusról jelenleg rendelkezésre álló tényadatokat, amelyeket a szerzők a prekambrium (Zh.A. Felotov - Zh.A.F.) és a paleozoikum (A.A.A.) több mint 30 éves tanulmányozása során gyűjtöttek össze. Arzamastsev - A.A.A., L.V. Arzamastseva) diek. A munka során felhasználták a szerzők által az ipargeológiai szervezetekkel közös munka során összegyűjtött alapanyagokat is.

A Hibini-hegység gátjain lévő anyagot az egyik szerző (A.A.A.) gyűjtötte össze a KSC RAS ​​Földtani Intézete és a Murmanszki GRE PGO "Sevzapgeologiya" (V.A. Kaverina) Hibinogorszki GRP közös projektje során ( 1986-1988).

A kimberlit magmatizmus megnyilvánulásairól szóló anyagot (A.A.A.) a KSC RAS ​​Földtani Intézete és a Közép-Kola Földrajzi Expedíció (M. M. Kalinkin, I. V. Polyakov) (1991-1993) közös munkája során szerezték be.

Az Ivanovo vulkanopluton komplexumot vázoló gátak anyagát az Orosz Tudományos Akadémia Kolai Tudományos Központjának Földtani Intézete (A.A.A.) és a Kola komplex geológiai kutatásának kísérleti módszertani csoportja közös kutatása révén szerezték be. a Nedra PGO (M.S. Rusanov, V.I. Hmelinsky) (1985-1989).

Az Orosz Tudományos Akadémia Kolai Tudományos Központjának Földtani Intézete (Zh) közös kutatása során nyert anyagot a gátak összetételéről és eloszlásáról a Keiv és a Kolmozero-Voronya szerkezetek északi vázának területén. .A.F.) és a Közép-Kolai Geológiai Szolgálat (A.P. Lipov) (1979-1981).

A Kelet-Murmanszki part menti töltések anyagát az Orosz Tudományos Akadémia Kolai Tudományos Központjának Földtani Intézete (Zh.A.F.) és a Közép-Kola Geológiai Szolgálat (S.S. Karavaev) ásványi anyagokkal foglalkozó csoportja közös munkája során gyűjtötték. 1988-1991).

A gátak elterjedtségét a Kola régió fennmaradó területén a Közép-Kola Állami Kutatási Felmérés geológiai kutatócsoportjainak jelentései alapján értékelték. Tanulmányoztuk az apatiti Murmangeolcom Múzeumban termelő szervezetek által gyűjtött vékony töltési kőzetdarabok gyűjteményeit. Ezenkívül megvizsgálták A. A. Polkanov akadémikus vékony töltéskőzet-gyűjteményét, amelyet a Szentpétervári Egyetem Földtani Karának Petrográfiai Tanszékén tároltak.

Az analitikai munka túlnyomó részét a KSC RAS ​​Földtani Intézetének laboratóriumaiban végezték (Ya.A. Pakhomovsky, L.I. Koval). Az ásványok (LA-ICP-MS) és a kőzetek (1CP-MS) összetételének precíziós vizsgálatait Fernando Bea és Pilar Montero professzorokkal (Granadai Egyetem, Spanyolország) közösen végezték. Az izotóp- és geokronológiai vizsgálatokat B. V. Beljatszkijjal (Orosz Tudományos Akadémia Prekambriai Földtani és Geokronológiai Intézete) és A. V. Travinnel (SB RAS Földtani, Geofizikai és Ásványtani Közös Intézet Elemző Központja) közösen végezték. A proterozoikus töltések izotópmeghatározásait Yu.V. Amelin (Orosz Tudományos Akadémia Prekambriai Geológiai és Geokronológiai Intézete) végezte. S. E. Tsarev és T. S Marchuk nagy segítséget nyújtottak a kézirat kiadásra való előkészítésében. A szerzők mély köszönetüket fejezik ki valamennyi kollégának.

A munkát az OZ RAS 6 és 8 kiemelt programjai keretében végezték, és az Orosz Alapkutatási Alapítvány is finanszírozta (09-05-00224a támogatás

NAVIGÁCIÓS FÖLDRAJZI VÁZLAT

Általános információ. Ez a navigációs útmutató a Finn-öböl és a Rigai-öböl, valamint a Balti-tenger keleti és déli partjainak leírását tartalmazza, az Ovishi-foktól (57°34" É, 21°43" K) a Rozeve-fokig (54°50). "É, 5 18°20" K).

A Finn-öböl nyugati határának azt a vonalat tekintik, amely a Hanko-félsziget nyugati csücskét - a Hankoniemi-fokot (59°48" É, 22°54" K) köti össze a Põysaspea-fokkal (ÉSZ 59°14"), 23°31" K) és áthalad az Osmussaar szigeten. A Finn-öböl északi partját teljes hosszában sikló határolja. Ha ezen a területen tartózkodik, figyelembe kell vennie a siklós vitorlázás sajátosságait.

Partok.A Finn-öböl. A Finn-öböl északi partja kemény kristályos kőzetekből (gránitokból és gneiszekből) áll, amelyeket vékony talajréteg borít. Alacsony, erősen robusztus, nagyon festői, bár kissé egyhangú, és szinte teljes egészében tűlevelű erdővel borított. Ezt a partvidéket sok moréna és domb jellemzi, tavakkal és mocsarakkal váltakozva; Sok szikla és szikla van mindenhol.

Ezt a partot erősen tagolják öblök és öblök. Mindegyik sekély vagy zsúfolt veszélyekkel, és a legtöbb csak 5 kishajó számára elérhető. A legtöbb nagy öböl Az északi part a Vyborg-öböl.

A Finn-öböl északi partját szinte teljes hosszában sikló határolja, amelyek sok kis sziget, sziklák és partok, amelyek a 10-től 10-20 mérföldig terjednek. A siklófák szélén elhelyezkedő szigeteken általában nincs növényzet, a sikló mélyén fekvők pedig erdősek. Mindezek a szigetek hasonlóak egymáshoz.

A Finn-öböl északi partján a legjelentősebb folyó a Kyminjoki folyó, amely Kotka városa közelében ömlik az öbölbe.

Szigetek és szorosok. Számos sziget található a Finn-öböl keleti részén a keleti 26°40" és 28°25" meridiánok között. kötelesség. Ezek közül a legjelentősebbek a szigetek: Seskar, Moshchny, Bolsoj Tyuters és Gogland. Minden szigetet zátonyok és partok szegélyeznek.

A Finn-öböl északi partjának közelében számos sziklás sziget található, amelyek az úgynevezett finn siklót alkotják, és a keleti megközelítésektől Vyborg-öböl a Hanko-félszigetre. A sikánok összes szigete túlnyomórészt vörös gránitból készült. Némelyikük alacsony, lapos, növényzetmentes, másik részük vékony talajréteggel borított, fás. A szigeteket sziklás zátonyok szegélyezik; A szigetek között sok veszély fenyeget. A Finn-öböl északi partjának siklóiban kényelmes belső kommunikáció található, szelektől és hullámoktól védett, de a hajózás itt csak hajóutakon lehetséges. A finn siklóit több, a part mentén húzódó hosszanti hajóút és sok keresztirányú hajóút keresztezi, amelyek vagy a siklóba való bejutásra, vagy a sikló mélyén található horgonyzóhelyek, utak és kikötők megközelítésére szolgálnak.

A tenger keleti partjainál nincsenek szigetek.

Mélységek, fenékdomborzat és talaj. A Finn-öböl sekély. Alja különböző méretű partokkal van teleszórva. Az alsó domborzat különösen egyenetlen az öböl északi partja közelében, a finn siklóvidéken.

A mélység a Finn-öbölben keletről nyugatra növekszik, a Tolbukhin világítótoronytól a Seskar-szigetig 20-40 m, majd a Maly-szigetig 40-50 m, a Moshchny és Gogland szigetek között pedig 70 m-re nő. A Gogland-sziget és a Finn-öböl bejárata között a mélység 60-80 m, és csak néhány kisebb mélyedésben, a Prangli és Osmussar szigetek közelében haladja meg a 100 métert. A legnagyobb mélység a Finn-öbölben 121 m , Prangli szigetétől 1 mérföldre ÉK-re található. Moshchny és Gotland szigetei között több mint 60 méteres mélység található az öböl közepén, és Gotland szigetétől az öböl bejáratáig - közelebb annak déli partjához.

Hiiumaa és Saaremma szigetétől nyugatra az alsó domborzat simább, mint a Finn-öbölben; partok és zátonyok koncentrálódnak itt a tengerparti sávban, és főleg Saaremma szigetétől nyugatra.

A Finn-öböl középső részén a talaj iszapos; az öböl északi partja mentén a homok, iszap vagy szikla a leggyakoribb. Az északi part öbleiben a talaj túlnyomórészt agyagos.

A Hiiumaa és Saaremma szigetek partjainál a talaj főleg kőből, lemezből és homokból áll. Ahogy távolodsz a parttól, a talaj iszapossá válik.

Földi mágnesesség. A terület mágneses feltárása kielégítő. Az 1980-as korszak mágneses deklinációja a Balti-tenger leírt részén keleti; a régió északkeleti 6,8°-tól délnyugati 0°-ig változik. Az izogonok iránya közel van a meridionálishoz. A mágneses deklináció átlagos éves változása -0,02°-ról (a régió északkeleti részén) +0,03°-ra (a régió délnyugati részén) nő.

A Balti-tengerre jellemző a jelenlét nagy mennyiség rendellenes területek, valamint egyedi anomális pontok, 5 deklináció, amely 7° ny. 16° keleti szélességig változik.

Az iránytű tűjének legnagyobb eltérése kelet felé télen 9-10 óra körül, nyugatra télen és nyáron helyi idő szerint 14-15 óra körül figyelhető meg.

Nagyon erős mágneses viharok idején a mágneses deklináció napi ingadozásának amplitúdója a régió déli részén elérheti a 3°-ot, északon pedig a 7°-ot.

A mágneses térerősség vízszintes komponensének nagysága a régió északi részén található 150 mOe-ról a déli 179 mOe-re nő. Az izodinamika iránya szélességi. A mágneses dőlésszög az északi 73°-ról 15-ről 68,8°-ra csökken a leírt terület déli részén. Az izoklinusok iránya közel van a szélességi irányhoz.

Navigációs segédeszközök. A leírt terület, különösen a Finn-öböl part menti és úszó navigációs berendezésekkel telített. A hajók normál útvonalaihoz közel elhelyezkedő összes navigációs veszélyt mérföldkövek, világító bóják és bóják, valamint sok esetben világító jelzések és jelzőlámpák fényszektorai védenek. A kikötőkhöz és kikötőkhöz vezető hajóutakat, valamint a siklós hajóutakat világító táblák és táblák, megvilágított bóják és bóják, valamint mérföldkövek védik. A hajózást a Finn-öböl nyílt részein és a Balti-tenger keleti partja mentén világítótornyok és világító táblák biztosítják, amelyek látótávolsága kölcsönösen átfedi egymást.

A legtöbb part menti navigációs segédeszköz egész évben működik. A Finn-öbölben lebegő navigációs kerítést általában télre eltávolítják.

A bóják és oszlopok elhelyezésének megbízhatóságában, valamint a lámpák jellemzőinek szigorú állandóságában nem lehet teljesen megbízni.

Speciális navigációs rendszerrel rendelkező területek. A Balti-tengeren, a Finn-öbölben, a Viborgi-öbölben és a Rigai-öbölben vannak egykori aknaveszélyes területek, amelyek minden hajó számára nyitva állnak. Javasoljuk, hogy a hajók egykori bányaveszélyes területeken közlekedjenek a térképeken megjelölt és a Ladoga-tóban a Balti-tengeren, a Finn-öbölben és a Rigai-öbölben a hajózási rendszer összefoglaló leírásában bejelentett hajózási utakon belül.

Korábbi bányaveszélyes területeken hajózva szigorúan be kell tartani az egyes területekre vonatkozó összefoglaló leírásban közölt hajózási rendet. Hajók horgonyzása az egykori bányaveszélyes területeken csak a kijelölt területeken megengedett. Az egykori bányaveszélyes területeken fenékhalászattal csak a hajózási és horgászati ​​bányabiztonsági szabályokról szóló hajóskapitányi utasítás követelményeinek szigorú betartása mellett lehet horgászni.

A fent felsorolt ​​területeken kívül a Balti-tengeren, a Finn-öbölben és a Rigai-öbölben vannak hajózásra tiltott területek, valamint tilos (vagy átmenetileg veszélyes) területek a horgonyzásra és a fenékhalászattal történő horgászatra. Vannak még hajókiképző területek, gyakorlóaknák és robbanásveszélyes lerakó területek.

Az összes fent említett terület fel van térképezve; a területek határait és a bennük lévő hajózás sajátosságait a Balti-tengeren, a Finn-öbölben és a Rigai-öbölben, valamint a Ladoga-tó hajózási rendszerének összefoglaló leírása tartalmazza.

Hajóforgalom-elválasztó rendszerek. Az ütközések kockázatának csökkentése érdekében a nehézhajózási területeken a Balti-tenger bizonyos területein forgalomelválasztó rendszereket telepítettek.

Ezeket a forgalomelválasztó rendszereket a hajók nappali és éjszakai használatra szánták, minden időjárási körülmény között jégmentes vizeken vagy enyhe jégviszonyok között, ahol nincs szükség speciális manőverezésre vagy jeges navigációra.

A forgalomelválasztó rendszerek használatának meg kell felelnie a COLREG-72 szabványnak.

Révkalauz szolgáltatás. A leírt területen kiépített kísérleti állomáshálózat található. Egyes kikötőkben, ahol nincs révkalauz, a révkalauzok feladatait a hajózási viszonyokat jól ismerő kikötői kapitányok vagy helyi halászok látják el.

A pilótát a Nemzetközi Jelzési Kódex szerint hívják. A pilótákról és a révkalauzról részletes tájékoztatás a hajózási szabályzatban és a navigációs leírás megfelelő helyein található.

HIDROMETEOROLÓGIAI VÁZLAT

A Balti-tenger keleti részén és a Finn-öbölben a hajók hajózásának hidrometeorológiai feltételei általában kedvezőek, bár számos tényező megnehezíti a hajózást.

Az egyik ilyen tényező a viharok, amelyeket általában erős hullámok kísérnek. Leginkább télen vannak viharok.

A navigáció nehézségeit a köd okozza, amely jelentősen csökkenti a látási viszonyokat. A köd leggyakrabban decembertől március-áprilisig figyelhető meg (a partoknál szeptembertől májusig). A látási viszonyok jelentősen romlanak a csapadék idején is, ami a nyílt tengeren főként az év őszi-téli időszakára korlátozódik. Jelentős veszélyt jelent a hajók, különösen a kisméretű hajók hajózásának biztonságára a hajók jegesedése, amely novembertől áprilisig a Finn-öbölben, decembertől márciusig pedig a tenger keleti részén figyelhető meg.

Télen a jég is nehezíti a hajózás körülményeit. A jégtakaró a Finn-öbölben éri el legnagyobb fejlődését.

METEOROLÓGIAI JELLEMZŐK. A leírt terület tengeri éghajlata mérsékelt szélességi körökkel rendelkezik; Kis éves léghőmérséklet-ingadozás, jelentős páratartalom és magas felhőzet, gyakori csapadék jellemzi. Meg kell jegyezni, hogy a Finn-öböl éghajlata súlyosabb, mint a régiók éghajlata nyílt tenger, ami annak a kontinensnek köszönhető, amelybe a Finn-öböl mélyen benyúlik.

A tél meglehetősen enyhe, túlnyomóan felhős idővel és gyakori csapadékkal. Nagyon hideg ritkák és általában rövid életűek. Télen a D-i, DNy-i és Ny-i szél uralkodik, gyakran vihar erejét is elérve.

A levegő hőmérséklete és páratartalma. Február az év leghidegebb hónapja. Ebben az időben a havi átlagos levegőhőmérséklet -1 és -8° között van a Finn-öböl térségében, és +1 és -3° között a tenger keleti részén. A léghőmérséklet a rendkívül heves tél egyes napján az öböl térségében -36, -42°-ra, a tenger keleti felén pedig -23, -34°-ra süllyedhet. Kivételes olvadások idején 6°-ra, illetve 10-12°-ra emelkedik.

Szelek. Februárban a térség nagy részén DNy-i, D-i és Ny-i irányú szelek dominálnak, ráadásul ilyenkor meglehetősen gyakoriak a DK-i szél.

A februári átlagos szélsebesség 5-8 m/s, a tenger és az öblök keleti felén pedig valamivel nagyobb a szél, mint a tengerparton.

Nyugalom ritkán figyelhető meg, gyakoriságuk szeptembertől márciusig havonta 1-3%.

A viharok gyakorisága a tenger keleti részén és az öblökben szeptembertől márciusig 5-15%.

Ködök. A tenger keleti részén a ködök gyakorisága februárban 6-9% (néhol 12%), a Finn-öbölben pedig egész évben 3-6%.

A köd gyakran megfigyelhető a Finn-öböl szigetein, ahol az átlagos éves napok száma eléri a 65-125-öt.

Láthatóság. Februárban a látótávolság gyakorisága kevesebb, mint 1 mérföld (10-20%). A láthatóság megismételhetősége 5 mérföld felett eléri a 30-60%-ot.

Felhősödés és csapadék. A felhőzet magas, és egész évben jelentős ingadozásoknak van kitéve. A tenger és az öblök keleti részén a felhős égbolt leggyakrabban az októbertől márciusig tartó időszakban fordul elő, és 60-80%; A tiszta égbolt gyakorisága ebben az időszakban nem haladja meg a 10-20%-ot.

A legtöbb csapadék a tenger és az öblök keleti részén októbertől februárig esik, amikor gyakorisága 15-30%.

HIDROLÓGIAI JELLEMZŐK. A Finn-öböl és a Balti-tenger keleti részének hidrológiai rendszerét jól fejlett széláramlatok, alacsony meredek hullámok, alacsony sótartalom és a felszíni vízréteg alacsony sűrűsége, valamint a mélyben sósabb és sűrűbb vizek jellemzik.

A Balti-tenger szintrendjének egyik legjellegzetesebb jellemzője a seiches.

A Finn-öbölben és a tenger keleti partja mentén állandó jég figyelhető meg.

Szint-ingadozások. Februárban az árapályszint-ingadozások kicsik. A túlfeszültség, a seiche és a szezonális ingadozások nagyobb jelentőséggel bírnak.

A szintingadozások nagysága a leírt területen esetenként nagyon nagy értékeket is elérhet.

Áramlatok. A jelenlegi rendszert a Finn-öböl és a Riga vízcseréje határozza meg a Balti-tengerrel, a régió déli részén pedig az Északi-tengerrel. Az áramlatokat jelentősen befolyásolja a szárazföldről lefolyó víz.

Rizs. 1.

A Balti-tengerben az állandó felszíni áramlatok két áramlat találkozásából jönnek létre, amelyek közül az egyik a Finn-öbölből, a másik a Botteni-öbölből származik. Bár az állandó áramlatok gyengék, és nincs jelentős hatással a nyílt tengeren a hajók sodrására, nem ajánlott elhanyagolni őket fokok közelében, szorosokban és szűkületekben, valamint víz alatti veszélyek közelében, ahol az áramlatok sebessége, általában növekszik.

A Finn-öbölben többé-kevésbé stabil, nyugat felé irányuló állandó áram folyik. Ezt az áramlatot a Néva folyóból származó víz áramlása okozza.

Az állandó áramok sebessége átlagosan 0,2-0,5 csomó között változik, helyenként 0,7-0,9 csomóra nő.

A szelek hatására átmeneti széláramlatok keletkeznek, a másodikok gyakran meghaladják az állandó sebességet, és a terület nyílt részein követik a szél irányát, attól kb. 30°-kal jobbra eltérve. A szél erősödésével az elhajlási szög csökken, és erős szélben nem haladja meg a 10°-ot. A part közelében az elhajlási szögek jelentős határok között változhatnak.

Izgalom. A Finn-öbölben és a tenger keleti részén erős hullámok leggyakrabban februárban figyelhetők meg, amikor a 2-6 m-es hullámmagasság gyakorisága eléri a 34-39%-ot; a Finn-öböl nyugati részén és a tengerben, bár ritkán, de 10 m-nél nagyobb hullámmagasság is előfordulhat, ebben az évszakban az 1 m-nél kisebb hullámmagasságok gyakorisága 15-27%, ill. az 1--2 m hullámmagasság gyakorisága 39--45%.

JÉG MÓD. A Finn-öböl jelentős részét a leningrádi kikötőtől a Moscsnij-szigetig, valamint a viborg kikötőtől a Hanko-félszigetig és a tenger keleti feléig terjedő siklóféléket mozdulatlan jég borítja. Az öblök nyílt területein általában megfigyelhető a sodródó jég, amely súlyos télen a Finn-öböl teljes vízterületén előfordul.

Februárban az állójég mérsékelt télen Gotland szigetére, a sodródó jég pedig Keri szigetére is kiterjedhet.

Nem szabad megfeledkezni arról, hogy a jégfolyamatok fejlődésének természete és a jég vastagsága évről évre igen jelentős ingadozásoknak van kitéve a tél súlyosságától függően.

Nagyon kemény teleken a legnagyobb jégvastagság a kotkai kikötőben is megfigyelhető, és eléri a 80 cm-t.

Hajók jegesedése. Jelentős veszélyt jelent a Balti-tengeren a hajók – különösen a kishajók – navigációjának biztonságára a hajók jegesedése, amely a Finn-öbölben novembertől áprilisig, a tenger keleti részén pedig decembertől áprilisig figyelhető meg. Március.

A hajók jegesedése negatív léghőmérséklet és erős szél esetén hullámzást, és ennek következtében a hajó tengervízzel való fröccsenését okozza. Jegesedés akkor is előfordulhat, ha túlhűtött csapadék esik, amikor a hajó túlhűtött ködben van, és amikor a tenger szárnyal.

A Balti-tenger melletti átjáró hajózási és földrajzi körvonala

A keleti a Balti-tenger egyes részein vannak aknák által veszélyes, horgonyzásra tilos, hajózásra tilos stb. területek, amelyek határai a térképeken láthatók. Ezekről a területekről a balti-tengeri hajózási rendszer összefoglaló leírása található.

Partok. A Balti-tenger keleti és déli partja az Ovisi-foktól a Rozeve-fokig túlnyomórészt alacsony és homokos. Itt egy síkság közelíti meg a tengert, helyenként termesztésre, másutt erdőkkel vagy cserjékkel borított síkság. Ezeket a partokat teljes hosszukban széles homokos vagy kavicsos strandok határolják. A strandok mögött a partvonallal párhuzamosan ritka tűlevelű erdővel vagy magas fűvel benőtt dűnék láncolata húzódik. Ez a partszakasz kevéssé tagolt.

A Balti-tenger déli partja túlnyomórészt alacsony és homokos. Itt egy síkság közelíti meg a tengert, helyenként termesztésre, másutt erdőkkel vagy cserjékkel borított síkság. Az egész partvonalat széles homokos vagy kavicsos strandok határolják; a strandok mögött a partvonallal párhuzamosan dűnék húzódnak, ritka tűlevelű erdőkkel vagy magas fűvel borítva. A déli partot sok helyen folyók szelik át, melyek közül a legjelentősebb az Odra folyó. A kikötők és kikötők a folyók torkolatánál találhatók.

A Balti-tenger déli partjának keleti része kevéssé tagolt. A Balti-tenger déli partjának nyugati részébe kiterjedt öblök nyúlnak be: Mecklenburg, Kieler Förde és Flensburger Förde. A Balti-tenger déli részének északi partja a Torhamnsudde-foktól Åhus kikötőjéig (55°56" é. sz., 54°09" keleti hosszúság) magaslaton fekszik, erdős, és sok szigetecskét, szikla és part szegélyezi, amelyek siklót alkotnak. Åhus kikötőjétől a Falsterbuudde-fokig ez a part jellegét tekintve nem sokban különbözik a Balti-tenger déli partjától. Alacsony, homokos, helyenként erdővel borított, enyhén domború.

szorosok és szigetek. A leírt területen található tengerszorosok közül a hajózás szempontjából a legfontosabbak: a Hamrarne-szoros vagy Bornholmsgat, amely elválasztja Bornholm szigetét a tenger déli részének északi partjától; a Lolakn és Fehmarn szigetek között található Fehmarn-öv, valamint a Cadet-Rennen átjáróként ismert szoros, amely északkeletről a Mecklenburgi-öbölbe vezet. A Hamrarne-szoros széles, mélyvízi és szinte veszélyektől mentes, a másik két szoros keskenyebb és sekélyebb, és itt több a veszély. Mindhárom szorosban elérhető nagy hajók. Kisebb hajózási jelentőségűek a keskeny és sekély Stralsunder-Farwasser és Fehmarn Sound szorosok, amelyek Rügen, illetve Fehmarn szigetét választják el a szárazföldtől.

A Balti-tenger déli részén kevés sziget található. A tenger déli részének közepén található Bornholm nagy szigete, melynek felszíne erdőkkel és mezőkkel borított magas fennsík Bornholm sziget partja javarészt meredek és mély. Bornholm északi csücskétől 14 mérföldre keletre találhatók a Christianse-szigetek.

A déli tenger déli partjainál két nagy sziget található: Rügen és Fehmarn. nyugati oldal Rügen szigetei síkvidékiek, a keleti szigetek magasak; A szigeten az erdő főleg a partok közelében nő. Fehmarn szigetét alacsony dombok borítják, és szinte nincs is rajta erdő. A déli tenger északi partjainál, a Thorhamnsudde-fok és Åhus kikötője között sok alacsony, sziklás sziget és sziklás sziget található.

Mélységek, fenékdomborzat és talaj. A Balti-tenger déli partjait 20 méternél kisebb mélységű, helyenként akár 40 mérföld széles sekélység szegélyezi. A leginkább elmerült terület Åhus kikötője és a Faljeterbuudde-fok között van; A 20 m-es izobát itt főleg 4-10 mérföldre halad el a partvonaltól. Tenger felé a 20 méteres mélységű izobátok a terület nyugati részének 30-40 méterétől a keleti részének 50-90 m-ig terjednek. A leírt területen a veszélyek főként a part közelében, a 20 m-nél kisebb mélységű sekélyeken koncentrálódnak. a Hamrarne-szorosban fekvő Davide Bank kikötőjéből. A Balti-tenger déli részén, a 20 m-es izobáttól a tenger felé a talaj túlnyomórészt agyag és iszap; a part közelében a talaj főleg homok, helyenként kő, iszap, kagyló és kavics található.

Navigációs segédeszközök. A Balti-tenger déli részének partjai jól felszereltek a navigációhoz használható vizuális segédeszközökkel, amelyek biztosítják a partok biztonságos megközelítését, a hajózást a fő szorosokon, átjárókon és hajóutakon, valamint a kikötők, kikötők és horgonyzóhelyek megközelítését. Sok veszélyt megvilágított és nem megvilágított bóják és mérföldkövek védenek. Csökkent látási viszonyok között a navigáció biztonságát a GPS rendszer és a ködriasztó különféle eszközei biztosítják. A legtöbb tengerparti és úszó navigációs akadály egész évben érvényben van. A bóják és oszlopok elhelyezésének megbízhatóságában, valamint a lámpák jellemzőinek szigorú állandóságában nem lehet teljesen megbízni.

Kikötők és rögzítések. A Balti-tenger déli partja a foktól. A Rügen-szigetig tartó Roseve-ra jellemző a csekély robusztusság, így szinte nincs is olyan öblök és öblök, amelyekben a hajók megvédhetnék magukat a széltől és a hullámoktól. Ustka, Darlowo, Kolobrzeg, Swinoujscie és Szczecin kikötői a part ezen szakaszán találhatók. A Balti-tenger déli partjának nyugati része meglehetősen tagolt; itt vannak Mecklenburg, Kieler Förde, Eckernförder Bay és Flänoburger Förde hatalmas öblei, védve a szelektől és a hullámoktól. Ezen a területen találhatók Sassnitz, Stralsund, Rostock, Warnemüde, Wismar, Lübeck, Travemünde, Kiel és Flensburg kikötői.

A Balti-tenger déli részének északi partja mentén számos kikötő és sok kikötő található. A legfontosabb kikötők Karlskrona, Ystad és Trelleborg. Ezen kívül sok horgonyzó- és rakodóhely is található a siklókban. A rakodási helyek általában egy vagy több horgonyzóhely, ahol a hajókat a vízből rakodják; egyes rakodóterületeken kis kikötőhely található.

Javítási lehetőségek és kellékek. A hajótest és a hajómechanizmusok javítását szinte minden esetben elvégzik főbb kikötőkben. Ugyanezen kikötőkben van lehetőség üzemanyag-, víz- és élelmiszer-utánpótlásra.

Mentőszolgálat. Mentőállomások hálózata működik a Balti-tenger déli részén; Mentőhajók vannak a nagyobb kikötőkben. A mentőállomások és felszereléseik elhelyezkedését a navigációs leírás tartalmazza.

A Balti-tenger hidrometeorológiai vázlata.

A leírt terület klímáját magas páratartalom és felhősödés, az év hideg (november-március) időszakában jelentős ködképződés, gyakori, az év során meglehetősen egyenletesen eloszló csapadék, uralkodó nyugati szél és viszonylag kis ingadozás jellemzi. a levegő hőmérsékletében egész évben. Az uralkodó szelek a délnyugati és a nyugati szelek, gyakran elérik a vihar erejét. A tavasz hideg és hosszú. A csapadék ritkábban esik, mint télen, a viharaktivitás pedig jelentősen gyengül a szezon vége felé. A derült égbolt gyakorisága nő, a köd gyakorisága csökken.

A nyár mérsékelten meleg, a meleg időjárás ritka és nem tart sokáig. A köd sokkal ritkábban figyelhető meg, mint télen és ősszel. Csökken a felhős ég gyakorisága, de érezhetően megnő a zápor formájában lehulló csapadék mennyisége. A leírt terület klímája a légkör általános keringésének hatására alakul ki, amely meghatározza a meleg és nedves légtömegek átjutását az Atlanti-óceánból. Emellett az észak-atlanti áramlat jelentős hatással van az éghajlatra, nagy tömegű meleg vizet hoz Európa északnyugati részének partjaira, amelyek egy része a Kattegaton, a Nagy- és Kisövezeten, valamint a Soundon keresztül jut be a Balti-tengerbe.

A leírt területet hatféle időjárás jellemzi: északkeleti, délkeleti, délnyugati, északnyugati, gyengén szeles, derült és instabil felhős.

A levegő hőmérséklete és páratartalma. Az év leghidegebb hónapjai a január és a február, amelyek havi átlaghőmérséklete -2° és 4° között változik, a nyílt tengeren pedig magasabb, mint a tengerparton. A legalacsonyabb hőmérséklet ezekben a hónapokban -20° és -30° között, a legmagasabb pedig 10° és 15° között alakul.

Az év legmelegebb hónapjai július és augusztus. A havi átlaghőmérsékletük mindvégig 15-17°. A legmagasabb levegőhőmérséklet ezekben a hónapokban 30° és 36° között, a legalacsonyabb 2° és 6° között alakul.

Az éves hőmérsékleti tartomány a leírt éghajlaton 17°--19°.

A levegő hőmérsékletének napi amplitúdója télről nyárra növekszik, és 3°--5°, illetve 8°--10°. A relatív páratartalom egész évben meglehetősen magas. A legmagasabb 80--90% októbertől márciusig, a legalacsonyabb 70--80% áprilistól júniusig figyelhető meg.

A relatív páratartalom napi ingadozása télen 3-8%, nyáron 10-20%.

Szelek. A leírt területen a széljárást elsősorban a légköri keringés jellege határozza meg. A tengerparton a helyi viszonyok jelentősen befolyásolják a szél sebességét és irányát. Az év nagy részében mindenhol DNy-i és Ny-i szél uralkodik, melynek összfrekvenciája 35-50%. Csak áprilisban és májusban csökken ezeknek a szeleknek a gyakorisága 20-30%-ra. Ezenkívül a nyári hónapokban az ÉNy-i szelek gyakran 15-25%-os gyakorisággal figyelhetők meg. Az átlagos havi szélsebesség a tengerparton októbertől áprilisig 3-6 m/s, májustól szeptemberig 2-5 m/s-ra csökken. A nyílt tengeren a havi átlagos szélsebesség 8 m/s-ra, illetve 4-6 m/sec-re nő.

A leírt területen ritkán figyelhető meg nyugalom, gyakoriságuk az év során 2-7. Az átlagos viharos napok éves száma a régió nagy részén 16-28. Csak néhol csökken 4-7-re. Viharok az év minden évszakában előfordulnak, de leggyakrabban az októbertől áprilisig tartó időszakban fordulnak elő, amikor az átlagos havi viharos napok száma 2-4, a májustól szeptemberig tartó időszakban pedig nem haladja meg az 1-et. Karlshamn kikötőjének és Ustka városának területén nem minden évben fordulnak elő viharok. A legnagyobb szélsebesség vihar idején gyakran eléri a 25 m/sec, kivételes esetekben a 34-36 m/sec-et is. A viharok időtartama általában nem haladja meg az egy napot. Szeptember-október és március között ebben az időszakban átlagosan 3-5 alkalommal fordulnak elő két napig vagy tovább tartó viharok. Nyáron meglehetősen gyakoriak a zivatarokkal kísért zivatarok. A meleg évszakokban szellő figyelhető meg. A tengeri szellő dél előtt jelentkezik, délután eléri a 3-6 m/sec sebességet és napnyugta előtt alábbhagy. A parti szellő gyengébb, mint a tengeri szellő, de akár 8 mérföldig terjed, vagyis kétszer olyan messze, mint a tengeri szellő.

Ködök. A nyílt tengeren a köd gyakorisága a meleg évszakban 3-6%, a hideg évszakban pedig 6-9% között mozog.

A tengerparton az évi átlagos ködös napok száma 25-50, helyenként 65. A ködöt leggyakrabban szeptember-októbertől márciusig lehet megfigyelni, amikor is havonta átlagosan 3-6 nap van velük, ill. helyenként havi 7-10. Köd a legritkábban június-augusztusban figyelhető meg, átlagosan nem haladja meg havonta egyszer. Áprilisban és májusban a ködös napok átlagos száma havi 2 és 5 között mozog.

Az év nagy részében 5 mérföld vagy annál nagyobb látótávolság jellemző. Legnagyobb, 60-85%-os gyakorisága április-májustól szeptemberig figyelhető meg, októbertől márciusig pedig 30-50%-ra csökken. A meleg évszakban az 1 mérföldnél kisebb látótávolság gyakorisága mindenhol nem haladja meg az 1-5%-ot.

Radar megfigyelhetőség. A Swinoujscie kikötőtől keletre eső parti sávot egész évben a radaros megfigyelhetőség uralja, melynek gyakorisága 40-50%, a fokozott radaros megfigyelhetőség gyakorisága 20-30%. Tavasszal javulnak a radaros megfigyelhetőség feltételei, csökken a kis hatótávolságú radaros megfigyelhetőség gyakorisága, nő az ultra-nagy hatótávolságú radaros megfigyelhetőség gyakorisága. Nyáron az uralkodó normál radaros megfigyelhetőség mellett a megnövekedett radaros megfigyelhetőség növekszik

Felhősödés és csapadék. A felhőzet egész évben magas. A legmagasabb átlagos havi 7-8 pont a novembertől februárig tartó időszakra esik, a többi hónapban 6 pont körül mozog. Az egész régióban felhős idő uralkodik egész évben. Így a felhős napok éves átlagos száma 120-160 között mozog, míg a derült napok éves átlagos száma nem haladja meg a 30-60-at. Leggyakrabban október és március között figyelhető meg a felhős idő a tengerparton. Ilyenkor a felhős napok átlagos havi száma 12 és 20 között mozog, a derült napok pedig nem haladják meg az 1-3-at. Az év többi részében a felhős napok átlagos havi száma 5-11-re csökken, a derült napok pedig 3-8-ra nőnek. A nyári hónapokra gomolyfelhők, míg az őszi és téli hónapokra a stratocumulus és a nimbostratus felhők jellemzőek.

A leírt régióban mérsékelt eső esik. Az átlagos éves mennyiség mindenhol 560-800 mm között mozog. Az év legnagyobb csapadéka júliusban és augusztusban esik: ezekben a hónapokban az átlagos havi csapadék eléri a 70-90 mm-t. A minimális csapadékmennyiség februártól májusig esik, amikor az átlagos havi mennyiség nem haladja meg a 30-50 mm-t. Más hónapokban 40 és 70 mm között mozog; Csak egyes területeken, egyes hónapokban növekszik 75-90 mm-re a csapadék mennyisége. A maximális napi csapadékmennyiség nyáron helyenként eléri a 90 mm-t, más évszakokban 25-60 mm között mozog.

A nyarat nagy mennyiségű csapadék jellemzi. A borító csapadék leggyakrabban 6-12 óráig tart, de előfordul, hogy rövid szünetekkel több napig egymás után. A csapadék nem tart tovább 1-3 óránál.

Áramlatok. A leírt területen a jelenlegi rezsimet az Északi-tengerrel való vízcsere és a szárazföldről lefolyó víz határozza meg, amelyek meghatározzák az állandó felszíni áramlatok rendszerét, a széltevékenységet, amely sodródó áramlatokat okoz, valamint a part és a tengerfenék konfigurációját. topográfia, amelyek befolyásolják a teljes áramlatok sebességét és irányát. Állandó felszíni áramlat alakul ki a Balti-tenger északi részén két áramlat találkozásából, amelyek közül az egyik a Finn-, a másik a Botteni-öbölből származik. a csatlakozás után az általános áramlás a svéd partot nyomva DNy-ra veszi az irányt, mindkét oldalon megkerülve Gotland szigetét, majd előbb Ny-ra, majd ismét DNy-ra fordulva a déli felé halad. a tenger. Ez az áramlat Bornholm szigetén áthaladva a szoroson keresztül az Északi-tengerbe jut. A tenger déli partja mentén Rügen szigetétől keletre az áramlat K-re folyik, majd körülbelül a leírt terület keleti határán két ágra szakad; az egyik áthalad a Gdanski-öbölön, É-ra fordul és a tenger keleti partja mentén halad, a másik pedig ÉNy-i és Ny-i felé fordul, ahol egyesül a Svéd partok mentén DNy-i irányban futó általános áramlással. . Bornholm szigetétől keletre a víz körforgása az óramutató járásával ellentétes irányban zajlik egész évben. Az állandó áramlatok nagyon gyengék, és az évszaktól és főként az uralkodó szelektől függően jelentős változásoknak vannak kitéve. A szél hatására megváltoztathatják sebességüket és irányukat. Bár a nyílt tengeren, a tengerbe kinyúló köpenyeknél, szorosokban és szűkületekben, valamint víz alatti veszélyek közelében az állandó áramlatok nem gyakorolnak jelentős hatást a hajók sodrására, ahol az áramlatok sebessége általában megnő, nem ajánlott elhanyagolni az ilyen áramok figyelembevételét. Az állandó áramok sebessége átlagosan 0,1-0,2 csomó, és csak néhány esetben nő 0,7-0,9 csomóra. A szél által generált sodródó áramlatok a legjelentősebb hatással vannak a hajózásra. A tengeren a sodródó áramlatok általában követik a szél irányát. A szélirány megváltozásakor az áram iránya is viszonylag gyorsan változik; Ennek eredményeként a sodródó áramlatok rendszerét az instabilitás jellemzi, amelyet vitorlázáskor szem előtt kell tartani. A megfigyelt sodródó áramokat gyakran nem határozzák meg helyi szelek, hanem a megelőző szél vagy a szomszédos területeken fújó erősebb szél miatt. Így az Északi-tenger felett erős ÉNy-i vagy Ny-i szél a szorosokon keresztül jelentős víztömegeket juttat a Balti-tengerbe, és 5 keleti áramlat a tenger déli részén; Amikor ezek a szelek gyengülnek, a víztömeg visszazökken. A szorosokban és a zárt öblökben a sodródó áramlat általában nem egyezik a szél irányával, sőt ellenkező irányú is lehet. A sodródó áram sebességét az azt okozó szél erőssége határozza meg, és elérheti a 2-4 csomót vagy még többet is. A Pomerániai-öbölben a parti áramlatok sebessége eléri a 3 csomót, a Rügen-sziget és a szárazföld közötti szorosban pedig erős északi széllel a 4-5 csomót. Az árapály-áramok a leírt területen a hajózás szempontjából nem jelentősek. A nyílt tengeren az árapály-áramok sebessége nem haladja meg a 0,1 csomót. Izgalom. A tenger kis mérete, különösen az öblök, valamint a viszonylag sekély mélység megakadályozza az erős hullámok kialakulását. Márciustól októberig az 1-6 erőhullámok uralkodnak, amelyek gyakorisága ekkor eléri a 60-80%-ot; Elég gyakran megfigyelhető a IV-V pontok izgalma, amelynek gyakorisága egész évben 20-40%;

A VI vagy annál nagyobb hullámok főleg szeptember-februárban fordulnak elő; amikor gyakorisága márciustól augusztusig eléri a 10-15%-ot, az ilyen jellegű zavarok intenzitása mindenütt gyengül, gyakorisága nem haladja meg a 3-8%-ot. Főleg DNy-ról és Ny-ról jön az izgalom (30 - 60%), de az év meleg időszakában ezen kívül ÉNy-ról is van izgalom. A hullámmagasság a terület nyílt részén esetenként eléri a 7--8 m-t, az öblökben a 4--5 m-t.

Hőmérséklet, sótartalom, vízsűrűség. A legmagasabb havi átlagos felszíni vízhőmérséklet, évi 15°--18°, júliustól szeptemberig figyelhető meg, és a déli partoknál (Pomerániai-öböl) magasabb, mint a nyílt tengeren. Októberben a víz hőmérséklete érezhetően csökken, november-decemberben pedig nem haladja meg a 4°-8°-ot. A nyílt tenger sótartalma egész évben alig változik, és körülbelül 7°/oo. A partok mentén tavasszal és nyáron a jég olvadása és a szárazföldről beáramló víz következtében a felszíni réteg sótartalma a legalacsonyabb az évben, 10-11 °/oo.