Известия РАН. Серия географическая, 2020, T. 84, № 6, стр. 888-904

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.

Рис. 1.

Положение района исследований и фактический материал. 1 – участки определения возраста террас: 1 – данная работа, 2 – [25], 3 – [19, 31]); 2 – участок детального геоморфологического картографирования (см. рис. 2); 3 – геоморфологические профили со скважинами ручного бурения (цифра – номер профиля, см. рис. 3–4); положение и номера скважин: 4 – ручного бурения, вскрывших отложения палеозаливов (см. рис. 3–5); датированных колонок донных осадков: 5 – [10, 18], 6 – [24]; выходы отложений осташковского горизонта позднего неоплейстоцена: 7 – ледниковых, 8 – ледниково-морских (по [5]); 9 – береговая линия. Роза-диаграмма – повторяемость волнений различных румбов на ГМС Жижгин [4].

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.

Рис. 2.

Карта морфодинамики участка Ухтнаволок. Условные обозначения: Типы и формы рельефа: подводные равнины, формирующиеся на отложениях (по [5]): 1 – ледниковых, 2 – ледниково-морских; современная береговая зона: подводный береговой склон на глубинах до 2–5 м, формирующийся на отложениях (по [5]): 3 – ледниковых, 4 – ледниково-морских; 5 – приливные осушки на глубинах до 0.5 м в малую воду; 6 – пляжи, авандюны и современные морские террасы на высотах 0–2 м; морские террасы (цифра – номер генераций форм берегового рельефа): 7 – современные и позднеголоценовые, не расчлененные, на высотах 1–2.5 м (генерация 1); позднеголоценовые на высотах: 8 – 1.5–2.5 м (генерация 2), 9 – 2.5–6 м (генерация 3), 10 – 5–10 м (генерация 4), 11 – 9–13 м (генерация 5), 12 – 12–15 м (генерация 6); среднеголоценовые на высотах: 13 – 15–17.5 м (генерация 7), 14 – 17–18.5 м (генерация 8), 15 – ранне-среднеголоценовые на высотах 22–23 м (генерация 9); холмы и гряды конечных морен невской стадии осташковского оледенения: 16 – на высотах >23–25 м, частично измененые береговыми процессами, 17 – на высотах 25–50 м, не измененные морем; 18 – долины рек и ручьев. Обстановки формирования рельефа и отложений береговой зоны и прибрежного мелководья: 19 – преобладание размыва, 20 – чередование размыва и накопления наносов; умеренное накопление наносов, формирование невысоких береговых и подводных валов: 21 – песчано-гравийно-галечных с валунами, 22 – песчаных; устойчивое накопление наносов: 23 – формирование крупных песчаных береговых и подводных валов, 24 – заполнение котловин отчлененных и полуотчлененных заливов. Генетические типы берегов: 25 – абразионные, с уступами размыва в отложениях морских террас; аккумулятиные: пляжевые: 26 – песчаные и галечно-песчаные, 27 – валунно-галечные, 28 – чередование валунно-галечных пляжей на мысах и песчаных в губах и заливах; 29 – лагунные песчаные и галечно-песчаные. Прочие элементы морфо- и литодинамики: 30 – абразионные уступы, выработанные в моренных отложениях, 31 – галечно-валунные и галечно-валунно-глыбовые гряды, образовавшиеся в результате селективного размыва морены, 32 – отдельные береговые валы и косы, 33 – палеопроливы, 34 – направления потоков наносов: а) вдольбереговых, б) поперечных. Прочие обозначения: границы: типов и форм рельефа: 35 – отчетливые: а) на суше, б) на акватории, 36 – выделяемые условно; 37 – участков с различными морфо- и литодинамическими обстановками; 38 – скважины ручного бурения (цифра – номер, см. рис. 3, 5), 39 – линия поперечного профиля (см. рис. 3).

Рис. 3.

Схематический поперечный профиль поднятых террас урочища Ухтнаволок (положение профиля см. на рис. 1, 2). Поверхностные отложения: 1 – пески, 2 – торф, 3 – отмостки: 1) валунные, 2) галечные, 4 – валунные суглинки; 5 – предполагаемое положение кровли морены (показано условно), 6 – участки активного перевевания песчаных отложений. Обобщенные разрезы скважин: 7 – лед и вода, 8 – озерно-болотные отложения (торф, сапропель, ил), 9 – отложения отчленяющихся мелководных заливов и прибрежных озер (опесчаненный алеврит, алевритистый сапропель), 10 – отложения мелководных заливов со спокойным гидродинамическим режимом (алевриты); отложения, характерные для современной береговой зоны: 11 – пески; 12 – валунники с песчаным заполнителем; 13 – отложения палеопроливов с высокими скоростями течений (валунники, впоследствии заполненные и перекрытые торфом); 14 – места отбора образцов на радиоуглеродное датирование (цифра – возраст, радиоуглеродных лет, в скобках – лабораторный номер образца). Этапы формирования рельефа береговой зоны: 15 – морфолитодинамические обстановки: а – преобладание размыва, б – чередование размыва и накопления наносов, в – умеренное накопление наносов и формирование невысоких (≤1 м) береговых валов, г – накопление значительных объемов наносов и формирование крупных (>1 м) береговых валов; линиями показаны границы генераций форм берегового рельефа: д – выраженные отчетливыми уступами и перегибами, е – прочие. Прочие обозначения: 16 – скважины ручного бурения и их номера; 17 – урез воды: а – в полную воду, б – в малую воду.

Рис. 4.

Геоморфологические профили побережья губы Летняя Золотица (положение профилей см. на рис. 1, условные обозначения см. на рис. 3). Цифрами обозначены типы и формы рельефа: 1 – современная береговая зона (приливная осушка, пляж, авандюна, современная морская терраса); 2 – активные дюны; 3 – морские террасы среднего−позднего голоцена; 4 – палеопроливы; 5 – котловины озер в понижениях кровли морены (палеозаливы); 6 – моренные гряды, в том числе с признаками переработки поверхности в береговой зоне; 7 – комплекс форм рельефа береговой линии среднеголоценовой трансгрессии тапес; 8 – уплощенные заболоченные понижения между моренными грядами – палеопроливы и заливы раннеголоценового бассейна.

Рис. 5.

Обстановки осадконакопления в котловине оз. Столбового. А – разрез скважины 054 (положение см. рис. 2), Б – диатомовая диаграмма, В – обобщенная характеристика обстановок осадконакопления. А. 1 – лед; 2 – вода; 3 – торф сфагновый: а) рыхлый, б) плотный; 4 – сапропель бурый; 5 – тонкое переслаивание алеврита и сапропеля; 6 – алеврит: а) серый, б) сизо-серый, плотный; 7 – алеврит сизо-серый опесчаненный, плотный; 8 – пески сизо-серые мелкозернистые; 9 – включения остатков растений; 10 – точки отбора образцов на: а) диатомовый анализ (индекс – номер образца), б) радиоуглеродное датирование (цифра – возраст, радиоуглеродных лет, в скобках – лабораторный номер, см. табл. 1); 11 – контакты: а) отчетливые, б) постепенный переход. В. Обстановки заполнения котловины озера: морской этап: I.1 – мелководный морской залив со спокойными гидродинамическими условиями и соленостью близкой современной; I.2 – отчленяющийся от моря залив, периодически испытывающий волновое воздействие, в конце стадии практически пресноводный; I.3 – мелководный морской залив с гидродинамическими условиями, близкими современной береговой зоне; I.4 – изолирующийся от моря, мелеющий солоноватоводный залив со спокойными гидродинамическими условиями; пресноводный этап: II.1 – озеро, II.2 – заболачивающееся озеро.

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 IGAN_AMS-). 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.

Рис. 6.

Изменения относительного уровня моря на берегах пролива Восточная Соловецкая Салма. А. Калиброванные даты (цифра – номер разреза см. рис. 1, рис. 2, табл. 1), полученные: 1 – в ур. Ухтнаволок и губе Летняя Золотица (данная работа); 2 – в губе Конюхова [25]; 3 – на о. Бол. Соловецкий (по [19, 31]) из отложений: а – озерно-болотных, б – переходного горизонта, в – морских; 4 – на шельфе о. Анзер из осадков с раковинами морских моллюсков, накопившихся в условиях гидродинамической активности: а – малой, б – смены режима, в – высокой (по [10, 18]); 5 – погрешность определения возраста и высотного положения образцов. Кривые изменения относительного уровня моря: 6 – в ур. Ухтнаволок и губе Летняя Золотица: а – достоверные, б – предполагаемые; 7 – в губе Конюхова; 8 – на о. Бол. Соловецкий; 9 – период активизации размыва донных осадков на шельфе о. Анзер (по [5, 10, 18]); гипсометрическое положение на северо-западе Онежского полуострова зон: 10 – приливно-отливных колебаний, 11 – регулярного волнового воздействия, 12 – воздействия волн при штормах средней силы. Б. Продолжительность ледового периода в восточной части Белого моря по данным анализа цист динофлагеллат [22] (месяцы). Пунктирными линиями показан диапазон современных значений.

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

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.

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].