Погода в Санкт Петербурге из Норвегии

Норвежский сайт Спб и Ленинградская область Yr.no

 

часть 1. Морфометрическая характеристика и геология моря

1.1. Физико-географическое описание

Балтийское море является внутриконтинентальным шельфовым бассейном Антлантического океана. Оно омывает берега шести стран: Дании, Германии, Польши, СССР, Финляндии и Швеции. На западе граница Балтийского моря проходит по линии мыс Скаген (северная оконечность п-ва Ютландия)—юго-западная оконечность о. Черн (севернее Гетеборга). Связь Балтийского моря с Атлантическим океаном осуществляется через Северное море, проливы Скагеррак, Каттегат и Датские проливы (Большой и Малый Бельт, Эресунн (Зунд) и Фемарн-Бельт), однако, эта связь затруднена из-за мелководности проливов (глубина на порогах 7—18 м). Затрудненный водообмен между Балтийским и Северным морями играет важнейшую роль в формировании природных особенностей Балтийского моря.

Крайняя северная точка Балтийского моря расположена у полярного круга (65° 50' с. ш.), а крайняя южная точка — в Щецинском заливе (53°40' с. ш.). Таким образом, море по меридиану вытянуто на 12°10/ , что составляет около 1350 км. Крайняя западная точка моря расположена вблизи порта Фленсбург (9°25' в. д.), а крайняя восточная точка — в порту Ленинград (30°15' в. д.), следовательно, по параллели море вытянуто на 20°50', что составляет также около 1350 км (по параллели 54° с. ш.). Расстояние от порта Торнео, расположенного на крайнем севере моря, до мыса Скаген составляет около 1800 км. Из-за большой вытянутости вдоль меридиана и параллели отдельные районы Балтийского моря размещаются в различных физико-географических и климатических зонах. Это в свою очередь оказывает влияние на океанологические процессы, происходящие в море и отдельных его районах.

Площадь Балтийского моря вместе с проливами составляет 425,4 тыс. км 2 , а объем воды — 20,1 тыс. км3 (табл. 1.1).

 

 

Средняя глубина моря 48 м, максимальная 459 м (в точке 58°35' с. ш. и 18°14' в. д.). Преобладают глубины до 50 м, на долю которых приходится 60 % площади моря, на долю глубин более 200 м— около 0,3 % площади моря.

Балтийское море по занимаемой площади сопоставимо с Черным и Каспийским морями, но значительно больше по площади, объему и средней глубине Белого, Азовского и некоторых других морей.

Балтийское море имеет очень длинную изрезанную береговую линию, что обусловлено наличием многочисленных заливов и островов, особенно в северной его части. Общее количество островов составляет несколько тысяч, но большинство из них очень мелкие. Наиболее крупные острова: Готланд, Эланд, Сааремаа, Рюген, Хийумаа, Борнхольм и др.

Кильский канал (длина 100 км) соединяет Балтийское море с Северным. Канал был открыт для судоходства в 1895 г. Он почти на 300 км сокращает путь в Северное море.

Кроме того, по Балтийскому морю пролегает внутренний водный путь (по территории Швеции), позволяющий попасть в пролив Каттегат, и внутренний водный путь из Финского залива в Белое, Черное и Каспийское моря.

Собственно Балтийское море (без заливов, проливов и бухт) подразделяется на северную часть (от широты Ирбеиского пролива на север), центральную часть (от широты Ирбеиского пролива до Клайпеды) и южную часть Балтики (от широты Клайпеды до Датских проливов). Меридиан, пересекающий острова Форе и Готланд, условно делит Балтику на восточный и западный секторы (рис. 1.1).

Море расположено в полосе умеренного гумидного климата. Южная и центральная части моря не замерзают. Сплошные морские льды сковывают лишь Ботнический, Финский и Рижский заливы. Самым крупным северным незамерзающим портом на Балтике является Клайпеда. Водосборный бассейн характеризуется разветвленной речной сетью (см. рис. 1.1). Наиболее крупные реки: Одер, Висла, Даугава, Нева и Неман.

Балтийское море — солоноватый бассейн. Соленость поверхностных вод колеблется в больших пределах —от 8%о у о. Борнхольм до 2— 3%о в Финском заливе. Придонные воды более соленые—15—20%о. В Арконской впадине соленость составляет 16—20 %о, в Готландской—11 — 13 %о, в северных районах моря — 7—10 %о. Толща вод Балтийского моря четко разделена на два слоя: верхний распресненный и нижний осолоненный. Граница резкого изменения солености (галоклин) обычно колеблется от глубин 20—25 м (Арконская впадина) до 70—80 м (центральная часть Балтийского моря).

Ниже галоклина количество кислорода с глубиной резко уменьшается (с 6—8 до 0,1 —1,0 мл/л). Иногда у дна впадин кислород полностью исчезает, и появляется свободный сероводород. Образуются стагнированные (застойные) условия.

 

 

 

1.2. Морфометрическая характеристика

1.2.1. Строение и развитие берегов

Протяженность береговой линии Балтийского моря составляет около 22 000 км. К наиболее изрезанным следует отнести берега Финского и Ботнического заливов, а также п-ов Ютландия.

Берега Балтики (рис. 1.2) возникли и развиваются в пределах двух крупных тектонических структур — кристаллического щита Фенноскандии и Восточно-Европейской (Русской) платформы. На характер развития берегов основное влияние оказывали литологический состав и свойства горных пород и отложений, в меньшей степени — тектоника и условия залегания пород. Все берега Балтийского моря расположены на территории бывших материковых оледенений Скандинавии. Берега южных и восточных районов Прибалтики развивались преимущественно в ноздиеплейстоценовых ледниковых отложениях и в меньшей степени в голоценовых аллювиально-морских. В связи с тем, что Балтийское море расположено в пределах области непрывного воздымания, берега северной части среднего сектора Балтийского моря, Финского и Ботнического заливов испытывают значительное перемещение в сторону моря. Суша в северной части Балтийского моря поднимается со скоростью от +1 до + 9 мм/год. Только южные берега и примыкающий к ним участок берегов п-ова Ютландия испытывают незначительное погружение (0,5—2 мм/год). Нулевая изобата, т. е. линия, севернее которой происходит поднятие земной коры, в данное время располагается в восточных районах Прибалтики вблизи Клайпеды и Лиепаи. 

На Балтийском море с середины голоцена преобладает западный перенос воздушных масс и связанное с ним ветровое волнение северо-западных и юго-западных румбов. На отмелых в основном песчанистых берегах юго-восточной Балтики при достаточном количестве материала и волновом поле зарождаются и функционируют мощные вдольбереговые перемещения наносов в виде долголетних дииавию с Финляндией. В районе Лулео можно выделить так называемый шхерно-фьордовый участок берега. В Онгернаиланде широко развит типичный шхерный берег [116]. 

В Северном Кваркене, Кальмарсунде и в бух. Ханёбуктен, а также в районе Гёвле распространены абразионно-аккумулятивиые берега. На островах Готланде и Эланде имеются берега глиитового типа. Клифы, находящиеся на востоке этих островов и на юге п-ва Сконе, сложены ледниковыми отложениями. Аккумулятивные берега — песчаные и песчано-гравийные. Они хорошо развиты в прол. Кальмарсунд, на юго-востоке о. Эланд и в бух. Ханёбуктен.

Абразионные участки в Швеции составляют около 700 км. С этих берегов ежегодно в море поступает от 615 до 1080 тыс. м 3 обломочного материала, из которого почти половина выносится в открытое море [18]. Относительно слабая активность волновых процессов (она усиливается только при ветре восточных направлений) и дефицит наносов обусловили слабое развитие аккумулятивных форм (пляжей, кос и т. д.). На аккумулятивных берегах Швеции явно преобладает материал с подводного берегового склона.

Берега Дании.

Балтийские берега Дании характеризуются сильной изрезанностью береговой линии, обилием крупных и мелких островов, мелководностыо прибрежий и как следствие — относительно пониженной энергетикой береговых процессов. Датские берега развились и продолжают развиваться в условиях пересеченного холмисто-долинного моренного рельефа. На п-ве Ютландия широко распространенный тип берега — так называемый фьордовый берег, представляющий собою чередование относительно возвышенных участков с долинообразиыми узкими понижениями, далеко уходящими в глубь материка. Это затопленные морем бывшие долины, переработанные выпахивающим воздействием плейстоценовых ледников. Низменные берега, как правило, являются аккумулятивными с широкими песчаными пляжами и авандюнами. Берега на возвышенных участках представлены уступами и клифами. Например, клиф о-ва Мэн, представленный белоснежными меловыми породами, имеет высоту 130 м.

 Для многих низменных участков датского берега характерны ветровые (сгонно-нагонные) осушки, такие, например, как в Рижском заливе и зал. Пярну или в вершине Ботнического залива. Здесь имеются широкие пляжи и береговые дюны. Вдольбереговые миграции наносов ограничены. Их мощность на порядок меньше, чем на восточных берегах Балтики [18]. В береговой зоне преобладают илистые осадки, а на месте песчаных пляжей во многих местах развиты приморские луга или задернованные каменистые осушки.

На о-ве Борнхольм, принадлежащем Дании, на севере и северо-западе в докембрийских кристаллических породах выработан высокий клиф (до 60 м). На остальном протяжении берег сложен рыхлыми четвертичными отложениями [116].

Берега Германии.

Северо-западные берега западной Германии так же как и берега Дании, представлены фьордовым типом, а на участке от Кильской до Любекскоп бухт берега — абразиоиио-бухтовым типом. Здесь берег низменный, местами задернованный, с песчаными пляжами. Берега сложены в основном четвертичными отложениями; выходы меловых пород ограничены. Абразионные процессы проявляются главным образом на выступах или мысах, а общая длина разрушаемых берегов достигает только 55 км. За счет абразии берегов в море здесь поступает 130—250 тыс. м 3 /год обломочного материала, около 40 % выносится за пределы береговой зоны [28]

Длина береговой линии восточной Германии (включая крупные острова) составляет около 400 км. Здесь преобладают абразионно-аккумулятивиые бухтовые, абразпонно-бухтовые и так называемые бодденовые типы берегов [36]. Широко распространены песчаные и гравийно-галечииковые пляжи, а также авандюны. В восточной Германии длина разрушаемых берегов в 3 раза больше, чем в западной Германии. Берега представлены в большинстве случаев четвертичными отложениями (морена, флювиогляциальные пески и гравийно- галечный материал). На о-вах Рюген (Аркона), Хиддингзель и Узедом находятся высокие клифы, сложенные меловыми породами [127]. Абразионные уступы развиты во многих местах (Висмар, Фиш- ланд, Росток). В районе Дарссер-Орт происходит мощная прогрессирующая аккумуляция наносов [127].

Суммарный объем ежегодной потери обломочной массы берегов в восточной Германии колеблется от 800 до 1000 м3 .

Динамика береговых процессов внутрибодде- новых берегов из-за изолированности, экранирован- ности и мелководья водоемов выражена слабо.

Берега Польши.

Длина берегов достигает почти 500 км, из которых 40 % относится к абразионным. Активные клифы развиты там, где к морю вплотную примыкает моренное плато или холмисто- моренный рельеф [116]. Здесь высота их максимальна (60—70 м и более). Такие отдельные (разделенные долинами или понижениями) плато называются кемпами. Клифы берегов Польши выработаны преимущественно в ледниковых отложениях. Только восточнее п. Розеве размыву подвержены глины и алевриты третичного возраста. На абразионных участках (с учетом подводного склона) ежегодно мобилизуется около 1 —1,4 млн м3 терригенного материала. Примерно 1/3 указанного объема в виде взвеси выносится за пределы бере говой зоны [18]. Следует иметь в виду, что в период экстремальных и сравнительно продолжительных (2—3 сут) штормов объем перерабатываемого волновыми процессами берегового материала может увеличиться до 50 % и более, так как при таких штормах весь берег подвергается воздействию волн, течений и ветра (разрушаются песчаные береговые уступы, авандюн).

Основные очаги, питающие береговую зону, расположены в районе Колобжег — Нехоже и на островах Волын — Узнам. Оттуда к вершине Приморской бухты следуют два разнонаправленных потока прибрежных наносов. Здесь развиты широкие песчаные пляжи и авандюны. Наиболее длинный и мощный поток — это так называемый Хельский вдольбереговой поток наносов [56]. Он получает питание от абразии берега в районе Колобжега, а также от других клифов (Ямно, Ярославен, Устка, Лсбо, Розево). Этот направленный на восток поток наносов частично разгружается у п. Дарлово [133]. Тем не менее терминалом раз

Винс-Грав (глубина до 41 м) соединяется с проливом Ферман-Бельт.

Пролив Малый Бельт, соединяющий Кильскую бухту с Мекленбургской, представляет собой желоб с ровным дном; в его средней части глубины колеблются от 26 до 34 м. Ширина желоба между 20-метровыми изобатами составляет около 10 км.

Рельеф дна Мекленбургской бухты и прилегающей к ней части моря очень ровный, глубины достигают 24—26 м. Площадь и объем воды вместе взятых Мекленбургской и Кильской бухт составляет соответственно 82 тыс. км2 и 100 км3 , что значительно превышает аналогичные характеристики проливов Большой и Малый Бельт. Другие проливы, заливы и бухты, расположенные в районе Датских проливов, занимают площадь всего 315 км2 , а объем воды в них составляет около 16 км3 .

Меклеибургская бухта соединяется с Балтийским морем через пролив Кадет-Рениен, представляющий собой желоб с максимальной глубиной 32 м, но на выходе из бухты располагается порог Дарсер — песчаная отмель между островами Лолланн, Фальстер и Мэн на северо-западе и побережьем восточной Германии (от Гелигендамма до о. Хиддензее) на юго-востоке. Наименьшая глубина на пороге 18 м; ширина наиболее узкой части порога составляет также 18 м. Через пороги Дарсер и Дрогден осуществляется общий водообмен Балтийского моря.

 Собственно Балтийское море расположено между переходной зоной и Ботническим, Финским, Рижским и Калининградским (Вислинским) заливами. Миновав пороги Дарсер и Дрогден, североморские воды попадают в первую впадину собственно Балтийского моря — Арконскую. Эта впадина имеет округлую форму; глубина впадины более 40 м, максимальная глубина 55 м. Склоны впадииы пологие, образованы они слабохолмистыми наклонными равнинами. Слабохолмистый рельеф дна впадины покрыт рыхлыми осадками поздне- и послеледникового возраста и представляет собой почти плоскую равнину. Выходы коренных пород отмечаются вблизи о. Борнхольм и на мелководной банке Рённе, расположенной к юго- западу от острова, поверхность которой осложнена небольшими уступами и грядами за счет этих выходов. Арконская впадина с востока ограничена Сконе-Одерским порогом, который протянулся от п-ва Сконе (на севере) через о. Борнхольм, банку Рённе, порог Адлер-Грунд до банки Одер-Банк (на юге) перед устьем Одера. 

Основной поток североморских вод направляется через более глубоководную часть Сконе-Одер- ского порога, находящуюся на пороге Борнхольмсгат (45 м), между о. Борнхольм и Шопеном (пр. Хамрарне). На остальных участках этого порога глубины значительно меньше — на банках Рённе и Одер-Банк они не превышают 15 м, в районе Адлер-Грунд — 26 м. В Борнхольмской впадине глубины превышают 100 м. Эта впадина имеет корытообразную форму с равномерным понижением дна к центру с преобладающими глубинами более 90 м; максимальная глубина 108 м. Рельеф склонов и дна этой впадины, так же, как и Арконской, слабохолмистый. Прибрежные мелководья вдоль берегов Швеции, восточной Германии и Польши с глубинами 20—25 м имеют преимущественно выровненный рельеф. На внешних участках мелководья с глубинами до 45 м развиты процессы выравнивания рельефа. В пределах мелководий располагаются пологие возвышенности, сложенные песчаным материалом, образовавшиеся за счет размыва ледниковых отложений.

Борнхольмская впадина отделена от центрального бассейна Балтийского моря системой повышения дна. На севере его в пр. Кальмарсунд, отделяющем о. Эланд от побережья Швеции, глубина на пороге составляет всего 6 м. Между о. Эландом И Средней банкой глубины достигают 46 м, а южнее Средней банки, в Слупском желобе — более 60 м (максимальная 77 м). На Слупской банке глубины составляют менее 20 м, а между банкой и побережьем Польши глубины увеличиваются до 30 м. 

В Центральном бассейне, который простирается до Аландских островов и Финского залива, расположен Готландский порог, имеющий меридиональное направление и являющийся наиболее крупной положительной формой рельефа Балтийского моря. На севере он имеет форму вала, на котором располагается небольшой о. Готека-Сандё и несколько мелководных банок с глубиной менее 20 м. В средней части порога возвышается о. Готланд, к югу от которого порог расширяется и доходит до Слуп- ского желоба. Южная часть порога с глубинами 30—40 м представляет собой равнину с беспорядочно разбросанными небольшими холмами и грядами ледникового происхождения. На ней возвышаются банки Хобург, Северная Средняя и Южная Средняя с глубинами менее 20 м. Рельеф поверхности банок в основном выровнен, но местами встречаются небольшие гряды. Готландский порог делит центральный бассейн на большую восточную и меньшую западную части. В восточной части находится самая большая в Балтийском море Гот- ландская впадина, к северу от нее — впадина Форе, к югу—Гданьская впадина. Наибольшая глубина этих трех впадин составляет соответственно 249, 205 и 118 м.

 В западной части Центрального бассейна (западнее Готландского порога) расположены в направлении с севера на юг впадины Ландсортская, Норркепинг и Карлсэ (наибольшая глубина впадин соответственно 459, 205 и 112 м). Ландсортская впадина является самой глубокой впадиной Балтийского моря. От впадины Норркепинг она отделена порогом глубиной 112 м.

В северной части Центрального бассейна расположена вытянутая в широтном направлении Се- веро-Балтийская впадина с максимальной глубиной 219 м. С впадиной Форе она соединена узким желобом, прорезающим приподнятые участки морского дна. Таким же желобом впадина Форе соединена и с Готландской впадиной. Глубина желобов 120—130 м. На востоке Северо-Балтийская впадина при постепенном уменьшении глубин свободно соединяется с Финским заливом. На севере она отделена от Ботнического залива мелководьем Шхерного моря (между Финляндией и Аландскими островами) с глубинами менее 40 м и порогом южнее Аландского моря (глубина 40 м), в котором имеется узкий канал глубиной 70 м. В Аландском море, расположенном между Швецией и Аландскими островами, находится впадина в виде широкого желоба (максимальная глубина 301 м). На севере Аландское море отделено от Ботнического залива порогом Южный Кваркен глубиной 70 м.

По характеру расчлененности рельефа дна Центральный бассейн Балтийского моря можно разделить на три крупных района [28]: южный, где преобладает выровненный рельеф; средний, где наблюдается ступенчатое строение рельефа дна; и северный, где преобладает холмисто-грядовый рельеф дна.

Прибрежное мелководье вдоль берегов СССР имеет две зоны: подводный береговой склон с глубинами до 20 м и внешнюю часть мелководья. Рельеф мелководья выровнен, хотя на внешней его части отмечаются небольшие холмы и гряды высотой 5—10 м, оставленные ледниками. Глубже 50 м прибрежное мелководье плавно переходит в пологие склоны впадин с уклоном менее Г. Эти склоны характеризуются мелкохолмистым моренным рельефом, почти не прикрытым современными осадками.

Возвышенные участки прибрежного мелководья образуют банки: Клаппедскую банку с глубинами 45—50 м, банки Випкова, Михайловскую, Сарычева и другие с глубинами менее 20 м. Вершинные поверхности банок выровнены абразиопио-аккуму- лятивиыми процессами, а на склонах этих банок отмечаются невысокие уступы, образовавшиеся за счет абразии берегов при более низких стояниях уровня моря.

В ряде мест прибрежное мелководье и склоны впадин пересекают подводные долины, многие из которых представляют собой как бы продолжения рек, впадающих в море, т. е. древние русла. Наиболее крупной является долина Пранемаиа, проходящая с глубин 20—25 м от Куршской косы до северного края Гданьской впадины. Меньшие по размерам долины обнаружены на склонах Борн- хольмской впадины, в районе Слупской банки и Самбийского полуострова, а также в Финском, Рижском заливах, в Мекленбургской и Поморской бухтах. Все они свидетельствуют о более низком стоянии уровня моря и о существовании на месте современных впадин позднеледниковых бассейнов.

Склоны Готландского порога к впадинам моря на глубинах более 50 м пологи и представляют собой наклонные равнины с многочисленными холмами и грядами ледниково-аккумулятивного происхождения. Такой же характер рельефа дна наблюдается и на пороге между Готландской и Гданьской впадинами.

Дно впадин Центрального бассейна моря, напротив, хорошо выровнено и представляет собой аккумулятивные поверхности, созданные за счет накопления рыхлых послеледниковых осадков.

Севернее Готландской впадины находится широкая зона ступенчатого рельефа дна, протянувшаяся от побережья Швеции иа западе до Моонзуидского архипелага на востоке. Ступенчатость рельефа выражена в виде банок, возвышенностей и впадин, разделенных структурными уступами. Наиболее крупными возвышенностями дна, представляющими собой почти ровные плато с глубинами 80—100 м, являются Западно-Сааремское и Западно-Готланд- ское. Самый северный из уступов, протянувшийся до о. Элаид, представляет собой древний ордовикский глинт высотой до 60—80 м. Южнее этого уступа от о. Сааремаа до северной оконечности о. Готланд и далее вдоль его северо-западного берега тянется несколько уступов высотой до 30— 50 м, представляющих силурийский глинт.

Еще южнее прослеживается цепь слабо выраженных уступов высотой всего 10—15 м, относящихся к девонскому глинту. Рельеф ступенчатых плато, возвышенностей и банок имеет мелкохолмистый характер. Местами встречаются локальные структурные уступы. В целом район ступенчатого рельефа дна представляет собой моноклинальную ступенчатую равнину, сформировавшуюся в дочетвертичный период и испытавшую впоследствии воздействие ледников, которые оставили на ее поверхности ледниково-аккумулятивиый рельеф в виде многочисленных холмов и гряд.

Вдоль самого северного ордовикского глинта протянулись с востока на запад Северо-Балтийская и Ландсортская впадины. Их дно имеет общий уклон от прибрежных мелководий Финляндии и Швеции к подножию глинта, где располагаются максимальные глубины.

Ландсортская впадина делится па северную и южную части подводным порогом, отходящим от Западно-Готландского плато. Наиболее глубоководна северная часть впадины, в которой расположен самый крупный Ландсортский желоб подковообразной формы. Он имеет почти нерасчлененные крутые склоны (до 15—20°). Дно желоба узкое и плоское. Участок с глубинами более 400 м имеет длину около 25 км, а ширину 2—4 км. Во впадине обнаружены и другие менее значительные желоба с преобладающими глубинами 150—190 м.

Северо-Балтийская впадина несколькими подводными грядами меридионального простирания делится на ряд отдельных впадин с глубинами от 120 до 200 м.

 Холмисто-грядовый рельеф Северо-Балтийской и Лаидсортской впадин образован многочисленными холмами и грядами, ориентированными в основном с севера на юг и юго-восток, т. е. по направлению движения ледников в далеком прошлом. Отдельные холмы и гряды достигают высот 30—50 м и имеют довольно крутые склоны, до 3— 5°. Дно между холмами и грядами покрыто слоем рыхлых осадков, под которыми залегают моренные отложения, обнаруженные на вершинах отдельных холмов и гряд. Ближе к прибрежному мелководью Финляндии и Швеции покров моренных отложений прерывается и на дне обнажаются коренные породы кристаллического фундамента. В южных частях впадин, вдоль подножия ордовикского глинта, наоборот, сформировались узкие полосы аккумулятивных равнин за счет активных процес сов современного осадкообразования. 

 Прибрежные мелководья Финляндии и Швеции с глубиной до 50 м имеют расчлененный холмисто- грядовый рельеф, слабо затронутый процессами выравнивания. Во многих местах прибрежные мелководья и прилегающие к ним склоны впадин прорезаны узкими подводными долинами, находящимися в основном на продолжении фьордов и проливов шхерного побережья. 

Глубина вреза их в дно моря составляет 20— 40 м, реже 50 м.

 Заливы.

Наиболее крупные заливы Балтийского моря — Ботнический, Финский и Рижский. Ботнический залив порогом Северный Кваркеи (глубина всего 25 м) делится на две части: южную, или Ботническое море, на севере которого, во впадине Ульве, глубины достигают 301 м, и северную (Бот- теивпк) с максимальной глубиной 146 м (впадина Быоре). Рельеф дна Ботнического залива имеет холмисто-грядовое расчленение с отдельными долинами ледникового происхождения. На дне впадин северной и южной частей залива участки холмисто- грядового рельефа чередуются с участками выровненного рельефа, где глубины составляют 100— 150 м. Здесь же располагаются желоба меридионального простирания, к которым приурочены максимальные глубины впадин.

Рельеф дна Финского залива очень похож на рельеф дна Северо-Балтийской впадины, которая, как отмечалось, практически переходит в Финский залив. Вдоль южного берега залива тянется крутой подводный уступ ордовикского возраста, который поднимается над уровнем моря в виде берегового глинта Эстонии. Вдоль подножия этого глинта расположена цепь узких аккумулятивных равнин с глубинами 70—80 м. На север от них дно постепенно повышается, переходя в прибрежное мелководье Финляндии. Подводный рельеф здесь типичный холмисто-грядовый с субмеридионалыюй ориентацией форм. В восточной части залива из-за наличия интенсивного выноса осадочного материала реками Невой, Нарвой и другими дно образовано хорошо выровненными аккумулятивными равнинами с глубиной 30—50 м. Над ними возвышаются обработанные ледником и волновой деятельностью останцы в виде небольших банок и островов с крутыми склонами.

Дно Рижского залива имеет более простое строение подводного рельефа. Оно образует чашеобразную впадину, в центре которой возвышается вытянутое в северо-западном направлении поднятие с о. Рухну. Преобладающие глубины на дне залива составляют около 40 м, а максимальная глубина, расположенная восточнее о. Рухну, достигает 56 м. Поверхность дна хорошо выровнена за счет накопления мощной толщи рыхлых осадков. Прибрежные мелководья фактически представляют собой подводные береговые склоны, плавно переходящие в пологие склоны впадины залива.

1.3. История развития моря, геологическое и тектоническое строение дна

1.3.1. История развития и эволюция моря

До начала оледенения в северном полушарии местность, где в настоящее время находится Балтийское море, представляла собой болотно-озерную область с многочисленными островами и поднятиями. В болотах и озерах накапливались песчаные и глинистые толщи осадков с торфом и бурым углем.

 Оледенение в северном полушарии началось около 3,0—2,5 млн лет назад. Оно то усиливалось при общей тенденции продвижения края ледников по территории Балтийского моря на юго-запад, то ослабевало при тенденции отступания ледников на северо-восток.

К началу плейстоцена территория Балтийского моря была сушей. В эоплейстоцеие (1 800 000— 690 000 лет назад) в пределах современного Балтийского моря располагалась озерно-речная равнина с выровненным рельефом. В начале плейстоцена в депрессию будущего Балтийского моря со Скандинавских гор начали спускаться массы льда» которые здесь накапливались до определенной мощности (2—3 км) и образовали ледниковый покров (щит). Под действием гравитационных сил ледниковый щит приобретал пластическое ра- диально-секторное истечение, которое контролировалось неровностями подстилающей поверхности. В продолжении плейстоцена (690 000—16 000 лет Назад) территория Балтийского моря неоднократно служила областью накопления ледников и ареной интенсивного ледникового выпахивания (экзарации) и транзита. Как свидетельствуют данные изучения разрезов плейстоценовых ледниковых отложений, дочетвертичные породы дна Балтийского моря не менее трех раз, возможно, 5 или даже 7 раз, испытывали сильную экзарацию. 

Впадина Балтийского моря служила своеобразным трогом (корытообразной долиной) для продвижения плейстоценовых ледников. Возникал Балтийский ледниковый поток, движение которого сильно зависело от перепада высот и конфигурации депрессии на месте современного Балтийского моря. От главного ледникового покрова по пониженным участкам на месте современных заливов (Рижского, Куршского, Вислинского, Одерского и др.) отделялись ледниковые лопасти, которые в дальнейшем распространялись на положительные участки Прибалтики (холмы, горки).

В начале среднего плейстоцена на территории Балтийского моря отмечены следы межледникового Гольштейнского моря, которое возникло между окским (эльстер) и днепровским (заале) оледенениями. Отложения Гольштейнского моря [128] представлены серыми алевритами и тонкослоистыми песками с органическими остатками. Максимальные мощности межледниковых гольштейнских отложений достигают 30 м в Калининградской области, 20—120 м на западе Латвии, 35 м на западе Литвы.

Микулинские (земские) межледниковые морские отложения (установлены на о. Суур-Прангли в Финском заливе у берегов Эстонии и на севере Курземского полуострова у пос. Колка (Латвия).

Покров четвертичных отложений на территории дна Балтийского моря сравнительно маломощный.

Наиболее полный разрез четвертичных ледниковых отложений изучен в южной и юго-восточной частях Прибалтики. Эти отложения сформированы ледниковыми покровами, которые передвигались из Фенноскандии по депрессии Балтийского моря и из нее распространялись на районы суши.

Из Скандинавских гор лед растекался на запад в Атлантический океан и на юго-восток в Балтийское море [24]. Уже на юге Ботнического залива лед сильно эродировал (выпахивал) дно. Эрозия еще сильнее протекала к югу от Аландских островов.

Балтийский ледниковый поток, возникший на территории Ботнического залива, двигался по низине Балтики с севера на юг. Затем в южной части Балтийского моря он поворачивал и продолжал движение в направлении восток — юг — запад.

Значительное влияние рельефа на движение льда проявилось в краевых частях ледникового покрова, где мощность льда была меньше.

Ледник, встретив преграду с отвесными склонами, дислоцировал (сминал) породы ложа и уносил их отторженцы. Так возникли отторженцы палеозойских, мезозойских и третичных пород в ледниковых отложениях Прибалтики. Во время кульминации оледенения ледниковый покров перешел границы Балтийской депрессии и распространялся разными лопастями на восток, юго-восток и юго-запад. Так, на разных этапах плейстона отделялись Рижская, Нижне-Нямунская, Вислинская, Одерская и другие ледниковые лопасти. Территория южной Прибалтики покрывалась Рижской (Средне-Литовской) и Нижне-Нямунской ледниковой лопастями. Экзарациониая деятельность указанных ледниковых лопастей в значительной мере обусловила конфигурацию заливов Балтики, разместившихся в настоящее время в этих районах. Наибольшая экзарация пород ложа происходила в центральной части ледникового потока, а также в районах лопастей, имевших максимальные мощность, скорость и экзарацпонпую способность.

В течение одного и того же оледенения экзарация пород ложа Балтики проявилась в разной степени во время различных фаз. Экзарация пород дна Балтийского моря более интенсивно происходила в период начальной и конечной фаз оледенения, когда толща льда была меньше и движение ледника зависело от впадины моря. При большой мощности льда верхние слои ледникового покрова в меньшей мере зависели от рельефа, чем нижние.

В фазу максимального развития ледникового покрова интенсивно экзарировались не только породы дна, но и породы островов и побережий Балтики.

Количественные подсчеты валунов и галек в моренах Германии и Дании позволили сделать целый ряд важных выводов о динамике и экзарационной деятельности балтийского ледникового потока в течение плейстоцена [24].

Отложения древнего оледенения (Эльстер) в северо-западной Германии и Дании образованы двумя ледниковыми потоками — норвежским и балтийским. Балтийский ледниковый поток двигался с севера на юг. В начале и конце этого оледенения ледник был связан с депрессией Балтийского моря и двигался по ней. Впадину моря он переходил только в период максимума оледенения. Со дна моря он принес большое количество валунов осадочных пород.

В период максимума среднего оледенения (заале) преобладал норвежский ледник. К концу оледенения заале балтийский ледник покрыл весь п-ов Ютландия, что сопровождалось большой экзарационной деятельностью на дне Балтийского моря.

Исследования морен южной Прибалтики также позволяют оценить интенсивность ледниковой экзарации в депрессии Балтики на разных этапах плейстоцена.

В центральной части современного Балтийского моря ледниковая донная экзарация интенсивнее проявлялась на тех этапах плейстоцена, когда ледник из своих центров на севере передвигался почти меридионально на юг (первая половина раннего, средняя и заключительные стадии позднего плейстоцена).

Деятельность плейстоценовых ледников, неоднократно спускавшихся во время плейстоцена со Скандинавских гор на Северо-Европейскую равнину, в значительной степени видоизменила рельеф депрессии современного Балтийского моря.

Около 54—50 тыс. лет назад вся площадь Балтийского моря, включая и большую часть Датских проливов, находилась еще под ледниками. Край ледников проходил по высокому побережью Дании, а также по побережьям Германии [130]. После этого ледники стали то постепенно таять и отступать, то снова нарастать и наступать. В период с 50 тыс. лет назад до 15—13 тыс. лет назад насчитываются десятки таких колебаний края ледников.

Возникновение и дальнейшее развитие современного Балтийского моря происходило на протяжении поздне- и послеледникового периодов, продолжительность которых составила около 13000 лет. Таким образом, Балтика, как морской водоем, является молодым образованием. Предшественниками современного Балтийского моря были межледниковые морские водоемы, которые неоднократно возникали и исчезали в котловине современной Балтики. Зарождение и развитие позднечетвертнчного (современного) Балтийского моря неразрывно связано с таянием (деградацией) последнего Скандинавского ледникового покрова в пределах Балтийской котловины.

 Переменное соотношение в пространстве и во времени эветатических колебаний уровня воды, с одной стороны, и вертикальных движений земной коры, с другой, приводили то к трансгрессиям, то к регрессиям водоема. В результате этого возникала или прекращалась связь с Мировым океаном и происходила смена пресноводных водоемов солоноводными, и наоборот. Это послужило основанием для подразделения истории современной Балтики на ряд отдельных стадий и фаз развития 

 Стратиграфия осадков и эволюция моря.

Балтийский водоем начал свое существование в позднеледниковый период, около 13 тыс. лет назад [35, 58, 132]. Как известно, о солености и глубине бассейна можно судить по диатомовым водорослям. Состав диатомей в осадках определяет выборочная сохранность панцирей. 

В донных отложениях комплекс диатомей создается в результате отбора видов, которые лучше противостоят первичной (в водной толще) и вторичной (в процессе диагенеза) растворимости.

При сравнении видового состава диатомовой флоры в планктоне и поверхностном слое осадков выяснилось, что перенос панцирей за период оседания их на дно относительно невелик.

 Процесс образования диатомовых комплексов в палеобассейнах (в зависимости от региональных гидрологических и гидрохимических условий) лучше всего проследить по основным закономерностям формирования диатомовых комплексов в осадках поверхностного слоя.

По палинологическим данным, фации осадков, накопившиеся с послеледникового периода до настоящего времени, характеризуются чертами, которые свойственны отложениям крупных водоемов с активным гидродинамическим режимом, а именно: наличием перерывов в осадконакоплении, высоким содержанием пыльцы и спор, хорошей их сохранностью, постоянным осреднением состава спорово-пыльцевых спектров и искажением этих спектров за счет большого количества пыльцы сосны. Последние два фактора не всегда позволяют решить вопрос о времени формирования донных осадков [60].

 В Балтийском море можно выделить две фациальные зоны донных отложений — глубоководную и прибрежную,— различающиеся составом спорово-пыльцевых спектров. 

На основании детальных исследований разрезов прибрежных и глубоководных отложений, в которых отсутствуют стратиграфические перерывы, и их корреляций с пыльцевыми данными отложений прилегающей суши удалось расчленить сложный комплекс донных осадков Балтики на отдельные слои и соответствующие им палинозоны с учетом смены диатомовых комплексов и литологических особенностей.

 При разработке системы палинозон учитывался принцип Иверсена, согласно которому каждая из них должна отражать коренные изменения в составе растительности. 

 За основу биостратиграфического расчленения донных осадков принята схема климатической периодизации поздне- и послеледникового периодов, созданная А. Блиттом и Р. Сернандером. Для донных осадков Балтики выделено 11 палинозон (рис. 1.6, см. вкладку), в характеристиках которых отражены основные региональные черты пыльцевых спектров [60]. 

Позднеледниковый период подразделяется на пять хронозон: ранний дриас, беллинг, средний дриас, аллеред и поздний дриас (см. рис. 1.6.). В этот период существовали стадии Балтийских приледниковых водоемов (БПВ) и Балтийского ледникового озера (БЛО).

Стадия Балтийских приледниковых водоемов (БПВ, 13200—11800 лет назад1- 1 В разных источниках приводятся различные даты отдельных стадии развития Балтийского моря, они расходятся между собой в пределах нескольких сот лет. Это объясняется отсутствием общепринятых возрастных рубежей отдел ). Ко времени 13 200—1300 лет назад приурочено освобождение отступающим ледником юго-западной и юго-восточной окраин Балтийской котловины. Между фрон. том ледника и освобожденной ото льда суши образовались и развивались сложные системы водоемов. Очертания и уровень этих водоемов были подвержены многократным изменениям в зависимости от вертикальных движений зон суши, смены порогов стока, климатической обстановки и динамики края ледника.

Стадию БПВ условно можно подразделить на две фазы: 1) местные приледниковые озера, 2) Южнобалтийское приледниковое озеро. Как в местных, так и в Южнобалтийском приледииковом озере на дне накапливались преимущественно крупноленточные глины. Их накопление шло за счет размыва морен, распространенных как выше уреза озер (на их водосборе), так и на дне. В целом последовательность образования литолого-геохимических комплексов, отражающих историю развития и геохимическую эволюцию, можно проиллюстрировать данными комплексов позднечетвертичных осадков, отобранных в южной части Готландской впадины на глубине 160 м (рис. 1.7) [45]. На моренных суглинках залегают крупноленточные, затем — микроленточные глины, химически заметно отличающиеся от подстилающих морен. Это — типично «водные» осадки. Они накапливались с большой скоростью главным образом за счет размыва морен. Об этом свидетельствуют высокое содержание СаСОз, очень низкое содержание CopP, Si02a.M и других элементов. В толще ленточных глин образовывались аутигенные кальцит и барит.

Стадия Балтийского ледникового озера (БЛО, 11800—10 200 лет назад). Возрастной рубеж между стадиями БПО и БЛО проведен условно с учетом факта слияния в одно целое вод Южнобалтийского приледникового озера с остатками системы приледниковых озер северной Эстонии. Это могло произойти в начале аллереда, т. е. около 11 800 лет.

назад. В то время большая часть акватории Центральной Балтики была свободна ото льда, а край ледника на длительное время приостановился в полосе Среднешвелских-Южнофинских конечных морен. Согласно данным палинологического анализа, позднеледниковый горизонт расчленяется на три палинозоны, характеризующие время (снизу — вверх): средиедриасовое, аллередское и позднедриасовое. Послеледниковый горизонт характеризует восемь палинозон от преборсальной до современной (рис. 1.8).

Отступание ледника с полосы конечных морен Фенноскандии, у горы Бнллинген, в Средней Швеции привело к быстрому и окончательному дренажу БЛО. 

Под конец существования БЛО значительная часть юго-востока Финляндии, Карелии и Эстонии находилась под водой, а Ладожское озеро соеди нялось с БЛО. На юге и юго-востоке Балтики суша далеко распространилась за пределы современной береговой линии (рис. 1.9). В данное время в результате значительного поздне- и послеледникового поднятий земной коры абсолютная высота береговых линий БЛО составляет: в районе Ботнического залива 220 м, на северо-западе Эстонии 75 м, в Западной Латвии 58 м, в Литве 12 м. Южнее г. Клайпеда береговые линии БЛО находятся уже ниже уреза воды. 

Позднеледниковый период подразделяется на пять хронозон: пребореальную, бореальную, атлантическую и субатлантическую.

Стадия Иольдпевого моря Y (10 200—8 800 лет назад). Эта стадия относится к началу послеледникового периода и соответствует пребореальной хронозоие. Момент отступания ледника от горы Биллинген, в Средней Швеции, считается началом развития Иольдпевого моря (рис. 1.10). Это произошло 8 015 лет до н. э. Осадки Иольдпевого моря обнаружены в Аркоиской, Борнхольмской, Готлаид- ской и Гданьской впадинах. Судя по остаткам в них диатомовой флоры, это море было солоноватоводным. Повышенная соленость Иольдиевого моря отмечается в Эландской впадине, что, по-видимому, связано с близостью этого района к древнешведским проливам, которые соединяли в пребореальное время Балтийскую котловину с Мировым океаном. 

Пребореальное время характеризовалось неустойчивым климатическим режимом, что подтверждается пока фрагментарными палинологическими данными.

В начале стадии Иольдпевого моря почти вся юго-западная акватория Балтики представляла собою сушу. На месте Борнхольмской и Гданьской впадин располагались заливы этого моря, береговые линии которых сейчас обнаружены па глубине 80—60 м. В результате поднятия земной коры высота расположения береговых линий Иольдиевого моря в северном регионе повысилась на 200 м и более.

В конце существования Иольдиевого моря произошла трансгрессия и некоторое повышение солености воды. На основании этого некоторые исследователи выделяют отдельную фазу развития водоема— море Эхинейс. В пребореальное время Ладога впервые стала самостоятельным озером, в которое воды Иольдиевого моря не проникали. Начавшееся быстрое поднятие земной коры на месте пролива привело к постепенному прекращению водообмена с океаном и опреснению водоема В результате проникновения в иольдиевый бассейн соленых вод, заполнивших некоторые из впадин, водная толща расслоилась: у дна находились более плотные (солоноватые) воды, сверху — распресненные.

Стадия Анцилового озера А (8800—7 500 лет назад). Эта стадия соответствует бореальной хронозоне. Примерно 9500 лет назад пролив Иольдиевого моря обмелел и сузился, и на его месте образовалась мощная р. Свея, по которой шел поток вод Иольдиевого моря на юго-запад, в океан. Постепенно вода настолько опреснилась, что в Балтийской котловине опять образовался пресный водоем, получивший название Анцилового озера (рис. 1.11). В связи с поступательным поднятием земной коры сток вод через озерно-речную систему Свей окончательно прекратился, и водоем быстро превратился в замкнутый пресноводный бассейн. Судя по составу диатомовых комплексов донных осадков, Анциловое озеро было холодиоводным олиготрофным бассейном.

В самом начале стадии Анцилового озера огромные пространства дна прибрежной акватории Южной и Средней Балтики стали сушей, которая впоследствии была затоплена водами анциловой трансгрессии. Регрессия, происшедшая в конце этой стадии, значительно понизила уровень воды данного водоема. Продолжительность существования автономного (без водообмена с океаном) Анцилового озера составляет около 600 лет. 

Береговые линии Анцилового озера в Северной Балтике расположены на высоте до 130 м над уровнем моря, а в Средней и Южной Балтике — на глубине до 35 м.

В Анциловом озере на дне впадин накапливались серые гомогенные глины. В глинах содержался гидротроилит, много сульфидов железа. Местами образовался вивианит. По мелководным окраинам Анцилового озера были лагуны, в которых накапливались черно-серые и черные сапропелевые илы, содержащие до 15 % Сорг.

Стадия Литоринового моря L (7 500—4 200 лет назад). Эта стадия охватывает почти весь атлантический и ранний этап суббореального периодов (рис. 1.12). Опускание земной коры в районе Датских проливов и одновременно происшедшее повышение уровня Мирового океана привели к возникновению Датских проливов и увеличению притока в Балтийскую котловину морской воды. Началось постепенное осолоиение водных масс, которое с определенным опозданием продвигалось с юга на север. Это вызвало резкую смену гидрологических условий, которые нашли соответствующее отражение в изменении животного и растительного мира, а также процессов осадкообразования.

Некоторые авторы начальный этап развития Литоринового моря рассматривают как отдельную стадию, так называемое Мастоглоевое море. Для этой стадии, точнее, фазы, характерны трансгрессия и появление комплекса диатомовых (руководящие виды Mastogtoia smithii), свидетельствующих об осолонении водоема. Так как Мастоглоевое море постепенно превращается в Литорииовое, его следует рассматривать в качестве фазы Литоринового. Усиление водообмена с океаном через Датские проливы привело к значительному повышению солености.

Береговые линии Литоринового моря в северной части Ботнического залива обнаружены на абсолютных отметках, превышающих 100 м, в Эстонии — на высоте 25 м, в Латвии — на высоте 13 м, в Литве— на высоте 5—6 м. На южном и юго-западном побережьях Балтики литорпновые береговые линии располагаются в основном ниже современного уровня моря.

Максимум литориновой трансгрессии является кульминационным уровнем подъема воды в Балтийском водоеме за весь послеледниковый период. Наступившая в суббореальный период регрессия была вызвана преимущественно поднятием земной коры, а не эветатическим понижением уровня моря. Скорость изостатического и тектонического поднятий земной коры в регионе Балтийского моря, начиная с литориновой стадии, стала заметно умень шаться.

Состав диатомовых комплексов в отложениях различных районов Балтики позволил выявить более тепловодиый характер Литоринового моря в юго-западной части, а также постепенное уменьшение солености водных толщ с юга на север.

Во второй период существования Литоринового моря началось формирование главных черт побережья современной Балтики. В стадию литориновой трансгрессии соленые североморские воды проникали в Балтику в виде глубинного (придонного) потока, постепенно заполняя впадины и вытесняя из них пресные воды. В конце концов все впадины оказались заполненными солеными водами. Водная толща расслоилась на верхний полуосолоненный и хорошо перемешанный слой и нижний, более соленый. Между ними возник резкий илотностный барьер, что мешало вертикальному перемешиванию вод.

В верхнем обогащенном питательными солями слое бурно развивался фитопланктон. Падающий вниз органический детрит интенсивно накапливался на дне. Кислород, содержащийся в нижнем слое вод, интенсивно расходовался в процессе гниения накопившейся органики. В результате в осадках, а затем и в придонных водах стал появляться свободный сероводород. Он то исчезал (когда во впадины проникали свежие североморские воды), то вновь появлялся. Донные илы обогащались не только органическим веществом, но и Mn, Fe (Fe2+), местами — БЮгам, Р, Ва, Си, Zn, Mo. Эта ассоциация элементов характерна для илов периферийных участков впадин, для участков, где в природных водах почти всегда в небольших количествах содержался кислород. В глубоководных же участках впадин образовывались илы с иным комплексом химических элементов. Сами илы являются микрослоистыми, творожистыми карбонатио-марганцовис- тыми. Они обогащены Сорг—С02—Mn—Mo—Se(As). По составу донные илы уникальны: они не встречаются нигде в других участках Мирового океана. Илы содержат до 9,5 % Сорг, до 5,0 % Si02aM, до 6,60 % СОз, до 6,54 % Мп, до 8,58 % Fe.

Стадия развития Балтийского моря, начавшаяся 7,8—7,9 тыс. лет назад (литориновая трансгрессия), продолжается и поныне.

Стадия Послелиторинового или Современного моря PI (4200 лет назад и поныне). Послелиториновый этап охватывает суббореалыюе и субатлантическое время. Поскольку после максимальной трансгрессии Литоринового моря физико-географические изменения были несущественными, то есть основание весь остальной период развития Балтийского моря назвать послелиториновым или современным.

Некоторое уменьшение соленых вод, поступающих из океана (в связи с обмелением Датских проливов), а также относительное увеличение количества пресных вод, приносимых речным стоком с суши, привело к заметному опреснению водоема. Граница между литориновой и послелиториновой стадиями условно проведена по временному уровню более резкого снижения солености вод, которое наступило 4500—4200 лет назад.

Современная стадия Балтики характеризуется постепенным сокращением видового состава и значительным увеличением роли холодноводных эвригалиппых видов, свидетельствующих об опреснении Балтийского моря на современном этапе. Стадия Лимниевого моря прослеживается также и для Борнхольмской и Гданьской впадин. В районе Готландской впадины, Рижского и Финского заливов прослеживается единый нерасчлененный послелиториновый комплекс диатомей.

1.3.2. Геологическое и тектоническое строение и твердые породы дна.

 Балтийское море располагается в юго-западной части докембрийской Восточно-Европейской платформы. Историю геологического изучения дна моря можно разделить на три этапа. До 1960 г. геологические исследования носили случайный характер и были направлены в основном на изучение донных осадков. Второй этап (1960—1980 гг.) характеризуется планомерной направленностью геолого-геофизических исследований с целью выяснения глубинного строения дна моря и мелкомасштабного картирования геологических и тектонических структур. В это время были проведены большие работы как в Советском Союзе (ВНИИГео- физика, ВНИИМоргео, Атлантическое отделение Института океанологии АН СССР), так и за рубежом. Полученные результаты нашли отражение в ряде книг и монографий. На третьем этапе (с 1980 г. и по настоящее время), наряду с продолжением работ по геологическому картированию и геолого-геофизическому изучению глубинного строения, развернулось поисково-'разведочное бурение на нефть и газ на дне моря, началась геолого- промышленная оценка некоторых видов минеральных ресурсов (гравийно-песчаные смеси, янтарь, фосфориты)

В пределах моря выделяются три крупные геологические структуры: Балтийская синеклиза, Балтийский щит и Краевая синклиналь (рис. 1.13). Центральную часть моря занимает Балтийская синеклиза — прогиб, который образовался в докембрийском кристаллическом фундаменте Восточно- Европейской платформы 300—500 млн. лет назад. Этот прогиб заполнился осадками палеозоя, нижние горизонты которых являются нефтеносными. Северная и северо-западная части моря и Финский залив расположены на склоне Балтийского щита, а Ботнический залив — на самом щите, который Сложен древними (докембрийскими) кристаллическими породами. Юго-западная часть моря (к югу от о. Борнхольм) занята Краевой синклиналью, которая сочленяется с Балтийской синеклизой и Балтийским щитом через систему глубинных разломов и надвигов, получивших название линии Торнквиста — Тейссера. Краевая синклиналь и названные разрывные нарушения являются наиболее молодыми в пределах Балтийского моря. Они сформировались в мезозое (начиная с 150 млн. лет назад) и кайнозое под влиянием тектонических движений, происходящих в Альпийском складчатом поясе, который в свою очередь возник при субдукции (погружении) земной коры древнего океана Тетис в результате столкновений Евроазиатской и Афрнкано-Гондванской континентальных плит.

Балтийский щит, породы которого слагают северные берега Балтийского моря, дно Ботнического залива и частично Финского, является древней и устойчивой положительной структурой. Этот щит делится глубинными разломами на ряд блоков [104]. Северная часть Балтийского моря расположена в пределах самого крупного из них — Свекофеннского блока, охватывающего юго-западную Финляндию и Восточную Швецию. В составе этого блока преобладают сильно метаморфизованные осадочные и вулканические породы, кристаллические сланцы, гнейсы и граниты, возраст которых более 1,5 млрд. лет. Поверхность Балтийского щита плавно погружается под дно Балтийского моря. Свекофениский блок, как и другие участки Фенноскандии в целом, в настоящее время поднимается. В недавнем прошлом (в плейстоцене), когда здесь существовал толстый ледниковый покров, эта область земной коры под давлением льда испытала значительный прогиб. Исчезновение ледника привело к общему изостатическому поднятию щита, который будет продолжаться еще длительное время. Как считают некоторые геофизики, это может привести к исчезновению Балтийского моря.

Балтийская синеклиза формировалась длительное время (до 0,5 млрд. лет). Наиболее интенсивные прогибания земной коры происходили здесь в силурийский период (435—395 млн. лет назад). В пределах Балтийского моря породы сииеклизы имеют плавный наклон с севера на юг. В отдельных местах имеются зоны пологих поднятий (антиклинальных структур) и прогибов (синклинальных структур). Выделяется Лиепайско-Салдусская зона поднятий и ряд поднятий Южной Балтики. Балтийская синеклиза заполнена осадочными породами кембрия, ордовика, силура, девона, карбона, перми, триаса, юры, мела и осадками кайнозоя (рис. 1.14). Большая часть из них образовалась в нормальных морских условиях (в мелководных водоемах прошлых эпох). Для некоторых эпох (например, перми) были характерны засолоненные лагуны, в которых формировались мощные толщи поваренной соли. В ордовике и силуре наблюдалось образование строматопоровых и коралловых биогермов и рифов, которые сейчас слагают некоторые банки на дне Центральной Балтики, а также развиты на островах Готланд, Сааремаа и др.

Краевая синклиналь, в отличие от Балтийской синеклизы, не претерпевшей значительных дислокаций, сложена осадочными породами, которые испытали сильное сжатие. Они смяты в мелкие складки в основном северо-западного простирания и разорваны многочисленными надвигами, сбросами, сдвигами и трещинами. Верхняя часть осадочного чехла этой синклинали представлена меловыми и юрскими породами, мощность которых намного больше, чем в Балтийской синеклизе. Здесь есть сравнительно молодые (пермские) вулканические породы (базальты), отсутствующие в Балтийской синеклизе. 

Геология Ботнического залива хорошо изучена шведскими и финскими учеными [137, 139]. Он образовался в депрессии Скандинавского щита. Дно залива представлено метаморфизованными осадочными породами, метаморфическими и магматическими породами протерозоя и археозоя. В юго- западной части залива шведские геологи закартировали прогиб кристаллического фундамента, который заполнен осадочными породами кембрия и ордовика (рис. 1.15).

Финский залив вытянут в широтном направлении почти на 440 км при средней ширине около 70 км. Берега сильно изрезанные, скалистые. Прибрежная мелководная часть изобилует многочисленными островами и мелкими фьордами (шхерами). Дно залива расчленено ледниковыми (троговыми) и древними речными долинами, банками, возвышенностями и уступами. Современные и позднеледниковые осадки в северной части моря залегают на древних кристаллических породах склона Балтийского щита, а в южной — на кембрийских терригениых и ордовикских карбонатных отложениях.

Рижский залив имеет форму, близкую к эллипсу, с осями около 150 и 100 км. Дно ровное, берега слабоизрезанные, низменные, покрыто четвертичными осадками мощностью до 80 м. Эти осадки лежат на верхнесилурийских, нижне- и среднедевонских карбонатнотерригенных осадочных породах.

 Куршский и Вислинский заливы являются лагунами, отгороженными от моря песчаными косами. Современные и позднечетвертичные осадки залегают на разных горизонтах неогеновых и меловых отложений, мощность которых достигает сотни метров. Разрез палеозойских отложений под Заливами характеризуется наличием соленоносных толщ нижнепермского возраста и нефтеносных горизонтов нижнего кембрия.

Остров Готланд. Площадь 2690 км 2 , высота до 83 м. Берега отвесные, обрывистые, особенно северо-западные. Остров сложен силурийскими отложениями и кораллово-строматопоровыми рифами. Карбонатные породы пригодны для получения извести, цемента, строительного камня.

Остров Саарсмсш. Наиболее крупный остров в Моонзундском архипелаге. Площадь 2714 км 2 , высота до 54 м. Берега обрывистые и выположенные. Силурийские отложения, составляющие остров, разделены на несколько горизонтов. Более древние из них обнажены в его северной части. Разведаны и разрабатываются месторождения облицовочного камня, строительного доломита, известняков для обжига извести, а также торфа и лечебных грязей. Поверхность острова покрыта каменистой почвой и моренными осадками.

Одной из известных геологических достопримечательностей острова является группа метеоритных кратеров Каале — единственная в Европе. Падение железного метеорита массой около 1000 т произошло 2700 лет назад. Диаметр наибольшего кратера ПО м, глубина 16 м.

Остров Хийумаа. Площадь 965 км 2 , высота до 54 м. Нижнесилурийские, верхне- и среднеордвикскне карбонатные и терригеновые толщи, слагающие остров, разделены на ряд литолого-стратиграфических горизонтов (см. рис. 1.17). Разведаны месторождения торфа, строительного камня и известняков.

Остров Эланд. Площадь 134 км 2 , максимальная высота до 60 м. Остров слагают карбонатные и терригенные породы ордовика и кембрия. Имеются месторождения строительного камня, известняков для изготовления извести, мергелей для получения цемента, квасцовых сланцев.

По выходам твердых пород можно, не прибегая к бурению, провести геологическое картирование дочетвертичных отложений. Дочетвертичные осадочные породы содержат целый ряд минеральных ресурсов, в том числе являются нефтегазоносными. Сведения о распространенности обнажений твердых пород необходимо учитывать при развитии рыболовства, при судовождении, инженерно-геологических изысканиях, строительстве подводных сооружений и коммуникаций. В экспедициях при драгировках подводных обнажений нами было определено, что поверхность обнажений твердых пород нередко покрыта скоплениями и пятнами мазутоподобного вещества, тогда как на соседних участках, где развиты современные осадки, таких скоплений нет. Видимо, неуплотненные осадки способны поглощать и перекрывать новыми слоями опускающиеся на дно нефтяные сгустки, а твердые породы, лишенные осадков, аккумулируют их на своей поверхности. Учет этих поглощенных осадочной толщей продуктов загрязнения на дне моря необходим, так как при изменении гидрологического режима, усилении донных течений и т. д. они могут размываться и распространяться на большой акватории, и, кроме того, влияют на донную флору и фауну.

Результаты исследований, проведенных после 1970 г., позволили выяснить основные закономерности распределения обнажений твердых пород на дне Балтийского моря и изучить состав и возраст этих пород. По этим данным была составлена первая схематическая геологическая карта дна Балтийского моря [28] и выявлены прямые признаки осадочного чехла [27]. 

На дне Балтийского моря выступы (обнажения) твердых горных пород наиболее часто встречаются в северной части Центральной Балтики, где они приурочены к глинтовым уступам. В южной части Центральной Балтики твердые породы обнажаются в древнебереговых клифах (1.16). Нередко обнажения твердых пород находятся на склонах банок, котловин, врезах древних речных и ледниковых долин на дне моря, на экзорированпых (размывающихся) платообразных останцах и выступах, не закрытых современными осадками и т. д. Почти полным отсутствием обнажений твердых пород характеризуются центральные части котловин, где развиты мягкие слоистые и полужидкие илы.

Магматические и метаморфические породы до- кембрийского фундамента обнажаются на дне моря в северной его части, в Ботническом и Финских заливах, где они слагают склон Балтийского щита. В южной части моря кристаллические породы фундамента встречены в скважинах на глубинах от 2,5 км (Янтарное — Зеленограда и до 3,5—5 км (Гданьская впадина). Породы фундамента на дне моря представлены красными гранитами, похожими на аландские, гнейсо-гранитами, амфиболитами и кристаллическими (биотит—мусковитовыми) сланцами. Во впадинах фундамента залегают терригенные кварцевые породы верхнего протерозоя. Севернее о. Готланд и в Ботническом заливе обнажаются иотиийские кварцевые песчаники. Аналогичные песчаники обнаружены советскими исследователями севернее о. Хийумаа. Нередко здесь встречаются сургучные яшмовидные песчаники, похожие па кварцито-песчаники Шокшинского месторождения Карелии.

Кембрийский терригенный комплекс на дне моря прослеживается в виде узкой полосы от северного побережья Эстонии до восточного побережья Швеции. Породы этого комплекса, представленные гравелитами, песчаниками, алевролитами и аргиллитами, возникли за счет продуктов разрушения, выветривания и переотложения пород фундамента. По составу они изменяются от аркозовых (кварц-полевошпатово-слюдистых) до кварцевых. Нередко песчаники пиритизировапы, ожелезнены (пропитаны гидроокислами железа) и содержат зерна глауконита.

Терригенно-карбонатный комплекс пород ордовика развит южнее полосы кембрийского комплекса и занимает на дне моря значительную площадь, которая в виде широкой (до 60 км) зоны тянется от берегов Эстонии до южного побережья Швеции. Среди пород ордовика преобладают органогенно-обломочные, детритусовые и шламовые известняки. Встречаются оолитовые и фосфатизированные известняки, доломиты, песчаники и сланцы. В Финском заливе на отрезке между северной оконечностью о. Хийумаа и Таллинном при драгировках нами были найдены обнажения горючих сланцев, относящиеся по возрасту к нижнему ордовику. Содержание Сорг в собранных на дне моря образцах сланцев равно 10— 15 %. Отмечаются повышенные в них концентрации Си, Zn, Pb, Mo. Аналогичные по составу сланцы были найдены шведскими геологами на дне южной части Ботнического залива. Эти сланцы являются радиоактивными и содержат до 0,02 % U.

Карбонатно-терригенный комплекс пород силура занимает на дне моря наибольшую площадь по сравнению с другими литологостратиграфическими комплексами. Широкой полосой (от 100 км на северо-востоке до 160 км на юго-западе) он прослеживается от островов Хийумаа и Сааремаа через о. Готланд почти до о. Борнхольм, юго-западнее которого перекрыт мезозойскими осадками Датско-Польского авлакогена. В составе комплекса преобладают мергели, известково-глинистые сланцы, аргиллиты, песчаники. В северной части Центральной Балтики значительное распространение имеют органогенно-обломочные и биогермные известняки.

Терригенный комплекс нижнего девона распространен в Центральной Балтике и Рижском заливе. На дне моря этот комплекс плохо обнажен. Судя по единичным образцам, полученным при драгировках восточного склона Готландской впадины в районе Вентспилса и Ирбенского пролива, он состоит из пестроокрашенных (коричневых с зелеными пятнами) песчаников и алевролитов. Реже встречаются доломиты.

Карбонатно-терригенный комплекс среднего и верхнего девона и нижнего карбона развит на дне Центральной Балтики в районе Вентспилса—Лиепаи. На восточном склоне Готландской котловины имеются хорошие обнажения пород этого комплекса. Одно из таких обнажений на северо-западном склоне высокой гряды было прослежено на протяжении 5—7 км (от 56°50,5' с. ш. 19°36,5'в. д. до 56°53,4' с. ш. 19°41' в. д.). Состав пород на этом отрезке сохраняется неизменным и представлен пестроцветными песчаниками, красноцветными аргиллитами и доломитами. В образцах доломитов имеются пустоты, вероятно, от выщелачивания кристаллов гипса.

Галогенный терригенно-карбонатный комплекс пород перми плохо обнажен на дне Балтийского моря. На дне моря этот комплекс состоит из доломитов, известняков, алевролитов, песчаников и гравелитов. Каменная соль и ангидриты обнаружены в верхнепермских отложениях в разрезах буровых скважин, пробуренных вблизи советского (Калининградская область) и польского побережий. Так, северо-западнее Балтийска толща солей и ангидритов имеет мощность около 250 м и залегает на глубине около 0,9—1,2 км ниже дна моря. Наиболее чистая каменная соль находится в средней части толщи и составляет пласт мощностью до 100 м. Верхняя и нижняя части верхнепермской соленосной толщи содержат больше ангидрита. В них встречаются прослои доломитов и известняков. Во время образования этих соленосных толщ (около 255 млн лет назад) рассматриваемая часть дна Балтики представляла собой северо-восточную периферию большого солеродного бассейна, занимавшего почти весь север Западной Европы. В этом бассейне (он получил название цехштейнового) кроме каменной накапливались также калийные соли и медноносные сланцы.

Мезозойско-кайнозойский терригенный комплекс пород занимает обширную площадь в южной и юго-восточной частях Балтийского моря. В его составе выделены отложения нижнего триаса, юры, мела и палеогена.

Отложения нижнего триаса и юры прослеживаются по дну моря от района Паланги в юго-западном направлении. В районе Гдаиьского залива они перекрываются отложениями мелового периода и западнее на поверхность дна моря не выходят. Состав пород мезозойско-капиозойского комплекса очень разнообразный. В триасе преобладают пест- роцветные (бордовые, зеленые, серые) плотные глины, алевролиты, песчаники, мергели, оолитовые известняки. Находки линз и включений гипса в красноцветных глинах свидетельствуют о том, что в раннем триасе осадконакопление происходило в засолоненных водоемах. Отложения юры на дне моря представлены песчаниками и песками кварцево-слюдистого состава, алевролитами, мергелями известняками, образование которых происходило в мелководном морском бассейне с нормальной соленостью воды. Наиболее широко на дне Южной Балтики распространены терригениые отложения меловой системы, представленные глауконито-кварцевыми песками, песчаниками, алевролитами с гнездами и желваками фосфоритов. Желваков иногда так много, что они сливаются в линзовидные слои.

Глауконитовые пески и песчаники с повышенным содержанием рудных минералов (ильменита, циркона) характерны для палеогена. В отложениях эоцена имеются слои алевролитов зеленовато- голубого цвета («голубая земля»), в которых заключено большое количество желваков и обломков янтаря. Эти слои являются продуктивным горизонтом, из которого добывается основная масса янтаря (9).

Отложения неогена являются терригеппыми и состоят из песков, алевритов и глин. Эти отложения содержат пласты бурого угля в неогеновых (миоценовых) отложениях. Это Грачёвское (вблизи Светлогорска) и Мамоновскос. Запасы угля в них составляют более 50 млн. т. Не исключено, что бурые угли могут быть обнаружены в аналогичных отложениях на дне моря.

Таким образом, твердые породы дна Балтийского моря представлены в основном осадочными образованиями, которые по составу и возрасту разделены на ряд литолого-стратиграфических комплексов, слагающих северо-западное крыло Балтийской синеклизы.

Для этих отложений характерно пологое (3— 5°) однообразное наклонное залегание слоев с преимущественным погружением на юг — юго- восток. Наиболее древние слои осадочного чехла (вендские) обнаружены в северной части моря. По направлению к югу они погружаются на глубину до нескольких километров и перекрываются более молодыми породами палеозоя, мезозоя и кайнозоя (рис. 1.17). Самые молодые неогеновые породы имеются лишь в южной части Балтийского моря. Современные (голоценовые) и моренные отложения несогласно перекрывают более древние породы.

Вдоль побережья Самбийского полуострова мористее Светлогорска — Янтарного на глубине 3— 96 м выявлена серия погруженных древнеберего- вых клифов, в которых обнажаются породы мезозойско-кайнозойского комплекса. Наиболее высокие и протяженные клифы характерны для боле прочных пород, представленных окварцеванными алевролитами и песчаниками палеогена. В слаболитифицированных породах мела и юры клифы небольшие по размерам (высота 0,5—1,0 м, протяженность 20—30 км) и очень пологие.

Клифы и глипты — основные морфоструктуры на дне Балтийского моря, к которым приурочено наибольшее количество обнажений твердых пород. Эти морфоструктуры встречаются в разных частях моря на глубине до 160 м. В северной части Центральной Балтики выявлена система протяженных уступов (глинтов), заложенных в терригенных и карбонатных породах ордовика и кембрия. Эта система была прослежена нами с отбором образцов пород на протяжении более 130 км. Уступы здесь не являются непрерывными. Они кулисообразно заходят друг за друга, иногда прерываются, а затем опять появляются. Высота их достигает 80—100 м.

Клифы и глинты являются важными разделительными линиями на дне моря. В отличие от пологих подводных склонов море надолго задерживалось около таких линий (в результате чего собственно и возникает клиф). Породы, слагающие побережье, подвергались абразии и перемыву. И если эти породы были представлены песчаниками и алевролитами с повышенным содержанием рудных минералов (как это имеет место в меловых и палеогеновых отложениях), то при их размыве вдоль клифов могли формироваться остаточные россыпи циркона и ильменита, более богатые, чем материнские. 

Так как древние береговые линии, с которыми связаны клифы, уступы и обнажения коренных пород на дне моря, имеют большое значение, рассмотрим некоторые закономерности их распределения. Они широко развиты в юго-восточной части моря [8, 35, 41]. В северной части Центральной Балтики они представляют собой высокие (до 100 м) и протяженные обрывы (глинты). В юго- восточной части моря было выделено шесть систем Гданьской впадины нами были обнаружены, кроме перечисленных выше, уступы на дне моря на глубинах 90—95, 24—16, 20—12, 4—6 м. Таким образом, количество древнебереговых уровней Балтийского водоема в юго-восточной части Центральной Балтики должно быть увеличено по меньшей мере до 10. Уступы хорошо сохранились на подводном склоне Самбийского полуострова. Спектр распределения глубин уступов здесь почти непрерывный (от 95 до 4 м). Уступы невысокие (не более 15 м), крутые, иногда почти отвесные (рис. 1.19). Протяженность их обычно невелика — несколько километров. 

Серия уступов была выявлена на склоне Гот- ландской впадины между Палангой и Лиепаей, на глубине 80—60 м. Эти уступы, видимо, отвечают стадии Иольдиева моря (60—50 м) и Балтийских ледниковых озер. Между Лиепаей и Вентспилсом на склоне Готландской впадины обнаружен хорошо выраженный в рельефе уступ, выработанный в доломитах и терригенных пестроцветных породах девона. Глубина его 140—105 м, протяженность около 30 км.

На широте Вентспилса фиксируется серия слабовыраженных в рельефе дна выположенных уступов, сложенных терригенными породами среднего и нижнего девона. Высокие (до 100 м) и протяженные (до 20—30 км) уступы на дне моря имеются западнее и севернее островов Сааремаа и Хийумаа (см. рис. 1.19). На таких высоких уступах распространение моря в горизонтальном направлении длительное время не происходило — море задерживалось перед ними. Изменение уровня моря приводило к тому, что на одном уступе (глинте) вырабатывалась серия ступенек (клифов), отвечающих определенной стадии развития моря (см. рис. 1.19).

1.4. Плейстоценовые и раннеголоценовые отложения