Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Материалы и методы 8
Глава 2. Обзор опубликованных геолого-геоморфологических материалов 21
Глава 3. Климатические особенности Мурманского побережья 33
Глава 4. Краткий очерк геолого-тектонического строения 42
4.1. Метаморфические породы Мурманского побережья 42
4.2. Магматические породы (дайки основных пород) 46
4.3. Позднечетвертичные отложения Мурманского побережья 47
4.4. Краткий очерк тектонического строения Мурманского побережья 53
4.5. Разрывная тектоника Мурманского побережья 57
4.6. Сейсмичность Мурманского гранит-мигматитового пояса 68
Глава 5. Неотектоника и современные вертикальные движения 70
5.1. Неоднородности рельефа Мурманского побережья 70
5.2. Неоднородности рельефа прибрежного шельфа, Кольская микроплита 75
5.3. Неотектоническое районирование Мурманского побережья 78
5.4. Современные вертикальные эндогенные движения 80
5.5. Дегляциация и изменения тектонического режима на побережье 122
5.6. Гляциоизостатическое и тектоническое поднятие побережья 124
5.7. Амплитуды поднятия побережья в позднечетвертичное время 127
Глава 6. Современные экзогенные геологические процессы на Мурманском побережье 131
6.1. Денудационные процессы 131
6.2. Абразия морских берегов на Мурманском побережье 158
6.3. Аккумулятивные процессы в заливах Мурманского побережья 170
6.4. Вертикальные потоки осадочного вещества в заливах Мурманского побережья 198
6.5. Физические свойства осаждаемого вещества 230
6.6. Состав детрита и литогенного осадочного вещества 233
6.7. Вертикальные потоки органического вещества 235
6.8. Осадконакопление в озерных котловинах 238
Заключение 241
Список литературы 248
- Климатические особенности Мурманского побережья
- Неоднородности рельефа Мурманского побережья
- Абразия морских берегов на Мурманском побережье
- Осадконакопление в озерных котловинах
Климатические особенности Мурманского побережья
Мурманское побережье Кольского полуострова расположено в субарктической климатической зоне Земли, в особой Атлантико-Арктической подобласти. Характерной особенностью климата Мурманского побережья является смягчающее воздействие теплых Атлантических вод Нордкапского (Мурманского) течения, влияние которого ослабевает с запада на восток и в глубь Кольского полуострова. Наиболее ярким признаком не только широтного, но и меридионального изменения климата (более суровые условия на востоке Мурманского побережья) служит наличие многолетнемерзлых пород в северо-восточной части Кольского полуострова (мерзлота островного типа). Криолитозона, в виде отдельных островов, прослеживается до центральных районов полуострова (Геология ..., 1958).
При рассмотрении климатических особенностей использованы метеорологические данные из центральной части Мурманского побережья продолжительностью в 65 лет (1947-2012 гг.). Вычислялись среднегодовые температуры воздуха, суточный и месячный градиент температур, сумма атмосферных осадков, часы солнечного сияния, атмосферное давление, скорость и направление ветра, а так же мощность возможного слоя промерзания и оттаивания за год.
В береговой зоне центральной части Мурманского побережья среднемноголетняя годовая температура воздуха составляет 0.6С, о=1.01. В целом за 65 лет происходит повышение среднемесячных температур воздуха на 0.02С год, начиная с 2000 г. среднегодовая температура воздуха снижается на 0.11С год.
Сред не многолетний суточный градиент температур воздуха составляет 4.9С, о=0.82, а среднемноголетний месячный градиент температур - 18.2С, о=2.35. В среднем за год сумма положительных температур воздуха на 200С больше, чем отрицательных. Среднемноголетняя годовая относительная влажность воздуха 81%, о=2.5. Среднегодовая сумма атмосферных осадков 595 мм, о=113, что определяет избыточное увлажнение территории.
Одним из показателей высокоширотного положения Мурманского побережья служит количество часов солнечного сияния. На Мурманском побережье на 450 часов солнечного сияния меньше, чем в районе «Полярного круга» (северная Карелия). При этом основные отличия фиксируются в весенне-летний период (апрель-август, рис. 1). На Мурманском побережье среднемноголетнее годовое количество часов солнечного сияния ИЗО часов (из возможных 2350 часов), о=263.
Среднемноголетняя годовая скорость ветра 7.2 м/с, о=0.94. Резко преобладают ветра западных румбов, менее часто дуют ветра восточных и южных румбов, а северные ветра дуют всего 20-35 дней в году.
Очевидно, что каким бы не был длительным ряд наблюдений метеоусловий региона, каждый конкретный год может сильно отличатся от средних показателей, следовательно, необходимо выявить общие тенденции изменения климата. В настоящий момент общеизвестен факт потепления климата во всем мире. Действительно в районе наблюдений примерно с 1975-1980 гг. наблюдается устойчивое повышение тренда среднегодовых температур воздуха, а температурный градиент составляет 0.3-0.6С за сорокаоднолетний цикл (рис. 2). Аналогичные результаты были получены для Белого моря (Бергер, 2007), что может свидетельствовать о том, что длиннопериодические колебания климата имеют региональный характер.
Известно, что в Арктическом регионе границы сезонов года не соответствуют календарному времени. Зима сильно растянута, а остальные сезоны года сжаты во времени. Анализ шестидесятипятилетних наблюдений показывает, что смена сезонов года может происходить в разное время, но среднемноголетние данные позволяют определить наиболее частое время смены сезонов года (рис. 3).
Наступление осеннего сезона происходит либо в третьей декаде августа либо в первой декаде сентября (рис. 3). В связи с этим продолжительность сезона может изменяться от 60 до 75 суток. Главнейшая особенность осеннего периода наступление после осеннего паводка теплой солнечной погоды («бабьего» лета). Осенний период характеризуется резким снижением часов солнечного сияния (рис. 1), большим количеством атмосферных осадков (за сезон выпадает до 20% годовой нормы) (рис. 5), резким снижением среднесуточных температур и суточного градиента температур воздуха (рис. 4) и ночными заморозками.
Зима (продолжительность 175-185 суток) начинается в конце октября, начале ноября (рис. 3). Период характеризуется: переходом к полярной ночи (солнечное сияние почти полностью отсутствует) (рис. 1), установлением среднесуточных температур воздуха ниже 0С, резким уменьшением месячной нормы атмосферных осадков (хотя за зиму выпадает до 40% годовой нормы) (рис. 5), повышением среднесуточного градиента температур (рис. 4), снижением атмосферного давления (характерная особенность зимнего периода -частые оттепели).
Таким образом, лето и осень продолжается примерно одинаковое количество суток (70% от календарного времени). Оба сезона на 1-2 недели короче, чем продолжительность этих сезонов в районе «Полярного круга». Самый короткий период года - весна (менее 60% от календарного времени). Это единственный период года примерно одинаковый по длительности на всем Кольском полуострове и в северной Карелии. Зима в среднем продолжается полгода и на 3 недели длиннее, чем в районе «Полярного круга» (рис. 6).
Среднемноголетние метеорологические показатели в центральной части Мурманского побережья следующие:
1. среднемноголетняя годовая температура воздуха 0.6С, с=1.01;
2. среднемноголетний суточный градиент температур воздуха 4.9С, 0=0.83, средне-многолетний месячный градиент температур 18.2С, 0=2.33;
3. среднемноголетняя годовая сумма осадков 593 мм, о=113;
4. среднемноголетняя годовая скорость ветра 7.2 м/с, 0=0.93, резко преобладают юго-западные ветра (225), продолжительное время дуют ветра южного (180), восточного (90) и западного (270) направлений;
5. среднемноголетнее годовое количество часов солнечного сияния 1118, о=270;
6. среднемноголетняя относительная влажность воздуха 81%, о=2.53;
7. среднемноголетнее атмосферное давление 756 мм ртутного столба, 0=3.2;
8. ледостав на озерах начинается в конце октября начале ноября, окончательно лед формируется в середине декабря, сходит в первой половине июня, в редкие годы - в третьей декаде мая;
9. полярная ночь продолжается 35-40 суток начинается в первой половине декабря и заканчивается в середине января;
10. полярный день продолжается 55-60 суток начинается в третьей декаде мая и заканчивается во второй декаде июля.
Климатические периоды на Мурманском побережье
Согласно имеющимся метеорологическим данным (рис. 2) можно выделить два теплых и один холодный периоды времени, разной продолжительности.
Первый теплый период продолжался до 1964 г. (более 17 лет) характеризуется среднегодовой температурой воздуха 0.6С, среднегодовой скоростью ветра 8.1 м/с, среднегодовой суммой осадков 544 мм и 1200 часов солнечного сияния в год. В течение периода выделяется четырехлетний холодный цикл (1955-1958 гг., среднегодовая температура воздуха -0.3С, среднегодовая скорость ветра 8.4 м/с, среднегодовая сумма атмосферных осадков 618 мм).
Второй теплый период начался в 1988 г. и продолжается до настоящего времени (рис. 2). Среднегодовая температура воздуха 1.1С, среднегодовая скоростью ветра 6.5 м/с, среднегодовой суммой осадков 589 мм и 975 часа солнечного сияния в год. В течение периода выделяется холодный цикл продолжительностью в шесть лет (1993-1998 гг., среднегодовая температура воздуха 0.2С, среднегодовая сумма осадков 608 мм, среднегодовая скорость ветра 6.6 м/с и 1150 часов солнечного сияния в год).
Относительно холодный период продолжался 23 года (1965-1987 гг., рис. 2). Среднегодовая температура воздуха 0.1С, среднегодовая скоростью ветра 7.1 м/с, среднегодовая сумма осадков 630 мм и 1250 часа солнечного сияния в год. В течение периода выделяется шестилетний теплый цикл (1972-1977 гг., среднегодовая температура воздуха 1.0С, годовая сумма осадков 665 мм, среднегодовая скорость ветра 7.5 м/с и 1350 часа солнечного сияния в год).
Неоднородности рельефа Мурманского побережья
Задача идентификации направленности и интенсивности молодых тектонических движений издавна привлекает к себе внимание геологов и географов. В связи с этим с середины XIX века разрабатываются и апробируются различные методы решения главной задачи геоморфологии - выявление процессов сформировавших современный рельеф. Переломным моментом в истории изучения рельефа, вероятно, следует считать работу В. Пенка - Морфологический анализ (Die morphologische Analise, (первая глава книги - Der physikalischen Geologie, 1924)), где был сформулирован основной закон геоморфологии «Для формирования земной поверхности решающее значение имеет соотношение интенсивности эндогенных и экзогенных перемещений масс» (Пенк, 1961). Идея В. Пенка, что рельеф есть функция интенсивности поднятия (эндогенной активности) положило основу интенсивного развития морфоструктурных исследований рельефа для решения геотектонических задач. В настоящее время разработано большое количество методов изучения рельефа, призванные решать задачи структурной геологии:
анализ базисных поверхностей
анализ порядков речных систем
анализ продольных профилей рек
анализ асимметрии, ширины и планового очертания речных долин
анализ вертикальной, горизонтальной и общей расчлененности рельефа
анализ денудационных останцов и вершинных поверхностей
анализ террас и береговых валов
дешифрирование ландшафтов
расчет коэффициентов извилистости, озерности и заболоченности
Наиболее часто в геологических и географических работах используются два метода: анализ расчлененности рельефа (вертикальной, горизонтальной и общей) и анализ линейных элементов ландшафтно-геологической среды (анализ линеаментов или мегатрещин). Это связано с тем, что расчлененность рельефа один из наиболее ярких и наглядных признаков современной эндогенной активности территорий, а линейные элементы рельефа, растительности и гидрографии неразрывно связаны с тектонической структурой территории, как пликативными, так и дизъюнктивными (Гольбрайх и др., 1968).
В единой аномальной зоне расчлененности рельефа выделяется пять самостоятельных областей. Восточная граница Мурманской аномальной зоны проводится по контакту с Лумбовско-Понойской аномалией. Лумбовско-Понойская аномалия вертикальной расчлененности рельефа выделяется восточней полуострова Святой Нос. Она прослеживается от Лумбовского залива до устья р. Поной, и имеет четкие отличия от Мурманской аномальной зоны. Во-первых, аномалия имеет субмеридиональную ориентировку, а, во-вторых, минимальные значения приурочены к центральной части района. Последнее является свидетельством жесткого тектонического блока, в котором основные напряжения сосредоточены и разряжаются в периферийной зоне (Митяев, 2001).
В Мурманской аномальной зоне выделяется пять самостоятельных аномальных районов. Аномалия Кольского залива с запада и востока ограничена градиентами вертикальной расчлененности рельефа в 200-300 м. В юго-восточной части аномалии выделяется самостоятельная высококонтрастная аномалия долины р. Кола. С запада от аномалии Кольского залива вдоль береговой линии прослеживается аномальная полоса вертикальной расчлененности рельефа с постепенным уменьшением значений с севера на юг. Восточнее аномалии Кольского залива расположен аномальный район долины р. Териберка. Этот аномальный район с запада ограничен зоной пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа северо-западного простирания, парагенетически связанной с Фи-ордо-Озерным глубинным разломом. С востока - субмеридиональной зоной высоких значений вертикальной расчлененности рельефа, парагенетически связанной с Цагинским глубинным разломом. Особенностью аномалии является постепенное уменьшение значений вертикальной расчлененности рельефа от берега моря вглубь полуострова, и разделение аномалии на две части контрастной градиентной зоной субширотного простирания, парагенетически связанной с северным швом Кейвского глубинного разлома. Сложная конфигурация изолиний вертикальной расчлененности рельефа, наблюдается в Харлов-ско-Сидоровской аномалии, расположенной в междуречье рек Воронья и Сидоровка. С запада в аномалии фиксируется область пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа северо-восточной ориентировки. С востока аномалия ограничена зоной пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа северо-восточного простирания. В южной части аномалии, наблюдается спокойное поле с постепенным снижением значений с севера на юг. Две следующих аномалии вертикальной расчлененности рельефа (аномалии губы Ивановская и Святоноского залива) схожи. В аномалиях наблюдается постепенное снижение значений от центра к периферии. Главное различие между этими аномалиями в том, что в аномалии Святоноского залива значения вертикальной расчлененности рельефа ниже, чем в с аномалии губы Ивановская. Границами аномалий являются зоны пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа северо-восточной ориентировки. Обе аномалии парагенетически связанные со Стрельнинско-Святоноским глубинным разломом (Митяев, 2001).
Необходимо отметить, что при детальном исследовании участков побережья, выделенные аномальные области вертикальной расчлененности распадаются на отдельные районы. Так на участке берега от устья р. Воронья до устья р. Рында выделяется пять самостоятельных аномалий и два широких поля пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа (рис. 34) (Митяев, 2001).
Высококонтрастная аномалия р. Воронья имеет северо-западное простирание, а максимальные значения вертикальной расчлененности рельефа приурочены к вершине устьевой зоны. Пространственная разобщенность аномалии с современной береговой линией, вероятно, связана с геологическими особенностями района. Во-первых, здесь наблюдается сочленение двух глубинных разломов (Зеленецко-Верхнеиоканьгского и Цагинского), во-вторых, в пределах аномалии расположена крупная палеодельта (флювиогляциальные отложения выводного ледника). Вероятно, низкое положение местного базиса эрозии и высокое положение области денудации обусловлены сочетанием этих двух факторов
Четыре аномалии (губ Ярнышная-Порчниха, Трящино-Вящино, нижних течений р. О ленка и р. Рында) пространственно приурочены к современной береговой линии, все они имеют северо-восточное простирание. Максимальные значения вертикальной расчлененности рельефа наблюдаются в вершинах губ и устьев рек. Границы между аномалиями проходят по зонам пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа (рис. 34). Эти аномалии парагенетически связаны с глубинным разломом Карпинского. Аномалия губ Ярнышная-Порчниха - зона сочленения глубинных разломов Карпинского и Зеленецко-Верхнеиоканьгского, аномалии нижних течений рек Оленка, Рында и губ Трящино, Вящино - зоны сочленения глубинного разлома Карпинского и шовных зон Хибино-Харловского разлома.
Внутренняя территория этого участка побережья характеризуется небольшими значениями вертикальной расчлененности рельефа (менее 100 м), что подтверждает отсутствие интенсивной раздробленности земной коры в этих областях. Это устойчивые блоки земной коры, испытывающие общее эпейрогенетическое поднятие, но в силу того, что границы блоков имеют тектоническое происхождения, они подняты на разную высоту (результат дифференцированных движений по разломам). Так западный блок имеет абсолютные отметки водоразделов 300-325 м, а восточный - 225-250 м.
По распределению аномальных участков вертикальной расчлененности Мурманского побережья можно выделить три части: западную (от губы Печенга до мыса Чеврай), центральную (от мыса Чеврай до р. Сидоровка) и восточную (от р. Сидоровка до Святоно-ского залива).
Абразия морских берегов на Мурманском побережье
Абразионный процесс относится к главным факторам разрушения побережий и одним из главных источников поставки осадочного вещества в бассейны седиментации. Большой вклад в теорию абразионного процесса внесли отечественные исследователи: В.П. Зенкович (Зенкович, 1962), Н.В. Есин (Есин и др., 1980), O.K. Леонтьев (Леонтьев, 1961; Леонтьев и др., 1975), В.В. Лонгинов (Лонгинов, 1963), Ю.С. Долотов (Долотов, 1989) и многие другие.
В настоящее время, скорость абразии Мурманского побережья всеми исследователями признается медленной. Впервые скорость абразии Мурманского побережья Баренцева моря, на основе исследования абразионных форм рельефа, оценил В.П. Зенкович (Зенкович, 1937). Первые и, по-видимому, единственные на Мурманском побережье экспериментальные работы по изучению абразии глыбового материала в XX веке были проведены Г.А. Тарасовым (Тарасов, 1985). Рассчитанная по результатам этих работ скорость истирания грубообломочного материала и количество мелкообломочного вещества поступающего в морской бассейн представляется несколько завышенной, особенно для хорошо окатанных валунов.
Известно, что скорость абразии берегового уступа выработанного в устойчивых к процессам денудации породах напрямую зависит от количества гравийно-алевритового материала у подножия склона, так как частицы такого размера под действием волн интенсивно бомбардируют коренные породы (Зенкович, 1962; Есин и др., 1980; Сафьянов, 1965, 1978). На Мурманском побережье в подножие береговых уступов повсеместно наблюдается грубообломочный коллювиальный материал, который с одной стороны защищает коренные породы от абразионного воздействия тонких частиц, а с другой стороны является одним из поставщиков этих частиц в морской бассейн.
Необходимо отметить, что в конце периода наблюдения 2009-2010 гг. (15-20 августа 2010 г.) произошел сильный пятидневный шторм со средней скоростью ветра 17-18 м/с (скорость ветра в порывах превышала 35 м/с). Результатом шторма стала мини-катастрофа на побережье. После шторма, выше линии прилива, повсеместно (на 50 погонных километрах береговой линии) наблюдались валы из макрофитов, гальки, песка и гравия высотой до 1.5 м. В валах постоянно встречались труппы птиц (особенно много гагар и бакланов), кости рыб, останки моллюсков, крабов, морских ежей и звезд. Остатки валов сохранялись вплоть до 2011 г. Экспериментальные площадки не пострадали, но в них возросло количество гравия, гальки и мелких валунов.
Более значительные изменения произошли на литорали Мурманского побережья в период 2011-2012 гг. В этот период литоральная зона в районе исследований была значительно изменена. Полностью были разрушены две экспериментальных площадки на нижней и верхней литоральной зоне (единственная глыба, из восьми образцов, была найдена в 15 м выше площадки). На одну из двух экспериментальных площадок в средней литоральной зоне был навален валун диаметром более 1 м, что, возможно, предохранило образцы от потери, на другой площадки был потерян образец кубической формы (высоко выступающий над дневной поверхностью). По данным подводных наблюдений и верхняя сублиторальная зона была сильно видоизменена (Митяев, 2014).
Вероятно, такая крупная перестройка литоральной и верхней сублиторальной зоны стала результатом не однолетнего изменения погодных условий, а двух-, трехлетнего (табл. 13, рис. 83, 84).
Так в 2010-2011 гг., произошло резкое уменьшение количества штилевых дней, сокращение доли слабых ветров, увеличение среднегодовой температуры воздуха при сохранении высокого среднесуточного градиента температур, усилилась среднегодовая скорость ветра и доля ветров северных румбов. В 2011-2012 гг. продолжается повышение среднегодовой температуры воздуха (по сравнению с 2009-2010 гг. увеличилась - на 1.8С) и среднегодовой скорости ветра (за последние 5 лет это максимальная среднегодовая скорость ветра). Резко сокращается доля слабых ветров и так же резко увеличивается доля ветров средней силы, и повторяемость ветров восточных румбов (Митяев, 2014).
Таким образом, можно предположить, что скорость разрушения крупнообломочного материала верхней и средней литоральной зоне зависит от:
1 - среднегодовой температуры воздуха и среднесуточный градиент температур (физико-механическая подготовка материала к дальнейшему разрушению);
2 - среднегодовой скорости ветра, высокая доля ветров средней силы и высокая повторяемость нагонных ветров (в условиях Мурманского побережья - северные и восточные румбы, в районе исследования - восточные румбы);
3 - высокий (более 2) штормовой коэффициент (Wq).
Несколько иначе происходит разрушение крупнообломочного материала в нижней литоральной зоне (табл. 14). Максимальная скорость абразионного истирания глыб наблюдались на третий год эксперимента, а затем происходит стабилизация скорости разрушения (фиксировалось до момента разрушении экспериментальной площадки). Тем не менее, так же как и в других литоральных зонах, в первые три года нахождения образцов в нижней литоральной зоне фиксируются максимальные скорости абразионного истирания. Так как образцы практически постоянно находятся под уровнем моря именно скорости разрушения в нижней литоральной зоне, по-видимому, соответствуют собственно абразионному истиранию. Отсюда следует один немаловажный вывод, чем дольше крупнообломочный материал находится выше уровня моря, тем быстрее он разрушается (табл. 14) (Митяев, 2014).
Абразионное истирание хорошо окатанных валунов происходит значительно медленнее, чем глыб (Митяев, Герасимова, 2008, 2010; Митяев, 2014). По результатам исследования средняя скорость разрушения валунов составляет 10-11 мкм/год, но первые изменения веса валунов были зафиксированы в период активизации абразионного разрушения на побережье (в 2009-2010 гг., на 4ма и 6Ш год нахождения валунов на экспериментальных площадках). На одной экспериментальной площадке на следующий год изменений веса валунов не было зафиксировано, а потеря веса фиксируется в 2011-2012 гг., в год перестройки всей литоральной и верхней сублиторальной зон (табл. 14). На другой площадке на следующий год происходит значительная потеря веса валунов , а затем так же изменений веса не фиксируется (табл. 14), возможно, что в 2009-2010 гг. не только произошла активизация абразионного разрушения валунов, но и ослабление первичных кристаллических связей, физико-механическое разрушение которых происходит в течение следующего года.
Таким образом, с большой долей вероятности, можно утверждать, что абразионное разрушение глыб в первые три года нахождения в зоне волнового воздействия зависит от положения на литорали, в последующие годы основным фактором становятся погодные условия (Митяев, 2014). За трехлетний период нахождения глыб в литоральной зоне их окатанность заметно повышается (основные угловатости ребер уничтожаются), хотя окатанность глыб не достигает 1— класса, но, возможно, это является одной из причин стабилизации скорости абразионного разрушения.
Осадконакопление в озерных котловинах
Все депрессии рельефа, в которых расположены изученные озерные котловины, в послеледниковое время прошли стадию морских заливов (Митяев, 2014), время перехода от морских к озерным условиям растягивается от 0.3 до 1.5 тыс. лет (смотри соответствующую главу).
Проследить изменение скорости осадконакопления в озерных котловинах, позволяют радиоуглеродные датировки (смотри рис. 53) органических остатков (Snyder et al., 1997). Наиболее полно изменение скорости аккумуляции можно проследить в 3— Ярнышном озере (смотри рис. 53). Озерная котловина начала отделятся от моря около 10.5 т.л.н. До этого времени депрессия находилась в стадии морского залива более 400 лет (в период молодого дри-аса). В условиях залива средняя скорость морского осадконакопления составляла 1.1-1.3 мм/год. Формирование переходного слоя длилось более тысячи лет (до 1.25 т.л.) в преборе-альную стадию голоцена, средняя скорость накопления слоистых отложений 0.5-0.6 мм/год. Начиная с бореального времени (сразу после трансгрессии бассейна фолас) котловина теряет связь с морем и начинается озерное осадконакопление, средняя скорость накопления сапро-пелей 0.25 мм/год. Таким образом, наблюдается закономерное снижение скорости аккумуляции вещества от морских условий к озерным (Митяев, 2014).
Котловина озера 1-Ярнышное более 1.5 тыс. лет (аллеред - молодой дриас) находилось под уровнем моря. В это время средняя скорость морского осадконакопления составляла 0.9-1.1 мм/год, что сопоставимо со скоростью аккумуляции в 3— Ярнышном озере в период молодого дриаса. Судя по высоте озерного порога (около 39 м) котловина отделилась от моря в период трансгрессии бассейна фолас, примерно 9.5 т.л. назад. Тогда, скоростью накопления переходного слоя в котловине не менее 0.7 мм/год. В конце трансгрессии бассейна фолас наступил озерный этап развития котловины, начиная с этого времени в котловине накапливались озерные сапропели со средней скоростью 0.18-0.22 мм/год. Здесь мы также фиксируем снижение скорости осадконакопления от морских условий к озерным (Митяев, 2014).
Несколько иные скорости осадконакопления фиксируются в котловине озера Подпах-тинское, которое начало отделяться от моря в конце бореального времени около 8.8 т.л. назад. Судя по высоте озерного порога (около 21 м) котловина отделилась от моря в период средней стадией трансгрессии бассейна тапес, примерно 6.5 т.л.н. В течение бореальной стадии (более 600 лет) в депрессии формировались морские отложения со средней скоростью 1.9-2.1 мм/год. Скоростью накопления переходного слоя в котловине не более 0.4 мм/год. Начиная с середины атлантической стадии голоцена, депрессия рельефа выводится из-под уровня моря и в ней начинают накапливаться озерные отложения со средней скоростью 0.17-0.21 мм/год. Таким образом, в котловине также наблюдается закономерное снижение скорости аккумуляции вещества в от морских условий к озерным, но в морских условиях скорость осадконакопления выше, а в переходных и озерных условиях ниже, чем в озерах Ярнышной системы (Митяев, 2014).
Отделение озера Глубокое от моря началось в конце суббореальной стадии голоцена (около 3 т.л.н.). В течение суббореальной стадии голоцена в депрессии происходило морское осадконакопление, со средней скоростью 1.5-1.6 мм/год. Судя по высоте озерного порога (около 5.5м) котловина отделилась от моря в конце трансгрессии бассейна тривия, примерно 2.4 т.л. назад (Митяев, 2001). Тогда, скоростью накопления переходного слоя в котловине около 0.2-0.25 мм/год. Вероятно, меньшая скорость накопления переходного слоя связана с морфологией озерной котловины (малый размер и глубины). В начале субатлантической стадии голоцена депрессия потеряла связь с морем. Начиная с этого времени в котловине формируются озерные сапропели со средней скоростью 0.11-0.13 мм/год (Митяев, 2014).
Таким образом, скорость морского осадконакопления в палеоприбрежной зоне можно оценить в 0.9-2.1 мм/год, что на порядок быстрее, чем скорость озерного осадконакопления независимо от времени отделения озерных котловин от моря. Скорость озерного осадконакопления изменялась от 0.11 до 0.25 мм/год. Вероятно, скорость осадконакопления зависит от размера озера, так как в озерных котловинах близкой морфологии и размеров скорость седиментации изменяется от 0.18 до 0.25 мм/год, а в небольшой озерной котловине (оз. Глубоком), она в два раза медленнее 0.11-0.12 мм/год. Достоверно скорость седиментации переходного слоя в 0.5-0.6 мм/год удалось вычислить в одной озерной котловине, но судя по литературным данным (Кукала, 1987), она соответствует скорости накопления ленточных глин (varved clay) в западной Европе. Таким образом, при переходе от морского осадконакопления к озерному типу происходит постепенное замедление темпов седиментации.
Схожие данные получены по озерным котловинам Карельского берега и Соловецкого архипелага Белого моря (Колька и др., 2011; Субетто и др., 2012). Так в озерах Карельского берега средняя скорость аккумуляции собственно озерных отложений составляет 0.17 мм/год (от 0.05 до 0.24 мм/год) (Колька и др., 2011). На Соловецком архипелаге средняя скорость аккумуляции озерных отложений несколько выше и составляет 0.27 мм/год (от 0.07 до 0.45 мм/год) (Субетто и др., 2012). Во всех районах отмечаются очень низкие скорости, несо 240
мненно, связанные с площадью водосборов озерных котловин. Для двух озер Соловецкого архипелага определены скорости аккумуляции переходного слоя (от морских к озерным отложениям) в среднем составляющая 0.64 мм/год (0.24 и 1.05 мм/год). Вероятно, скорость формирования переходного слоя зависит от длительности переходного этапа и палеогидро-логической обстановки. В работе Д.А. Суббето с соавторами (Субетто и др., 2012) отмечается увеличение скорости седиментации вещества в озерах за последние 100 лет до 1.6-2.1 мм/год.
Вертикальный поток осадочного вещества озерной котловине в тектонического генезиса изменяется от 6 до 114 мгм" сут" , в среднем составляя 47±5 мгм" сут" (табл. 23, Митяев, Герасимова, 2010) или 5.3±0.6 см м" вещества в сутки. Доля органического вещества, от общего потока в среднем составляет 41% (Митяев, 2014).
Зная годовой цикл вертикального потока осадочного вещества можно оценить скорость осадконакопления в центральной части озерной котловины. Так за восьмилетний период (2006-2014 гг.) в центральной части озерной котловины мог сформироваться слой отложений мощностью 8.6-8.7 мм, объемной плотностью 1.07-1.14 г/см и естественной весовой влаж ности 98%. Следовательно, средняя скорость аккумуляции в озерной котловине составляет 1.06±0.13 мм/год, изменяясь от 0.66 до 1.58 мм/год (Митяев, 2014).
Таким образом, средние скорости современного осадконакопления несколько выше, чем средние скорости седиментации сапропелей в голоцене (от 5 до 47 см в тыс. лет) в котловинах Карельского и Соловецкого архипелага (определенные радиоуглеродным методом, Колька и др., 2011; Субетто и др., 2012). Возможно, что более низкая средняя скорость в голоцене результат диагенеза. Например, при увеличении плотности отложений с 1.1 г/см до 1.5 г/см мощность отложений уменьшится с 1.0 мм до 0.7 мм, но плотность озерных сапропелей формировавшихся в начале субатлантической стадии голоцена 1.12 г/см (Митяев, 2014), что соответствует средней плотности формируемых в современное время озерных отложений.