Д.В. Рябчук, А.Ю. Сергеев, В.А. Жамойда, И.А. Неевин, Л.М. Буданов
«С первого взгляда Санкт-Петербургские окрестности любопытствующему Геологу мало обещают добычи: взор его встречает лишь весьма обширную площадь, составленную, как кажется, повсеместно из намытых и накатанных пород, отторженных от первостепенных спластований; к тому же дикие места, встречающиеся и доныне около города сего, в редком могут породить желание к изысканиям там, где нет ничего заманчивого, где нет красот живописных… По сим-то, вероятно, причинам страна сия и доныне в геологическом отношении мало известна» (Странгвейс, 1830).
«Больше ста лет прошло со времени вышеприведенных слов Странгвейса, а между тем и до сих пор сказанное им остается в силе. Насколько посчастливилось древним отложениям окрестностей Ленинграда, настолько же не повезло новейшим наносам ледникового и послеледникового времени; докучливый «нанос» не только не интересовал большинство геологов, но, наоборот, считался помехой для изучения древних отложений, скрывая их от взоров геологов часто под весьма мощной толщей своей» (Яковлев, 1925).
«Балтийское море благодаря разнообразию геологического строения и тектоники является природной лабораторией, позволяющей ставить и решать проблемы, ключевые для понимания процессов взаимодействия гидросферы, литосферы и биосферы в глубоководных бассейнах и береговых зонах» (Харфф и др., 2011).
Балтийское море – внутреннее море Европы – является уникальным объектом для палеогеографических исследований. Балтика расположена в зоне сочленения одной из наиболее древних геологических структур планеты – Балтийского кристаллического щита и Русской плиты, что приводит к разнообразию геологического строения ее побережий. Гляциоизостатическое выравнивание (компенсационные вертикальные тектонические движения, обусловленные таянием последнего (Валдайского) ледника, центр которого располагался в Скандинавии) является причиной противоположных тектонических трендов – северо-восточные побережья Балтики поднимаются, а юго-западные испытывают нисходящие движения.
Наконец, связь Балтийской впадины с Атлантическим океаном, установленная в настоящее время через довольно узкие Датские проливы, в недавнем геологическом прошлом была нестабильной. За последние 12 тыс. лет пороги стока неоднократно перекрывались ледником или исчезали вследствие региональных тектонических движений, в результате чего в Балтийской впадине чередовались пресноводные и солоноватоводные стадии развития водоема, пока, наконец, около 8 тыс. лет назад не установилась постоянная связь с океаном. При этом уровень палеоводоемов (древних акваторий) значительно изменялся. Высокая по сравнению с Мировым океаном и некоторыми морями скорость осадконакопления позволяет геологам путем детальных исследований колонок донных отложений расшифровывать «седиментационные архивы», извлекая из них информацию об изменениях климата и палеоокеанологических параметров (соленость, температура, газовый режим) водоемов, существовавших во впадине Балтики в прошедшие геологические эпохи. Реликтовые береговые формы рельефа, маркирующие изменчивое положение береговых линий и расположенные в настоящее время под водой или достаточно высоко в пределах побережья, также предоставляют ученым важные данные для понимания того, как изменялся наш регион за последние тысячелетия.
Восточная часть Финского залива благодаря особенностям геологического строения, рельефа и региональной тектоники является одним из ключевых районов Балтийского моря с точки зрения реконструкции палеогеографического развития Балтийского региона на последнем этапе геологического развития. Пологий рельеф побережий и дна Финского залива, а также расположение в зоне современной нулевой изобазы гляциоизостатического выравнивания сделали наш регион особенно чувствительным к палеогеографическим изменениям, геологические и геоморфологические следы которых четко фиксируются и в рельефе побережий, и в характере донных отложений. А значит, расшифровать и правильно интерпретировать эти «отпечатки геологического прошлого» – сложная, интересная, увлекательная, но решаемая задача.
История геолого-геоморфологических исследований
Геологические исследования окрестностей Санкт-Петербурга имеют долгую историю. Одной из первых работ по геологии города является «Геогностическое описание Санкт-Петербургских окрестностей» действительного члена Императорского Минералогического общества Гернера-Форкса Странгвейса [Странгвейс, 1830], впервые опубликованное на английском языке в 1818 году в Лондоне, а в русском переводе – в СанктПетербурге в 1830-м. В 1852 году профессором Степаном Семеновичем Куторгой была издана «Геогностическая карта Санкт-Петербургской губернии» (т. е. карта дочетвертичных образований) масштаба 1:420 000 (10 верст на дюйм), сопровождавшаяся геологическими разрезами и сводной стратиграфической колонкой [Куторга, 1852]. Однако отложениям последнего этапа геологической истории в этих работах внимания не уделялось.
Впервые эти вопросы были подняты в 1864 году, когда была опубликована статья академика Григория Петровича Гельмерсена «О физических и геологических условиях Петербурга» [Гельмерсен, 1864], посвященная истории геологического развития района, в т. ч. поздне- и послеледниковой, образованию р. Невы, свойствам городских грунтов и литодинамике Невской дельты. Четвертичные отложения «Финляндской губернии» (включая Карельский перешеек) были исследованы Петром Алексеевичем Кропоткиным, впервые обосновавшим для этого района гипотезу материкового оледенения [Кропоткин, 1876]. В 1905–1906 годах Геологическим комитетом под руководством Николая Алексеевича Соколова осуществлено крупномасштабное (1:42 000) картирование территории города между устьем р. Невы и границей с Финляндией; детально изучались геоморфология и четвертичные отложения.
Принципиальное значение для познания геологической истории города имели схемы Герхарда Якоба де Геера [De Geer, 1912] и Вильгельма Рамсея [Ramsey, 1926], посвященные стадиям развития Балтики с выделением литориновых, анциловых и иольдиевых слоев отложений. Шведский ученый Г. де Геер в 1893 году предпринял поездку в Финляндию, Россию и Эстонию с целью изучения положения древних береговых линий на побережьях восточной части Балтийского моря на примере Финского залива. В. Рамсеем на основе обобщения данных предыдущих исследований и собственных работ и разработанной им к этому времени концепции гляциоизостатического поднятия составлены первые схемы изобаз трансгрессий послеледниковых водоемов, а также показана диахронность реликтовых береговых линий.
Первые палеогеографические реконструкции, основанные на детальных исследованиях побережий, относятся к первой четверти XX века. В 1925 году Сергеем Александровичем Яковлевым опубликован ставший классическим труд «Наносы и рельеф г. Ленинграда и его окрестностей», в котором представлены результаты исследований рельефа и геологического строения ледниковых отложений и образований различных стадий развития послеледниковых водоемов – «Рыбного» озера, Иольдиевого моря, Анцилового озера (трансгрессивной и регрессивной стадий), Литоринового моря (трансгрессивной и регрессивной стадий), Древнебалтийского моря. Выделены отложения Ладожской трансгрессии.
С.А. Яковлевым составлены карты и планы окрестностей Санкт-Петербурга с изображением областей развития палеоводоемов и соответствующих им береговых форм рельефа – террас, береговых валов и «скатов» (склонов), а также изобаз поднятия для различных временных срезов [Яковлев, 1925]. Для исследования рельефа С.А. Яковлев использовал детальные топографические карты с сечением изолиний через 0,2 сажени (около 0,43 м). Особое внимание было уделено территории исторического центра Санкт-Петербурга, рельеф которого впоследствии был полностью трансформирован техногенными процессами. Впервые выделены крупные аккумулятивные формы рельефа – Лиговская коса («гряда»), предложена гипотеза формирования т. н. Сестрорецкой «косы».
Одна из наиболее ранних концепций палеогеографического развития побережья восточной части Финского залива обосновывается в работах Константина Константиновича Маркова [Марков, 1927], в которых была представлена реконструкция распространения послеледниковых бассейнов для района от Нарвского залива до Южного Приладожья. Терминология, используемая К.К. Марковым, несколько отличалась от предложенной В. Рамсеем и С.А. Яковлевым. Между упомянутыми исследователями существовали также некоторые разногласия в общей концепции послеледникового развития рассматриваемой площади.
Во второй половине XX века на побережьях Финского залива были выполнены комплексные детальные работы по составлению геологических карт масштаба 1:50000–1:200000, с которыми можно познакомиться на сайте Института Карпинского. Применение новых технологий, в т. ч. датирование отложений разными методами, позволило раскрыть многие тайны геологической истории. В конце прошлого – начале нынешнего столетий окрестности Санкт-Петербурга стали объектом палеолимнологических [Субетто, 2009] и геоархеологических исследований. Последним будет посвящена отдельная статья в этом номере журнала.
Начиная с 1980-х годов, под руководством Михаила Александровича Спиридонова началось геолого-геофизическое картирование дна Финского залива [Спиридонов, 1989; Атлас…, 2010], позволившее исследовать затопленные ныне ледниковые и послеледниковые формы рельефа, подводные террасы, сформировавшиеся на более низком, чем современный, уровне моря, получить доступ к «седиментационным архивам» донных отложений. Морские геологические исследования и сопоставление полученных данных с результатами изучения других районов Балтики позволили дополнить «сухопутные» данные. И к настоящему моменту мы можем довольно уверенно реконструировать события недавнего геологического прошлого.
История развития восточной части Финского залива и его побережий
В ходе неоднократно повторявшихся оледенений четвертичного периода сформировались очертания береговой линии Финского залива. Считается, что форма крупных заливов южного и восточного берега – Невской губы, Копорского, Лужского и Нарвского заливов – является «отпечатком» ледниковых лопастей. Известно, что в максимальную фазу последнего оледенения (24–20 тыс. лет назад), когда южные границы ледника достигали Московской области, в окрестностях нынешнего Санкт-Петербурга толщина ледникового щита превышала три километра (рис. 1).
При последовавшем потеплении ледник начал таять, край его постепенно отступал, оставляя за собой огромные массы осадочного материала, принесенного ранее с севера. Так формировались ледниковые отложения, сложенные несортированным материалом – диамиктоном, содержащим частицы минералов и горных пород самого широкого гранулометрического спектра – от глины и песка до валунов и глыб, таких как знаменитый Гром-камень. Процесс этот не был линейным – он приостанавливался, и тогда вдоль края ледника формировались высокие гряды (т. н. конечные морены) и связанные с ними отложения талых вод (флювиогляциальные или водно-ледниковые).
Моренные гряды были хорошо известны исследователям с конца XIX века и на южном побережье Финского залива, и на северном, в пределах современной Финляндии, и в Приладожье. В последние годы благодаря детальному изучению дна залива с применением современных методов нам удалось проследить такие гряды и под водой (рис. 2). Через впадину залива край ледника отступил в период между 13,5 и 11,5 тыс. лет назад. На побережьях и в пределах современного дна залива произошло отложение огромных масс песчаного и гравийно-галечного материала, а также формирование разнообразных форм ледникового и флювиогляциального рельефа (озы, камы, конечные морены). На суше, особенно на Карельском перешейке, эти формы рельефа хорошо известны каждому петербуржцу.
Тем временем тающий ледник поставлял в Балтийскую впадину огромные массы воды, а порог стока на западе был перекрыт краем ледника. Балтийская впадина, соединенная тогда с Ладожской котловиной, переполнялась холодными пресными водами т. н. Балтийского ледникового озера (рис.1, 11,7 тыс. л. н.). Древние береговые формы этого времени фрагментарно сохранились в рельефе Карельского перешейка и сейчас находятся на высоте до 100 м выше уровня моря. Уровень воды повышался, а площадь ледника постепенно уменьшалась, и когда его край освободил район современных Датских проливов, произошла настоящая геологическая катастрофа – воды подпорного озера прорвали узкую сухопутную перемычку и хлынули в океан, уровень которого был тогда значительно ниже. За очень короткое время (с геологической точки зрения – за мгновенье) уровень воды в Балтийском водоеме упал на 25 м! В мелководном Финском заливе это событие отмечено в геологическом разрезе эрозионной поверхностью смытых ледниково-озерных отложений, выраженной песчаным прослоем и четко читающейся на геофизических профилях (рис. 3).
На какое-то время установилась связь Балтийского бассейна с океаном. Раньше считалось, что вода во всем море стала солоноватой (эта стадия была названа Иольдиевым морем), но последние исследования как в Финском заливе и Центральной Балтике, так и в Западной Балтике, где в рамках международного проекта по глубоководному бурению было пробурено и исследовано несколько скважин [Hyttinen et al. 2021], показали, что влияние океана было слабым и чувствовалось только в западной части бассейна.
Фаза Иольдиевого моря в Финском заливе была пресноводной, а уровень его на завершающих стадиях был значительно ниже современного. Не только современная Невская губа, но и часть акватории залива до Березовых островов была осушена. Прорыв Балтийского ледникового озера произошел 11,7 тыс. лет назад, что по современной геохронологической шкале совпадает со временем начала последней геологической эпохи – голоцена.
Тем временем, гляциоизостатическое поднятие продолжалось. Поднялся и участок земной коры, где происходил сток балтийских вод в океан. Связь с океаном вновь прервалась. Водоем стал пресноводным, и началась новая фаза развития Балтийской котловины – Анциловое озеро. Уровень водоема в районе Финского залива постепенно поднимался, на максимальной стадии анциловой трансгрессии площадь бассейна по всему периметру водоема превышала современную. Глубоко вдающиеся в сушу заливы существовали в Нарвско-Лужской предглинтовой низменности, в пределах восточного побережья Копорского залива, к востоку от Невской губы, в Сестрорецкой низменности.
Острова Финского залива Мощный, Малый, Сескар, а также значительная часть Березового архипелага, вероятно, были полностью скрыты под водой. В северной части Карельского перешейка существовал Хенийокский пролив, соединявший Ладожское озеро с современной вершиной Выборгского залива. Около 10,5 тыс. л. н. (рис. 1) уровень озера достиг максимума, после чего открылся сток воды по р. Дана в районе современного пролива Большой Бельт и началась фаза регрессии Анцилового озера. Примерно 9,0 тыс. лет назад уровень воды в озере сравнялся с океаническим.
Условные обозначения: (f,lg lIIbl+os – флювиогляциальные и озерно-ледниковые отложения верхнего неоплейстоцена; lmH1+mH2 – озерные и морские отложения раннего-среднего голоцена, mH3 – позднеголоценовые и современные морские отложения)
В восточной части Финского залива уровень воды вновь упал ниже современного. Доказательства этого можно найти и в седиментационных архивах (в виде уже упоминавшихся песчаных прослоев размыва в глинистых отложениях), и в глубоко врезанных руслах палеорек, фиксирующихся на суше. На месте современной Невской губы сформировалась заболоченная низменность (рис. 5). При низком уровне моря образовались затопленные ныне террасы, обрамляющие береговую линию Финского залива и его островов. На этих террасах сейчас добывают песок и песчано-гравийный материал для строительства.
На протяжении последних 8,5 тыс. лет связь Балтийской впадины с океаном не прерывалась. На планете происходило глобальное потепление, и уровень Мирового океана, а вместе с ним и уровень Литоринового моря, быстро поднимался. Море было более теплое и соленое, чем современная Балтика, оно существовало около 4 тыс. лет, после чего произошел постепенный переход к современным морским условиям.
В максимальную фазу литориновой трансгрессии (7,6–6,5 тыс. лет назад) вся площадь современного исторического центра Санкт-Петербурга находилась под водой (рис. 5). Береговые уступы этого времени в окрестностях города известны всем – это и терраса в Петергофе, отделяющая Нижний парк от Верхнего, и высокий уступ, протягивающийся вдоль Приморского шоссе в Курортном районе и достигающий максимума в районе пос. Серово (рис. 4). Береговая линия тогда была еще более изрезанной, чем сегодня. Глубокие заливы вдавались в сушу в Нарвско-Лужском междуречье и в районе современного Сестрорецкого разлива.
В связи с продолжающимся гляциоизостатическим поднятием уровень Литоринового моря постепенно снижался. Процесс этот тоже был нелинейным – когда падение уровня приостанавливалось, начинался активный размыв берегов, и из ранее сформировавшихся флювиогляциальных отложений в результате воздействия волн и течений формировались песчаные косы и бары. Там, где раньше были глубокие заливы, теперь можно было увидеть лагуны, отделенные от моря песчаными перемычками (подобные современным Куршской и Вислинской лагунам в Калининградской области). Среди протяженных палеокос – описанные еще С.А. Яковлевым Сестрорецкая и Лиговская. Интересно, что берега палеолагун были благоприятны для расселения наших далеких предков.
Данные морской геологии свидетельствуют, что и на самом последнем этапе развития (последние 3,5 тыс. лет) происходили колебания уровня моря, хотя уже не такие значительные, как на предыдущем этапе (рис. 5). В периоды, когда уровень моря понижался и осушенные прибрежные мелководья, покрытые песком, перевевались морскими ветрами, происходило образование дюн (например, в Сестрорецкой низине и Нарвско-Лужской низменности). Кроме того, важнейшим палеогеографическим событием этого этапа был прорыв р. Невы из Ладожского озера, произошедший, вероятно, около 3,3–3,1 тыс. лет назад.
Как мы видим, недавняя геологическая история нашего региона была достаточно бурной. По данным наблюдений известно, что в настоящее время растет число опасных наводнений, особенно поздней осенью и зимой, более теплыми стали зимы, уровень Финского залива в последние десятилетия начал медленно расти [Гордеева, Малинин, 2017]. Означает ли это, что возможно повторение, например, литориновой трансгрессии? Геологические данные и результаты моделирования говорят о том, что в обозримом будущем это невозможно. Но климат меняется, увеличивается частота экстремальных явлений, в т. ч. штормов и наводнений. Песчаные пляжи Финского залива находятся под угрозой размыва, а низменные участки побережий – под угрозой временных затоплений. Чтобы быть уверенным в том, что «любимый город может спать спокойно», необходимо заранее разрабатывать широкий спектр мер по адаптации к климатическим изменениям и предотвращать их возможные негативные последствия с применением современных подходов и технологий.
Литература
Атлас геологических и эколого-геологических карт Российского сектора Балтийского моря / Гл. ред. О.В. Петров. – СПб, ВСЕГЕИ, 2010, 78 с.
Гельмерсен Г.П. О физических и геологических условиях Петербурга. Императорская Академия Наук, СПб, 1864, 11 с.
Гордеева С.М., Малинин В.Н. Изменчивость морского уровня Финского залива. – СПб.: РГГМУ, 2014. – 179 с.
Кропоткин П.А. Исследования о ледниковом периоде. С.-Петербург: тип. М. Стасюлевича, 1876. – 882 с.
Куторга С.С. Программа геогностической карты Санкт-Петербургской губернии. СПб., типография Штаба Военно-Учебных заведений, 1852 г., 23 с.
Марков К.К. Краткий геологический и геоморфологический очерк северной части Кингисеппского уезда // Известия центрального Гидрометеорологического бюро. Л., 1927. 117 с.
Рябчук Д.В., Сергеев А.Ю., Жамойда В.А., Петров Е.О., Буданов Л.М., Крек А.В., Бубнова Е.С., Данченков А.Р., Неевин И.А., Ковалёва О.А. Новые данные о дегляциации восточной части Финского залива по результатам детального геологического картирования // Региональная геология и металлогения. 2021. №86. С. 62-81.
Спиридонов М.А. Ледниковая история Финского залива. // В кн.: Геология субаквальной части зоны сочленения Балтийского щита и Русской плиты в пределах Финского залива. Сб. науч. трудов, 1989. – Л.: изд-во ВСЕГЕИ. С. 23-32.
Странгвейс Гернер-Фокс. Геогностическое описание С.-Петербургских окрестностей. Перевод с немецкого, сличенный с английским подлинником А.А. Дейхманом. Труды Минералогического общества, т. I, 1830.
Субетто Д.А. Донные отложения озер. Палеолимнологические реконструкции. 2009, изд-во РГПУ им. А.И. Герцена, 344 с.
Яковлев С.А. Наносы и рельеф г. Ленинграда и его окрестностей. Ч. 1, 2. Л., 1925, 1926, 264 с.
Andrén, T., Bjork, S., Andren, E., Conley, D., Zillen, L., Anjar, J. 2011. The development of the Baltic Sea basin during last 130 ka. In: Jan Harff, Svante Björck, Peer Hoth (Editors). The Baltic Sea Basin, Springer Heidelberg Dordrecht London New York, 75-98.
De Geer G. Geochronologie der letzten 12000 Jahre // Geol. Rundschau. – 1912. №3. – Pp.457-471.
Hyttinen, O., Quintana Krupinski, N., Bennike, O., Wacker, L., Filipsson, H.L., Obrochta, S., Jensen, J. B., Lougheed, B., Ryabchuk, D., Passchier, S., Ian Snowball, Herrero-Bervera, E., Andren, T. & Kotilainen, A. Deglaciation dynamics of the Fennoscandian Ice Sheet in the Kattegat, the gateway between the North Sea and the Baltic Sea Basin. Boreas. 2021. https://doi. org/10.1111/bor.12494. ISSN 0300-9483.
Ramsey W. Nivaforandringar och stenaldersbosattning I det batliska omradet // Fennia. – 1926. – Vol. 48. 67 p.
