Coastal dunes of the maida river esturary area (zimniy coast of the white sea): structure and history of development

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Прибрежные дюны – динамичные формы рельефа, характерные для песчаных берегов. Они реагируют на изменения относительного уровня моря (ОУМ) и конфигурации берега, режима ветров и баланса наносов в береговой зоне (БЗ) [11, 26].

По отношению к основному источнику питания – наносам БЗ, выделяют “первичные” и “вторичные” дюны [38]. “Первичные дюны”, в том числе авандюны, возникают в тыловой части пляжей под действием ветропесчаного потока¹. “Вторичные дюны” – “дюны-каннибалы”, они возникают и развиваются за счет перевеивания “первичных” эоловых форм [31]. Реликтовые авандюны и их серии образуются в условиях достаточного запаса наносов при проградации береговой линии (БЛ) и маркируют ее положение [4, 30, 38]. После потери непосредственной литодинамической связи с БЗ древние авандюны (“приморские дюнные валы” [4]) могут развиваться как “вторичные” дюны, в том числе становиться подвижными [29, 30]. На берегах абразионного типа пески, вынесенные с пляжей, образуют “дюны на береговых уступах” (cliff-top dunes) [26]. Реконструкция хронологии и условий образования, стабилизации и реактивации дюн разных типов остается актуальным вопросом как для берегов Мирового океана в целом, так и для отдельных регионов [28]. В частности, недостаточно данных о прибрежных дюнах Арктики и Субарктики [37], в том числе Белого моря (см. обзор [18]).

Для прибрежных дюн высоких широт характерны небольшие размеры и преобладание форм, способных существовать в условиях умеренного запаса песчаных наносов, связанного с длительной сезонной блокировкой берега [37]. На берегах Белого моря запасы наносов лимитированы также “наследием” последнего оледенения. Со времени дегляциации до наших дней берега формируются в основном на ледниковом субстрате, относительно устойчивом к размыву и бедном песками [5, 20]. На западе региона глубокой переработке морены и накоплению в БЗ наносов препятствовало быстрое (от 35–100 в раннем до 3–5 мм/год в позднем голоцене) понижение ОУМ [13]. Поэтому важным источником питания беломорских берегов и прибрежных дюн считают речной сток [16]. Анализ пространственного положения голоценовых дюн показал, что значительная их часть сформировалась за счет наносов, поступавших от размыва берегов и дна. Дюны развиты на востоке региона, где средняя скорость понижения ОУМ не превышала 3 мм/год [18], а тренды его изменения включают периоды подъема и/или стабилизации [25]. В результате в БЗ смогли накопиться запасы песка, достаточные для образования дюн. Вместе с тем, трансгрессивные дюнные поля (transgressive dunefields) и комплексы древних авандюн (foredune plains), существование которых говорит о бо́льших запасах наносов [31], приурочены к устьям рек, в том числе р. Майды [18]. Изучение таких форм позволяет пополнить представления о морфодинамике и источниках питания прибрежных дюн Белого моря и высоких широт в целом.

Цель исследования – реконструкция истории и условий развития прибрежных дюн устьевой области р. Майды в голоцене. Мы рассматриваем дюны Майды как часть морфодинамической системы северо-восточных берегов пролива Горло.

РАЙОН ИССЛЕДОВАНИЯ

Район исследования охватывает северо-восточное побережье пролива от устья р. Майды до м. Воронов (рис. 1). Между устьями рек Майды и Кедовки берег ориентирован с ЮЮЗ на ССВ и почти прямолинеен, затем поворачивает на ВСВ, а от м. Воронов – на ЮВ. Устья рек представляют собой эстуарии с приустьевыми косами. Крупнейшая из них – коса на правом (северном) берегу р. Майды, имеет длину ~3 км при ширине до 1 км.

 

Рис. 1. Положение участка исследований (I), гидрометеорологические условия развития (II) и динамика северо-восточных берегов пролива Горло (III). Условные обозначения: (II). Направления сильных (≥5 м/с) ветров и распределение высоты волн по направлениям (ГМС Моржовец) [2]. (III). Типы берегов: 1–6 – Созданные волновыми процессами: Абразионно-оползневые с уступами размыва в суглинках, алевритах и песках позднего неоплейстоцена: 1 – с активным уступом; 2 – то же с дюнами на бровке уступа; 3 – с отмершим уступом и примкнувшими песчаными террасами; 4 – то же с дюнами на бровке уступа; 5 – Абразионные и абразионно-аккумулятивные с уступом размыва в песчаных отложениях голоценовых кос и авандюн; 6 – Аккумулятивные; 7–9 – Созданные приливными и русловыми процессами: 7 – эрозионные, 8 – эрозионно-аккумулятивные, 9 – аккумулятивные осушные; 10 – участки размыва береговых аккумулятивных форм. Элементы морфодинамики берегов: Потоки наносов: 11 – вдольбереговые, 12 – поперечные; 13 – скорость отступания береговых уступов за 1963–2021 гг. (м/год); 14 – объем твердого стока рек и ручьев (тыс. м3/год) [3]; 15 – направления ветров, благоприятных для выноса песков из БЗ. Гранулометрический состав донных осадков [1, 9]: 16 – песок мелко- и разнозернистый, 17 – песок, гравий и галька, 18 – галька, гравий и валуны[2]. Прочие обозначения: 19 – изобаты [1, 9]. Белый контур – участок детальных работ. Картографическая основа – (I) [12], (III) – изображение Landsat 7 ETM+ (03.09.2021 г.).

 

На побережье развиты заболоченные полого-грядовые и полого-холмистые ледниковые (20–35 м) и плоские озерно-ледниковые (~ 10–20 м н. у. м.) равнины, сформировавшиеся во время последнего оледенения [1, 9]. К перекрывающим их торфяникам приурочены острова многолетнемерзлых пород со среднегодовой температурой +2 – –0.5°C [6]. В береговых уступах под ледниковыми валунными суглинками мощностью до 20 м вскрываются пески, алевриты и глины позднего неоплейстоцена различного генезиса [10, 32]. Ледниково-озерные отложения также часто представлены песками. Отложения позднеледниковой трансгрессии (пески, алевриты и глины) выделены в районе м. Воронов на высотах ≤10 м н. у. м. Голоценовые морские осадки на суше не имеют широкого распространения [1, 9].

На дне пролива, на глубинах до 20 м, берег окаймлен бенчем, выработанным в валунных суглинках [16, 21]. Он формировался с начала голоценовой трансгрессии из-за отступания берегов, средняя скорость которого в районе м. Воронов оценивается в ~1.6 м/год [16]. На бенче сохранились сглаженные ледниковые гряды, прикрытые тонким чехлом песков, а к северу от м. Воронов – более грубыми осадками (рис. 1.III).

Современные колебания уровня моря зависят от режима приливов, нагонов и сгонов. Величина сизигийного прилива изменяется с ЮЗ на СВ от ~3 до ~6 м [42]. Высота нагонов редкой повторяемости составляет 3–4 м, а сгонов – 2.5–3.5 м [7].

Режим ветров благоприятен для выноса песков из БЗ. По данным ГМС Моржовец, в течение года преобладают ЮЗ (17%) ветры; доля ветров остальных румбов – 10–12% [2]. Ветры скоростью ≥5 м/c, способные переносить пески [19], дуют в ~58% случаев в год, чаще всего с ЮЗ (12%), Ю и З (по 8%), доля С и СЗ ветров – по 6% (рис. 1.II).

Наиболее высокие и сильные волны приходят в Горло с С и СЗ, из Баренцева моря [33]. Это определяет генеральные потоки наносов – к ЮЗ и ЮВ от м. Воронов [3, 16]. Направление подхода высоких волн к берегу близко к розе ветров (рис. 1.II). Нижняя граница подводного берегового склона (ПБС) находится на глубинах ~5 м. Припай блокирует берег от воздействия волн ~4 месяцев в году [7]. Однако, в условиях значительных колебаний уровня и сильных ветров, осушка часто свободна ото льда, поэтому вынос песков из БЗ возможен также в зимнее время [17].

Таким образом, геологические и гидрометеорологические условия определяют высокую интенсивность береговых и эоловых процессов. Мы изучили тенденции морфодинамики берегов в последние десятилетия и в позднем голоцене.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Исследование организовано по полимасштабному принципу – на участке от м. Воронов до р. Майды (рис. 1) изучена морфодинамика современных берегов, в устье реки (рис. 2) реконструирована также история развития прибрежного рельефа в голоцене.

 

Рис. 2. Фактический материал. Условные обозначения: 1–2 – разрезы и скважины (отложения: 1 – описаны, 2 – датированы, выполнен диатомовый анализ); 3 – точки георадиолокационного зондирования; 4 – георадарные профили (цифра – номер, черная стрелка – направление движения), 5 – профили ГНСС-съемки; 6 – участок съемки беспилотным летательным аппаратом. Голубым цветом показана изолиния 0 м (Балтийская система нормальных высот).

 

Морфодинамика берегов от м. Воронов до устья р. Майды изучена в ходе полевых маршрутов (июль 2021 г.) и визуального дешифрирования космических снимков (КС) за 1963–2021 гг., доступных на открытых интернет-ресурсах (EarthExplorer, Google Earth Pro, Maxar, SAS Planet). Комплект КС включал изображения Corona (19.07.1963 г.) и Maxar (22.07.2018 г. и 02.05.2020 г.) с пространственным разрешением (ПР) 0.6–0.9 м, и изображение Landsat 7 ETM+ (03.09.2021 г.; ПР – 15 м). Это позволило оценить смещение береговых уступов за ~57 лет. Дешифрирование выполнено в открытом ПО QGIS3.30.1 и заверено данными полевых работ и топографических карт (1967–1987 гг.). Объем наносов, поступающих в БЗ с береговых уступов, оценен, исходя из их средней высоты и скорости отступания, а наносов, поступающих с речным стоком – по [3]. В основу типизации берегов положена генетическая классификация [15]. При характеристике прибрежных дюн использована терминология [26, 30, 38] (рис. 1.III).

В устье р. Майды проведены ГНСС-съeмка², аэрофотосъемка беспилотным летательным аппаратом и георадарное профилирование. Отложения изучены методами литологического описания разрезов, ¹⁴С датирования и диатомового анализа (рис. 2).

ГНСС-съемка выполнена с помощью комплекта геодезических приемников PrinCe i50 (база и ровер) в режиме RTK, что обеспечивает плановую и высотную точность 0.02 м и 0.03 м соответственно. Съемка проведена по профилям, в том числе одновременно с георадарным профилированием. Получены также данные о положении разрезов. По данным ГНСС-съемки и крупномасштабных топографических и батиметрических карт в ПО QGIS3.30.1. составлена цифровая модель рельефа (ЦМР) устьевой области р. Майды (рис. 2). ЦМР приведена к Балтийской системе нормальных высот.

Аэрофотосъемка проведена квадрокоптером DJI Phantom 4 Pro v2.0. на участке вблизи корня косы. Съемка выполнена с высоты 70 м, перекрытие между снимками – не менее 70% от их площади. Обработка снимков и построение цифровой модели местности (ЦММ) проведены в ПО Agisoft Metashape Pro v.1.5.1. Для повышения качества привязки и уменьшения внутренних погрешностей ЦММ введены координаты наземных маркеров, полученные при ГНСС-съемке. Плановое смещение и искажение высот ЦММ не превышают первых дециметров.

Георадиолокационные исследования выполнены при помощи георадара ОКО 2 с антенными блоками 150 и 400 МГц по 9 профилям. Для определения относительной диэлектрической проницаемости (ε) среды проведено вертикальное зондирование. Оно выполнено методом общей серединной точки с помощью приемника и передатчика антенного блока 150 МГц. Обработка радарограмм проведена в ПО GeoScan 32. Значения ε выбраны по данным вертикального зондирования, методом подбора кривых для гиперболических отражений или по табличным значениям [22]. Значения высоты введены по данным ГНСС-съемки. При геологической интерпретации радарограмм выделены георадиолокационные комплексы (ГК) – интервалы разреза с близкими диэлектрическими свойствами и волновой картиной. Границы ГК и отдельных слоев выделялись по осям синфазности отраженных волн. Шкала глубин пересчитывалась для каждого комплекса согласно значениям ε. Результаты геологической интерпретации заверены разрезами.

Литологическое описание эоловых, прибрежно-морских и озерно-болотных отложений выполнено для 9 разрезов и кернов 2 скважин ручного бурения (247, 248 на рис. 2). Бурение выполнено с помощью русского торфяного бура (диаметр 5 см, длина керна 1 м). Аналитические исследования проведены для отложений из 3 разрезов (рис. 2).

Радиоуглеродное датирование 10 образцов проведено в Лаборатории геоморфологических и палеогеографических исследований полярных регионов и Мирового океана (СПбГУ). Калибровка радиоуглеродных дат выполнена в программе CALIB REV 8.2 [40]. Даты из образцов отложений, накопившихся, по данным диатомового анализа, в субаэральных условиях, были калиброваны по калибровочной кривой IntCal20 [36], а даты из образцов, содержащих морские диатомеи, – по кривой MARINE20 [36].

Диатомовый анализ выполнен для 83 образцов, отобранных из разрезов 247 (32 образца), 249 (28 образцов) и 260 (23 образца). Отбор проводился с интервалом 10 см, а вблизи литологических границ – 2 см. Препараты были исследованы на световом микроскопе Axiostar plus (Carl Zeiss) с увеличением х400 для оценки количества и видового состава диатомей.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Строение и современная динамика северо-восточных берегов пролива Горло

На СВ пролива Горло преобладают абразионно-оползневые берега с уступами размыва высотой 10–35 м, выработанными в валунных суглинках и песчано-глинистых отложениях позднего неоплейстоцена. Уступы преимущественно активны (1, 2 на рис. 1.III), осложнены стенками срыва оползней, оползневыми блоками и потоками, спускающимися на узкие (≤10 м) пляжи. В 1963–2021 гг. бровки уступов отступали в районе м. Воронов со средней скоростью 1–3.7 м/год, к юго-западу от него – 0.5–1 м/год (редко – до 1.5 м/год), а на вогнутом участке вблизи устья р. Майды – до 0.5–0.6 м/год. Берега с отмершими уступами размыва и примкнувшими низкими (2.2–2.5 м н. у. м.) террасами развиты вблизи перегибов БЛ и устьев водотоков (3, 4 на рис. 1.III). Террасы и пляжи (20–40 м) сложены мелко- и среднезернистыми наклонно слоистыми песками с гравием и галькой. Современные авандюны часто подвержены размыву (10 на рис. 1.III).

К ЮЗ от устья р. Кедовки и СВ от устья р. Майды на береговых уступах формируются дюны (2, 4 на рис. рис. 1.III). На быстро отступающих берегах они невысокие (1–2 м), вытянуты параллельно бровке уступа, образуют полосу шириной 40–300 м. На стабилизированных берегах полоса дюн шире (300–500 м), их высота больше (до 5 м), а морфология сложнее.

Абразионные и абразионно-аккумулятивные берега с уступами размыва в песках голоценовых кос и авандюн (5 на рис. 1.III) и аккумулятивные берега с песчаными пляжами шириной до 60 м (6 на рис. 1.III) развиты вблизи устьев водотоков. В 1963–2021 гг. первые отступали на 0.3–0.6 м/год, а вторые были стабильны или нарастали. В устье р. Майды берег выдвигался за счет роста приустьевых кос на 1.7–1.8 м/год (рис. 3).

 

Рис. 3. Рельеф побережья в районе устья р. Майды. Условные обозначения: Комплексы форм рельефа (цифры 1–9 на белом фоне): Ледникового, измененного эрозией и денудацией (поздненеоплейстоценового): 1 – грядовые и холмистые моренные равнины, 2 – останец моренного холма; Морского и аллювиально-морского (голоценового): 3 – аллювиально-морская терраса, 4–5 – приустьевые косы с береговыми валами и дюнами: 4 – северная, 5 – южная; 6 – лайды (марши), 7 – пляжи и современные косы, 8 – приливная осушка, 9 – авандельта р. Майды. Отдельные формы рельефа: 10 – береговые валы и косы, 11 – гребни дюн, 12 – отмершие абразионные и эрозионные уступы. Элементы морфодинамики: Направления: потоков наносов: 13 – вдольбереговых, 14 – поперечных; 15 – стокового течения р. Майды, 16 – приливных течений; 17 – русла ручьев, 18 – направления ветров, благоприятных для эолового выноса из береговой зоны; 19 – положение берегового уступа в июле 1963 г. (по КС Corona). Элементы внутреннего строения дюн и террас по данным георадарных исследований (см. рисунки 4, 5): 20 – выпуклые перегибы кровли морских и озерно-болотных отложений над выступами ледникового рельефа, 21 – направление падения слоев в морских отложениях, 22 – положение фрагментов древних дюн, погребенных под более молодыми эоловыми песками. Картографическая основа – изображение Maxar (22.07.2018 г.).

 

К ЮЗ от р. Кедовки на осушке и ПБС открытого берега присутствуют 1–2 береговых вала и косы. На правобережье р. Майды число валов увеличивается до 3–4 (рис. 3). Дистали кос, как правило, обращены на ЮЗ.

Берега эстуария р. Майды – эрозионные, эрозионно-аккумулятивные и аккумулятивные осушные (7–9 на рис. рис. 1.III). В устье реки левый берег отступал за счет размыва течениями на 0.5–1.4 м/год, а правый был преимущественно стабилен. На приустьевом взморье на КС (рисунки 1.III, 3) и ЦМР (рис. 2) до глубин 5–6 м прослеживается песчаная авандельта. Ее мористый край и подводные русла реки слабо отклонены к ЮЗ. В 1963–2021 гг. положение русел практически не изменилось.

Рельеф и голоценовые отложения в районе устья р. Майды

Рельеф и поверхностные отложения. Эстуарий отделен от ледниковой равнины уступами крутизной до 20° (рис. 3). На его днище выделяются два уровня с аллювиально-морским рельефом. Ниже ~2.2 м н. у. м. формируются современные осушки (–1.2–1.5 м н. у. м.) и лайда (1.5–2.2 м н. у. м), сложенные тонко- и мелкозернистым песком и алевритом. Невысокий эрозионный уступ, иногда подчеркнутый авандюнами (рис. 3, 4.I), отделяет лайду от плоской, заболоченной аллювиально-морской террасы (2.5–4.0 м н. у. м.), которая не затапливается в сизигийный прилив. Признаком более высокого положения ОУМ в прошлом может быть изменение морфологии ложбин, расчленяющих борта эстуария и склоны ледниковой равнины. Ниже 8–9 м н. у. м. днища ложбин широкие, плоские, а выше сужаются и становятся ступенчатыми (рис. 2). На морском берегу ложбины засыпаны эоловым песком (разрезы 247 и 260 на рис. 1).

Эстуарий отделен от моря приустьевыми косами. На левом берегу реки коса низкая (1.5–2.5 м н. у. м.), узкая (200–300 м) с невысокими береговыми валами и авандюной.

На правом берегу на поверхности косы (2–3.5 м н. у. м.) сформировался сложный комплекс береговых валов и крупных дюн (рис. 3). Дюны, как правило, сгруппированы в гряды, вытянутые вдоль современной БЛ или под острым углом к ней. Наиболее высокие и разнообразные по морфологии дюны развиты в тыловой части косы, примыкающей к аллювиально-морской террасе. На юго-востоке косы гряды дюн (до 22 м н. у. м.) имеют ЮЗ-СВ, ЮЮЗ-ССВ и субширотное простирание и, как правило, плотно закреплены растительностью (рис. 4.III). С запада к массиву задернованных дюн примыкает дюнная гряда (10–13 м н. у. м.) ЮЮЗ-ССВ простирания с перевеянным мористым и задернованным тыловым склоном. На севере она граничит с высокими (до 23 м н. у. м.), существенно перевеянными грядами дюн ЮЗ-СВ ориентировки. Мористее этой группы под небольшим углом к БЛ протягивается гряда высоких дюн (до 22 м н. у. м.), причленяющаяся к останцу моренного холма. Далее к морскому берегу, в центре и дистали косы, гряды дюн ниже (7–13 м н. у. м.), ориентированы под косым углом к БЛ или слабо изогнуты. Мористые склоны дюн перевеяны, а тыловые закреплены злаками (рис. 4.IV). Между дюнами видны фрагменты низких береговых валов и кос, сложенных разнозернистыми песками с гравием и галькой. Со стороны эстуария развиты авандюны (7–15 м н. у. м.), параллельные его берегу. В целом, за исключением существенно измененных дефляцией сегментов на востоке косы, сочетания дюнных гряд и береговых валов сохранили облик, характерный для древних береговых линий.

 

Рис. 4. Георадиолокационные профили через приустьевую косу правого берега р. Майды (I, II) и облик дюн в районе профилей (III, IV). Условные обозначения: 1 – границы георадиолокационных комплексов (ГК): ГК1 – эоловые пески, сухие (подкомплексы: (1*) – верхний, (1**) – нижний); ГК2 – морские пески, с включениями обломочного материала, влажные или засоленные (подкомплексы: (2*) – верхний, (2**) – нижний); 2 – выпуклый перегиб кровли ГК(2**); 3 – направление движения по профилям; 4 – уровень моря: (a) – в полную воду сизигии, (b) – в малую воду сизигии. Цифры на белом фоне см. рис. 3. Фото (III) – тыловая часть косы (профиль 7.1, 450–580 м; профиль 7.2, 0–150 м), фото (IV) – приморская часть косы (профиль 7.2, 800–950 м). Фото Т.Ю. Репкиной.

 

Строение отложений по данным георадарных исследований и описания разрезов. На георадарных профилях выделены четыре ГК (рис. 4, 5).

ГК(1) соответствует сухим эоловым пескам (ε – 4–9). По характеру волновой картины выделены 2 подкомплекса. Верхний (ГК(1*)) прослежен на всех профилях. На радарограммах видны слои, субпараллельные современной поверхности дюн. В разрезах D₁, D₂, 259, 366 (рис. 2) эоловые отложения представлены мелко-среднезернистыми слоистыми песками с прослоями практически не разложившихся корней растений. Мощность отдельных слоев 0.5–40 см. Нижний подкомплекс (ГК(1**)) выделен в основании дюн тыловой части косы и одной из прибрежных стабилизированных авандюн (рис. 4.I, II). Он отличается более сложной волновой картиной, неполным соответствием залегания слоев топографии современного рельефа и тяготеет к тыловым (подветренным) подножиям дюн. Отложения, сопоставленные с (ГК(1**)), не вскрыты.

Нижняя граница ГК(1) на всех профилях отчетлива. На приустьевой косе она выдержана по высоте и соответствует в разрезах 257 и 366 (рис. 2, 6.I) контакту горизонтально слоистых эоловых и наклонно слоистых морских песков с гравием и галькой (ГК(2*)). На профиле 10 (рис. 5.II), пройденном к СВ от корня косы вдоль бровки берегового уступа, граница приурочена к контакту эоловых песков и горизонтального переслаивания песков и алевритов с включениями гравия (мощность ~1.5 м). Последние залегают на валунных суглинках, в районе кровли которых сигнал исчезает.

С ГК(2) ассоциируются горизонтально и наклонно слоистые морские пески и алевриты с включениями обломочного материала (ε – 9–40). Он также разделен на два подкомплекса. Верхний (ГК(2*)), судя по значениям диэлектрической проницаемости, соответствует отложениям более сухим, песчаным, иногда со значительным количеством обломков. По рисунку волновой картины прослеживаются отдельные пачки и линзы. Изменение генерального направления падения слоев (к морю или к эстуарию) совпадает с положением гребней дюн (рис. 3). Отложения, сопоставленные с ГК(2*), представлены в разрезах 248, 257, 364–366 (рис. 2, 6.I) средне- и крупнозернистым, реже мелко-среднезернистым песком с гравием и/или галькой окатанности до 3–4 класса. Отложения, соотнесенные с нижним подкомплексом (ГК(2**)), по-видимому, более тонкие, влажные и/или засоленные. На основании значений диэлектрической проницаемости и характера волновой картины с ними условно сопоставлены пески и алевриты, залегающие на склонах моренного холма между эоловыми песками и валунными суглинками (рис. 5.II). Граница подкомплексов на профилях через приустьевую косу прослеживается в разной степени достоверно. В тыловой части косы она имеет облик отчетливого эрозионного контакта (рис. 4.I, 200–500 м профиля), а ближе к берегу моря не видна. В корне косы и вблизи ее контакта с аллювиально-морской террасой в кровле ГК(2**) зафиксированы выпуклые перегибы (например, рис. 4.I, 170–200 м профиля), что может быть связано с облеканием морскими отложениями выступов подстилающей поверхности.

ГК(3) и ГК(4) выделены в ложбине СЗ-ЮВ простирания с высотой днища 4–6 м н. у. м., которая отделяет моренный холм от ледниковой равнины (рис. 3, 5). На расстоянии до ~140 м от БЛ ложбина тампонирована дюной (рис. 5.I, III). Затем ее днище понижается до 3.5–4 м н. у. м. и переходит в аллювиально-морскую террасу. Отложения, выполняющие ложбину, изучены в разрезе 249 (4.4. м н. у. м.). Основание разреза находится на ~1 м ниже уровня сизигийного отлива (рис. 5.IV).

 

Рис. 5. Строение ложбины в тыловой части эстуария р. Майды: (I) – цифровая модель местности (ЦММ), поперечный (II) и продольный (III) георадарные профили через ложбину, (IV) – геологический разрез. Условные обозначения: 1 – линии георадарных профилей (цифра – номер), 2 – положение разреза 249; 3 – границы ГК: (1*) – эоловые пески, сухие, верхний подкомплекс; (2**) – песок и алеврит с включениями гальки, влажные; (3) – торф, песок, алеврит, влажные или мокрые; (4) – алеврит с песком и тонкими прослоями торфа, мокрый; 4 – выпуклый перегиб кровли ГК(4), 5 – направление движения по профилям; 6 – уровень моря: (a) – в полную воду сизигии, (b) – в малую воду сизигии; 7 – песок мелкозернистый с прослоями неразложившихся остатков растений, 8 – песок мелко- и тонкозернистый, 9 – переслаивание торфа и песка, 10 – торф с включениями песка и обломков ветвей деревьев, 11 – переслаивание торфа с включениями песка и алеврита, 12 – алеврит с разнозернистым песком и тонкими прослоями торфа, 13 – места отбора образцов на радиоуглеродное датирование (красная цифра – возраст, тыс. кал. л. н.). Цифры на белом фоне см. рис. 3. Белыми стрелками показано положение “дюн на береговых уступах”.

 

ГК(4) со значениями ε – 22–40 и тонкой слоистостью волновой картины выделен на днище ложбины. С ним сопоставлены алевриты с разнозернистым песком и прослоями торфа (175–255 см; 2.65–1.85 м н. у. м.). Мокрый торф и пески, залегающие вблизи уровня сизигийного отлива и ниже (255–305 см; 1.85–1.35 м н. у. м.), на георадарных профилях не видны. На продольном профиле (рис. 5.III) верхняя граница ГК(4) образует два “порога” на высотах ~ 1.7–1.8 и ~ 2.5–2.7 м н. у. м. Они разделяют ложбину на 3 части – южную, обращенную к аллювиально-морской террасе и эстуарию, центральную, наиболее глубокую, и северную, срезанную береговым уступом.

Отложения, соотнесенные с ГК(3), сглаживают неровности днища. Слои наклонены от моря (рис. 4.III), а в поперечном сечении залегают субгоризонтально (рис. 5.II). Судя по изображению на радарограмме, низы толщи обводнены или имеют более глинистый состав, что соответствует в разрезе берегового уступа тонкому переслаиванию мокрого опесчаненного торфа и алеврита (105–175 см; 3.35–2.65 м н. у. м.). Верхняя, более сухая и песчаная часть ГК(3), представлена переслаиванием торфа и гумусированных песков (82–105 см; 3.58–3.35 м н. у. м.), сменяющихся вверх по разрезу мелкозернистым песком с прослоями неразложившихся злаков (0–82 см; 3.58–4.40 м н. у. м.).

Хронология и условия накопления отложений. Радиоуглеродный возраст и видовой состав диатомей установлены для отложений ложбин, врезанных в береговые уступы вблизи корня приустьевой косы, и аллювиально-морской террасы (таблица, рис. 6.I).

 

Рис. 6. Обобщенные разрезы отложений (I) и последовательность развития рельефа приустьевой части эстуария р. Майды в голоцене (II). Условные обозначения: (I). Генезис и состав отложений: Эоловые: 1 – песок от мелко- до крупнозернистого, с включениями остатков растений и оторфованными прослоями; диатомеи пресноводные или отсутствуют. Болот и мелких пресноводных водоемов; диатомеи пресноводные или отсутствуют: 2 – переслаивание торфа и песка; 3 – торф, переслаивание торфа и алеврита; 4 – алеврит с разнозернистым песком и прослоями торфа. Приливно-отливной зоны: 5 – марша и приливных осушек; торф с алевритом и песком, алеврит, тонко- и мелкозернистый песок; комплекс морских и солоноватоводных диатомей. Прибрежно-морские: 6 – мелеющих водоемов с неустановленной соленостью и спокойными гидродинамическими условиями; алеврит и мелко-тонкозернистый песок с растительным детритом; диатомеи не обнаружены; 7 – заливов со спокойными гидродинамическими условиями; алеврит и тонкозернистый песок; комплекс морских диатомей; 8 – береговой зоны с активными гидродинамическими условиями; песок средне- и крупнозернистый, иногда с гравием и галькой, горизонтально или наклонно слоистый; 9 – возраст (тыс. кал. л. н.); 10 – эрозионный контакт, подчеркнутый криотурбированным горизонтом; 11 – уровень грунтовых вод; 12 – уровень моря: (a) – в полную воду сизигии, (b) – в малую воду сизигии. (II). Предполагаемое положение элементов рельефа во время максимума позднеледниковой трансгрессии: 13 – берега эстуария, 14 – отмели, приуроченные к выступам доголоценового рельефа и/или впоследствии размытые морем участки суши. Формы прибрежного рельефа, образовавшиеся в конце голоценовой трансгрессии (ранее ~3.7–3.0 тыс. кал. л. н.) и при понижении уровня до современного (позже ~3.0 тыс. кал. л. н.): 15 – наиболее древняя генерация дюн; 16–17 – авандюны, формировавшиеся из наносов, поступивших со стороны: 16 – моря (цифра – номер генерации), 17 – эстуария; 18–19 – положение береговой линии в полную воду: 18 – в интервале времени ~3.0–2.0 тыс. кал. л. н., предполагаемое: а) ~2.5 м н. у. м., б) ~2 м н. у. м.; 19 – современное (~1.5 м н. у. м.). Направления потоков наносов: 20 – вдольбереговых, 21 – поперечных, 22 – стокового течения р. Майды, 23 – генеральное направление ветров, сформировавших авандюны. Прочие обозначения: 24 – положение разрезов.

 

Таблица. Радиоуглеродный и калиброванный возраст отложений

№ пп	Геоморфологическое положение и номера разрезов/ скважин	Высота поверхности, м н. у. м.	Глубина отбора, м	Материал для датирования	Лабораторный индекс и номер	14С дата	Калиброванный возраст, лет*		Координаты, (широта; долгота, (градусы))
							(1)	Медиана
1	Ложбина на береговом уступе (разрез 260)	7.5	0.87–0.90	переслаивание песка и плохо разложившихся остатков растений	LU-10585	610 ± 100	541–657	600	66.355588; 41.951860
2			0.99–1.02	торф	LU-10586	830 ± 80	673–794	760
3			1.85–1.87	торф	LU-10587	8650 ± 80	9534–9703	9640
4	Ложбина на береговом уступе (разрез 249)	4.4	1.03–1.05	переслаивание торфа и песка	LU-10581	770 ± 60	663–732	700	66.358647; 41.957719
5			1.75–1.77	торф / алеврит	LU-10582	2900 ± 60	2957–3081	3040
6			2.55–2.57	алеврит с включением торфа / торф	LU-10584	3220 ± 60	3372–3483	3440
7			3.04–3.05	торф / песок	LU-10583	3440 ± 80	3613–3730	3700
8	Аллювиально-морская терраса в тылу приустьевой косы (скв. 247)	3.0	0.62–0.67	торф	LU-10943	2120 ± 70	1993–2154	2100	66.347397; 41.956216
9			0.69–0.74	торф / песок	LU-10580	2270 ± 110	2105–2372	2270
10			0.93–0.98	переслаивание торфа и алеврита	LU-10944	3340 ± 90	2874–3144	3010

* Даты, калиброванные по кривой MARINE20 [36], выделены жирным курсивом.

 

В ложбине с высотой днища 7.5 м н. у. м. (разрез 260) снизу вверх вскрыты три горизонта: 1. Регрессивная серия минеральных отложений, накопившихся ранее ~9.7 тыс. кал. л. н.: алеврит с включениями песка и тонкого растительного детрита (315–266 см), мелко-тонкозернистый песок (266–192 см), тонкозернистый песок с гравием, галькой и тонким растительным детритом (192–187 см; ~5.6 м н. у. м.). Верхняя часть горизонта криотурбирована. Отложения не содержат кремниевых микрофоссилий. 2. Торф буро-коричневый плотный с обломками ветвей деревьев (99–187 см; ~9.7–0.8 тыс. кал. л. н.). Низы торфа не содержат диатомей, выше 145 см появляются пресноводные (болотные) виды диатомей из родов Pinnularia и Eunotia. 3. Эоловые пески с тонкими прослоями неразложившихся растительных остатков и торфа (0–99 см; позже ~0.8 тыс. кал. л. н.). Пески содержат те же виды диатомей. Для одного из прослоев торфа, фиксирующих время ослабления выноса песка из БЗ, получена дата ~0.6 тыс. кал. л. н.

В ложбине с высотой днища 4.4 м (разрез 249, рисунки 4, 6.I) эоловые пески с остатками растений и тонкими прослоями торфа (0–105 см) накопились позже ~0.7 тыс. кал. л. н. Ранее здесь чередовались этапы накопления преимущественно органогенных (105–175 см, ~3.0–0.7 тыс. кал. л. н.; 255–305 см, ~3.7–3.4 тыс. кал. л. н.) и минеральных (175–255 см, ~3.4–3.0 тыс. кал. л. н.; 305–310 см, ранее ~3.7 тыс. кал. л. н.) отложений. Залегающие в основании разреза пески (305–310 см) не содержат кремниевых микрофоссилий. Выше в нескольких горизонтах (254–290, 190–212 и 70–92 см) отмечены пресноводные (болотные) виды диатомей из родов Pinnularia и Eunotia.

В отложениях аллювиально-морской террасы (скважина 247; устье 3.0 м н. у. м.) зафиксирован постепенный переход от морских к пресноводным обстановкам накопления осадков. В низах разреза (121–355 см) алеврит и тонкозернистый песок содержат морские виды диатомей (Delphineis surirella, Scolioneis tumida, Navicula digitoradiata, Paralia sulcata и др.). В алеврите с тонкими органическими остатками (100.5–121 см), средне- и мелкозернистом песке (98–100.5 см) и низах опесчаненного торфа (74–98 см) с возрастом подошвы (93–98 см) ~3.0 тыс. кал. л. н. наблюдается постепенная смена морских диатомовых ассоциаций пресноводными. Доминируют солоноватоводные и пресноводно-солоноватоводные виды: Diploneis ovalis, D. interrupta, Navicula kefvigensis, N. peregrina, Caloneis weistii, Pinnularia bottnica и др., в то время как морские виды постепенно выпадают из состава диатомовых ассоциаций. В торфе отмечаются виды, характерные для отложений марша (Cosmioneis pusilla, Pinnularia lagerstedtii). Выше, в осадках, накапливавшихся позже ~2.3 тыс. кал. л. н. (рис. 6.I), присутствуют пресноводные виды диатомей (Pinnularia spp., Stauroneis spp.). Субаэральные отложения представлены опесчаненным торфом (65–74 см), песком, переслаивающимся со слабо разложившимися остатками растений (21–65 см; позже ~2.1 м тыс. кал. л. н.), и верхним слоем опесчаненного торфа (0–21 см).

Таким образом, определены основные морфологические и литолого-стратиграфические реперы, которые позволяют в общем виде реконструировать последовательность развития рельефа приустьевой косы на фоне изменения ОУМ.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Источники питания прибрежных дюн на северо-востоке пролива Горло

Полученные нами оценки динамики берега за ~57 лет (рис. 1.III) существенно детализируют региональные данные [3]. В целом, скорость размыва береговых уступов изменяется закономерно, в зависимости от конфигурации БЛ и параметров волн. В районе м. Воронов берега, открытые наиболее частым и сильным волнам СВ румбов, отступали быстрее (1–3.7 м/год), чем берега пролива Горло (0.5–1.5 м/год), защищенные от волн ЮЗ-СЗ румбов подводными грядами (рис. 1). Соответственно изменяется объем наносов, поступающих в БЗ. От м. Воронов до р. Кедовки с 1 км берега поступало ~5–55 тыс. куб. м/год наносов (всего с участка ~100 тыс. куб. м/год), от р. Кедовки до руч. Мал. Кедовка – 5–25 тыс. куб. м/год (~30 тыс. куб. м/год), а от руч. Мал. Кедовка до корня северной приустьевой косы р. Майды – 1–60 тыс. куб. м/год (~180 тыс. куб. м/год). В сумме это на два порядка больше, чем твердый сток рек и ручьев (~8 тыс. куб. м/год) (рис. 1.III). При этом не менее ~20% отложений береговых уступов составляют пески (по рис. 3 в [32]).

Присутствие на ПБС и осушке береговых валов позволяет говорить об участии в питании берега наносов, поступающих с поперечными потоками [14, 15], а отклонения кос и устьев рек – о наличии вдольбереговых потоков наносов, направленных от м. Воронов на ЮЗ в пролив Горло и на ЮВ – в Мезенский залив. Также были интерпретированы направления потоков наносов по данным анализа донных осадков [16].

По геоморфологическим данным участки аккумуляции наносов и выноса из БЗ песков выявлены в ~7–16 км юго-западнее м. Воронов (к ЮЗ от устья р. Кедовки) и в районе устья р. Майды. На первом из них формы рельефа, указывающие на частичную разгрузку потока наносов и вынос из БЗ песков, – причлененные низкие террасы, крупные ареалы “дюн на береговых уступах” и современные авандюны тяготеют к небольшим выпуклым перегибам БЛ и/или вершинам ложбин на бенче. По-видимому, значительная доля песков здесь поступает на берег в результате поперечного переноса.

В районе устья р. Майды начало разгрузки наносов маркирует появление “дюн на береговых уступах”, прирученное к вогнутому перегибу БЛ в ~2 км к СВ от корня приустьевой косы. Мощная аккумуляция песков, образовавших на приустьевом взморье реки обширную авандельту, связана, по-видимому, с блокировкой потока наносов стоковым и приливо-отливными течениями. Незначительную роль аллювиального стока в питании береговых форм и дюн подчеркивают существенно меньшие размеры приустьевой косы и эоловых форм на левобережье реки (рис. 1.III). Похожая ситуация была отмечена также в устье р. Ручьи на восточном берегу Горла [17].

Таким образом, источником песков для “дюн на береговых уступах”, северной приустьевой косы р. Майды и сформировавшихся на ней авандюн является протяженный поток наносов СВ-ЮЗ направления, подпитываемый песками с береговых уступов и бенча. Современный размыв приустьевых кос р. Майды и примкнувших террас на северо-востоке участка позволяет предположить, что во время их формирования, т.е. при более высоком положении ОУМ, мощность потока наносов была большей.

Изменение относительного уровня моря и развитие прибрежных дюн устьевой области р. Майды в голоцене

Полученные данные позволяют с разной достоверностью восстановить изменения ОУМ во время позднеледниковой и голоценовой трансгрессий. В условиях значительных приливных колебаний уровня, характерных для СВ пролива Горло в настоящее время, и отсутствия достоверных данных об изменениях режима приливов в прошлом, положение ОУМ характеризует высоту уровня моря в прилив, а не его средний уровень.

Уровень позднеледниковой трансгрессии в приустьевой части эстуария маркируют, вероятно, расширения ложбин на высотах до 8–9 м н. у. м. Эстуарий представлял собой глубоко вдающийся в сушу ингрессионный залив, берега которого в современном рельефе распознаются по эрозионным уступам. Мористые берега эстуария, как и береговая линия пролива в целом, могли находиться в районе внешнего края бенча [16]. На баренцевоморском и беломорском побережьях Кольского полуострова трансгрессия датирована интервалом ~13.8–11.5 тыс. кал. л. н. [13, 23], а на восточном побережье Горла завершилась на высоте ~6 м н. у. м. ранее ~12.1 тыс. кал. л. н. [17, 24]. В проливе в это время существовал приледниковый бассейн со спокойными гидродинамическими условиями, имевший связь с морем и большую часть года закрытый сезонным льдом [21]. Продолжительность ледового периода в конце трансгрессии в Двинском заливе составляла около 8–10 месяцев [35]. Т.е. 2–4 месяца волны могли воздействовать на берег. На дне пролива накапливались глины или алевриты с постоянной примесью песка и гравия [21]. В устье р. Майды с позднеледниковой трансгрессией могут быть с большой осторожностью сопоставлены отложения, отнесенные к ГК(2**). Осадки облекали неровности ледникового рельефа, становясь на отмелях более грубыми. Во время завершения трансгрессии накопились, вероятно, пески и алевриты, вскрытые в береговых уступах в районе корня косы. Хронология трансгрессии в районе исследования пока не может быть восстановлена. Даты ~9.9 тыс. кал. л. н. из торфа, перекрывающего осадки трансгрессии на северо-западе Горла [9], и ~9.7 тыс. кал. л. н. из разреза 260 (таблица, рис. 6.I), соответствуют региональному этапу накопления торфа [8] во время раннеголоценовой регрессии (~11.5–9.8 тыс. кал. л. н. [13]). ОУМ понижался в это время до ~20 м ниже современного [16, 21].

Максимальный уровень голоценовой трансгрессии в устье р. Майды по морфологическим данным не был выше ~3 м. Время ее максимума не определено, а хронология завершения может быть восстановлена относительно подробно. На месте аллювиально-морской террасы во время трансгрессии существовал мелководный залив эстуария, защищенный от морских волн отмелью. Обмеление началось здесь ~3.0 тыс. кал. л. н., а субаэральный режим установился ~2.3 тыс. кал. л. н. при уровне воды в полную воду ~2–2.1 м н. у. м. (разрез 247 на рисунках 2, 6.I). О незначительных колебаниях уровня косвенно свидетельствуют изменения режима осадконакопления в бессточной ложбине, отделенной от эстуария “порогами” (разрез 249 на рисунках 5, 6). По данным диатомового анализа, морские воды в ложбину не проникали. Однако изменение уровня грунтовых вод и, следовательно, условий накопления осадков в ложбине были связаны, вероятно, с колебаниями ОУМ около ~2.5–2.7 м н. у. м., вблизи гребня наиболее высокого “порога”. Уровень воды в ложбине впервые понизился ~3.7 тыс. кал. л. н., вероятно, при ОУМ ниже ~2.5 м н. у. м. вновь стал незначительно выше в интервале ~3.4–3.0 тыс. кал. л. н., после чего в ложбине накапливались слоистые органо-минеральные отложения, характерные для прибрежных болот [17]. Таким образом, по датам из разрезов 247 и 249, понижение уровня началось ~3.0 тыс. кал. л. н., а после ~2.3 тыс. кал. л. н. он стал ниже ~2 м н. у. м. (рис. 6.I). С трансгрессией и ее завершением могут быть ассоциированы преимущественно песчаные толщи ГК(2*), сформировавшие поверхность приустьевой косы (2–2.5 м н. у. м.).

Наиболее древняя, юго-восточная, часть косы в конце трансгрессии, по-видимому, представляла собой бар, формировавшийся на отмели, приуроченной к выступу доголоценового рельефа (14 на рис. 6.II). В основании массива дюн здесь видны фрагменты наиболее древней авандюны (ГК(1**) на рис. 4.II). Залегание слоев позволяет предположить, что авандюна не меняла своего положения, а была захоронена песками, поступавшими с берега моря. Коса генерации 1, причленившаяся к перевеянным барам (рис. 6. II), блокировала дюны от источника наносов, что способствовало их зарастанию. Ориентировка дюн генерации 2 указывает на эпизод изменения направления ветров или конфигурации БЛ из-за размыва коренного берега. Последующие генерации авандюн, включая активные в настоящее время (генерации 7 и 8), формировались при направлениях потока наносов и ветров, аналогичных современным. Положение фрагментов захороненных авандюн и относительно простое, в целом, залегание слоев дают основание предположить, что эти авандюны также не смещались вглубь суши и были впоследствии надстроены. Это свидетельствует, вероятно, о быстрой проградации берега при колебаниях ОУМ на высотах 2–2.5 м н. у. м. и мощном потоке наносов, поступавших с СВ.

Образование наиболее древних дюн на юго-востоке косы можно соотнести с первым понижением ОУМ до ~2.5 м н. у. м. (~3.7 тыс. кал. л. н.), а генераций авандюн 1–6 – с интервалом ~3.7–2.3 тыс. кал. л. н., когда уровень колебался на 2–2.5 м н. у. м. Коса и авандюны формировалась в условиях уменьшения продолжительности ледового периода [35], а в интервале ~3.3–2.4 тыс. кал. л. н. – высокой штормовой активности, связанной с изменениями циркуляции океана и атмосферы [39]. Это благоприятствовало активизации береговых и эоловых процессов. Дистальная часть косы с хорошо сохранившимися береговыми валами, а также низкие песчаные террасы на левобережье р. Майды и северо-востоке Горла образовались позже ~2.3 тыс. кал. л. н. в условиях понижения ОУМ до современного и меньшей волновой активности.

Перевеивание дюн и вынос из БЗ песков, судя по датам из подошвы эоловых отложений, стали сильнее ~2.1 и ~0.8–0.7 тыс. кал. л. н. (рис. 6.I). Активизация эоловых процессов ~0.9–0.5 тыс. кал. л. н. отмечена также на других берегах Белого моря [17, 18] и Северной Атлантики [например, 27, 34, 39] и имеет циркуляционные причины [39, 41].

ВЫВОДЫ

По данным дешифрирования КС за 1963–2021 гг., средняя скорость отступания берега на участке от м. Воронов до устья р. Майды изменялась от 0.5 до 3.7 м/год. Максимальные скорости разрушения берега (1–3.7 м/год) отмечены в районе м. Воронов. На северо-восточных берегах пролива Горло, блокированных от воздействия наиболее сильных волн подводными грядами, берег отступал на 0.5–1.5 м/год.

Средний объем наносов, поступающих в БЗ от размыва береговых уступов, превышает 200 тыс. куб. м/год, что на два порядка больше, чем твердый сток рек по оценкам [3].

Источником питания “дюн на береговых уступах” и крупного ареала авандюн, сформировавшегося на приустьевой косе р. Майды, является протяженный СВ-ЮЗ поток наносов, который транспортирует материал, поступающий с береговых уступов и подводного берегового склона. Важным источником поступления песков являются поздненеоплейстоценовые отложения, залегающие под мореной последнего оледенения.

В районе устья р. Майды положение ОУМ во время позднеледниковой трансгрессии не было выше 8–9 м, а во время голоценовой трансгрессии – ~3 м н. у. м. В конце голоценовой трансгрессии (~3.7–2.3 тыс. кал. л. н.) ОУМ колебался на отметках ~2.5 м, после ~2.3 тыс. кал. л. н. стал ниже 2–2.1 м н. у. м., а затем понижался до современного. Анализируя ход изменения ОУМ, необходимо учитывать, что величина современных приливов и нагонов сопоставима с долгосрочными изменениями уровня моря, поэтому индикаторы положения ОУМ могут быть искажены.

Формирование реликтовой части северной приустьевой косы р. Майды с комплексом авандюн можно сопоставить с этапом завершения голоценовой трансгрессии и понижением ОУМ до отметок около ~2.5 м н. у. м. (~3.7–2.3 тыс. кал. л. н.). В этом время морфолитодинамические процессы на северо-востоке Горла были интенсивнее современных. После потери непосредственной литодинамической связи с БЗ авандюны были стабилизированы растительностью и надстроены песком, поступавшим от перевеивания более молодых генераций и, опосредованно, из БЗ.

Отмечены два этапа активизации перевеивания прибрежных дюн и выноса из БЗ песков – ~2.1 и после ~0.8–0.7 тыс. кал. л. н.

Источники финансирования. Исследование выполнено за счет гранта РНФ № 22–27–00499.

 

¹ Ветропесчаный поток – перемещение сухих наносов ветром. Движение сухого песка путем сальтации, качения или во взвешенном состоянии начинается в зависимости от размеров и минерального состава зерен при скоростях ветра от 4–5 до 10–11 м/с [по 19 и др.].

² ГНСС – Глобальная навигационная спутниковая система

About the authors

T. Yu. Repkina

Institute of Geography RAS; Herzen State Pedagogical University of Russia; Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: t-repkina@yandex.ru
Russian Federation, Moscow; Saint Petersburg; Moscow

P. A. Leontiev

Herzen State Pedagogical University of Russia

Email: t-repkina@yandex.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

A. K. Krekhov

Saint-Petersburg State University

Email: t-repkina@yandex.ru
Saint-Petersburg

E. D. Vyatkin

Lomonosov Moscow State University

Email: t-repkina@yandex.ru
Russian Federation, Moscow

A. V. Orlov

Herzen State Pedagogical University of Russia

Email: t-repkina@yandex.ru
Russian Federation, Saint Petersburg

N. N. Lugovoy

Institute of Geography RAS; Lomonosov Moscow State University

Email: t-repkina@yandex.ru
Russian Federation, Moscow; Moscow

O. S. Shilova

Lomonosov Moscow State University

Email: t-repkina@yandex.ru
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files