Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Состояние вопроса. История изучения голоценовых вертикальных движений земной коры Кольского региона 16
1.1. Первый этап. Исследования в XVIII и XIX веках 16
1.2. Второй этап. Исследования с начала XX века до 80-х годов XX века 18
1.3. Третий этап. Исследования с 80-х годов XX века по настоящее время 32
Глава 2. Палеогляциологическая и тектоническая ситуация в районе исследования 38
2.1. Развитие и этапы деградации последнего оледенения на северо-востоке Фенноскандинавского щита 38
2.2. Дегляциация последнего оледенения на северо-западе Кольского региона 47
2.3. Влияние последнего ледникового покрова на голоценовую тектонику ледниковых областей 50
Глава 3. Методика изучения вертикальных движений земной коры 58
3.1. Геоморфологические и геологические методы, использованные в предшествовавших работах по изучению голоценовой тектоники Кольского региона 58
3.1.1. Изучение древних береговых форм рельефа 59
3.1.2. Соотношение времени формирования береговых линий и краевых образований последнего оледенения 61
3.1.3. Использование литологических и палеонтологических методов для определения положения береговой линии моря 62
3.1.4. Пемзовые уровни и их соотношение с береговыми образованиями 63
3.1.5. Использование метода радиоуглеродного датирования 63
3.2. Метод изолированных бассейнов – главный метод выполненных исследований .65
3.2.1. Фациальные последовательности донных осадков озерных котловин 65
3.2.2. Полевые работы 68
3.2.3. Диатомовый анализ и радиоуглеродное датирование осадков 68
3.2.4. Модельные построения графика перемещения береговой линии моря 69
3.2.5. Модельные построения диаграммы линий относительного поднятия земной поверхности 70
3.3. Моделирование в геоинформационных системах 71
3.4. Методы изучения современных вертикальных движений 74
3.4.1. Водомерный (океанографический) метод 74
3.4.2. Повторное нивелирование 75
3.4.3. Спутниковое измерение: Global Positional System (GPS) 76
Глава 4. Строение, стратиграфия и условия формирования донных отложений малых озер в районах долин рек Тулома и Лотта 78
4.1. Район долины р. Тулома .78
4.1.1. Краткая характеристика района исследования .78
4.1.2. Характеристика озерных котловин, лито- и биостратиграфия осадков .80
4.1.3. История развития депрессии, наследованной долиной р. Тулома. 91
4.2. Район долины р. Лотта .93
4.2.1. Краткая характеристика района исследования .93
4.2.2. Характеристика озерных котловин, лито- и биостратиграфия осадков 95
4.2.3. История развития депрессии, наследованной долиной р. Лотта 104
4.3. Выводы 108
Глава 5. Вертикальные движения земной поверхности северо-западной части Кольского региона в голоцене 110
5.1. Поднятие земной поверхности на северо-западе Кольского региона 111
5.1.1. Реконструкция поднятия земной поверхности в районе долины р. Тулома и Кольского залива 111
5.1.2. Реконструкция поднятия земной поверхности в районе долины р. Лотта 124
5.1.3. Выводы 130
5.2. Соотношение поднятия земной поверхности прибрежных и внутренних (континентальных) частей северо-запада Кольского региона 132
5.3. Хронология образования береговых форм рельефа в районах исследования 137
5.3.1. Район долины р. Тулома и Кольского залива 137
5.3.2. Район долины р. Лотта 141
5.3.3. Выводы 145
5.4. Положение морских бассейнов и модельные схемы изобаз поднятия северо-запада Кольского региона в голоценовое время 146
Заключение 153
Список сокращений .158
Список литературы 159
Приложение 1 Схема Блитта-Сернандера 183
Приложение 2 Радиоуглеродные датировки, использованные при реконструкции положения береговой линии моря и построения изобаз поднятия поверхности .184
- Второй этап. Исследования с начала XX века до 80-х годов XX века
- Моделирование в геоинформационных системах
- Характеристика озерных котловин, лито- и биостратиграфия осадков
- Реконструкция поднятия земной поверхности в районе долины р. Тулома и Кольского залива
Введение к работе
Актуальность исследований. После деградации последнего оледенения
в конце плейстоцена территория Кольского региона испытывает поднятие,
затухающее во времени. Ранее для определения поднятия изучались древние
береговые образования (береговые валы, террасы и др.), которые во время
своего образования соответствовали положению береговой линии моря.
Корреляция береговых форм рельефа проводилась по литологическим и
палеонтологическим характеристикам и топографическому положению в
рельефе. При этом численный возраст береговых форм рельефа получить было
сложно, а порой и невозможно. Поэтому корреляция одновозрастных
береговых форм в разных частях побережья была затруднительной, что привело
к различным интерпретациям амплитуды и характера поднятия, а
следовательно и к появлению различающихся между собой схем изобаз
позднеледникового и голоценового поднятия для Кольского региона.
Применение в последнее время метода изолированных бассейнов позволило
сопоставить положение береговой линии моря с численным возрастом и
построить новые схемы изобаз, опираясь на данные для побережья Белого и
Баренцева морей. Но нерешенным оставался вопрос об амплитуде и темпах
поднятия во внутренних частях Кольского региона. Для его решения проведено
изучение донных отложений в котловинах озер, расположенных в долинах
крупных рек, по которым в поздне-послеледниковое время вглубь континента
проникало море. Актуальность таких исследований проявляется прежде всего в
их методической значимости при изучении палеогеографических и
неотектонических характеристик северо-восточной части
Фенноскандинавского щита, в реализации которого используется накопленный более чем за столетний период массив данных по береговым формам рельефа. Эти данные, полученные за долгое время с применением разных методик и не имеющих абсолютных хронологических привязок, требуют возрастной унификации для того, чтобы использовать их в качестве опорных при палеогеографических и неотектонических реконструкциях. Возрастную корреляцию береговых валов или террас между собой позволяет выполнить численное датирование осадков, которые накапливались в изолированных бассейнах при отделении их котловин от морского бассейна. Если изолированная котловина и конкретная береговая форм находятся на одной и той же высоте, то численный возраст указанных осадков соответствуют и возрасту береговой формы рельефа. В целом полученные результаты восполняют существовавший пробел в имеющихся неотектонических
реконструкциях голоценовой тектоники северо-восточной части
Фенноскандинавского щита.
Целью работы является реконструкция голоценовых вертикальных
движений земной поверхности северо-западной части Кольского региона на
основе литологического, микропалеонтологического анализов и
радиоуглеродного датирования донных отложений озерных котловин.
Для достижения цели решались следующие задачи: 1) анализ ранее
полученных результатов изучения вертикальных движений и перемещения
береговой линии моря северо-западной части Кольского региона в голоцене; 2)
изучение (литологическое, микропалеонтологическое, радиоуглеродное
датирование) разрезов донных отложений озер и определение условий осадконакопления в депрессиях, наследуемых долинами рек Тулома и Лотта; 3) палеогеографические реконструкции для районов исследования в поздне- и послеледниковое время на основе новых и ранее опубликованных данных; 4) определение амплитуды и скорости поднятия земной поверхности в голоценовое время; 5) реконструкция положения береговой линии Баренцева моря в позднеледниковье и голоцене в пределах северо-запада Кольского региона; 6) установление времени формирования линий береговых образований эпейрогенических спектров; 7) составление схем изобаз поднятия поверхности на северо-западе Кольского региона.
Объектом исследования являются донные отложения из котловин малых озер, расположенных в пределах депрессий, наследованных долинами рек Тулома и Лотта. Предмет исследования – вертикальные движения земной поверхности северо-западной части Кольского региона в голоценовое время.
Защищаемые положения.
-
В северо-западной части Кольского региона в поздне- и послеледниковое время в депрессиях, используемых современными реками, существовали приледниковые бассейны с различной соленостью вод. В Туломской депрессии развивался морской бассейн, а в Лоттинской депрессии – пресноводный бассейн. Определены основные этапы развития палеобассейнов и установлено положение их береговой линии.
-
В районах Туломской и Лоттинской депрессий проявились характерные особенности голоценового поднятии земной поверхности. В районе Туломской депрессии поднятие было равномерно убывающим во времени с градиентом примерно 30 см/км в раннем и 2 см/км в позднем голоцене. В районе Лоттинской депрессии на востоке градиент голоценового поднятия составил примерно 65–70 см/км, а на западе – примерно 20 см/км, что
отражает наличие блоковых тектонических движений, проявившихся здесь на фоне гляциоизостатического воздымания земной поверхности.
3. В позднеледниковье и голоцене на северо-западе Кольского региона амплитуда и скорость поднятия закономерно возрастает в направлении с северо-востока на юго-запад. Максимальная скорость (интенсивность) поднятия отмечается на начальных этапах после дегляциации территории. В областях, раньше всего освободившихся ото льда (район пос. Дальние Зеленцы), максимальная скорость поднятия, приблизительно 25 мм/год, фиксируется в интервале 12000–11500 калиброванных лет назад (л.н. (кал.)), в районах, наиболее поздно освободившихся ото льда (Лоттинская депрессия), максимальная скорость поднятия, около 27 мм/год, фиксируется в интервале 9000–8000 л.н. (кал.).
Научная новизна. Впервые для внутренних частей Кольского региона проведено комплексное исследование донных осадков из котловин озер, расположенных на разных высотных отметках. В результате этих исследований установлены условия осадконакопления в поздне- и послеледниковое время в крупных депрессиях, наследуемых долинами рек Тулома и Лотта; выявлены этапы развития палеобассейна в пределах Лоттинской депрессии; определены масштабы проникновения моря вглубь континента и последовательность его регрессии в голоцене по Туломской депрессии. На основе новых данных радиоуглеродного анализа донных осадков из озер проведено датирование береговых линий моря, проникавшего вглубь континента по Туломкой депрессии. С использованием новых данных, полученных для внутренних частей Кольского региона, и ранее опубликованных данных по побережью Баренцева моря выполнено построение новых схем изобаз поднятия.
Практическое значение. Результаты проведенного исследования уточняют существующие представления об истории развития палеоводоемов во внутренних областях Кольского региона и предоставляют основу для более широких региональных палеогеографических реконструкций голоцена.
Выявление характера голоценовых движений земной поверхности
особенно необходимо при создании крупных энергетических и различных
уникальных объектов, а также при разработке мероприятий по инженерной
защите обширных территорий. Специальные исследования тектонических
движений земной поверхности имеют большой практический интерес для
Кольского региона, где располагаются особо опасные объекты (атомная
электростанция), в больших масштабах ведутся гидротехническое,
транспортное строительство, горные работы, требующие специальных
инженерных решений с учетом тектонических рисков. Знание
неотектонических особенностей территории необходимо и при выборе режима эксплуатации водохранилищ, при строительстве туннелей, плотин, газонефтепроводов, при решении задач водоснабжения, при выборе мест захоронения радиоактивных и опасных химических отходов. Изменения положения береговой линии моря в связи с вертикальными движениями земной поверхности должны учитываться и при строительстве портов.
Фактический материал и методы исследования. В основу
диссертационной работы легли материалы, полученные автором в результате полевых работ в период с 2011 г по 2015 г на территории Мурманской области.
Для определения параметров неотектонических движений и
реконструкции относительного перемещения береговой линии моря
использован метод изолированных бассейнов (Hafsten, 1960; Donner et. al, 1977), который основан на определении пространственного и временного положения изоляционных контактов, т.е. переходной зоны от моря к пресному озеру, в колонках донных отложений из котловин озер. В полевых условиях проводился отбор колонок донных отложений с платформы, установленной на катамаране. Бурение выполнялось в самом глубоком, плоскодонном месте озера с помощью переносного ручного бура. Длина каждой колонки составляла 1 м, диаметр – 52 мм. Всего было проведено литологическое изучение 80 колонок донных осадков из 8 озер, отобрано более 200 проб на различные виды анализов (диатомовый, геохимический, радиоуглеродный). Сведения о характере переходных зон, возрасте осадков этих зон и высоте порогов стока из озер позволяют определить положение береговой линии моря во времени и установить амплитуду и скорость вертикальных движений. Далее на основании новых и имеющихся данных с использованием ГИС-технологий была выполнена реконструкция положения береговой линии моря в разные интервалы голоцена.
Степень достоверности и апробация работы. Достоверность
результатов работы обеспечена обширным фактическим материалом и
комплексными исследованиями. Основные положения диссертации
докладывались и обсуждались на: XXIII–XXV молодёжных научных
конференциях, посвященных памяти члена-корреспондента АН СССР К.О.
Кратца «Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и
геоэкологии», Апатиты, 2013; Петразоводск, 2012, 2015; Санкт-Петербург, 2014; VIII и IX Всероссийских совещаниях по изучению четвертичного периода: «Фундаментальные проблемы квартера, итоги изучения и основные направления дальнейших исследований» Ростов-на-Дону, 2013, Иркутск, 2015; Short course for postgraduate students: «LIDAR-based palaeogeografic
reconstructions of the Baltic Sea», Tartu, Estonia, 2013; 5-ой Международной научной конференции молодых ученых и студентов «Фундаментальная и прикладная геологическая наука глазами молодых ученых: достижения, перспективы, проблемы и пути их решения», Баку, Азербайджан, 2013; XXV Международной береговой конференции «Береговая зона – взгляд в будущее», Сочи, 2014; XIV международной научной конференции студентов и аспирантов «Проблемы Арктического региона», Мурманск, 2014; XLVIII Тектоническом совещании: «Тектоника, геодинамика и рудогенез складчатых поясов и платформ», Москва, 2016; XIII Всероссийской (с международным участием) Ферсмановской научной сессии, Апатиты, 2016.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 23 работы, в том числе 5 статей в рецензируемых изданиях, рекомендованных ВАК.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения, списка литературы (231 наименования) и приложений. Содержание работы с приложениями изложено на 191 странице, содержит 43 рисунка, 5 таблиц.
Второй этап. Исследования с начала XX века до 80-х годов XX века
В этот период свои исследования поздне- и послеледниковых береговых форм рельефа в пределах северного побережья Скандинавии и Кольского полуострова проводил В. Таннер (Tanner, 1930;1936). При сопоставлении данных своих исследований с геологическими и палеонтологическими данными П. Эйена (yen, 1914), выделившего несколько морских трансгрессий в районе южной и юго-западной Норвегии, В. Таннер уточнил стратиграфию морских поздне- и послеледниковых отложений и создал стройную схему послеледникового поднятия всей Фенноскандии. Для этого В. Таннер широко использовал метод сопоставления «эпейрогенических спектров» (Tanner, 1930) – диаграммы, где на оси ординат откладывались высотные отметки береговых форм, а на оси абсцисс указывалось расстояние между пунктами наблюдений, расположенными перпендикулярно простиранию изобаз поднятия. Такой эпейрогенический спектр для Кольского региона был построен применительно к долине р. Паз и прилегающих к ней территорий (рис. 1.2). На соответствующей диаграмме спектр представляет собой расходящийся пучок линий древних береговых уровней, выявленных по положению береговых форм рельефа, и отражает более интенсивное поднятие внутренних частей территории. На диаграмме видно, что по долине р. Паз море проникало вглубь континента до оз. Инари, а верхняя морская граница фиксируется на высоте примерно 145 м н.у.м..
В. Таннер (Tanner, 1930) полагал, что образование выделенных им уровней происходило из-за эвстатически обусловленных колебаний Мирового океана при равномерном сводовом поднятия Фенноскандинавского щита, и поддержал сделанные ранее выводы В. Рамсея (Ramsay, 1898), но отметил наличие «дисгармоничных» движений в зоне сочленения материковой части Кольского региона с полуостровами Рыбачьим и Средним.
Позже В. Таннер проводил исследования в верховье реки Лотты, где установил существование в позднеледниковое время стоячего водоема, его верхнюю береговую линию он отнес к верхней границе трансгрессии так называемого бассейна Портляндия (Tanner, 1936).
Исследования В. Таннера положили начало систематическому изучению морских террас в долинах Финнмарка и Кольского полуострова. В 40–70-х годах XX в. на территории Кольского полуострова советскими учеными проведено большое количество работ, посвященных изучению древних береговых образований. Так в районе долин рек Паз и Печенга на северо-западе Мурманской области исследования проводили С.Ф. Бискэ (1946) Сингэ (Synge,1969), Б.И. Кошечкин (1976), в пределах побережья Кольского залива и в прилегающих к нему районах долин рек Тулома и Кола – А.А. Полканов (1937), Г.И. Горецкий (1937; 1941), М.А. Лаврова (1947), в пределах всего Мурманского берега – коллектив исследователей во главе с Б.И. Кошечкиным (Кошечкин и др., 1971), в районе долины р. Лотты – А.А. Никонов (1959; 1964), на Терском берегу Белого моря – Л.В. Введенский (1934), Г.Д. Рихтер (1936), коллектив авторов (Кошечкин и др., 1973) и др.
В частности, Л.В. Веденский (1934), рассматривая распространение древних береговых образований на южном берегу Кольского полуострова, соглашается с выводами В. Рамсея (Ramsey, 1898) о постепенном уменьшении высот береговых линий с запада на восток, вблизи устья р. Кицы проводит изобазу поднятия 25 м, а вблизи устья р. Поноя помещает изобазу 10 м К другим выводам пришел Г.Д. Рихтер (1936), проводивший свои работы в долинах рек Нивы, Варзуги и Поноя. По его мнению высота поздне- и послеледниковых береговых линий одного и того же возраста на южном побережье Кольского полуострова везде одинаковая.
Исследования береговых форм рельефа для реконструкции положения береговой линии моря проводились и в районах Туломской депрессии и Кольского залива. Так А.А. Полканов (1937) не нашел данных, свидетельствующих о деформации линий древних береговых образований в пределах этих депрессий, но признавал возможность дисгармоничных движений, проявившихся между Кольским полуостровом и о. Кильдин.
Детальные работы по изучению древних береговых форм провел Г.И. Горецкий (1937, 1941), который построил эпейрогенический спектр для районов долин рек Тулома и Кола, состоящий из 26 береговых уровней (рис. 1.3). Каждому из выделенных уровней был присвоен определенный индекс в соответствии с номенклатурой, предложенной В. Таннером (Tanner, 1930). Верхняя морская граница здесь прослеживается на высоте 90 м н.у.м. в районе устья реки Туломаи 110 м н.у.м. - в районе ее истока. На тех же высотах, что и в районе Туломской депрессии были обнаружены береговые формы и в долине р. Кола, где их формирование связывалось с деятельностью пресноводного водоема.
Г.И. Горецкий своими работами подтвердил вывод А.А. Полканова (1937) о том, что плавный ход линий древних береговых образований на эпейрогенических спектрах указывает на принадлежность районов долин рек Кола и Тулома к наиболее спокойным участкам Кольского региона и на отсутствие здесь сколько-нибудь значительных тектонических нарушений в течение последних 12000 лет.
Позднее морские террасы и отложения на территории Кольского полуострова изучала М.А. Лаврова (1947), которая разделяла мнение Ф. Нансена (Nansen, 1922) и В.Рамсея (Ramsay, 1924) о том, что в течение всего поздне- и послеледникового времени Фенноскандия испытывала непрерывное, но неравномерное изостатическое поднятие, протекавшее на фоне почти непрерывного эвстатического повышения уровня моря. При этом в периоды более быстрого поднятия уровня моря по сравнению с поднятием земной поверхности происходила морская трансгрессия. В периоды изостатического поднятия земной коры, более активного по сравнению с эвстатическим подъемом уровня моря, происходила регрессия его береговой линии.
По результатам изучения древних береговых образований на Кольском полуострове М.А. Лавровой (1947) были построены эпейрогенические спектры по линиям «устье р. Лотта – оз. Нотозеро – долина р. Тулома – Кольский залив – о. Кильдин» (рис. 1.4А) и «Кольский залив – долина р. Кола – оз. Имандра – устье р. Нивы» (рис. 1.4Б). По этим данным верхняя морская граница в долине реки Тулома, также как и у Г.И. Горецкого (1941), достигает 110 м н.у.м., но при этом линии спектра получили больший наклон (рис. 1.3Б и 1.4Б). В районе устья р. Лотта древние береговые образования отмечаются до высотной отметки 120 м н.у.м. (рис. 1.4А). В центральной части Кольского региона на побережье оз. Имандра (рис. 1.4Б) береговые образования отмечены на высотных отметках более 200 м н.у.м, из чего был сделан вывод, что в Имандровской депрессии по мере отступания края льда образовался глубокий морской залив, в дальнейшем соединявшийся через узкий и мелководный пролив с Кольским заливом Баренцева моря. Кроме того, в центральной части региона резкое увеличение наклона линий (рис. 1.4Б) отражает нарушение гармоничности поднятия из-за дифференцированного воздымания Хибинского и Ловозерского горных массивов.
На эпейрогенических спектрах в соответствии с общепринятой номенклатурой В. Таннера (Tanner, 1930) уровни f и e трансгрессии так называемого бассейна Портляндия М.А. Лаврова соотнесла со временем образования яруса II Иольдиевого моря в Балтике (10900–9800 лет назад), уровни регрессии так называмого бассейна Литорина отвечают началу развития Анцилового озера в Балтике и ориентировочно датируются 9800–8000 лет назад, уровни трансгрессии так называемого бассейна Фолас – 9000–8000 лет назад, формирование уровней трансгрессии бассейна Тапес происходит синхронно с развитием Литоринового моря в Балтике в атлантический период голоцена (8000– 6000 лет назад), уровни трансгрессии так называемого бассейна Тривия формировались во временном интервале 5000–3750 лет назад.
Синхронизация морских террас при сопоставлении эпейрогенических спектров позволило установить градиент поднятия по соответствующим направлениям. В районе долины р. Тулома наиболее интенсивное поднятие в 22 см на 1 км М.А. Лаврова отмечала во время позднеледниковой трансгрессии Портляндия. В послеледниковое время градиент поднятия значительно уменьшился и составил 16 см/км во время раннеголоценовой трансгрессии Фолас и 8см/км во время среднеголоценовых трансгрессий Тапес и Тривия.
На западе Кольского региона изучением древних берегов форм занимался А.А. Никонов (1959), который на основании высотных замеров террасовых уровней по Лоттинской депрессии построил соответствующий эпейрогенический спектр (рис. 1.5). На нем выделены уровни приледникового бассейна (l, h, g), уровни трансгрессии Портляндия (f, e), регрессии Литторина (d5–d1) и трансгрессии Фолас (c5–c1), а верхняя граница бассейна фиксируется на высотных отметках около 120 м н.у.м.
Моделирование в геоинформационных системах
Общий вид рельефа для конкретного времени в прошлом может быть реконструирован путем вычитания интерполированной поверхности поднятия от современного рельефа в геоинформационных системах (ГИС).
Реконструированный палеорельеф территории для определенного временого интервала в дальнейшем можно анализировать (например, выполнять расчеты площади, анализ топографических профилей, определение водосбора, наклон поверхности и др.) с использованием стандартных инструментов ГИС. Такие реконструкция рельефа во времени методами ГИС широко используется для характеристики окружающей среды в прошлом, для оценки и моделирования прошедших геологических, гидрологических и климатических процессов (Mann et al., 1999; Leverington et al., 2000; 2002; Schaetzl et al., 2002; Teller et al., 2002; Saarse et al., 2003; Rosentau et al., 2004; 2011; 2013; Jakobsson et al., 2007; Makiaho, 2007; Rayburn, Teller, 2007; ).
В данной работе, используя методы ГИС моделирования, было реконструировано выравнивание земной поверхности северо-запада Кольского региона и положение береговой линии Баренцева моря в поздне- и послеледниковое время. Реконструкции положения береговой линии моря в разные временные интервалы голоцена c учетом поднятия территории выполнены в результате модельных построений с использованием всех имеющихся экспериментальных данных по перемещению береговой линии (ее высотных характеристик, привязанных во времени) и ГИС-технологий, предназначенных для интерполяции уровенных поверхностей. Для этого построены цифровые модели современной земной поверхности и поверхности поднятия территории, произошедшего в течение заданного временного интервала.
Цифровая модель современной земной поверхности либо создаётся при оцифровке топографических карт в различных программах (например, «MapInfo»), либо используются готовые цифровые модели (Aster GDEM; WorldDEM; SRTM; GTOPO30), которые строятся по данным стереоскопической, оптической и интерферометрической радиолокационной космической съемки. В данной работе использовались материалы продукта «ASTER GDEM».
Продукт «ASTER GDEM» разработан совместно «METI» и «NASA». «ASTER GDEM» был предоставлен системе «GEOS» и бесплатно доступен посредством загрузки из интернет через японский центр «ERSDAC» и «LP DAAC NASA». Сенсор «ASTER» был создан «METI» и запущен на борту спутника «NASA» «Terra» в декабре 1999 года. Сенсор имеет возможность стереоскопической съемки вдоль полосы пролета с помощью двух телескопов, снимающих в надир и назад в ближнем инфракрасном диапазоне с отношением база-высота (baseo-height ratio) – 0.6. Пространственное разрешение в плане – 15 метров. Одна сцена «ASTER» в видимом или ближнем инфракрасном диапазоне имеет размер 4100 на 4200 элементов, что соответствует 60x60 км на поверхности Земли. «ASTER GDEM» охватывает поверхность суши между 83 с.ш. и 83 ю.ш. и насчитывает 22600 фрагментов размером 1х1. Оставлены фрагменты, насчитывающие минимум 0.01% поверхности суши. «ASTER GDEM» распространяется в формате «GeoTIFF» в географической системе координат (широта/долгота) и разрешением 1 угловая секунда (примерно 30 метров).
Система координат данных «WGS84/EGM96» (www.gis-lab.info/qa/aster gdem.html).
Построение поверхности поднятия территории, произошедшего в течение заданного временного интервала, осуществляется в программе «Surfer» методом интерполяции данных, полученных при изучении перемещения береговой линии. К этим данным относятся модельные кривые перемещения береговой линии моря, диаграммы релятивных линий поднятия, данные радиоуглеродного датирования донных отложений из озерных котловин, раковин моллюсков, торфа, археологических памятников. Результатом интерполяции является поверхность, каждая точка которой показывает, на какую величину произошло поднятие территории в течение заданного промежутка времени. Далее с помощью модуля трехмерного анализа программы «MapInfo» – «Vertical Mapper» (или программы Global Mapper) из модели современной поверхности земли вычитается поверхность поднятия территории (рис. 3.2). В итоге получается высотная модель земной поверхности, которая отражает положение береговой линии и рельеф в заданный временной интервал.
Характеристика озерных котловин, лито- и биостратиграфия осадков
В долине р. Тулома были исследованы озерные котловины, расположенные на высотных отметках от 27 до 93 м н.у.м. (рис. 4.1Б). Площади поверхности исследованных озер варьируют от 0.01 до 1.4 км2. Глубина озер меняется от 2.5 до 8.8 м. Пороги их стока представлены коренными породами или мореной.
Озеро 1 (безымянное) с высотой порога стока 27 м н.у.м. (рис. 4.1Б, N6846 E3227 ) имеет округлую форму, залесённые берега. Его площадь – 0.01 км2, глубина 8.8–9.0 м. Озеро непроточное, находится в замкнутой впадине, поэтому положение порога стока оценивалось в соответствии с положением в рельефе участка наиболее низкого борта этой впадины. В разрезе установлены (здесь и далее описание снизу-вверх, глубина от поверхности воды) (рис. 4.2):
- слой 1 (9.70–9.38 м) – глина серая, слоистая, мощность слойков от 1 до 7 мм, переход в вышележащий слой постепенный;
- слой 2 (9.38–9.27 м) – гиттия коричневая с красноватым оттенком, слоистая, с единичными макроостатками растений, в базальной части с минеральными частицами, переходы в вышележащие осадки постепенный;
- слой 3 (9.27–8.80 м) – гиттия коричневая, с макроостатками растений.
В осадках выявлено 105 таксонов диатомовых водорослей. В глинах базальной части разреза (слой 1, глубина 9.70–9.38 м) концентрация диатомей низкая, максимальных значений она достигает в коричневой гиттии верхней части разреза (слой 3, глубина 9.27–8.80 м) (рис. 4.3). При этом в глинах слоя 1 в составе диатомового комплекса доминируют мезогалобы и галофилы, есть полигалобы. Мезогалобы представлены в основном донными видами Diploneis didyma, D. interrupta, D. smithii, Rhabdonema arcuatum, Rh. minutum и др. и обрастателями Cocconeis scutellum, Mastogloia elliptica, M. smithii и др. Среди галофилов массово встречены эпифиты Fragilariforma virescens var. subsalina, Staurosirella pinnata, Tabularia fasciculata, обнаружены и виды - олигогалобы, которые в сумме составляют 6 – 14%. Полигалобы (5 – 11%) представлены Cocconeis costata, C. stauroneiformis, Grammatophora marina и др. Состав диатомовой флоры (рис. 4.3) свидетельствует, что накопление глин происходило в солоноватоводном бассейне.
Для нижней части интервала со слоистой гиттией (слой 2, глубина 9.38–9.27 м) характерно увеличение мезогалобных видов до 87.5% в основном за счет Paralia sulcata (рис. 4.3), широко распространенного на литорали морей. Вверх по разрезу отмечено заметное уменьшение содержания полигалобов до 0.3 – 2.0% и мезогалобов до 4.0%, а численный состав галофилов увеличивается до 60%. В верхней части слоя 2 полигалобы не обнаружены. Среди галофилов доминируют два вида Fragilariforma virescens var. subsalina и Staurosirella pinnata (рис. 4.3). Кроме того, в составе диатомового комплекса наблюдается увеличение содержания типичных пресноводных видов – индифферентов и галофобов.
Неслоистая гиттия (слой 3, глубина 9.27–8.80 м) накапливалась в пресноводном водоеме. Здесь в составе диатомовой флоры абсолютное господство принадлежит олигогалобам. Обнаружены створки галофила Fragilariforma virescens var. Subsalina, процентное содержание которого уменьшается вверх по разрезу до 1.5%. Количество галофобов увеличивается до 77%, которые представлены перифитонными видами рода Eunotia, донными Brachysira brebissonii, Frustulia rhomboides, видами рода Pinnularia и др. Содержание индифферентных диатомей, среди которых доминирует Aulacoseira distans, варьирует от 8 до 38% (рис. 4.3).
В разрезе донных отложений озерной котловины по литологическим и диатомовым данным установлены следующие фации осадков: морская (слой 1), переходная (слой 2) и пресноводного озера (слой 3). Характер диатомовой флоры (рис. 4.3) указывает на постепенное опреснение бассейна при накоплении осадков слоя 2 (слоистой гиттии, глубина 9.38–9.27 м). Датировка, выполненная по осадкам слоя 2, указывает на время изоляции озерной котловины от морского бассейна, которое произошло 4660±50 14C лет т.н. (5464-5317 л.н. (кал.)).
Озеро 2 (Угольное) с высотой порога стока 72 м н.у.м. (рис. 4.1Б, N6848 E3245 ) округлой формы, площадью 0.065 км2 и глубиной 3–3.5 м. Сток из озера происходит через небольшой ручей. Последовательность донных отложений представлена (рис. 4.2):
- слой 1 (5.50–5.38 м) – глина серая, неслоистая;
- слой 2 (5.38–5.18 м) – алеврит с гравием и песком, неяснослоистым;
- слой 3 (5.18–5.04 м) – глина серая, слоистая (ленточная глина);
- слой 4 (5.04–4.95 м) – алевритистая гиттия светло-коричневого цвета, с муаровыми текстурами на глубине 5.04–4.98 м;
- слой 5 (4.95–3.50 м) – гиттия коричневая, неслоистая.
При изучении диатомовой флоры в глине (слой 1, глубина 5.50–5.38 м) и в алеврите c песком (слой 2, глубина 5.38–5.18 м) установлено незначительное количество диатомовых створок плохой сохранности, представленных преимущественно галофилом Diploneis ovalis var. oblongella (рис. 4.4).
В залегающих выше ленточных глинах (слой 3, глубина 5.18–5.04 м) диатомеи отсутствуют. В интервале алевритистой гиттии (слой 4, глубина 5.04– 4.95 м) установлена бедная по численности и не очень разнообразная в качественном отношении диатомовая флора, в которой преобладают галофилы Navicula rhynchocephala, Gyrosigma acuminatum et var. gallica и индифференты Pinnularia interrupta, Stauroneis anceps Ehr. et var. gracilis (рис. 4.4). Выше по разрезу количество диатомовых створок значительно увеличивается, главным образом за счет галофила Staurosirella pinnata (до 50 %) и индифферентных видов рода Fragilaria. Отмечено и увеличение галофобов, в основном за счет Tabellaria flocculosa (рис. 4.4).
Характер диатомовой флоры, ее изменение вверх по разрезу (рис. 4.4) может свидетельствовать о том, что седиментация в котловине сначала происходила в приледниковых условиях, что обусловило обедненный состав и плохую сохранность диатомей в слоях 1, 2 и 3 (фация осадков приледникового водоема). Далее происходило некоторое осолонение водного бассейна, т.к. в осадках слоя 4 увеличивается содержание галофильных видов. Повышенное содержание галофилов (до 50%) в гиттии (нижняя часть слоя 5) позволяет предполагать, что во время формирования соответствующих отложений данное озеро находилось вблизи верхней морской границы. По данным радиоуглеродного датирования осадков нижней части слоя 5 (гиттия), примерно 9657±67 14C лет т.н. (11190-10814 л.н. (кал.)) произошло отделение котловины оз. Угольное от осолоненного бассейна, стали формироваться осадки фации пресноводного озера.
Озеро 3 (безымянное) с высотой порога стока 77 м н.у.м. (рис. 4.1Б, N6851 E3241 ) проточное, имеет округлую вытянутую форму и заболоченные берега. Сток из озера осуществляется через неглубокий (0.2–0.3 м) ручей, дно которого сложено мореной. Площадь озера 0.05 км2, глубина воды – 2.8 м. Разрез донных отложений представлен следующими интервалами (рис. 4.2):
- слой 1 (6.05–5.33 м) – глина серая, неслоистая, на глубине 5.90–5.80 м с черными прослойками органики, содержит единичный гравий, переход в вышележащий слой резкий, неровный;
- слой 2 (5.33–5.21 м) – алевритистая гиттия серовато-коричневая, неслоистая, переход в вышележащий слой постепенный;
- слой 3 (5.21–2.8 м) – гиттия коричневая, светло-коричневая, неслоистая, с единичными макроостатками растений, до глубины 4.30 м с минеральными частицами.
Реконструкция поднятия земной поверхности в районе долины р. Тулома и Кольского залива
Особенности тектонического перемещения земной поверхности прослежено по положению поднятых береговых форм вдоль линии В–В от пос. Верхнетуломский до мыса Лодейный в Кольском заливе Баренцева моря (рис. 5.1А). Они отражены в модельной реконструкции линий поднятия и представлены в виде диаграммы (рис. 5.2). Относительное поднятие поверхности на диаграмме показано одновозрастными линиями, каждая из которых отражает положение береговой линии моря относительно современного его уровня в определенный момент времени. Модельные построения и экстраполяции выполнялись на основе новых литологических и диатомовых данных, представленных в главе 4, данных радиоуглеродного датирования (табл. 5.1), а также данных изучения береговых форм рельефа, приведенных в работах Г.И. Горецкого (1941), М.А. Лавровой (1947; 1960), А.А. Никонова (1964), Б.И. Кошечкина (1979).
Следует отметить, что данные радиоуглеродного датирования, полученные для донных осадков из котловин озер, отражают возраст береговой линии моря в то время, когда она находилась на уровне порога стока из котловины озера. Датировки раковинного материала из осадков, слагающих террасы, соответствуют времени, когда береговая линия моря находилась выше их современных высотных отметок. Начало биогенной седиментации в котловинах озер имело место уже вне морского бассейна. В двух последних случаях требуются соответствующие поправки для определения возраста береговой линии моря.
Каждая линия на диаграмме (рис. 5.2) отражает положение морской границы и тем самым показывает амплитуду поднятия земной поверхности относительно современного уровня моря за определенный промежуток времени.
Положение на диаграмме линии поднятия земной коры, соответствующей возрасту 10000 14C лет т.н. (или 12000 л.н. (кал.) на диаграмме, построенной по калиброванным данным), в верховье долины р. Тулома определялось по данным, полученным при изучении донных отложений из котловины оз. Раут (озеро 5 в разделе 4.1.2; 1 на рис. 5.1В и в табл. 5.1). Береговая линия моря находилась на уровне порога стока из этого озера 10622±60 14C лет т.н. (12669-12557 л.н. (кал.)), когда в его котловине при регрессии позднеледникового моря уже накапливались глины с органикой, на что указывают представленные диатомовые данные (рис. 4.7). Полученные данные по перемещению береговой линии Баренцева моря (Snyder et al., 1997; Corner et al., 1999; 2001; Romundset et al., 2011), Балтийского моря (Berglund, 2004; Linden et al., 2006; Rosentau et al., 2013), Норвежского моря (Hafsten, 1983; Kjemperud, 1986; Svendsen, Mangerud, 1987), Северного моря (Kaland et al., 1984; Lohne et al., 2004; 2007; Romundset et al., 2010), Белого моря (Колька и др., 2013а; 2013б, 2015 и др.) указывают на то, что в конце позднего плейстоцена в пределах Фенноскандии развивалась позднеледниковая морская трансгрессия, которая примерно 10000 14C лет т.н. (11500-11700 л.н. (кал.)) сменилась регрессией. В зависимости от положения района исследования относительно центра оледенения на графиках перемещения береговой линии моря в интервале времени 10500–10000 14C лет т.н. (12500-11500 л.н. (кал.)) позднеледниковая трансгрессия проявлялась по-разному. По периферии максимального распространения последнего ледникового покрова в это время происходит интенсивное поднятие уровня моря (Rosentau et al., 2013).
По направлению к центру оледенения интенсивность трансгрессии береговой линии моря уменьшается. Так во временном интервале 10500–10000 14C лет т.н. (12500-11500 л.н. (кал.)) в некоторых районах Норвегии (Kaland et al., 1984; Svendsen, Mangerud, 1987; Lohne et al., 2004; 2007) отмечалось долгое стояние береговой линии моря на одном высотном уровне. В районах, наиболее близких к центру оледенения, трансгрессивная фаза вообще не отмечается, здесь с самого начала освобождения территории ото льда происходит регрессия береговой линии моря (Berglund, 2004; Linden et al., 2006). Принимая это во внимание, можно предположить, что в районе пос. Верхнетуломский во временном интервале 10500–10000 14C лет т.н. (12500-11500 л.н. (кал.)) граница морского бассейна либо находилась долгое время на одном уровне, либо с незначительной скоростью происходила регрессия. Модельная линия поднятия с возрастом 10000 14C лет т.н. (12000 л.н. (кал.)) (рис. 5.2) проведена здесь ниже порога стока из котловины оз. Раут (озеро 5 в разделе 4.1.2; пункт 1 на рис. 5.1В и в табл. 5.1) примерно на отметке 90 м н.у.м.. Именно на этой высоте в верховьях долины р. Тулома находятся абразионные уступы, описанные М.А. Лавровой (1947). В районе пос. Мурмаши, судя по данным изучения оз. Медвежье (озеро 4 в разделе 4.2.2; пункт 2 на рис. 5.1В и в табл. 5.1), граница моря не поднималась выше отметки 92 м н.у.м., но наличие большого количества галофильных видов диатомовых водорослей в разрезе донных осадков из этой котловины позволяет говорить, что в определенный момент времени морская граница находилась немного ниже, чем порог стока из озера. Радиоуглеродная датировка 9480±100 14C лет т.н. (11079-10573 л.н. (кал.)) (пункт 2 в табл. 5.1), полученная по осадкам этого озера, соответствует началу биогенного осадконакопления в пресноводных условиях, когда морская граница была ниже порога стока из озера. В районе г. Полярный линия поднятия 10000 14C лет т.н. (или 12000 л.н. (кал.)) в соответствии с кривой перемещения относительного уровня моря (Corner et al., 2001) проведена на отметке около 75 м н.у.м. (рис. 5.2).
Для реконструкции линии поднятия возрастом 9500 14C лет (11000 л.н. (кал.)) использовались данные, полученные при изучении донных отложений оз. Угольне с отметкой 72.0 м н.у.м. (озеро 2 в разделе 4.1.2; пункт 4 на рис. 5.1В и в табл. 5.1) и безымянного озера с отметкой 77.0 м н.у.м. (озеро 3 в разделе 4.1.2; пункт 3 на рис. 5.1В и в табл. 5.1). Полученные данные позволили установить, что береговая линия моря в данной части Туломской депрессии точно опустилась ниже 77.0 м н.у.м. раньше, чем 9020±110 14C лет т.н. (10273-9919 л.н. (кал.)) (см. раздел 4.1.2). Около 9657±67 14C лет т.н. (11190-10814 л.н. (кал.)) уровень солоноватоводного бассейна, существовавшего в Туломской депрессии, находился уже на высотной отметке 72.0 м н.у.м. (см. глава 4.1.2). Учитывая скорость регрессии береговой линии (24–28 мм/год) в интервале времени 10000– 9500 14C лет т.н. в районах г. Полярный (Corner et al., 2001) и г. Никель (Corner et al., 1999), можно рассчитать положение линии поднятия земной поверхности возрастом 9500 14C лет (11000 л.н. (кал.)). Таким образом, в районе пос. Мурмаши эта линия на диаграмме (рис. 5.2) проведена на высотных отметках примерно 67.0–69.0 м н.у.м. (рис. 5.2). При ее реконструкции для районов, расположенных выше по долине р. Тулома, использованы датировки террасы, выполненные по раковинам морских моллюсков (пункты 7, 8 и 16 на рис. 5.1В и в табл.5.1), которые указывают, что 9 500 14C лет т.н. (11000 л.н. (кал.)) морской бассейн достигал здесь современных отметок 60.0 м н.у.м. и выше. Исходя из наличия отчетливых береговых образований на отметках 75.0 м н.у.м. (Лаврова, 1949), на этой высоте проведена линия относительного поднятия с возрастом 950014C лет (11000 л.н. (кал.)) (рис. 5.2) в районе порога Кривец (рис. 5.1В). В районе г. Полярный линия относительного поднятия с возрастом 9500 14C лет (11000 л.н. (кал.)) проведена на отметках 57.0 м н.у.м. (рис. 5.2) на основании графика относительного перемещения береговой линии моря (Corner et al., 2001).
В долине р. Тулома датировка 4660±50 14C лет т.н. (5464-5317 л.н. (кал.)) для осадков из котловины озера с высотной отметкой 27.0 м н.у.м. (озеро 1 в разделе 4.1.2; пункт 13 на рис. 5.1В и в табл. 5.1) может считаться хронологическим репером и позволяет уточнить положение линий для временных интервалов 4 000 и 5 000 14C лет т.н., или линий с возрастом 5000 и 6000 л.н. (кал.) на диаграмме, построенной по калиброванным данным. Учитывая среднюю скорость перемещения береговой линии на побережье (Corner et al., 2001), оцененную для этого интервала времени в 5–6 мм/год, было вычислено положение линии относительного поднятия с возрастом 5 000 14С лет т.н. (6000 л.н. (кал.)). При этом было сделано допущение, что скорость поднятия земной поверхности в районе устья р. Керч была не менее 5–6 мм/год. При куполообразном гляциоизостатическом воздымании поверхности скорость поднятия в районах, расположенных ближе к центру оледенения, возрастает. Поэтому можно предположить, что в районе устья р. Керч, расположенном на 60 км юго-западнее устья Кольского залива, т.е. ближе к центру оледенения, скорость поднятия поверхности была выше, чем в районе г. Полярный. Анализ ранее опубликованной литературы (Лаврова, 1947) позволил определить наличие береговых форм в этом районе на отметках примерно 30.0–31.0 м н.у.м. Если допустить, что эти формы соотносятся с линией возрастом 5000 14С лет т.н. (6000 л.н. (кал.)), можно вычислить скорость поднятия земной поверхности. Она составили в этом месте в это время 8 мм/год. Используя эту величину скорости поднятия территории, мы можем вычислить высотное положение линий относительного поднятия с возрастом 4000 и 6 000 14С лет т.н. (или 5000 и 7000 л.н. (кал.) на диаграмме, построенной по калиброванным данным) в районе р. Керч. Они составили 22.0 и 38.0 м н.у.м., соответственно (рис. 5.2). В районе пос. Верхнетуломский линии относительного поднятия с возрастом 4000, 5000 и 6000 14С лет т.н. (5000, 6000 и 7000 л.н. (кал.)) экстраполированы на высотных отметках 28.0, 36.0 и 42.0 м н.у.м., соответственно (рис. 5.2).