Известия РАН. Серия географическая, 2020, T. 84, № 6, стр. 888-904
Северо-западные берега Онежского полуострова Белого моря в голоцене: условия развития, динамика, хронология
Т. Ю. Репкина a, *, Ф. А. Романенко a, **, А. В. Лудикова b, ***, Н. Е. Зарецкая c, d, ****
a Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет
Москва, Россия
b Институт озероведения РАН
Санкт-Петербург, Россия
c Институт географии РАН
Москва, Россия
d Геологический институт РАН
Москва, Россия
* E-mail: t-repkina@yandex.ru
** E-mail: faromanenko@mail.ru
*** E-mail: ellerbeckia@yandex.ru
**** E-mail: n_zaretskaya@inbox.ru
Поступила в редакцию 23.05.2019
После доработки 26.07.2020
Принята к публикации 12.08.2020
Аннотация
По данным детальных геоморфологических исследований, радиоуглеродного датирования и диатомового анализа отложений оз. Столбового и осадочного чехла террас, выделены и датированы три этапа развития береговой зоны северо-запада Онежского полуострова, различных по механизмам и глубине переработки ледникового рельефа и запечатленных в строении древних берегов. Неясно выраженные абразионные береговые линии на высотах 18.5–30 м сформировались ранее ~9.5–8.5 тыс. кал. л. н. в ходе позднеледниковой трансгрессии и гляциоизостатической регрессии раннего голоцена. Отчетливая преимущественно абразионная береговая линия на отметках 14–18.5 м создана ~8.2–5.8 тыс. кал. л. н. во время среднеголоценовой трансгрессии тапес при незначительных колебаниях уровня моря с гидродинамической активностью выше современной. В конце этапа (~6.0–5.8 тыс. кал. л. н.) на берегу Двинского залива зафиксировано кратковременное повышение уровня моря, связанное, вероятно, с усилением штормов. Не выдержанные по высоте абразионно-аккумулятивные береговые линии на отметках до 14–15 м образовались позже ~5.8 тыс. кал. л. н. в условиях близких к современным. Показана ведущая роль послеледникового поднятия (гляциоизостатического и тектонического) в выдвижении контура берега, а строения ледникового рельефа – в морфо- и литодинамике береговой зоны. Во время трансгрессии тапес скорости поднятия соседних морфоструктурных блоков отличались (~0.5 и 2.1–2.2 мм/год); затем поднятие стало равномерным (~2.8–2.9 мм/год). Строение береговых форм свидетельствует о постоянстве преобладающих направлений подхода волн и транспорта наносов со среднего голоцена до настоящего времени.
ВВЕДЕНИЕ
Берега Белого моря, как и других водоемов по периферии Скандинавского ледникового щита, наследуют черты послеледникового рельефа, в той или иной мере преобразованного субаквальными и береговыми процессами [2, 3, 30]. После отступания ледника они стремительно перестраивались, реагируя на неравномерные в пространстве и времени колебания относительного уровня моря (ОУМ), изменения режима ветров, волн, припайных льдов и течений, сейсмические события. Следы этих перестроек отражены в строении древних берегов – комплексов береговых форм и отложений, сформировавшихся при определенном положении моря относительно суши [11].
Древние берега Белого моря исследуют с XIX в., как правило, для реконструкции хода относительного уровня моря и выделения вклада гляциоизостатического, тектонического и эвстатического факторов в его изменение [11–15, 34 и др.]. На западном побережье, где гляциоизостатическое и тектоническое поднятие Балтийского кристаллического щита наиболее интенсивно [32], установлено практически непрерывное понижение ОУМ со скоростью от 35–100 мм/год в раннем до 3–5 мм/год в позднем голоцене [12, 29, 34]. На двух участках зафиксирован подъем ОУМ во время позднеледниковой гляциоэвстатической трансгрессии (~13–11.5 тыс. кал. л. н.). С трансгрессией тапес (~9.8–5 тыс. кал. л. н.) связано медленное понижениe ОУМ с редкими периодами стабилизации береговой линии (БЛ) длительностью до 500 лет [12]. На фоне сводового гляциоизостатического поднятия выявлены различия темпов вертикальных тектонических движений блоков земной коры с размерами 10–2–103 км2 [12, 29, 34]. Неравномерное поднятие сопровождалось землетрясениями [21], иногда менявшими контур берега [1]. На быстро поднимающихся, устойчивых к размыву берегах морфолитодинамические процессы играли в смещении БЛ подчиненную роль.
На восточном, платформенном, побережье ход ОУМ сложнее [11, 13–15, 34 и др.]. Данные о возрасте древних берегов [7, 11, 13, 25–28, 33, 36] в целом подтверждают представления об одной позднеледниковой и двух голоценовых трансгрессиях, разделенных регрессиями [13]. Характерные черты динамики ОУМ – падение ниже современных отметок во время регрессии раннего голоцена (~11.5–9.5 тыс. кал. л. н.) [11, 13, 26–28], длительные (тысячи лет) колебания на отметках выше современных в среднем [19, 25, 31] или в среднем и позднем [7, 11, 27, 28, 33] голоцене, и последующее понижение со скоростью 0.2–3 мм/год. Неравномерное изменение ОУМ вызвано сочетанием колебательных изостатических движений земной коры на краю ледникового щита [38], тектонических движений разного знака [1, 8, 32], долговременных (эвстатических) и краткосрочных (приливы, штормовые нагоны [11], цунами [20]) колебаний свободной поверхности бассейна. Велика роль морфолитодинамических процессов, трансформирующих ледниковый рельеф [7, 11, 15, 18, 25–28].
Исследования проблем эволюции береговой зоны (БЗ) Белого моря в голоцене немногочисленны. С появлением новых хронологических данных установлено, что ритмы развития БЗ, ранее представлявшиеся едиными для всего побережья [18], отличаются даже на соседних участках [27]. Они зависят от особенностей хода ОУМ, баланса наносов [7] и распределения энергии волн и приливов вдоль изменяющегося контура берега [11, 28]. Поэтому для интерпретации условий формирования древних берегов важна информация о гидроклимате и гидродинамике бассейна. Но такие сведения пока единичны [10, 18, 22, 24].
Таким образом, “расшифровка” истории развития берегов Белого моря, записанной в строении БЛ, – задача со многими неизвестными. Особенно сложны и наименее изучены строение и ритмы развития БЗ на восточном побережье акватории.
Цель исследования – реконструкция морфодинамики и условий развития береговой зоны северо-запада Онежского полуострова.
Северо-западное побережье Онежского полуострова, Соловецкие острова и разделяющие их проливы (рис. 1) – крупный морфоструктурный [1, 8] и ледниковый [5, 35] узел на границе Балтийского щита и Русской плиты [32]. Благодаря высоким для восточных берегов Белого моря темпам понижения ОУМ (2–3 мм/год) [25, 31] здесь представлен спектр голоценовых БЛ, разнообразных по морфологии и экспозиции [13, 14, 25]. На современных берегах экспозиция к волнению меняет не только интенсивность, но и характер морфолитодинамических процессов. Поэтому в работе рассмотрены берега, открытые волнам всех преобладающих направлений, что дополняет предыдущие исследования [25]. Сгущение сети наблюдений позволило оценить вклад климатической и тектонической составляющих в динамику относительного уровня моря.
МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ
Данные о строении, хронологии и условиях формирования рельефа северо-западного побережья Онежского полуострова получены в ходе экспедиций кафедры геоморфологии и палеогеографии географического факультета МГУ и НП “Онежское Поморье”. Использована часть результатов рейса НИС “Эколог” [16, 25]. Работы включали геоморфологическое профилирование и картографирование современной БЗ и прибрежных террас и литостратиграфическое изучение отложений в разрезах и скважинах ручного бурения (рис. 2–5). Выделены древние БЛ; определены параметры аккумулятивных форм берегового рельефа, размеры которых говорят об интенсивности воздействия волн и балансе наносов в БЗ, а простирание – о направлении потоков наносов и преобладающего волнения [2]. Высота береговых линий, порогов стока палеобассейнов, разрезов и скважин над уровнем моря определена ручным уровнем CST Berger 17–632 Hand Sight Level и мерной рейкой и увязана с Балтийской системой нормальных высот.
Радиоуглеродный возраст образцов (табл. 1) определен в лаборатории геохимии изотопов и геохронологии Геологического института РАН (индекс ГИН-) по принятой методике [7] и в ЦКП “Лаборатория радиоуглеродного датирования и электронной микроскопии” Института географии РАН и Центре прикладных изотопных исследований Университета Джорджии (США) (индекс IGANAMS-). Калибровка новых и опубликованных [10, 18, 19, 25, 31] дат (рис. 6) выполнена в программе Calib 7.1 [39]: “континентальных” дат – с помощью калибровочной кривой IntCal13, а дат, полученных по образцам морского происхождения, – с помощью кривой IntCalMarine.
Таблица 1.
Номер скважи-ны | Номер образца | Геоморфологическое положение (источник) |
Материал для датирования/ подстилающие отложения | Высота н.у.м.* (м) | Глубина отбора, (м) | 14С дата | Калибро- ванный возраст, л.н., 1σ | Индекс и номер образца | Координаты (град., с.ш., в.д.) |
|
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
054 | 054/2 | Оз. Столбовое | Переслаивание алеврита и сапропеля | 15.8 (17) |
4.12–4.22 | 5170 ± 75 | 5880–6000 | ГИН-15013а | 65.12204 36.89469 |
|
054/3 | Растительные остатки из линзы бурого сапропеля | 4.62–4.72 | 5030 ± 20 | 5825–5880 | IGANAMS-7113 | |||||
054/1 | Алеврит сизо-серый с растительным детритом | 5.72–5.82 | 7130 ± 85 | 7915–8020 | ГИН-15012а | |||||
321 | Днище котловины палеозалива Петрушина Ляга | Торф/песок крупнозернистый | 17.1 (16) |
2.2–2.3 | 4240 ± 40 | 4815–4855 | ГИН–15241 | 64.95958 36.84443 |
||
055 | Понижения между береговыми валами на морских террасах с высотами (м) | 10–13 | Торф/песок мелко-тонкозернистый | 12.5 | 0.85–0.95 | 1980 ± 55 | 1880–1990 | ГИН-15014а | 65.13932 36.88755 |
|
318 | 10–13 | Торф/песок мелко-среднезернистый | 12.2 | 0.73–0.79 | 3450 ± 60 | 3640–3730 | ГИН-15242 | 65.11914 36.87406 |
||
306 | 8.5–10 | Торф/песок мелкозернистый | 8.5 | 0.18–0.24 | 1150 ± 70 | 1045–1140 | ГИН-15243 | 65.11221 36.86716 |
Диатомовый анализ отложений оз. Столбового (скв. 054) и палеозалива Вензин Мох (скв. 755) выполнен в лаборатории Института озероведения РАН по стандартной методике [6], за исключением этапа центрифугирования с тяжелой жидкостью. Параллельно со створками диатомей подсчитывались цисты золотистых водорослей Chrysophyceae для последующего вычисления соотношения “цисты : диатомеи” (отношение числа цист хризофитов к сумме цист и диатомей, выраженное в процентах) [40]. Изменение значений данного соотношения при переходе от морских условий к пресноводным делает его информативным при изучении изоляции озер от морских бассейнов [17].
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Строение и условия развития современной береговой зоны
Современная БЗ охватывает полосу со средним диапазоном высот ~7–8 м на берегах, открытых волнам, и ~3–4 м на затишных участках. Во время штормов этот диапазон увеличивается более чем в 2 раза (см. рис. 6). Нижняя граница БЗ фиксируется по изменению уклонов дна и состава наносов в основании подводного берегового склона (ПБС), а верхняя – по тыловым швам современных террас, куда волны проникают только во время экстремальных нагонов. В зависимости от конфигурации берега и локальных гидродинамических условий абсолютные отметки элементов рельефа БЗ могут отличаться на 1–1.5 м даже на соседних участках.
Берег развивается на неоднородном, каменистом субстрате конечно-моренных построек последнего оледенения, прикрытых бассейновыми осадками [5, 14, 35] (см. рис. 1–2). Южнее урочища Ухтнаволок берег пересечен региональным разломом [5], разделяющим побережье на два морфоструктурных блока; северный блок в новейшее время поднимался быстрее южного [8]. На дне разлом выражен резким перегибом склона, а в БЗ и на прибрежных террасах не прослеживается. Скорость современного поднятия суши около 2.9 мм/год [9]. Выходя из-под уровня моря, моренные гряды создают очертания “всегда молодого” берега. К их склонам приурочены мысы и прямолинейные участки БЛ, а к понижениям между ними – открытые заливы (Конюхова, Летняя Золотица, северный и южный заливы урочища Ухтнаволок) и межгрядовые проливы, крупнейший из которых – Жижгинская Салма (см. рис. 2).
Динамику берега определяют ветры и волны северных–северо-восточных и южных–юго-западных румбов (см. рис. 1в). Высота волн уменьшается вдоль Восточной Соловецкой Салмы от Двинского к Онежскому заливу. Лед преобразует берег и блокирует его от воздействия волн 4–5 мес. в году. Амплитуда приливов (~1 м) меньше величины сгонов и нагонов редкой повторяемости (1.5 и 2 м соответственно) [4]. Экстремальный (до 3 м) подъем уровня может быть вызван цунами [20]. Скорость приливных течений достаточна для селективного размыва морены; в узких проливах формируются каменистые отмостки и глыбово-валунные гряды, а в заливах – чехол разнозернистых песков [5].
Селективный размыв дна продолжается в береговой зоне. Изрезанный рельеф ПБС влияет на распределение энергии волн вдоль контура берега. Мысы и прямолинейные участки БЛ блокированы суглинистыми бенчами и глыбово-валунными грядами, а берега заливов открыты ветрам и волнам только определенных румбов. Поэтому условия развития прямолинейных берегов мозаичны, а каждого из заливов – индивидуальны.
На прямолинейных участках преобладают своеобразные пляжевые и лагунные берега. На ПБС и приливных осушках накопление наносов соседствует с размывом; к каменистым грядам примыкают валунно-галечные и песчаные томболо и косы. Лагуны в тылу кос заполняются песками и алевритами. На современных террасах плоские поверхности с невысокими (до 0.5 м) береговыми валами чередуются с заболоченными котловинами отмирающих лагун. Томболо и косы, сливаясь, образуют “наволоки” (мысы Ухтнаволок и Наволок Костылиха). Абразионные берега редки, окаймлены суглинистыми бенчами, почти лишенными наносов. Современные террасы отсутствуют или представлены абразионными ступенями, выработанными в морене.
В вершинах заливов преобладают аккумулятивные берега с пляжами полного профиля (см. рис. 2–4). Валы высотой до 0.5 м на ПБС и приливной осушке и до 1 м на современных террасах сложены мелкозернистыми песками. Чехол наносов не всегда перекрывает каменистые гряды. Прослои гранат-амфиболового песка в осадках пляжей говорят о высокой гидродинамической активности. В сильные штормы волны перерабатывают слой наносов мощностью до 1.5 м. Пляжи окаймлены авандюнами (0.5–2 м). На участках, открытых преобладающим ветрам, террасы разрушены дефляцией и примыкают к активным дюнам высотой 2–10 м.
Судя по строению форм берегового рельефа, большая часть наносов поступает с ПБС, а питание БЗ материалом от размыва берегов и речного стока скудно. Влияние твердого стока р. Летняя Золотица ограничено вершиной одноименного залива. Интенсивность воздействия волн и объем поступающих наносов максимальны в северном заливе Ухтнаволок, меньше в губах Летняя Золотица и Конюхова и минимальны в южном заливе Ухтнаволок. Короткие вдольбереговые потоки наносов, направленные от мысов внутрь заливов, образуют автономные литодинамические ячейки.
Зависимость между морфологией современных берегов и условиями их развития стала основой для реконструкции истории древних берегов.
Строение рельефа прибрежных террас
Морские террасы развиты на отметках 2–30 м. По морфологии, возрасту и условиям формирования они разделены на три уровня (2–15, 14–18.5 и 18.5–30 м). На побережье Восточной Соловецкой Салмы (южный морфоструктурный блок [8]) высота террас и БЛ обычно на 1–2 м меньше, чем в урочище Ухтнаволок (северный блок). Как и в настоящее время, такие различия могли определяться экспозицией берега к волнению, изменениями уклонов ПБС, состава и объема поступающих в БЗ наносов.
На побережье пролива Восточная Соловецкая Салма, открытом ветрам северных румбов, нижний (до 14 м) уровень представлен не всегда выдержанными по высоте морскими террасами (см. рис. 4). Аккумулятивные террасы с береговыми валами (до 1 м) тяготеют к вершинам губ Конюхова и Летняя Золотица и отметкам до 8–12.5 м (профиль 2). На высотах 12.5–14 м в вершинах заливов и 2–14 м на их бортах преобладают абразионно-аккумулятивные террасы с изменчивым обликом и составом отложений (проф. 3). Абразионные террасы (10–14 м) осложняют склоны моренных гряд на севере и юге участка. Терраса с отметками 7.5–8 м вышла из-под уровня моря не позднее 2.0 тыс. кал. л. н. (см. рис. 6, скв. 760); возраст террас нижнего уровня можно считать позднеголоценовым.
Средний (14–17.5 м) уровень занимает отчетливо выраженная БЛ. Она включает комплекс аккумулятивных и абразионных форм на мористых склонах передовых моренных гряд, а также проливы и заливы в их тылу. В вершине губы Летняя Золотица береговая линия аккумулятивная (проф. 2). Наиболее древние и высокие (2–3 м) перевеянные береговые валы “насажены” на выступы кровли морены. Под толщей эоловых песков мощностью до 2 м залегают осадки, аналогичные современным пляжевым. С удалением от русла р. Летняя Золотица аккумулятивные формы резко сменяются абразионными (проф. 3). Преимущественно абразионный облик БЛ сохраняет на севере до урочища Ухтнаволок, а на юге – вдоль всего побережья, включая губу Конюхова. Строение БЛ свидетельствует о стабилизации уровня водоема с высокой волновой активностью. Аккумулятивные формы образовались преимущественно из песков, принесенных р. Летней Золотицей. Как и в настоящее время, наносы перераспределись в вершине залива встречными вдольбереговыми потоками.
В тылу передовых моренных гряд существовала система ингрессионных проливов и заливов, соединявших Восточную Соловецкую Салму с Онежским заливом (см. рис. 1б). Рельеф и осадки загрядовых бассейнов сформированы волнами, более слабыми, чем на открытых берегах, и приливными течениями. На склонах гряд выработаны неровные бенчи с неоднородным чехлом наносов (проф. 2), а в понижениях передовых гряд (проф. 3) – узкие эрозионные проливы с отмостками из окатанных валунов (скв. 369–371) и проливными дельтами (скв. 105–107). На дне бассейнов накапливались пески и алевриты.
Даты из отложений загрядовых бассейнов позволяют соотнести формирование БЛ с трансгрессией среднего голоцена тапес и подтверждают длительную стабилизацию уровня моря. Южная котловина палеозалива Вензин Мох (порог стока ~18.5 м) на берегу губы Конюхова осушена не позднее ~8.1 тыс. кал. л. н. (см. рис. 6, скв. 751). Северная котловина того же залива с порогом стока ~17.5 м (скв. 755) около 6.2 тыс. кал. л. н. находилась на стадии отчленения. Диатомовые комплексы из осадков, подстилающих датированный горизонт, характерны для обмелевшего морского залива с соленостью, пониженной вследствие приближающейся изоляции. Палеопролив Петрушина Ляга (порог стока 16 м) на берегу губы Летняя Золотица вышел из-под уровня моря ранее ~4.8 тыс. кал. л. н. (скв. 321).
Верхний (18.5–30 м) уровень неоднороден. Отчетливые признаки действия волновых процессов – небольшие абразионные уступы и бенчи, развиты на высотах до 22 м в губе Конюхова и до 22–23 м в губе Летняя Золотица. Они выработаны ранее ~8.3 тыс. кал. л. н. (см. рис. 6, скв. 765), вероятно, в ходе регрессии раннего голоцена.
На высотах 23–30 м понижения между моренными грядами занимают палеопроливы без морфологических признаков воздействия волн. Маломощный прослой слабо отмытых песков, залегающий на суглинисто-валунном перлювии или морене, вероятно, сформирован течениями. Проливы на высотах 29–30 м были осушены не позднее ~9.5 тыс. кал. л. н. (см. рис. 6, скв. 265). Морские осадки аллерёда–позднего дриаса известны до высоты 40 м [5].
Палеопролив Ухтнаволок занимал, как и современная Жижгинская Салма, понижение крупной моренной гряды (см. рис. 1в, рис. 2–3). С запада и востока он был ограничен крутыми склонами моренных холмов; “седловина” между ними разделяла пролив на две котловины – северную и южную. Рельеф и осадки северной котловины формировали волны Двинского залива (север– северо-восток), а южной – волны, преимущественно южных румбов, приходившие из Восточной Соловецкой Салмы. Западный склон холма – горы Ухтнаволок, ограничивавшей пролив с запада, блокирован от преобладающих волн подводным продолжением моренной гряды и о. Жижгинским. Хорошая сохранность форм берегового рельефа позволила выделить девять близких по высоте и возрасту генераций БЛ и оценить синхронность изменения морфологии берегов и ритмов поступления наносов на участках с разной экспозицией к волнению.
Нижний (2–15 м) позднеголоценовый уровень включает генерации 2–6. В северной котловине они преимущественно аккумулятивные. В отличие от побережий губ Конюхова и Летняя Золотица, береговые валы здесь выше (1–3 м), а их размеры с удалением от современного берега увеличиваются, а не уменьшаются. Поверхность высотой 12.5–13 м осушена ранее ~1.8 тыс. кал. л. н. (скв. 055).
В южной котловине преобладают абразионно-аккумулятивные террасы с невысокими (до 0.5 м) песчаными валами, бенчами и валунными грядами. Аккумулятивные террасы тяготеют к отметкам ниже 9 м (генерации 2–4) и выше 13 м (генерация 6). Аккумулятивные формы занимают понижения в кровле морены. Поверхности на высотах 12.5–13 м (скв. 318) и ~8.5 м (скв. 306) осушены не позднее ~3.7 и ~1.0 тыс. кал. л. н. соответственно.
На западном склоне горы Ухтнаволок террасы наиболее разнообразны. Снизу вверх и с увеличением крутизны склонов аккумулятивные берега сменяются абразионными. Ниже 10 м (генерации 2–4) чередуются аккумулятивные и абразионно-аккумулятивные террасы с песчаными валами (до 1 м) и “ваннами” отмерших лагун. На высотах 11–12 м (генерация 5) на относительно пологих склонах развиты абразионно-аккумулятивные ступени с песчаными валами (0.5–2 м), а на крутых склонах – абразионные уступы и бенчи. Выше 12 м (генерация 6) береговые формы только абразионные.
Средний (15–18.5 м) уровень – береговая линия среднего голоцена (генерации 7–8). На западном склоне горы Ухтнаволок она отчетливая, абразионная, а в палеопроливе приурочена к выступу моренной гряды между северной и южной котловинами и имеет сложное строение. В южной котловине на склонах гряды развиты бенчи и низкие песчано-галечные валы (генерации 7–8), а в северной – крупные (до 2.5 м) песчаные валы (генерация 7). Неровную вершину гряды занимает бенч (18–18.5 м, генерация 8а) с “ванной” палеолагуны и остаточными озерами Кислым и Столбовым. Лагуна замкнута выступами морены и валунно-песчано-галечными косами (генерация 8б) и соединялась с Двинским заливом и Восточной Соловецкой Салмой эрозионными проливами с отметками днищ 17.5–18.5 и 17 м соответственно.
Строение БЛ позволяет предположить стабилизацию ОУМ на отметках ~18–19 и 17–17.5 м. Во время формирования БЛ условия на западных и южных берегах участка не изменялись, а в северном заливе в конце этапа резко возрос объем аккумуляции песков. При этом в губе Конюхова, также открытой волнам северных румбов, сохранялся дефицит наносов. Можно предположить, что изменение типа берега в северном заливе Ухтнаволок было вызвано местными условиями, в первую очередь – строением ледникового рельефа. В результате смещения БЛ с вершины моренной гряды на ее склон возросли уклоны ПБС, и, соответственно, сила воздействия волн и объемы поступления наносов к берегу [2].
Абразионные террасы верхнего уровня развиты на высотах до 22–23 м (генерация 9), а редкие абразионные уступы и бенчи на склонах моренных гряд – до 23–25 м (см. рис. 2).
Обстановки осадконакопления в котловине оз. Столбового
Обстановки накопления осадков (см. рис. 5В) в котловине оз. Столбового (отметка уреза – 15.8 м, порога стока – 17.0 м) установлены литостратиграфическим описанием керна скв. 054 (см. рис. 5А) и диатомовым анализом 8 образцов (Д1–Д8, на рис. 5Б).
Заполнение котловины озера началось ранее ~8.0 тыс. кал. л. н. в условиях мелководного морского залива со спокойными гидродинамическими условиями и соленостью, близкой современной (I.1 на рис. 5В). Плотные сизо-серые алевриты с редкими растительными остатками, залегающие в основании разреза (612–522 см), сходны с осадками затишных впадин глубже зоны волнового воздействия [6]. В кровле горизонта (532–522 см, Д8) в составе диатомовых комплексов преобладают мезогалобы (67%), обитающие в водах с соленостью 30–5‰ (Cocconeis scutellum и Paralia sulcata), и полигалобы (25%), предпочитающие соленость >30‰ (Odontella aurita, Thalassionema nitzschioides, Grammatophora spp). Как мезо-, так и полигалобы – преимущественно бентосные виды. Численность олигогалобов, обитающих в водах с соленостью от 0 до 5‰, – 2.6%. Процентное соотношение “цисты : диатомеи” немного превышает 1%. Состав диатомовых комплексов включает виды, характерные как для современных донных осадков мелководных районов Белого моря [23], так и для голоценовых морских отложений побережий Кандалакшского залива [29] и Соловецкого архипелага [31].
Водоем постепенно мелел, а гидродинамические условия становились более активными и менее однородными (I.2 на рис. 5В). Алевриты содержат прослои мелкого песка (522–472), а в интервале (472–452) – пески и линзу бурого сапропеля с растительными остатками возрастом ~5.9–5.8 тыс. кал. л. н. В середине горизонта (487–477 см; Д7) резко снижается численность поли- и мезогалобов и увеличивается содержание олигогалобов (до 90%) – преимущественно индифферентных к солености обрастателей Fragila-ria spp., маркирующих переход от морских условий к пресноводным [41], и планктонных Aulacoseira spp. Значение соотношения “цисты : диатомеи” возрастает до 32%. Состав диатомовых комплексов свидетельствует об опреснении, связанном с сокращением или практически полным прекращением поступления в котловину морских вод. Озеро Столбовое, вероятно, представляло собой лагуну, связанную с Восточной Соловецкой Салмой узким мелеющим проливом; морские воды могли проникать в неe только во время штормов и нагонов.
Дальнейшая история изоляции лагуны укладывается, по-видимому, во временной интервал около 200 лет (I.3 и I.4. на рис. 5В). Вначале (I.3) отделение лагуны от моря прервалось эпизодом увеличения гидродинамической активности и, возможно, глубины водоема. Накопились мелкозернистые слабо алевритистые пески с растительным детритом (452–437 см), сходные с наносами ПБС. В составе диатомовых комплексов (452–442 см, Д6) преобладают поли– и мезогалобы (51 и 43% соответственно). Среди первых наиболее многочисленны обитатели морской cублиторали O. aurita, Cocconeis costata, Grammatophora spp, Rhabdonema arcuatum и R. minutum, в значительно меньших количествах – неритические Thalassiosira spp. Мезогалобы представлены сублиторальными C. scutellum, Hyalodiscus scoticus, P. sulcata, Rhoicosphenia baltica. Доля олигогалобов – 2.7%. Значение соотношения “цисты : диатомеи” снижается до 1.1%. Состав диатомей характерен для сублиторальной зоны морского бассейна.
Затем (I.4) отчленение водоема возобновилось. Пески резко сменяются серыми алевритами (437–422 см), что говорит о затишных условиях в лагуне. В интервале 422–412 см с возрастом ~5.9–6.0 тыс. кал. л. н., в осадке постепенно возрастает содержание органических частиц. Численность полигалобов резко сокращается до 18%, доля мезогалобов – до 35%. Исчезают неритические планктонные виды. Численность олигогалобов возрастает до 45%, преобладают индифферентные к солености Fragilaria spp и Aulacoseira spp. Соотношение “цисты : диатомеи” около 8%. Состав диатомовых комплексов свидетельствует о сокращении поступления морских вод перед окончательной изоляцией котловины от моря.
Позднее осадконакопление происходило в условиях озерного бассейна (II.1), заполнявшегося сапропелем (412–272 см). Аналогично первому эпизоду опреснения (I.2) в начале “озерного” этапа (402–392 см, Д4) значительно увеличились численность Fragilaria spp. и значения соотношения “цисты : диатомеи”. В дальнейшем (интервалы 342–332 и 282–272 см; Д3–Д2) в водоеме устанавливаются мелководные нейтральные-слабокислые условия с тенденцией к закислению и последующему заболачиванию. Развитие торфяника (II.2) сопровождается закономерными изменениями в составе диатомовых комплексов — увеличением содержания галофобов E. paludosa и N. subtilissima, характерных обитателей сфагновых болот. Виды-индикаторы “осолонения”, отмеченные в интервале 152–162 см (Д1), очевидно, аллохтонны. Их появление может быть следствием размыва более древних морских осадков.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
На основании анализа полученных в работе и опубликованных данных история развития БЗ района представляется следующей.
Проливы и заливы на отметках до 30 м возникли в понижениях ледникового рельефа [25], затопленных во время позднеледниковой трансгрессии (~13–11.5 тыс. кал. л. н.) [12] водами приледникового опресненного морского бассейна [24]. В ледовитом водоеме с изрезанной БЛ береговые процессы практически не действовали.
В результате резкого понижения ОУМ (~11.5–9.5 тыс. кал. л. н.) [11, 13, 26–28] проливы были осушены. На северо-западе Онежского полуострова на отметках 29–30 м они отмерли ранее ~9.5 тыс. кал. л. н., а на 22–23 м – ранее ~8.3 тыс. кал. л. н. (см. рис. 6, скв. 265, скв. 765). Быстрое осушение берегов совпало со становлением приливной циркуляции и активизацией течений [18, 24], промывавших днища проливов. Продолжительность ледового периода неравномерно уменьшалась [22]. Однако волновые процессы были еще ослаблены, и важную роль в денудации БЗ играли льды припая. На открытых берегах появились неясно выраженные абразионные БЛ с отметками до 22–25 м в урочище Ухтнаволок, до 22–23 м – в губах Летняя Золотица и Конюхова, 23 и 30 м – в губе Пушлахта и на о. Жижгинском [14]. Затишные условия на мелководье о. Анзер (колонки 245 – I–III) [10, 18] позволяют предположить, что ОУМ в Восточной Соловецкой Салме не был существенно ниже современной БЛ.
Отчетливые БЛ на отметках 15–18.5 м в урочище Ухтнаволок, 14–17.5 м в губах Летняя Золотица и Конюхова, 16.5 м на о. Жижгинском [14], 17–19 м и, возможно, 20.5–23.5 м на Соловецких островах [13, 19] сформировались ~8.2–5.9 тыс. кал. л. н. при незначительных колебаниях ОУМ во время трансгрессии тапес [13, 14]. Продолжительность ледового периода сократилась и иногда была меньше современной [22]. Возросли волновая нагрузка на берега и глубина переработки в БЗ ледникового рельефа. Однако из-за низкого (1–35%) содержания в морене песка [5] существовал дефицит наносов. На северо-западе Онежского полуострова формировались преимущественно абразионные берега с невыработанным поперечным профилем. В Восточной Соловецкой Салме аккумулятивные формы возникли только в устье р. Летняя Золотица, поставлявшей пески. В Двинском заливе, где волновая активность была выше, к концу этапа накопились песчаные наносы и появились аккумулятивные берега. Направление потоков наносов совпадало с современным.
Стратиграфия отложений палеобассейнов и строение БЛ позволяют предположить, что ход ОУМ в пределах северного (урочище Ухтнаволок) и южного (побережье Восточной Соловецкой Салмы) морфоструктурных блоков [8] отличался. В губе Конюхова относительный уровень моря после ~8.3–8.1 тыс. кал. л. н. не превышал 18.5 м (скв. 751); отмершие заливы раннеголоценового моря с порогами стока 17.5 м и ниже вновь заполнились морскими водами (скв. 755) [16, 25]. В урочище Ухтнаволок котловина оз. Столбового с порогом стока 17.0 м находилась ~8.0 тыс. кал. л. н. глубже зоны волнового воздействия (горизонт I.1 на рис. 5В; 054/1 на рис. 6). Учитывая, что на современных берегах нижняя граница этой зоны расположена на 5–6 м ниже уреза воды в прилив, уровень моря в проливе Ухтнаволок был не ниже ~22–23 м. Раннеголоценовые БЛ были, вероятно, подновлены. Затем, в результате постепенного понижения ОУМ, дно пролива вошло в зону воздействия волн, что зафиксировано сменой состава осадков (горизонт I.2, нижняя часть). Сформировались абразионные и аккумулятивные формы генерации 8, отделившие лагуну оз. Столбового от Двинского залива и замкнувшие пролив Ухтнаволок. При относительном уровне моря ~17–17.5 м лагуна сообщалась с Восточной Соловецкой Салмой только во время штормов и нагонов и стала почти пресноводной. Однако волны продолжали действовать на ее дно и берега (горизонт I.2, верхняя часть). Такая обстановка сложилась не раньше ~5.9–5.8 тыс. кал. л. н. (054/3 на рис. 6). Таким образом, среднюю скорость понижения ОУМ на побережье губы Конюхова можно оценить как ~0.5 мм/год (за ~8.3–6.2 тыс. кал. л. н.), а в урочище Ухтнаволок как ~2.1–2.2 мм/год (за ~8.0–5.8 тыс. кал. л. н.). Различия скоростей понижения ОУМ (~1.6–1.7 мм/год) могут быть объяснены большей скоростью поднятия северного морфоструктурного блока, что согласуется с построениями [8]. В пользу медленного изменения ОУМ свидетельствует постепенное изменение состава осадков и диатомовых комплексов в скважинах 755 и 054 (горизонты I.1 и I.2).
Резкий и кратковременный рост гидродинамической активности (горизонт I.3) и, вероятно, повышение ОУМ до ~18–19 м, предшествовавший окончательному отчленению лагуны после ~5.9–6.0 тыс. кал. л. н. (054/2 на рис. 6), могли быть вызваны быстрым опусканием северного морфоструктурного блока, в том числе в результате землетрясений [21], заплеском волны цунами [20] или штормовыми нагонами [4, 9]. В конце атлантического времени (~6.8–5.0 тыс. кал. л. н.) на западе Белого моря отмечены замедление, а на некоторых участках — остановка выдвижения БЛ или ее резкие перемещения, связанные с неотектоническими движениями [12]. Практически в то же время (~6.8–5.2 тыс. кал. л. н.) на мелководье о. Анзер зафиксированы размыв и/или не накопление донных осадков [10, 18]. Размыв дна, характерный в это время также для Двинского и Онежского заливов, связывают с активизацией течений [5] или поднятием дна [18]. В интервале 6.0–5.0 тыс. кал. л. н. в Северной Атлантике реконструирован интенсивный западный перенос воздушных масс в зимнее время и усиление западных ветров [37]. Это должно было привести к увеличению числа высоких нагонов, которые в акватории Белого моря в 88% случаев вызваны прохождением циклонов на полярном и арктическом фронтах [9]. Итак, конец атлантического времени был на Белом море этапом активизации тектонических движений, приливной и атмосферной циркуляции, частых штормов и нагонов. Какой из указанных выше факторов стал причиной повышения ОУМ и увеличения гидродинамической активности в проливе Ухтнаволок, пока не установлено. Учитывая, что морфологические признаки быстрых эндогенных смещений не обнаружены, а строение замыкающих лагуну кос с отметками 18–18.5 м (см. рис. 2–3) указывает на интенсивное воздействие волн, более вероятной представляется климатическая версия.
Террасы на отметках ниже 14–15 м сформировались в позднем голоцене в условиях, близких современным. Морфодинамику берегов определило сочетание скорости относительного поднятия, строения ледникового субстрата и волновой активности, которая в условиях короткого ледового периода оставалась высокой.
Относительное поднятие северо-западного побережья Онежского полуострова стало равномерным. Его средняя скорость за ~5.8–6 тыс. лет оценивается по датам из переходных горизонтов в осадках палеобассейнов в ~2.8–2.9 мм/год, что близко темпам поднятия о. Бол. Соловецкого [рассчитана по 19, 31] и современных движений берегов Восточной Соловецкой Салмы по уровнемерным данным [9]. Строение террас не подтверждает дифференцированного движения блоков ~3.7–1.0 тыс. кал. л. н., которое могло бы быть восстановлено по датам из подошвы озерно-болотных отложений. По-видимому, заболачивание террас начиналось не сразу после их осушения.
Отсутствие отчетливых, протяженных БЛ, неупорядоченная смена абразионных обстановок аккумулятивными и господство среди аккумулятивных форм береговых валов, указывающих на поперечный перенос наносов, свидетельствуют, что относительное поднятие и выдвижение берега не прерывалось стабилизацией уровня моря, а ветро-волновой режим не испытывал резкой перестройки и был сходен с современным. Морфологию и динамику берегов, даже на участках устойчивой аккумуляции, контролировали локальные условия, связанные со строением кровли морены, – изменение экспозиции к преобладающему волнению и уклонов ПБС на поднимающихся берегах сложной конфигурации.
ВЫВОДЫ
1. Выделены и датированы три этапа развития береговой зоны северо-запада Онежского полуострова, различных по механизмам и глубине переработки ледникового рельефа, и зафиксированных в строении древних берегов.
1) Неясно выраженные абразионные береговые линии на высотах 18.5–30 м сформировались ранее ~9.5–8.5 тыс. кал. л. н. в результате затопления ледникового рельефа водами послеледниковой трансгрессии и его слабой трансформации волнами, течениями и льдами припая в ходе гляциоизостатической регрессии раннего голоцена.
2) Отчетливая, преимущественно абразионная, береговая линия на отметках 14–18.5 м создана ~8.2–5.8 тыс. кал. л. н. во время трансгрессии среднего голоцена в условиях незначительных колебаний ОУМ, дифференцированных тектонических движений (средняя скорость понижения ОУМ в пределах соседних блоков оценивается в ~0.5 и ~2.1–2.2 мм/год) и гидродинамических процессов (штормов, нагонов и приливных течений). Кратковременное повышение ОУМ на берегу Двинского залива в конце этапа (~6.0–5.8 тыс. кал. л. н.) связано, вероятно, с увеличением штормовой активности бассейна.
3) Не выдержанные по высоте абразионно-аккумулятивные береговые линии на отметках до 14–15 м образовались после ~5.8 тыс. кал. л. н. в условиях равномерного понижения относительного уровня моря (~2.8–2.9 мм/год), стабильного гидродинамического режима и ведущей роли литологического контроля, сохранившихся до наших дней. Возраст современной береговой зоны – не более 1.5 тыс. лет.
2. Берега района развиваются унаследовано и до настоящего времени находятся на стадии юности в понимании В.П. Зенковича [2]. Характерны дефицит наносов, их преимущественно поперечное перемещение, мозаичность рельефа и отложений. Дефицит наносов, острый в раннем голоцене, уменьшался за счет переработки ледникового субстрата волнами и течениями, а в устьях крупных рек – за счет поступления аллювия. Объем наносов, достаточный для образования аккумулятивных форм, накопился на участках аллювиального питания берега в начале среднего голоцена, а в заливах, открытых наиболее сильным волнам северных румбов, – в конце среднего голоцена.
3. С раннего голоцена развитие береговой зоны района контролировали понижение ОУМ, вызванное гляциоизостатическим и тектоническим поднятиями, а также состав отложений и морфология гряд конечной морены. Контур берега выдвигался преимущественно за счет поднятия дна; наносы заполняли понижения моренного цоколя. На отдельных участках берег нарастал за счет аккумуляции наносов; ее ядрами служили каменистые отмели, возникшие при селективном размыве морены. Таким образом, на берегах северо-запада Онежского полуострова сочетаются факторы и механизмы эволюции, свойственные как слабоизмененным берегам районов интенсивного поднятия и ледниковой денудации, так и созданным волновыми процессами берегам краевых зон оледенения.
4. Строение форм берегового рельефа на участках с разной экспозицией к волнению свидетельствует о стабильности со среднего голоцена направлений транспорта наносов, а значит и преобладающих ветров и волн, а с позднего голоцена – их интенсивности. На данном этапе исследований представляется, что реакция берегов Белого моря на глобальные климатические события не была одновременной и зависела от условий конкретного участка берега. Так, в Двинском заливе Белого моря перестройка форм берегового рельефа и/или отложений фиксируется ~6.4–6.2 тыс. кал. л. н. [28], ~6.0–5.8 тыс. кал. л. н., ~5.5 тыс. кал. л. н. [7], ~5 тыс. кал. л. н. [26].
Список литературы
Авенариус И.Г. Морфоструктурный анализ при изучении культурного и природного наследия Западно-Арктического региона России. М.: Paulsen, 2008. 187 с.
Каплин П.А., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А., Никифоров Л.Г. Берега. М.: Мысль, 1991. 479 с.
Варейчук Н.С., Игнатов Е.И. Геоморфологическая карта дна Белого моря // Геоморфология. 1989. № 1. С. 67–72.
Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Т. II. Белое море. Л.: Гидрометеоиздат, 1991. 240 с.
Государственная геологическая карта РФ масштаба 1 : 200 000. Л. Q–37–XXV, XXVI. Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 1999. 51 с.
Давыдова Н.Н. Диатомовые водоросли – индикаторы природных условий водоемов в голоцене. Л.: Наука, 1985. 244 с.
Зарецкая Н.Е. Голоценовая история дельты р. Северной Двины // Геоморфология. 2018. № 1. С. 3–17.
Зыков Д.С., Колодяжный С.Ю., Балуев А.С. Признаки горизонтальной неотектонической подвижности фундамента в районе Беломорья // Бюл. МО-ИП. Отдел геология. 2008. Т. 83. Вып. 2. С. 15–24.
Инжебейкин Ю.И. Колебания уровня Белого моря: Автореф. дис. … д-ра геогр. наук. СПб.: РГГМУ, 2006. 44 с.
Каплин П.А., Гракова И.В., Парунин О.Б. и др. Список радиоуглеродных датировок // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1971. № 4. С. 104–108.
Каплин П.А., Селиванов А.О. Изменение уровней морей России и развитие берегов. М.: ГЕОС, 1999. 299 с.
Колька В.В., Корсакова О.П. Положение береговой линии Белого моря и неотектонические движения на северо-востоке Фенноскандии в позднеледниковье и голоцене // Система Белого моря. Т. IV. М.: Научный мир, 2017. С. 222–249.
Кошечкин Б.И. Голоценовая тектоника восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1979. 158 с.
Лаврова М.А. К геологии Онежского полуострова Белого моря // Тр. Геол. музея Ак. наук. Т. VIII. Л.: Изд. АН СССР, 1931. 70 с.
Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.–Л.: Изд-во АН СССР, 1960. 233 с.
Леонтьев П.А., Греков И.М., Субетто Д.А. и др. Стратиграфия озeрных отложений Онежского полуострова, Белое море // Общество. Среда. Развитие. 2016. № 3 (40). С. 125–129.
Лудикова А.В. Использование цист Chrysophyceae в палеореконструкциях // Современная микропалеонтология: Сб. трудов XVI Всерос. микропалеонтологического совещания. Калининград: Изд-во АО ИО РАН, 2015. С. 420–424.
Невесский Е.Н., Медведев В.С., Калиненко В.В. Белое море. Седиментогенез и история развития в голоцене. М.: Наука, 1977. 236 с.
Никишин Н.А. Особенности развития Соловецких островов в голоцене // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1984. № 5. С. 55–57.
Никонов А.А., Субетто А.А. Историческое цунами на Соловецких островах // Изв. РГО. 2007. Т. 139. Вып. 6. С. 24–31.
Никонов А.А., Шварев С.В. Сильные землетрясения в российской части Фенноскандинавского щита за последние 13 тысяч лет // ГеоИнфо. 2019. № 1.
Новичкова Е.А. Постледниковая история развития Белого моря по материалам изучения водных и наземных палиноморф: Автореф. дис. … канд. г.-м. наук. М.: ИО РАН, 2008. 26 с.
Новичкова Е.А., Полякова Е.И. Ассоциации микроводорослей в донных осадках областей маргинальных фильтров заливов Белого моря // ДАН. 2013. Т. 449. № 4. С. 474–479.
Полякова Е.И., Новичкова Е.А., Лисицын А.П. и др. Современные данные по биостратиграфии и геохронологии донных осадков Белого моря // ДАН. 2014. Т. 454. № 4. С. 467–473.
Репкина Т.Ю., Зарецкая Н.Е., Субетто Д.А. и др. Морфодинамика берегов северо-запада Онежского полуострова Белого моря в голоцене. Губа Конюхова // Тр. КарНЦ РАН. 2017. № 8. С. 1–19.
Репкина Т.Ю., Зарецкая Н.Е., Шилова О.С. Дви-нский залив Белого моря в позднеледниковье–раннем голоцене // Геоморфология. 2018. № 2. С. 71–88.
Репкина Т.Ю., Зарецкая Н.Е., Шилова О.С. и др. Юго-восточный берег Горла Белого моря в голоцене: рельеф, отложения, динамика // Рельеф и четвертичные образования Арктики, Субарктики и Северо-Запада России. Вып. 6. СПб.: ААНИИ, 2019а. С. 146–153.
Репкина Т.Ю., Романенко Ф.А., Зарецкая Н.Е. и др. Динамика западного берега Унской губы (Летний берег Белого моря) в голоцене и его заселение: Материалы XXIII Международ. науч. конф. (школы) по морской геологии “Геология морей и океанов”. М.: ИО РАН, 2019б. Т. 3. С. 212–216.
Романенко Ф.А., Шилова О.С. Послеледниковое поднятие Карельского берега Белого моря по данным радиоуглеродного и диатомового анализов озерно-болотных отложений п-ова Киндо // ДАН. 2012. Т. 442. № 4. С. 544–548.
Сафьянов Г.А., Соловьева Г.Д. Геоморфология дна и берегов Белого моря // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5: География. 2005. № 3. С. 54–62.
Субетто Д.А., Шевченко В.П., Лудикова А.В. и др. Хронология изоляции озер Соловецкого архипелага и скорости современного озерного осадконакопления // ДАН. 2012. Т. 446. № 2. С. 183–190.
Тектоническая карта Белого моря и прилегающих территорий. Масштаб 1 : 1 500 000. Объяснительная записка / отв. ред. А.С. Балуев. М.: ИПП “Куна”, 2012. 57 с.
Шилова О.С., Зарецкая Н.Е., Репкина Т.Ю. Голоценовые отложения Юго-Восточного побережья Горла Белого моря: новые данные диатомового и радиоуглеродного анализов // ДАН. 2019. Т. 488. № 6. С. 661–666.
Baranskaya A.V, Khan N., Romananko F.A. et al. A postglacial relative sea-level database for the Russian Arctic coast // Quart. Sci. Rev. 2018. V. 199. P. 188–205.
Ekman I., Iljin V. Deglaciation, the Young Dryas end moraines and their correlation in Russian Karelia and adjacent areas // Glacial deposits in North-east Europe. Balkama: Rotterdam, 1995. P. 195–209.
Kemp A.C., Horton B.P., Nikitina D.L. et al. The distribution and utility of sea-level indicators in Eurasian sub-Arctic salt marshes (White Sea, Russia) // Boreas. 2017. https://doi.org/10.1111/bor.12233
Mayewski P.A., Rohling E.E., Stager J. C. et al. Holocene climate variability // Quat. Res. 2004. V. 62. P. 243–255.
Peltier W.R. Global glacial isostasy and the surface of the ice-age Earth: the ICE–5G (VM2) model and GRACE // Annu. Rev. Earth Planet Sci. 2004. V. 32. P. 111–149.
Reimer P.J., Bard E., Bayliss A. et al. IntCal13 and Marine13 Radiocarbon Age Calibration Curves 0–50.000 Years cal BP // Radiocarbon. 2013. V. 55. № 4.https://doi.org/10.2458/azu_js_rc.55.16947
Smol J.P. The ratio of diatom frustules to chrysophycean statospores: a useful paleolimnological index // Hydrobiologia. 1985. V. 123. P. 199–208.
Stabell B. The development and succession of taxa within the diatom genus Fragilaria Lyngbye as a response to basin isolation from the sea // Boreas. 1985. V. 14. P. 273–286.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Известия РАН. Серия географическая