1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Океанология
  4. T. 62, № 3, 2022

Океанология, 2022, T. 62, № 3, стр. 451-465

Опыт крупномасштабного геоморфологического картографирования гляциальных шельфов по геофизическим данным (пролив Великая Салма Кандалакшского залива Белого моря)

Т. Ю. Репкина 1, 4, *, А. Е. Рыбалко 1, 5, Я. Е. Терехина 2, 3, П. Г. Михайлюкова 1, 4, И. И. Середа 1, 4, М. А. Соловьева 3, 6, А. К. Потемка 7, А. М. Токарев 6, М. Ю. Токарев 2, 3, А. И. Исаченко 8, Н. В. Шабалин 1

1 ООО “ЦМИ МГУ”
Москва, Россия

2 ООО “ЦАСД МГУ”
Москва, Россия

3 МГУ Геологический факультет
Москва, Россия

4 МГУ Географический факультет
Москва, Россия

5 СПбГУ, Институт наук о Земле
Санкт-Петербург, Россия

6 ООО “Деко-Геофизика”
Москва, Россия

7 ООО “СПЛИТ”
Москва, Россия

8 ООО “Арктический Научный Центр”
Москва, Россия

* E-mail: t-repkina@yandex.ru

Поступила в редакцию 30.05.2021
После доработки 30.08.2021
Принята к публикации 16.12.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Рельеф дна фиардообразного пролива Великая Салма (Кандалакшский залив Белого моря) изучен методами многолучевого эхолотирования, гидролокации бокового обзора, непрерывного сейсмоакустического профилирования, геологического пробоотбора и съемки дна с телеуправляемых необитаемых подводных аппаратов. Создана цифровая модель рельефа дна с шагом сетки 2 м, карты углов наклона и экспозиции склонов. На дне пролива выделены формы мезо- и микрорельефа структурно-денудационного, ледникового и субаквального (гравитационного и гидрогенного) происхождения. Предложен подход к крупномасштабному геоморфологическому картографированию, основанный на выделении морфогенетических комплексов – закономерных сочетаний форм мезо- и микрорельефа. Границы морфогенетических комплексов воспроизводятся методами автоматизированного анализа морфометрических показателей, рассчитанных по TIN-модели. Предложенный подход может быть использован для целей ландшафтного и инженерно-геологического районирования, в том числе для выявления ареалов развития опасных геологических процессов.

Ключевые слова: гляциальный шельф, мезо- и микрорельеф, геоморфологическое картографирование, геофизические методы, морфометрия, TIN-модели, Белое море

ВВЕДЕНИЕ

Соотношение типов и форм структурного и скульптурного, реликтового (затопленного) и субаквального рельефа остается важной проблемой геоморфологии гляциальных шельфов, в формировании рельефа которых важнейшую роль сыграли экзарационно-аккумулятивная деятельность ледников, постгляциальные тектонические и гляциоизостатические движения, а также эвстатические колебания уровня Мирового океана [5, 28, 30 и др.]. Так, на геоморфологических картах дна Белого моря масштабов не крупнее 1 : 750 000 [3, 21] выделены морские гидрогенные (современные) и ледниковые (реликтовые) денудационные и аккумулятивные равнины, а также отдельные формы рельефа гидрогенного, ледникового, аллювиального и структурно-денудационного происхождения. Согласно морфогенетической классификации рельефа дна арктических морей [30], формы мега- и макрорельефа (протяженность сотни и тысячи км) созданы эндогенными факторами; формы мезорельфа (протяженностью десятки км) отнесены к “экзогенным, реже структурным, формирование которых связано с особенностями палеогеографических и/или современных процессов”, а формы микрорельфа относительной высотой и протяженностью метры и сантиметры – к экзогенным, сформированным современными процессами под водой. Такой классификационный подход применен, в частности, при создании ЦМР дна Белого моря, которая позволяет отображать рельеф дна в масштабах 1 : 100 000–1 : 200 000 [11] (рис. 1в). Геолого-геофизические данные высокого разрешения существенно дополняют представления о строении и происхождении рельефа дна (рис. 1г) и могут служить основой для геоморфологического картографирования гляциальных шельфов в крупных масштабах.

Рис. 1.

Положение района работ (а) и изображение рельефа дна пролива Великая Салма на навигационной карте масштаба 1 : 100 000 (б) и батиметрических картах, созданных по ЦМР с шагом сетки: (в) – 100 м [11]; (г) – 2 м (данная работа). На фрагментах (б) и (в) видны борта и днище пролива, наследующие строение кровли кристаллического фундамента, а на фрагменте (г) – также формы мезо- и микрорельефа различного генезиса. Черными контурами показано положение фрагментов ЦМР, приведенных на рисунках 1–6 (цифра – номер рисунка).

Вопросы крупномасштабного геоморфологического картографирования дна арктических морей актуальны для решения задач ландшафтного и инженерно-геологического районирования, в том числе выявления ареалов развития опасных геологических процессов.

Цель настоящего сообщения – генетическая интерпретация строения рельефа дна гляциальных шельфов по геофизическим и геологическим данным высокого разрешения и разработка подходов и методов крупномасштабного геоморфологического картографирования.

Объект исследования – пролив Великая Салма (Кандалакшский залив Белого моря), протяженностью 25 км при ширине 0.6–8 км и глубине до 120 м (рис. 1). Пролив является частью разветвленного фиарда11 [6], или фиардообразного пролива [26], в морфологическом отношении типичного для Кандалакшского залива Белого моря [3, 21].

ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНА РАБОТ

Конфигурация пролива Великая Салма, наиболее общие черты топографии его дна и строение разреза четвертичных отложений предопределены рельефом кровли архейского кристаллического фундамента [24], структурно-денудационный облик которой был сформирован длительной комплексной денудацией и ледниковой экзарацией к концу позднего неоплейстоцена [4]. Фундамент перекрыт ледниковыми отложениями мощностью до 50 м и слоистыми осадками надморенного комплекса (ледниково-озерными, ледниково-морскими и морским) мощностью до 20 м на мелководье, а на днище пролива − до 130 м; иногда архейские породы выходят на поверхность дна [24]. Кровля фундамента и перекрывающие его отложения, вплоть до голоценовых осадков, смещены субвертикальными разломами. Средние амплитуды смещения кровли фундамента составляют 10–12 м, а кровли морены и надморенной толщи – первые метры; максимальные амплитуды – 35–40 и 10–12 м соответственно [19, 24]. Это указывает на активные блоковые движения, вызванные или активизированные послеледниковым поднятием. На берегах пролива скорость поднятия изменялась от 9–13 мм/год в конце раннего голоцена до 3–6 мм/год в последние столетия. При этом темпы вертикальных движений не только противоположных бортов пролива, но и небольших блоков отличались на 1–3 мм/год [16, 18, 27, 29]. Неравномерное поднятие сопровождают землетрясения [12], провоцирующие гравитационные процессы на берегах и склонах пролива [19]. На суше, на продолжении ряда активных разрывов, секущих морское дно [24], возникли сейсмодислокации [1, 7]. Современную гидродинамику пролива глубже зоны воздействия волн определяют приливные течения скоростью до 0.5 м/с; средняя величина сизигийного прилива – 2.3 м [15].

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Строение рельефа дна пролива изучено комплексом геофизических и геологических методов, а также фото- и видеосъемкой дна с телеуправляемых необитаемых подводных аппаратов (ТНПА). Площадное обследование многолучевым эхолотом (МЛЭ), непрерывное сейсмическое профилирование (НСП) и съемка гидролокатором бокового обзора (ГЛБО) и отбор проб донных отложений грунтовыми трубками выполнены на участке площадью 35.12 км2 с глубинами 10–120 м (рис. 1). Отбор проб поверхностных донных осадков и наблюдения ТПНА проведены на ключевых участках с глубинами 15–60 м (рис. 2–6). Полевые работы выполнены на маломерных судах ББС МГУ НИС “Студент МГУ” и НИС “Профессор Зенкевич”.

Рис. 2.

Изображение структурно-денудационных гряд (1) и узких каменистых гребней (2) на ЦМР (а), мозаике ГЛБО (б), картах углов наклона (в) и экспозиции склонов (г). Положение фрагмента см. на рис. 1. Цветной вариант рисунков 2–5 представлен в электронной версии статьи.

Рис. 3.

Изображение рельефа ледникового происхождения, препарированного деятельностью течений, на ЦМР (а), мозаике ГЛБО (б), картах углов наклона (в) и экспозиции склонов (г). Положение фрагмента см. на рис. 1.

Рис. 4.

Изображение форм ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции, частично нивелированных процессами морской седиментации, на ЦМР (а), мозаике ГЛБО (б), картах углов наклона (в) и экспозиции склонов (г), а также профиле НСП (д). Цифрами обозначены: 1 – оз; постройки донной морены: 2 – обнажающиеся на поверхности дна, 3 – частично скрытые под послеледниковыми осадками. Положение фрагмента см. на рис. 1.

Рис. 5.

Изображение гравитационных форм рельефа на ЦМР (а), мозаике ГЛБО (б), картах углов наклона (в) и экспозиции склонов (г), а также профиле НСП (д). Цифрами обозначены: 1, 2 – оползневые тела, 3 – ложбины, созданные гравитационными потоками в морских голоценовых осадках. Положение фрагмента см. на рис. 1.

Рис. 6.

Изображение эрозионной ложбины, созданной приливными течениями (1) в понижении между структурно-денудационной (2) и моренной (3) грядами, на ЦМР (а), мозаике ГЛБО (в), картах углов наклона (г) и экспозиции склонов (д); (б) – поперечный профиль ложбины по линии А–А'. На северо-востоке фрагмента виден оползневой склон (4). Положение фрагмента см. на рис. 1.

Цифровая модель рельефа22 (ЦМР) дна акватории (рис. 1Г) составлена по данным площадного обследования, выполненного с помощью гидрографического комплекса (МЛЭ Reson Seabat 7125 SV2, совмещенный гидрокомпас/датчик пространственных перемещений Ixsea Octans 3000, измеритель скорости звука Valeport Midas SVX2, ГНСС приемник Trimble R7 и программное обеспечение Fugro Starfix 10.1 SP4) по системе перекрывающихся профилей (всего 550.6 км) в соответствии с СП 11-114-2004 [23] в условной системе глубин. Ноль глубин близок к среднему уровню моря. Грид с размером ячейки 2 × 2 м составлен из облака точек методом интерполяции “nearest neighbor”. Детальность ЦМР позволяет создавать геоморфологические карты крупных масштабов и планы [8]. На основе ЦМР в среде ArcGIS построены изобаты, рассчитаны углы наклона и экспозиции склонов. Для отображения углов наклона выбрана шкала с градациями: 0°–0.05°, 0.05°–1°, 1°–2.5°, 2.5°–5°, 5°–7.5°, 7.5°–10°, 10°–12.5°, 12.5°–15° и далее через 5°. Это позволило выделить границы субгоризонтальных поверхностей и участки, благоприятные для развития склоновых процессов разных типов. Карта экспозиции склонов составлена в стандартных градациях.

Интерпретация генезиса рельефа (рис. 2–6) и геоморфологическое районирование (рис. 7) проведены по хрономорфогенетическому принципу по данным о поле глубин, строении геологического разреза на профилях НСП и распределении современных донных осадков. За основу взята классификация рельефа дна арктических морей [30].

Рис. 7.

Геоморфологическая карта участка пролива Великая Салма (исходный масштаб 1 : 25 000). Описание морфогенетических комплексов (первая цифра индекса) и подкомплексов (вторая цифра индекса) см. в табл. 2.

Также предпринята попытка воспроизвести результаты геоморфологических построений методами автоматизированного районирования в среде ArcGIS 10.4 (модули Spatial Analyst и 3D Analyst Tools) на основе морфометрических показателей – углов наклона и экспозиции склонов (рис. 8). Для этого были использованы модели, созданные на основе триангуляционной нерегулярной сети (Triangulated Irregular Network – TIN) [20]) (рис. 8а) и гексагональной сетки (рис. 8б) с длиной стороны ребра 50 м. Для каждой ячейки TIN-модели и гексагональной сетки были извлечены средние значения углов наклона поверхности и экспозиции склонов. Дальнейшее районирование включало: 1) нормирование значений углов наклона поверхности и азимута; 2) определение весовых коэффициентов, 3) расчет интегрального показателя морфометрических характеристик рельефа. Углу наклона поверхности придан весовой коэффициент равный 8, а экспозиции склонов – равный 2. Интегральный показатель рассчитывался по формуле:

(1)
$8\alpha + 2\beta ,$
где α – нормированное значение угла наклона поверхности, β – нормированное значение экспозиции склонов. Значение показателя изменяется от 0 до 10.

Рис. 8.

Результаты автоматизированного районирования дна пролива Великая Салма. (а) – TIN-модель с длиной стороны ребра 50 м; (б) – гексагональная сетка с тем же размером ребра. Индексами обозначены морфогенетические комплексы и подкомплексы рельефа, выделенные при геоморфологическом районировании (см. рис. 7).

Результаты автоматизированного районирования представлены в цветовой шкале и на качественном уровне сопоставлены с результатами геоморфологического районирования, выполненного традиционными методами (рис. 8).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Генезис форм мезо- и микрорельефа

Реликтовый и унаследованный рельеф

Бо́льшую часть дна пролива Великая Салма занимает реликтовый и унаследованный (затопленный) рельеф. Выделены формы рельефа, предопределенные структурой кристаллического фундамента, а также формы ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции.

Формы рельефа, предопределенные структурой кристаллического фундамента (верхнепротерозойского-поздненеоплейсто ценового возраста, частично обновленные послеледниковыми вертикальными движениями)

Основные морфологические и морфометрические признаки структурных форм рельефа – прямолинейность или угловатость очертаний, упорядоченность простирания соседствующих форм и элементов рельефа, резкие, до 90°, изменения простирания в “морфоструктурных узлах” – зонах пересечения линеаментов [1], крутые (5°–20°) склоны, резкое изменение экспозиции последних. Для донных осадков характерна контрастность и мозаичность состава – от преимущественно грубых обломков в пределах положительных структур до тонких в депрессиях.

Наиболее крупные формы рельефа дна, предопределенные структурой фундамента, – грабенообразная депрессия пролива, ее склоны и днище, по морфометрическим параметрам [30] могут быть отнесены к формам мезорельефа. Северный склон пролива высокий (бровка на глубинах 20–25 м, подножие − 90–100 м), крутой (местами до 20о), с тонким чехлом морены, иногда образующей холмы высотой до 2 м, и морских осадков, мощность которых увеличивается вниз по склону. Значительные уклоны способствуют развитию оползней и гравитационных потоков, формирующих в нижней части склона специфические формы микрорельефа. На южном склоне поверхность кристаллического фундамента образует на глубинах до 65 м широкие (0.5–1 км) ступени, разделенные короткими уступами. Кровля перекрывающей их морены имеет холмисто-западинный микрорельеф, в той или иной мере нивелированный послеледниковыми осадками и/или эродированный приливными течениями. На бо́льших глубинах склон крутой, оползневой. Днище пролива приурочено к относительно погруженным блокам фундамента. Частично оно сложено оползневыми телами, залегающими на маломощной морене или непосредственно на коренных породах, и перекрытыми преимущественно морскими осадками алевро-пелитового состава [19, 24]. Днище осложнено узкими, удлиненными крутосклонными депрессиями (протяженность 0.2–1.6 км, ширина 0.05–0.3 км, относительная глубина до 40 м), разделенными структурными ступенями.

Меньшие по размерам структурные формы рельефа дна выявлены на юго-востоке участка, где на глубинах 10–40 м породы кристаллического фундамента выходят на поверхность дна (рис. 1, 2). Структурно-денудационные гряды (протяженность 0.1–2 км, относительная высота 1–20 м), депрессии между ними, а также отдельные уступы и узкие гребни, отчетливо выражены на ЦМР и изображениях ГЛБО (рис. 2). На мозаиках ГЛБО гребням и вершинам гряд соответствуют зоны интенсивного обратного рассеяния (более темный тон изображения на рис. 2б), а в понижениях между ними – низко- и среднеамплитудные области (более светлый тон изображения).

По данным пробоотбора, первым отвечают выходы гравия и гравийного песка, а вторым – миктиты, алевритовые пески и песчаные алевриты. По морфометрическим показателям такие формы могут быть отнесены к микрорельфу [30].

Формы ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции (поздненеоплейстоценовые)

На глубинах 20–50 м микрорельеф практически всех уплощенных участков и некоторых склонов наследует морфологию кровли ледниковых отложений. Характерными особенностями ледниковых форм и их комплексов являются неровные плановые очертания, изменчивость по высоте, крутые (преимущественно 7.5°–12.5°, часто до 15°–20°) склоны гряд и холмов. Положительные формы рельефа, как правило, связаны с увеличением мощности ледниковых отложений. В ряде случаев аккумулятивные ледниковые формы приурочены к вершинам или склонам выступов фундамента.

Моренная гряда мощностью до 50 м приурочена к приподнятому блоку фундамента, ограничивающему пролив Великая Салма с северо-запада [24] (рис. 1, 3).

Холмисто-грядовую поверхность гряды с преобладающей северо-западной ориентировкой форм микрорельефа пересекают невысокие (до 1.5 м), узкие (15–20 м) и протяженные (0.3–0.6 км) гряды северо-северо-восточной ориентировки, которые можно интерпретировать как морену Де Геера [28]. Благодаря селективной эрозии приливных течений пластика ледникового рельефа подчеркнута распределением донных осадков. На вершинах положительных форм ледникового рельефа кровля морены перемыта до образования валунно-галечного перлювия. На мозаиках ГЛБО они выражены как высокоамплитудные вытянутые области (рис. 3б). В понижениях формируются более тонкие осадки, также перлювиального генезиса. На мозаиках ГЛБО они соответствуют областям средних амплитуд с неявными или плавными переходами (рис. 3б). Сочетание форм микрорельефа разного простирания создает упорядоченный сетчатый рисунок изображения на ЦМР и морфометрических картах (рис. 3а, 3в, 3г).

Извилистая в плане, крутосклонная гряда протяженностью 3.5 км при относительной высоте 10–25 м и ширине вершинной поверхности 10–30 м окаймляет прибрежную платформу на юго-западе пролива (рис. 1; 1 на рис. 4). Судя по характеру записи на профиле НСП (рис. 4д), она сложена флювиогляциальными, вероятно супесчаными, отложениями, залегающими на морене, и практически лишена покрова морских осадков. Морфологические признаки, в частности ундуляция вершинной поверхности, также позволяют интерпретировать эту форму как оз, сходный с описанными на шельфе Норвегии [28].

Типичные для дна пролива небольшие (протяженность десятки – сотни метров, относительная высота – до 10 м), хаотично расположенные холмы и гряды с неровными плановыми очертаниями, разделенные западинами и ложбинами (рис. 1, 4), могут быть интерпретированы как образования донной морены [22]. На структурных ступенях и склонах, промываемых приливными течениями, они обнажаются на поверхности дна и видны на ЦМР и морфометрических картах (2 на рис. 4). Выходы морены, как правило, сопровождаются увеличением крупности и ухудшением сортировки донных осадков; на мозаиках ГЛБО они распознаются по локальным высокоамплитудным зонам (2 на рис. 4б) на фоне средне- и низкоамплитудных областей, соответствующих более тонким донным осадкам. В гидродинамической тени ледниковые формы частично или полностью скрыты под чехлом ледниково-морских и морских послеледниковых отложений (3 на рис. 4).

Формы ледникового рельефа и их сочетания, как правило, не являются уникальными для какого-либо участка дна пролива. Их яркие морфологические и морфометрические особенности (рис. 3, 4) могут быть использованы в качестве признаков при геоморфологическом районировании, в том числе автоматизированном.

Рельеф, созданный субаквальными процессами (поздненеоплейстоценовый-голоценовый)

Субаквальные процессы, моделирующие формы реликтового рельефа глубже зоны воздействия волн (глубины более 5–10 м), относятся к группам гравитационных (медленное сползание грунта, оползни, гравитационные потоки), гидрогенных (деятельность приливных течений, припайных льдов, выпадение взвеси из водной толщи), и биогенных (деятельность роющих организмов и т.д.). Они создают на дне пролива неравномерный, прерывистый чехол донных осадков и формы микро- и нанорельефа.

Формы рельефа гравитационного происхождения (поздненеоплейстоценовые-голоценовые) приурочены к крутым склонам и днищу депрессии пролива. Они представлены оползневыми телами (1, 2 на рис. 5) и складками, а также ложбинами, созданными гравитационными потоками (3 на рис. 5).

Оползневые тела имеют, как правило, протяженность до 100 м при относительной высоте до 5 м (2 на рис. 5), сложены смятыми морскими и ледниково-морскими отложениями и частично перекрыты современными морскими осадками. Они формируют неровный волнисто-ступенчатый микрорельеф склонов на глубинах более 40 м и перекрывают днище пролива. На ЦМР оползневые тела распознаются по сочетанию уплощенных ступеней, часто с обратным уклоном, крутых внешних склонов, а также западинам и ложбинам на контактах со стенками срыва.

Наиболее крупный оползень (протяженность 850 м, ширина 450 м, относительная высота 30 м) выявлен на северо-востоке участка (5 на рис. 1). Бровка тела оползня (1 на рис. 5) имеет на ЦМР облик “хребта”, а тыловой шов примыкает к высокой (35–40 м), относительно крутой (2.5°–7.5°) стенке срыва с дугообразными в плане очертаниями, перекрытой морскими осадками (рис. 5д). По данным ГЛБО наиболее высокоамплитудные участки с четкими границами соответствуют бровке тела оползня (1 на рис. 5б), тогда как его ступень характеризуется среднеамплитудной однородной записью.

Формирование крупных оползней связано, скорее всего, с эпохами высокой сейсмической активности позднего неоплейстоцена–раннего голоцена [12, 19]. Оползание отложений происходило, вероятно, в несколько этапов, что хорошо видно на сейсмограммах [24].

Ложбины, выработанные гравитационными потоками, приурочены к стенке срыва крупного оползня (3 на рис. 5). Они имеют U- или V-образные поперечные профили и отчетливые склоны крутизной 5°–15°, выработанные в морских голоценовых осадках. Глубина вреза достигает 1.5–2 м. Источником материала для возникновения гравитационных потоков является, по-видимому, широкая, пологонаклонная ступень на глубинах от 20 до 35 м, − промежуточный коллектор наносов, поступающих с берега. Незначительные размеры конусов выноса могут свидетельствовать о редкой активизации и незначительных объемах гравитационных потоков.

Формы рельефа гидрогенного происхождения (голоценовые). Основным гидрогенным рельефообразующим фактором являются приливные течения, воздействующие на дно пролива на всех глубинах. Скорости течений, достигают 0.5 м/c, а возможно и больше [15], что позволяет переносить осадки вплоть до мелких песков. Положение струй течений, и, тем самым, преобладание обстановок размыва или аккумуляции наносов разного состава контролирует морфология дна. На вершинах и склонах положительных форм рельефа, в узостях между ними, а также на структурных ступенях, как правило, преобладает размыв осадков (рис. 3), а в тылу гряд и выступов возникают затишные условия (рис. 4).

Эрозионные формы рельефа, созданные приливными течениями, – ложбины с V- или U-образными поперечными профилями и крутыми (до 20°) склонами, отчетливо видны на сейсмограммах, ЦМР и мозаиках ГЛБО (рис. 6). Они имеют относительную глубину 1–3 м при ширине днища 4–10 м (рис. 6б), бывают относительно протяженными (сотни метров) или состоят из продолжающих друг друга коротких (десятки метров) врезов. Ложбины обнаружены на разных глубинах, чаще всего у подножия склонов, в том числе на контакте локальных возвышенностей с уплощенными поверхностями, перекрытыми илами. На мозаиках ГЛБО эрозионные ложбины характеризуются низкими величинами обратного рассеяния (рис. 6в), что позволяет выделить поле осадков алевро-пелитовой размерности, выстилающих их дно и склоны.

Накопление взвеси, выпавшей из водной толщи, характерно для затишных участков дна, замкнутых и полузамкнутых понижений. На глубоководных участках Кандалакшского залива скорость накопления в верхнем слое осадка составляет ~0.2–0.62 мм/г [13, 14], а вблизи берегов – 0.3–1.0 мм/г [9]. Близкие оценки − 1.6 м за ~7.5–6.2 тыс. лет (т.е. около 0.2–0.3 мм/г) получены для мелководной губы Ругозерская по данным диатомового анализа [2]. Таким образом, скорость накопления наносов в результате нефелоидной седиментации невелика и в несколько раз меньше, чем темпы поднятия берегов [16, 18, 27, 29] и, вероятно, дна пролива.

Скорость поступления гранулометрически разнородных осадков, в том числе валунов, мобилизованных припайным льдом на приливной осушке [17, 25], оценивается для Кандалакшского залива в 0.006–0.007 мм/г [25], а в узком проливе Великая Салма, скорее всего, достигает больших значений. Продукты ледового разноса рассеяны по морскому дну неравномерно, однако их скоплений, создающих специфические формы рельефа, на участке исследований не обнаружено.

Линейные размеры форм биогенного микрорельефа меньше разрешения ЦМР. По данным видеосъемки, выполненной с ТНПА, они представлены, в основном, небольшими (протяженность и относительная высота – сантиметры–десятки сантиметров), холмиками, созданными роющими организмами. Размеры и плотность распространения форм изменяются от участка к участку.

Таким образом, мезо- и микрорельеф участка детальной съемки на всех масштабных уровнях полигенетичен (табл. 1) и формировался с позднего протерозоя, в основном в позднем неоплейстоцене-голоцене. При этом распространение тех или иных форм, вплоть до уровня микрорельефа (протяженность сотни метров–километры), контролирует блоковая структура архейского кристаллического фундамента. Выявленные формы нанорельефа – биогенные, формируются в настоящее время.

Таблица 1.  

Морфометрические характеристики форм рельефа пролива Великая Салма

Размер Генезис
протяженность относительная высота
сотни метров–километры метры–десятки метров структурные, ледниковые, гравитационные
десятки–сотни метров метры–первые десятки метров ледниковые, структурные, гравитационные, гидрогенные
первые метры первые метры ледниковые, структурные, гидрогенные
сантиметры–десятки сантиметров сантиметры–десятки сантиметров биогенные

ТИПИЗАЦИЯ РЕЛЬЕФА ДНА ДЛЯ ЗАДАЧ ЛАНДШАФТНОГО И ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЙОНИРОВАНИЯ

Основными объектами отображения на геоморфологических картах крупных масштабов традиционно считаются мезоформы (например, троги, террасы) и их части (склоны, днища), а также осложняющие их микроформы [8]. Однако, в условиях сложно организованного рельефа дна (рисунки 1–6) выделение отдельных небольших форм рельефа и их элементов приведет к высокой дробности контуров, превышающей дискретность подводных ландшафтов [31]. По данным В.О. Мокиевского [10], характерные размеры элементов пространственной мозаики (локальных донных сообществ) составляют на шельфе 103–106 м2. Близкий порядок (103−104 м2) имеет рекомендованный минимальный размер площадных выделов при районирования поверхности дна (масштабы 1 : 25 000−1 : 50 000) в ходе инженерных изысканий на этапе разработки предпроектной документации морских нефтегазопромысловых сооружений [23].

Крупномасштабное геоморфологическое картографирование дна пролива Великая Салма проведено на основе выделения морфогенетических комплексов – закономерных сочетаний форм мезо- и микрорельефа, созданных типичными для гляциальных шельфов активными и пассивными факторами рельефообразования (рис. 7, табл. 2).

Таблица 2.  

Морфогенетические комплексы и подкомплексы форм рельефа дна пролива Великая Салма (см. рис. 7)

№ п/п Комплексы – участки с однотипным генезисом и морфологией форм мезорельефа (поздненеоплейстоценовые-голоценовые) Подкомплексы – участки с однотипным генезисом и морфологией форм мезо- и микрорельефа Глубины (м)/
Площадь (м2)
1 Наклонные пологоступенчатые структурно-денудационные равнины, осложненные участками холмисто-западинного и грядового аккумулятивного ледникового рельефа, с фрагментарным маломощным покровом морских осадков и редкими участками нефелоидной аккумуляции в гидродинамической тени ледниковых гряд 1.1. на глубинах до 15–20 м 10–20/
105
1.2. на глубинах 15–20 – 30 м 15–30/
105–106
2 Грядовые структурно-денудационные равнины на кристаллическом и ледниковом субстратах, осложненные зонами локальной нефелоидной аккумуляции 2.1. Крупногрядовые, с протяженными, крутосклонными грядами и депрессиями 15–35/
104–106
2.2. Пологогрядовые 30–60/
105
3 Субгоризонтальные и пологонаклонные холмисто-западинно-грядовые денудационно-аккумулятивные моренные равнины с фрагментарным маломощным чехлом морских осадков, формирующимся в условиях интенсивных приливных течений – 15–40/
106
4 Субгоризонтальные или слабонаклонные пологоволнистые денудационно-аккумулятивные равнины, сложенные ледниковыми и ледниково-морскими отложениями и перекрытые практически сплошным чехлом морских осадков – 30–65/
106
5 Пологоволнистые или пологонаклонные аккумулятивные морские равнины с редкими грядами и холмами ледникового происхождения, перекрытыми чехлом морских осадков – 25–40/
106
6 Структурно-денудационные склоны на ледниковом субстрате 6.1. Относительно крутые, местами ступенчатые, пологогрядовые или грядовые 25–50/
105–106
6.2. Крутые, короткие, существенно промытые приливными течениями 15–40/
105
7 Структурно-гравитационные ступенчатые склоны на ледниковом или раздробленном кристаллическом субстрате, перекрытые оползневыми толщами и/или неравномерным чехлом морских осадков, осложненные зонами аккумулятивного выровненного рельефа на субгоризонтальных ступенях различного происхождения 7.1. Неровные, слабоволнистые, с сериями небольших оползней 50–110/
106
7.2. Относительно ровные, вогнутые или пологоступенчатые, расчлененные крутосклонными ложбинами 40–70/
105
7.3. Тело крупного оползня 45–70/
106
7.4. Пологоволнистые и пологонаклонные аккумулятивные ступени 70–90/
105
7.5. Пологонаклонная поверхность реликтового конуса выноса зерновых потоков 45–60/
105
8 Неровные ступенчатые днища крутосклонных удлиненных депрессий на раздробленном кристаллическом субстрате, перекрытые смятыми морскими и ледниково-морскими осадками с неравномерным по мощности чехлом преимущественно тонких морских осадков – 85–120/
103–105

Морфогенетические комплексы – участки с однотипными генезисом и морфологией мезорельефа. Их пространственное и батиметрическое положение обусловлено блоковым строением кристаллического фундамента. На участке съемки выделены 8 морфогенетических комплексов (табл. 2) – пологонаклонные структурные ступени, на которых сформировались равнины разного генезиса, склоны и днище депрессии пролива (площадь – 103–106 м2, протяженность – первые километры при ширине сотни метров). Каждый из них характеризуется определенным набором морфологических признаков, особенностями строения фундамента, ледниковых и морских отложений, включая современные донные осадки, и рельефообразующих процессов, моделирующих поверхность дна, в том числе отнесенных к категории опасных [23]. Приоритет в названии отдан ведущему фактору, определившему современный облик рельефа.

Четыре морфогенетических комплекса, морфология и морфометрия рельефа которых, при единстве происхождения, не вполне однородны, разделены на подкомплексы − участки с однотипным генезисом и морфологией мезо- и микрорельефа (площадь – 104–106 м2, протяженность – сотни метров − первые километры при ширине сотни, редко − десятки метров). В пределах комплексов и подкомплексов могут быть выделены отдельные элементы мезо- и микрорельефа.

Комплексы и подкомплексы с однотипным строением геологического разреза и рельефа, а также составом донных осадков, рассматриваются как абиотическая (литоморфная) основа ландшафтов и однородный инженерно-геологический элемент с точки зрения районирования поверхности дна при инженерно-геологических изысканиях.

АВТОМАТИЗИРОВАННОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ ДНА ПРОЛИВА НА ОСНОВЕ МОРФОМЕТРИЧЕСКИХ ПОКАЗАТЕЛЕЙ

Результаты автоматизированного районирования (рис. 8) на основе морфометрических показателей (углов наклона и экспозиции склонов), полученных по ЦМР, демонстрируют хорошую сходимость с результатами геоморфологического районирования, выполненного традиционными методами (рис. 7). Таким образом, можно полагать, что интегральный коэффициент морфометрических характеристик рельефа дна позволяет автоматизированными методами выделять границы крупных морфогенетических комплексов. Это оказалось возможным благодаря ярким морфологическим и морфометрическим особенностям форм структурного и ледникового рельефа, определяющим морфологию дна пролива и гляциальных шельфов в целом. Обе апробированные модели позволяют с разной степенью уверенности выделить границы морфогенетических комплексов и подкомплексов. По мнению авторов, классификация рельефа по TIN-модели (рис. 8а) оказалась более достоверной, чем по гексагональной сетке (рис. 8б). Ребра TIN формируют непрерывные, непересекающиеся грани треугольников, что позволяет использовать их для определения положения линейных пространственных объектов, играющих важную роль в построении поверхностей, например, для линий хребтов или направлений водотоков на суше [20].

Полученные результаты позволяют считать перспективной дальнейшую разработку методики автоматизированного районирования рельефа гляциальных шельфов, в том числе, для целей выделения донных ландшафтов и выявления ареалов развития опасных геологических процессов.

ВЫВОДЫ

1. Рельеф дна фиардообразного пролива Великая Салма, в морфологическом отношении типичного для Кандалакшского залива Белого моря, полигенетичен. Размеры (ранг) форм мезо- и микрорельефа не имеют устойчивой корреляции с их генезисом. Наиболее крупные формы рельефа (сотни метров–километры, превышения метры–десятки метров) – в основном структурные или структурно предопределенные, но могут иметь ледниковое (моренные гряды) или гравитационное (оползневые тела) происхождение. Формы размерами десятки–сотни метров с превышениями метры – первые десятки метров – ледниковые, структурные, гравитационные и гидрогенные. Формы меньших размеров – ледниковые, структурные, гидрогенные и биогенные.

2. Формы мезо- и микрорельефа дна пролива глубже зоны волновой переработки имеют возраст от поздненеоплейстоценового до голоценового и современного; при этом формы реликтового и унаследованного рельефа занимают большую часть дна.

3. Дифференциация рельефа и ландшафтов дна пролива вплоть до уровня микрорельефа (протяженность сотни метров–километры) предопределена блоковой структурой архейского кристаллического фундамента.

4. В условиях неоднородного рельефа дна отображение на крупномасштабных геоморфологических картах закономерных сочетаний форм мезо- и микрорельефа, созданных типичными для гляциальных шельфов активными и пассивными факторами рельефообразования (морфогенетических комплексов) более информативно, чем традиционный подход, основанный на выделении элементарных форм рельефа. На дне пролива выделены 8 морфогенетических комплексов площадью 103–106 м2, часть которых по морфологическим и морфометрическим критериям разделена на подкомплексы (площадь – 104–106 м2). Крупность выделов соответствует характерным размерам элементов пространственной мозаики донных сообществ верхней части шельфа и, в принципе, отвечает требованиям инженерно-геологических изысканий под отдельные инженерные объекты.

5. Комплексы форм мезо- и микрорельефа, выделенные при геоморфологическом районировании, имеют характерные морфологические и морфометрические признаки. Поэтому их границы могут быть воспроизведены методами автоматизированного анализа морфометрических показателей.

6. Предложенный подход может быть использован для целей ландшафтного районирования и инженерно-геологических изысканий на гляциальных шельфах.

Благодарности. Исследования являются частью проекта, финансируемого ООО “Арктический научный центр”. Авторы благодарят коллективы компаний “ЦМИ МГУ”, “ЦАСД МГУ” и “СПЛИТ” за сбор полевых материалов и помощь в обработке и интерпретации данных; ББС МГУ им. Н.А.Перцова за поддержку исследований.

Источники финансирования. Часть работ по обобщению данных выполнена при финансовой поддержке Министерства образования и науки РФ (темы АААА-А20-120080690051-4, 121040100323-5) и РФФИ (проект 19-05-00966).

Список литературы

  1. Авенариус И.Г. Морфоструктура Беломорского региона // Геоморфология. 2004. № 3. С. 48–56.

  2. Агафонова Е.А., Полякова Е.И., Барымова А.А. Диатомовые ассоциации из голоценовых отложений Кандалакшского залива Белого моря (Ругозерская губа) // Естественные и технические науки. 2020. № 8. С. 105–109. https://doi.org/10.25633/ETN.2020.08.10

  3. Варейчук Н.С., Игнатов Е.И. Геоморфологическая карта дна Белого моря // Геоморфология. 1989. № 1. С. 67–72.

  4. Государственная геологическая карта РФ масштаба 1 : 1 000 000. Третье поколение. Балтийская серия листов. Лист Q–(35), 36 с акваторией (Апатиты). Объяснительная записка. Спб.: МАГЭ, ВСЕГЕИ, 2012. 440 с.

  5. Ионин А.С., Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Проблемы геоморфологии гляциальных шельфов // Геоморфология. 1993. № 1. С. 15–31.

  6. Каплин П.А. Фиордовые побережья Советского Союза. М.: Изд–во Акад. наук СССР, 1962. 188 с.

  7. Мараханов А.В., Романенко Ф.А. Новые данные о послеледниковых сейсмодислокациях Северной Карелии (Карельский берег Белого моря) // Материалы Всероссийской конференции “Геодинамика и экология Баренц–региона в XXI веке”, г. Архангельск, 15–17 сентября 2014 г. С. 137–140. CD–ROM.

  8. Методическое руководство по геоморфологическому картированию и производству геоморфологической съемки в масштабе 1 : 50 000–1 : 25 000 / Под ред. Н. В. Башениной. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1962. 203 с.

  9. Митяев М.В., Герасимова М.В., Павлова Л.Г. Взвесь и потоки осадочного вещества в губах Карельского побережья в 2016–2018 годах // Труды КНЦ РАН. 2019. Т. 10. №. 3. С. 5–13.

  10. Мокиевский В.О. Морские резерваты — теоретические предпосылки к созданию и функционированию // Биология моря. 2009. Т. 35. № 6. С. 350–459.

  11. Никифоров С.Л., Кошель С.М., Фроль В.В. О методах построения цифровых моделей рельефа дна (на примере Белого моря) // Океанология. 2015. Т. 55. № 2. С. 326–336. https://doi.org/10.7868/S0030157415020136

  12. Никонов А.А., Шварев С.В. Сильные землетрясения в российской части Фенноскандинавского щита за последние 13 тысяч лет // ГеоИнфо. 2019. № 1 [Электронный ресурс].

  13. Новигатский А.Н. Вертикальные потоки осадочного вещества в Белом море // Автореф. дис. к.г–м.н. М.: ИО РАН, 2013. 26 с.

  14. Новигатский А.Н., Лисицын А.П., Шевченко В.П. и др. Седиментогенез в Белом море: вертикальные потоки рассеянного осадочного вещества и абсолютные массы донных осадков // Океанология. 2020. Т. 60. № 3. С. 429–441. https://doi.org/10.31857/S0030157420030077

  15. Пантюлин А.Н. Структура и динамика водного тела Белого моря. Динамика, структура и водные массы // Система Белого моря. Т. 2. М.: Научный мир, 2012. С. 309–379.

  16. Репкина Т.Ю., Романенко Ф.А. Рельеф побережий Бабьего моря и о. Великого: история развития и современные изменения // Труды Беломорской биостанции МГУ. Т. 12. М.: Т–во научных изданий КМК, 2016. С. 177–210, 245–251.

  17. Романенко Ф.А., Репкина Т.Ю., Ефимова Л.Е., Булочникова А.С. Динамика ледового покрова и особенности ледового переноса осадочного материала на приливных осушках Кандалакшского залива Белого моря // Океанология. 2012. Т. 52. № 5. С. 1–12.

  18. Романенко Ф.А., Шилова О.С. Послеледниковое поднятие Карельского берега Белого моря по данным радиоуглеродного и диатомового анализов озерно–болотных отложений п–ова Киндо // Докл. РАН. 2012. Т. 442. № 4. С. 544–548.

  19. Рыбалко А.Е., Журавлев В.А., Семенова Л.Р., Токарев М.Ю. Четвертичные отложения Белого моря и история развития современного Беломорского бассейна в позднем неоплейстоцене–голоцене // Система Белого моря. Т. 4. М.: Научный мир, 2017. С. 84–127.

  20. Самсонов Т. Е. Мультимасштабное картографирование рельефа: Общегеографические и гипсометрические карты. Lambert Academic Publishing Saarbrucken (LAP), 2011. 208 с.

  21. Сафьянов Г. А., Соловьева Г. Д. Геоморфология дна и берегов Белого моря // Вестн. Моск. ун-та. Серия 5: География. 2005. № 3. С. 54–62.

  22. Сорокин В.М., Старовойтов А.В., Токарев М.Ю. и др. Комплексные геолого-геофизические исследования осадочного чехла пролива Великая Салма // Разведка и охрана недр. 2009. № 2. С. 47–52.

  23. СП 11–114–2004. “Инженерные изыскания на континентальном шельфе для строительства морских нефтегазопромысловых сооружений”. М.: Производственный и научно-исследовательский институт по инженерным изысканиям в строительстве (ФГУП “ПНИИИС”) Госстроя России, 2004. 93 с.

  24. Старовойтов А.В., Токарев М.Ю., Терехина Я.Е., Козупица Н. А. Строение осадочного чехла Кандалакшского залива Белого моря по данным сейсмоакустики // Вестн. Моск. ун–та. Серия 4: Геология. 2018. № 2. С. 81–92.

  25. Чувардинский В.Г. Геолого-геоморфологическая деятельность припайных льдов (по исследованиям в Белом море) // Геоморфология. 1985. № 3. С. 70–77.

  26. Шевченко Н.В. Особенности геоморфологического строения фиардовых берегов приливных морей на примере Кандалакшского залива Белого моря. Автореф. дис. … к.г.н. М.: МГУ, 1999. 16 с.

  27. Baranskaya A.V., Khan N.S., Romanenko F.A. et al. A postglacial relative sea–level database for the Russian Arctic coast // Quat. Sci. Rev. 2018. V. 199. P. 188–205. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2018.07.033

  28. Dowdeswell J.A., Canals M., Jakobsson M. et al. (eds) Atlas of Submarine Glacial Landforms: Modern, Quaternary and Ancient // Geological Society. London, Memoirs. 2016. 46. P. 519–552. https://doi.org/10.1144/M46.183

  29. Dreßler M., Schult M., Schubert M., Buck J. Basin elevation and salinity changes: late Holocene development of two freshwater lakes at the Karelian White Sea coast, northwest Russia as reflected in their sediments // Hydrobiologia. 2009. V. 631. P. 247–266.

  30. Nikiforov S., Pavlidis Yu., Rachold V. Morphogenetic classification of the arctic coastal seabed // Berichte zur Polar–und Meeresforschung. 2003. № 443. P. 89–92.

  31. Terekhina Ya E., Barymova A.A., Isachenko A.I. et al. Geomorphological and habitat mapping of the glaciated shelf (the Velikaya Salma strait of the Kandalaksha gulf of the White Sea, Russia) // GeoHab Atlas of Seafloor Geomorphic Features and Benthic Habitats (Second Edition). Amsterdam, Netherlands: Elsevier, 2020. P. 655–673.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Океанология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал