Гидрологические и лимнологические характеристики озера Имандра

 

Озеро Имандра расположено на крайнем Северо-западе России, в Мурманской области. На берегах Имандры расположено два крупных города области (г. Апатиты на восточном берегу и г. Мончегорск на северо-западном). Озеро находится в меридиональной впадине, которая служит естественной границей между Кольским полуостровом и материковой частью (Геология СССР, 1958). В депрессии помимо исследуемого озера расположены следующие объекты (с севера на юг): Кольский залив Баренцева моря, долина реки Кола, река Нива, вытекающая из озера Имандра (Атлас Мурманской области, 1971).

Озеро Имандра, расположенное за полярным кругом (67°21’68°04’с.ш., 31°52’33°27’в.д.), является не только крупнейшим внутренним водоемом Мурманской области, но и всей Европейской Арктики (Румянцев, Драбкова, Измайлова, 2012). Депрессия, занимаемая озером, граничит с горными массивами на востоке (Хибинский массив – наивысшая точка гора Юдычвумчорр 1200 м) и на западе (хребет Мончетундра – наивысшая точка гора Хипик – 965 м; массив Чунатундра – наивысшая точка (1072м) расположена на хребте Эбручорр) (по топографической карте Q-36-III, IV. Окрестности Апатит (Q-36-III, 1990-1998)) (рис.1).

 

 

Рис. 1. Озеро Имандра и прилегающие территории.

 

Следует остановиться на основных морфометрических характеристиках объекта. Длина озера составляет 109 км, средняя ширина – 3,19 км, площадь с островами – 880,4 км² (Антропогенные модификации…, 2002), площадь зеркала – 812 км² (Румянцев, Драбкова, Измайлова, 2012), абсолютная высота горизонта вод – 127,83 м (Антропогенные модификации…, 2002).

Форма озера чрезвычайно сложная, благодаря разнообразию геологического строения и рельефа побережья. Озеро разделяется на три в значительной мере обособленных плеса: Большая, Йокостровская (по другим источникам - Экостровская) и Бабинская Имандра. Между собой они соединяются узкими проливами – салмами (Антропогенные модификации…, 2002). Большую и Йокостровскую Имандры соединяет Йокостровский (Экостровский) пролив, Йокостровскую и Бабинскую Имандры проливы Широкая и Узкая Салма (последняя в настоящий момент пересыпана дамбой) у острова Роватостров (Q-36-III, 1990-1998) (рис.1). Большая Имандра вытянута в меридиональном направлении лежит в глубокой депрессии и огибает дугой с запада Хибинский массив. Йокостровская и Бабинская Имандры имеют широтное простирание. Наиболее крупные острова расположены в Бабинской Имандре (Ермостров (25,93 км²), Роватостров (9,50 км²), самым крупным островом Большой Имандры является остров Сяв (4,41 км²) (Антропогенные модификации…, 2002).

Гидрологические характеристики будут описаны для озера Имандра в целом и отдельно отмечены особенности для плеса Большая Имандра. Площадь водосбора озера составляет 12300 км² (Антропогенные модификации…, 2002).

Гидрографическая сеть представлена 1379 водотоками (большинство малые ручьи) и 2495 озерами. К крупным рекам, впадающим в озеро Имандра относятся реки: Пиренга (впадает в Йокостровскую Имандру с запада), Монче (впадает в большую Имандру с северо-запада), Пасма (впадает в Бабинскую Имандру с юга). Вытекает из озера река Нива (Бабинская Имандра), впадающая в Кандалакшский залив. Таким образом, озерная система отноится к бассейну Белого моря и Северного Ледовитого океана. Основной водный сток направлен из Большой Имандры в Бабинскую (и далее в Ниву), через Йокосторскую Имандру. Немалаважную роль в объеме речного стока в озерную систему играет река Пиренга, так объем ее стока сотавляет 1,71 км³ (Антропогенные модификации…, 2002). Все реки и ручьи водосборного бассейна можно разделить на горные и озерно-болотные. Горные реки берут свое начало в Хибинском массиве и впадают по большей части в Большую Имандру. Они имеют большое падение небольшую глубину и зачастую порожисты. За счет этого реки данного типа зимой промерзают до дна и характеризуются бурным весенним вскрытием. Реки относящиеся к озерно-болотному типу берут свое начало в более отдаленных массивах (Мончетундра, Чунатундра) и протекая по низменностям образуют сложную цепь озер и протоков, в которых может осаждаться значительная часть рыхлого материала, сносимого с горных массивов (Антропогенные модификации…, 2002).

Озеро относится к типу умеренно-холодных водоемов. Продолжительность открытого периода составляет 160 дней. Переход температуры через 10 °С отмечается в третьей декаде июля. Максимальные температуры воды (19,5 °С) характерны для июля (Румянцев, Драбкова, Измайлова, 2012). Ледостав в губах начинается в начале ноября, и к середине ноября открытые части озера также покрываются льдом (Антропогенные модификации…, 2002).

В настоящее время озерная система озера Имандра зарегулирована плотиной Нива ГЭС-1 (с 1952 года). Колебания уровня озера не превышают 1,5 м. Низкий уровень озера отмечается в апреле – мае, наиболее высокий в июле (Антропогенные модификации…, 2002). Как для зарегулированного водоема для озера характерно значительное влияние ветра на уровень озера (отмечается влияние ветров меридиональных направлений).

Направление поверхностных течений обусловлено естественным уклоном уровня озера к стоку (с севера на юг). Меридионально дующие ветры могут в значительной мере ускорять или замедлять поверхностные течения. В глубинной части отмечается наличие противотечений (Антропогенные модификации…, 2002).

Для Большой Имандры характерны различия в типах рек, впадающих в озеро по восточному и западному берегу. Реки, впадающие по восточному берегу, имеют горный тип, и характеризуются более низкими температурами, но большим объемов переносимых частиц, именно они формируют аккумулятивные надводные и подводные формы рельефа. Реки западного берега относятся к озерно-болотному типу, и характеризуется более высоким температурами, меньшим объемом переносимого рыхлого материала, но большим объемом переносимого органического материала (так как нередко размывают значительные болотные массивы). Реки этого типа (Вармйок, Монче, Нюдуай, Вите, Курка) при впадении в Большую Имандру образуют крупные губы. Основное направление течений – с севера на юг, поддерживается господствующим направлением ветра.

 

Краткая характеристика геоморфологических особенностей региона

 

            Основными факторами формирования современно рельефа Кольского региона можно считать геологическое строение, денудационная и аккумулятивная деятельность ледников последнего оледенения. Рельеф, сформированный Скандинавским ледниковым покровом, в настоящее время активно преобразуется благодаря процессам эрозии и денудации.

            К характерным особенностям рельефа Кольского региона относятся унаследованность основных элементов современного рельефа от древних геологических структур, северо-западная ориентировка крупных орографических элементов, практически повсеместное распространение ледниковых форм рельефа.

            Большинство горных массивов, соответствуют тектоническим структурам, при этом нередко формы рельефа могут быть обращенными (Государственная геологическая карта…, 2012). В современном рельефе отмечается чередование крупных возвышенных участков (Ионн-Ньюгоайв, Чильтальд, Сальные Тундры, Мончетундра, Хибины, Ловозерские тундры, Кейвы) и низменных, которые зачастую заполнены озерами (Имандра, Умбозеро, Ловозеро). Западная часть исследуемого региона более возвышенная, юго-восточная часть наиболее низменная (Атлас Мурманской области, 1971). Рельеф западной части описывается как средне- и низкогорный со значительными амплитудами высот. Речная сеть достаточно густая, с большим количеством озер и проток между ними. Реки характеризуются невыработанным продольным профилем, V-образным поперечным профилем и зачастую порожисты. Рельеф восточной части описывается как более плоский равнинный, возвышенности имеют вид увалов. Густота речной сети уменьшается в сравнении с западной частью, но увеличивается длинна отдельных рек. К юго-востоку от массива Кейвы выделяются обширные заболоченные территории (Атлас Мурманской области, 1971).

            Основные типы рельефа, представленные в регионе (Государственная геологическая карта…, 2012):

            Структурно-денудационный рельеф. Данный тип рельефа наиболее характерен для крупных горных массивов. Хибинские и Ловозёрские тундры расчленены глубокими корытообразными долинами, заложенными по зонам тектонической трещиноватости и моделированными горнодолинными ледниками (Государственная геологическая карта…, 2012).

            К ледниково-аккумулятивному рельефу относятся равнинно-моренные, холмисто-моренные ландшафты, а также районы распространения конечно-моренных образований.

            Флювиогляциальный рельеф представлен камами, озами и зандровыми полями. Камы высотой до 80 м (средняя высота - 20 м) зачастую образуют камовые поля площадью 1,5 км². Озы – вытянутые гряды высотой до 50 м разделяются на два типа: радиальные – ориентированы по движению ледника и маргинальные – перпендикулярно ему (Государственная геологическая карта…, 2012). Зандровые равнины распространены к востоку от пояса краевых образований. Поверхность их волнисто-бугристой до почти плоской, очень полого понижается от гряды к востоку.

            Формы ледникового и флювиогляциального хорошо выраженные в рельефе зачастую имеют склоны, осложненные локальными понижениями, формирование которых может быть связано с полями вытаявшего мертвого льда - явлениями гляциокарста.

            Формы флювиального рельефа распространены в долинах рек представлены речными террасами. Помимо речных террас на описываемой территории встречаются озерные и морские террасы.

 

Климат

 

            Мурманская область относится к Атлантическо-Арктической зоне умерено-холодного климата. Теплые воздушные потоки приходят из Северной Атлантики, холодные – имеют арктическую направленность. То, что Кольский регион с севера и с юга омывается крупными водоемами, оказывает отепляющее воздействие на климат. Преобладание Арктических и Атлантических воздушных масс, интенсивная циклоническая деятельность над Норвежским и Баренцевым морями, чередование длительной полярной ночи и полярного дня обуславливают относительно теплую зиму и прохладное лето (Антропогенные модификации…, 2002). Самый холодный месяц февраль (-14 °С), самый теплый – август (12 °С). Теплый сезон продолжается 4 месяца, май и октябрь являются переходными месяцами, начало весны (переход температуры через 0 °С) приходится на третью декаду апреля. Осенью переход к отрицательным температурам происходит в первой декаде октября. Продолжительность периода с температурами воздуха более +10 °С составляет 2,5 месяцев (данные по метеостанции Апатиты).

Кольский полуостров относится к зоне избыточного увлажнения, наименьшее количество осадков выпадает в марте, наибольшее – в августе. Годовая сумма осадков обычно составляет 500 мм. Ветра в бассейне озера Имандра имеют муссоный характер, с преобладанием северных ветров зимой и восточных – летом (для летнего периода характерна меньшая устойчивость в направлении ветра). Средние скорости ветра редко превышают 4 м/сек (Антропогенные модификации…, 2002).

 

Современная растительность

 

Кольский регион расположен в пределах двух географических зон – тундры и тайги. Зона лесотундру некоторыми исследователями выделяется в самостоятельную зону (Геоботаническое районирование…, 1989) другими же рассматривается как проходная (Королева, 2006). Границы ландшафтных зон, представленные на рисунке 1 значительно генерализованы, так как данная картосхема является частью карты геоботанического районирования Нечерноземья Европейской части РСФСР. В реальности же северная и южная граница лесотундры нелинейны. Они представляют собой постепенный переход от елово-березовых или сосново-березовых лесов к березовому криволесью и от березового криволесья к кустарниковой тундре (Василевская, 2014). Для Кольского региона эта граница становится еще более сложной, из-за преобладания достаточно контрастного рельефа, что увеличивает полосу смешивания и взаимопроникновения ландшафтных зон. Еще одной сложностью в описании растительности региона является вопрос о зональном или азональном характере южной подзоны тундры (Королева, 2006). Особенностью Кольской подпровинции южных тундр, по В.Д. Александровой (Геоботаническое районирование…, 1989), является преобладание в растительных сообществах гипоарктических видов, особенно, вороники (Empetrum nigrum) и встречаемость фрагментов березовых криволесий вплоть до морского побережья, что по мнению Н.Е. Королевой (Королева, 2006) ставит под сомнение ее принадлежность к зональным тундрам.

 

Палеогеографическая изученность позднеледниковья и голоцена Кольского региона

 

Поздневалдайское оледенение (МИС 2) оставило почти сплошной покров отложений ледникового ряда: морены, ледниково-морские осадки, флювиогляциальные, озерно-ледниковые. В максимальную стадию Валдайского оледенения Скандинавский ледниковый покров, вероятно, достигал полуострова Канина (Svendsen et al., 2004). Основным палеогеографическим вопросом, касающимся периода отступания Скандинавского ледникового щита после последнего ледникового максимума (LGM), является реконструкция динамики его края. На Кольском полуострове существуют несколько поясов конечно-моренных образований, которые разными исследователями интерпретируются по-разному (Hattestrand, Kolka, Stroeven, 2007). Примером может служить конечно-мореная гряда Кейва, на юго-востоке полуострова (рис. 2).

 

 

Рис. 2. Реконструкции края ледникового щита на основе изучения гряды Кейва разными исследователями (Hattestrand, Kolka, Stroeven, 2007).

 

В настоящей работе наиболее значимым является период в течении аллереда и позднего дриаса, поскольку именно в это время котловина озера Имандра освободилась от ледникового покрова и территория вокруг озера стала заселяться пионерной растительностью. Другим интересным и важным вопросом является динамика растительного покрова Кольского региона начиная с конца позднего дриаса. При обобщении значительного количества данных по палеогеографии Кольского региона и используя для периодизации голоцена схему Блитта-Сернандера необходимо придерживаться одних и тех же возрастных границ этих периодов, включая нижнюю границу голоцена.

В основу природно-хронологического подразделения позднеледниковых и голоценовых отложений и их корреляции положена схема Блитта – Сернандера, которая представляет собой последовательность климатических периодов. А. Блиттом и Р. Сернандером были получены сходные спорово-пыльцевые комплексы по результатам изучения торфяников в юго-восточной Норвегии и Швеции каждым соответственно (Blytt, 1882; Sernander, 1894). В дальнейшем схема постоянно модифицировалась, а первые возрастные границы были получены Т. Нильсоном (Nilsson, 1964) на основе радиоуглеродных датировок по опорному разрезу в Южной Швеции. В 1974 году Мангеруд с соавторами (Mangerud et al., 1974) предложил усредненную схему для территории Фенноскандии, которая была построена на основе корреляции спорово-пыльцевых данных и весь голоцен разбит на тысячелетия. Эта схема является унифицированной для большой территории и ее удобно использовать при дальних корреляциях. В 1987 году Н.А. Хотинский (Хотинский, 1987) адаптировал схему Блитта-Сернандера для территории Европейской части России. Позже, на основе детального изучения методом спорово-пыльцевого анализа и радиоуглеродного датирования 6 разрезов из Новгородской и Ленинградской областей сотрудниками лаборатории СПбГУ под руководством Х.А. Арсланова эта схема была уточнена (Arslanov et al., 1999). В 2005 году А.Ю. Шараповой (Шарапова, 2005) была предложена зональная стратиграфическая схема верхнеплейстоцен-голоценовых отложений Северной Европы. Составленные в прошлом столетии схемы многими исследователями считаются устаревшими, и они не стремятся к разработке региональных стратиграфических схем, а пытаются соотносить климатические события Скандинавии, Северной и Восточной Европы с климатически сигналом, полученным из гренландских кернов (Rasmussen et al., 2014). Для корреляции всех описанных ранее временных границ со схемой Блитта-Сернандера и между собой была построена Таблица 1. Так как в большинстве современных публикаций используется калиброванный радиоуглеродный возраст, прямые датировки были откалиброваны с помощью программа "OxCal 4.4" (https://c14.arch.ox.ac.uk (Дата обращения: 20.03.2019)). В настоящей работе за основу принята схема Н.А. Хотинского 1987 (Хотинский, 1987). Граница плейстоцена-голоцена, согласно этой схеме, датируется возрастом 10300 л.н., которые при калибровке дают возраст 12150 л.н. Согласно данным, полученным по гренландским кернам (Rasmussen et al., 2014), данная граница датируется 11703 л.н.

 

Таблица 1. Схема корреляции хронозон позднего плейстоцена – голоцена.

	Nilsson, 1964		Mangerud et al., 1974		Хотинский, 1987		Арсланов, 1999		Шарапова, 2005		Rasmussen et al., 2014
	Прямые даты (лет)	Калиброванные даты (лет)	Прямые даты (лет)	Калиброванные даты(лет)	Прямые даты (лет)	Калиброванные даты (лет)	Прямые даты (лет)	Калиброванные даты (лет)	Прямые даты (лет)	Калиброванные даты (лет)	Калиброванные даты (лет)
OD/AL			11.8	13.7	11.8	13.7
AL/YD			11.0	12.9	11.0	12.9					12.896
YD/PB	10.2	12.0	10.0	11.5	10.3	12.15	10.0-9.8	11.5-11.2	10.0	11.5	11.703
PB/BO	9.7	11.2	9.0	10.2	9.3	10.5	9.3-9.0	10.5-10.2	9.0	10.2
BO/AT	8.0	8.9	8.0	8.9	8.0	8.9	8.0-7.0	8.9-7.9	8.2	9.21
AT/ SB	5.0	5.75	5.0	5.75	4.6-4.9	5.3-5.65	4.7-4.2	5.4-4.75	5.2	6.0
SB/ SA	2.2	2.3	2.5	2.6	2.5	2.6	2.5-1.7	2.6-1.6	2.3	2.4

*Возраст в тысячах лет

 

Для интервала соответствующему аллерёду – позднему дриасу реконструируются различные положения края ледникового щита, зачастую отличающиеся друг от друга на сотни километров (Svendsen et al., 2004; Hattestrand, Kolka, Stroeven, 2007; Величко др., 2017; Hughes et al., 2015). Основываясь на опубликованных данных, была построена схема соотношения границ оледенения (рис. 3). Все использованные реконструкции (кроме Hattestrand et. al., 2007) были сделаны авторами на гораздо большие территории, что усложняло их точную привязку. Для визуализации движения края ледника в одной из использованных работ применялся метод равновременных срезов и картосхемы были построены на каждую тысячу лет (Hughes et al., 2015). При таком подходе не всегда возможно учесть границу смены климатических периодов. Поэтому в нашем случае были выбраны наиболее близкие по возрасту реконструкции. В работе (Величко др., 2017) представлена реконструкция не только положения края последнего ледникового покрова, но и растительности во время его максимума, затем интерстадиального потепления аллеред, похолодания позднего дриаса и раннего голоцена (пребореальный период). Реконструкции охватывают территорию всей Восточной Европы на основе анализа более чем 100 палинологически изученных разрезов.

В аллерёде котловина озера Имандра по одним данным была свободна от ледникового покрова, и открытые пространства были заняты березовым, сосново-березовым или елово-березовым редколесьем (Величко др., 2017). По другим данным (Hughes et al., 2015) край ледника располагался намного восточнее озерной котловины. В позднем дриасе ледник занимал либо котловину озера (Svendsen et al., 2004; Евзеров, 2015; Величко др., 2017) либо только северную его часть (Hattestrand, Kolka, Stroeven, 2007; Hughes et al., 2015). И в том, и в другом случае край ледника располагался близко к изучаемой территории, исходя из чего можно сделать вывод, что не весь период позднего дриаса котловина была занята ледником, и осадконакопление могло происходить в обширном приледниковом водоеме, в состав которого входило оз. Имандра. По данным А.А. Величко с соавторами (Величко др., 2017) на свободных ото льда пространствах были распространены кустарничковые тундры.

В работе Величко и соавторов (Величко др., 2017) отмечалось, что растительные зоны позднеледниковья ориентированы по краю ледникового покрова. Смена расположения растительных зон на субширотное произошла в начале голоцена, в пребореальном периоде еще отмечается некоторая зависимость от деградировавшего ледника, в растительном покрове преобладают редкостойные сосново-берёзовые леса и сосновые леса, в восточных районах с преобладанием ели, на юге – с участием редких широколиственных пород (Величко др., 2017).

Р. М. Лебедевой (Лебедева, 1984) были опубликованы статьи, обобщающие материалы исследований по эволюции растительного покрова Кольского региона в позднем плейстоцене - голоцене. В аллерёде отмечается распространение лесотундровых ассоциаций, древостой которых формировали ель, береза, сосна и ольха, кустарничковый ярус – карликовая береза и ива. В надпочвенном покрове доминировали вересковые, злаки, осоки, присутствовала эфедра (Лебедева, 1984). Для позднего дриаса реконструируются преобладание в растительном покрове травяно-кустарничковых тундр. В пребореальное время растительный покров начинает приобретать черты зональности, на значительной территории были распространены березовые редколесья (Лебедева, 1984). В лесных ассоциациях сосна вытесняет березу и становится доминирующей во второй половине бореального периода. В атлантическое время наступает расцвет лесной растительности. Отмечается господство сосновых и березово-сосновых формаций со значительной примесью ольхи. В суббореальном периоде северная граница лесной зоны устанавливается в положении, близком к современному, увеличивается доля березы в растительном покрове, на полуострове появляется ель. В субатлантическое время облик растительности изменился мало, по-прежнему в лесной зоне господствуют сосновые и березово-елово-сосновые формации. В настоящее время северный предел лесной зоны опускается к югу, не только в силу природных причин, но и в связи с пожарами и вырубками (Лебедева, 1984).

 

 

Рис.3. различные представления о положении края ледникового щита в позднеледниковье (Отчет…, 2020).

 

Описанная выше смена растительных сообществ в позднем плейстоцене-голоцена отражается не во всех пыльцевых спектрах разрезов Кольского региона. Помимо этого, в современном растительном покрове отмечается мозаичность и широкое распространение высотной поясности. Эти факты могут свидетельствовать о существовании мозаичности растительного покрова в Кольском регионе на протяжении всего голоцена, что усложняет поиск опорного разреза для биостратиграфической схемы.

До недавнего времени наиболее полной являлась спорово-пыльцевая диаграмма по озеру Чурозеро (Павлова, Дорожкина, Девятова, 2011). Наиболее древние из вскрытых осадков относятся к периоду среднего дриаса. В период среднего и позднего дриаса для этой территории реконструируются тундровые и лесотундровые ландшафты. Пребореальный период характеризуется господством березовых лесов, в бореальном периоде доминируют березово-сосновые лесные растительные формации. Атлантический период выделяется по единичному присутствию пыльцы широколиственных пород. Суббореальный период характеризуется доминированием сосново-березовых лесов с примесью ели. Субатлантический период на диаграмме не выделяется. 

 

Фактический материал

 

Здесь представлены результаты, полученные специалистами ААНИИ, СПбГУ, Геологического института Кольского Научного Центра РАН, Университета Кельна (Германия) и Университета Киля (Германия) в рамках двух совместных российско-германских исследовательских проектов: 1) СПбГУ-DFG «Природные условия в течении последнего и современного межледниковий на Кольском полуострове, по данным исследования донных отложений озера Имандра.» (грант СПбГУ 18.65.39.2017) и 2) Проект «ПЛОТ: Палеолимнологический Трансект – Региональная изменчивость климата на Севере Евразии в четвертичное время и подготовка глубокого бурения озер» в рамках Соглашения о сотрудничестве в области морских и полярных исследований между Министерством науки и высшего образования Российской Федерации и Федеральным министерством образования и научных исследований Федеративной республики Германия.

Результаты в значительной степени опубликованы как в фондовой литературе (Отчет…, 2020), так и в открытой печати (Lenz et al., 2021).

В августе 2017 года было проведено сейсмоакустическое профилирование в центральной части озера Большая Имандра. Работы проводились с помощью гидроакустического профилографа системы INNOMAR (оборудование университета Кельна). Основной целью работ было выявление мощностей и характера залегания донных отложений озера и определение оптимальных мест бурения. На рисунке 4 приведена схема профилирования.

 

 

Рис. 4. Схема сейсмоакустического профилирования в центральной части оз. Имандра.

 

Непосредственно после проведения профилирования с помощью снаряда поршневого бурения UWITEC, была отобрана колонка донных отложений озера Имандра Co1410 длиной 8,65 м (N67̊42.946’, E033˚05.107’). Место отбора колонки указана на рисунках 1 и 5.

С целью реконструкции развития природной среды колонка донных отложений озера Имандра была подвергнута детальному литологическому описанию, гранулометрическому анализу, MSCL-сканированию для выявления физических свойств отложений, рентгенофлуоресцентному сканированию для определения химического состава, анализу содержания органических химических элементов, споровопыльцевому анализу, анализу планктонных ракообразных (Cladocera) и радиоуглеродному датированию (Lenz et al., 2021).

 

 

Морфология донной котловины и конфигурация береговой линии Большой Имандры рассматривается на основе карты опубликованной в книге Антропогенные модификации экосистемы озера Имандра (Антропогенные модификации…, 2002), составленной на основе данных Г.Д. Рихтера 1934 г. (Рихтер, 1934) (рис. 5). Восточный и западный берега Большой Имандры значительно отличатся друг от друга по морфологии. Для Хибинского берега характерна слабая расчлененность и заболоченная прибрежная полоса. Аккумуляция рыхлого материала, переносимого горными ручьями характерна для северо-восточной и юго-восточной частей. Западное побережье значительно более изрезано и характеризуется большим количеством заливов, наиболее крупные из которых – губа Куреньга (на севере), губа Монче (северо-запад), губа Вите (запад), губа Кислая (юго-запад), губа Белая (юго-восток). Малые глубины (до 15 м) составляют до 27% площади донной котловины, и характерны по большей части для крупных губ и заливов (западная часть донной котловины). Глубины от 15 до 20 м составляют около 55 % и более характерны для северной половины озера. Глубины более 20 м (18 %) наиболее характерны для юго-восточной части озерной котловины и расположены между группой крупных островов (протягивающихся, как и само озеро в субмеридиональном направлении) и юго-восточным берегом озера (показатели пересчитаны для Большой Имандры на основе данных опубликованных в книге Антропогенные модификации экосистемы озера Имандра (Антропогенные модификации…, 2002).

 

 

Рис. 5. Батиметрическая карта Большой Имандры (Рихтер, 1934).

 

 

Литература

 

Антропогенные модификации экосистемы озера Имандра. Под. Ред: Т.И. Моисеенко. М: Наука, 2002, 403с.

 

Атлас Мурманской области. М.: ГУГК при СМ СССР, НИГЭИ ЛГУ им. Жданова, 1971, 33 с.

 

Василевская Н.В. Экология растений Арктики. Учебное пособие. Мурманск: МГТУ, 2014. 183 с

 

Величко А.А., Фаустова М.А., Писарева В.В., Карпухина Н.В. История Cкандинавского ледникового покрова и окружающих ландшафтов в валдайскую ледниковую эпоху и начале голоцена. Лёд и Снег, 2017. №57(3). С. 391-416.

 

Геоботаническое районирование Нечерноземья европейской части РСФСР. Л.: Наука, 1989.

 

Геология СССР. Том XXVII. Мурманская область. Часть 1 Геологическое описание. Под Ред.: Л.А.Харитонова. М.: Государственное научно-техническое издательство литературы по геологии и охране недр, 1958, 714 с.

 

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Серия Балтийская. Лист Q-(35), 36 – Апатиты. Объяснительная записка. Под. Ред: Ю. Б. Богданова. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2012, 436 с.

 

Евзеров В.Я. Геология четвертичных отложений Кольского региона. – Апатиты: K & M, 2015.

 

Королева Н.Е. Зональная тундра на Кольском полуострове – реальность или ошибка? // Вестник МГТУ, 2006. Т.9. №5.

 

Лебедева Р.М. История развития растительности северо-востока Балтийского щита в антропогене // Природа и хозяйство Севера, 1984. № 12.

 

Павлова Е.Ю., Дорожкина М.В., Девятова Э.И. Природная среда и климат Верхнепонойской депрессии (Кольский п-ов) в позднем неоплейстоцене-голоцене (по данным палинологического анализа донных отложений оз. Чурозеро) // Тез. докл. VII Всерос. совещания по изуч. четв. периода: Квартер во всем его многообразии. Фундаментальные проблемы, итоги изучения и основные направления дальнейших исследований, 2011. Т.2. С 128-131.

 

Рихтер Г.Д. Физико-географический очерк озера Имандра и его бассейна. Л.: Гостехиздат, 1934, 144 с.

 

Румянцев В.А., Драбкова В.Г., Измайлова А.В. Великие озера мира. СПб: Лема, 2012,. 370 с.

 

Хотинский H.А. Радиоуглеродная хронология и корреляция природных и антропогенных рубежей голоцена // Новые данные по геохронологии четвертичного периода: К XII Конгрессу ИНКВА (Канада, 1987). М.: Наука, 1987.

 

Шарапова А.Ю. Зональная стратиграфическая схема верхнеплейстоцен-голоценовых отложений Северной Европы // Вестник СПбГУ, 2005. №1 (7).

 

Q-36-III, IV : Окрестности Апатит [Карты :] : [топографическая карта масштаба 1:200 000] : состояние местности на 1980 г. / подгот. к печати в 1993 г. Новгородским гос. аэрогеодезическим предприятием; ред. Ю. И. Гусев // [Россия. Украина. Белоруссия] : [топографическая карта масштаба 1:200 000]. - [Москва ; Киев ; Минск], 1990-1998. - Q-36-III, IV. - 1 к. : цв.

 

Arslanov Kh. A. et al. Chronology of vegetation and paleoclimatic stages of northwestern Russia during the Late Glacial and Holocene // Radiocarbon, 1999. – Т. 41. – №. 1. – 25-45 с.

 

Blytt A. Die Theorie der wechselnden kontinentalen und insulaten Klimate // Bot. Jb., 1882. Т.2.

 

Hattestrand C., Kolka V., Stroeven A.P. The Keiva ice marginal zone on the Kola Peninsula northwest Russia: a key component for reconstructing the palaeoglaciology of the northeastern Fennoscandian Ice Sheet // Boreas, 2007. Vol. 36, (October). P. 352-370.

 

Hughes, A.L.C., Gyllencreutz R., Lohne Ø.S., Mangerud J., Svendsen J.I.: The last Eurasian ice sheets – a chronological database and time-slice reconstruction, DATED-1. // Boreas, 2015.

 

Lenz, M., Savelieva, L., Frolova, L., Cherezova, A., Moros, M., Baumer, M. M., Gromig, R., Kostromina, N., Nigmatullin, N., Kolka, V., Wagner, B., Fedorov, G. & Melles, M. 2021 (January): Lateglacial and Holocene environmental history of the central Kola region, northwestern Russia revealed by a sediment succession from Lake Imandra. Boreas, Vol. 50, pp. 76–100.

 

Mangerud J., Andersen S., Berglund В.E., Dormer J.J. Quaternary stratigraphy of Norden, a proposal for terminology and classification //Boreas, 1974. Т. 3. №. 3. P. 109-126.

 

Nilsson Z Standard-pollendiagramme und l4C Datierungen aus dem Agerods Mosse in Mittleren Schonen // Lunds Universitets Arsskrifl, 1964.

 

Rasmussen S.O. et al. A stratigraphic framework for abrupt climatic changes during the Last Glacial period based on three synchronized Greenland ice-core records: refining and extending the INTIMATE event stratigraphy // Quaternary Science Reviews, 2014. Т. 106. С. 14-28.

 

Sernander R. Studier Ofver den Gotiandska vegetationens utvecklingshistoria. – Uppsala, 1894.

 

Svendsen, J.I., Alexanderson, H., Astakhov, V., Demidov, I., Dowdeswell, J., Funder, S., Gataullin, V., Henriksen, M., Hjort, Ch., Houmark-Nielsen, M., Hubberten, H., Ingolfsson, Y., Jakobsson, M., Kjar, K., Larsen, E., Lokrants, H., Lunkka, J.-P., Lyse, A., Mangerud, J., Matiouchkov, A., Murray, A., Muller, P., Niessen, F., Nikolskaya, O., Polyak, L., Saarnisto, M., Siegert, Ch., Siegert, M., Spielhagen, R., Stein, R., 2004. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia. // Quaternary Science Reviews, 23, 1229–1271.

         

Фондовые источники:

Отчет о научно-исследовательской работе «Природные условия в течение последнего и современного межледниковий на Кольском полуострове, по данным исследования донных отложений озера Имандра». Санкт-Петербургский Государственный Университет. Санкт-Петербург, 2020.