|
Озёрно-ледниковые террасы. Озы, камовые гряды. Морены. Отложения внутриледниковых озер |
Сопоставление древних береговых линий Восточной Прибалтики. Вдоль побережья Финского залива протягивается аккумулятивная терраса литоринового моря. Ее отметки составляют от нуля до 18—20 м абсолютной высоты, ширина колеблется от нескольких сот метров (восточнее Лужской Губы) до 20—30 км (в нижнем течении рек Луги и Нарвы); поверхность плоская или слегка волнистая, заболоченная,Терраса ограничена абразионными уступами высотой 3—5 м и серией береговых валов, которые большей частью перевеяны и превратились в дюны. Наиболее крупные массивы дюнного рельефа известны между устьем р. Нарвы и оз. Белым, а. также в районе г. Сестрорецка. Вдоль южного берега Ладожского озера простирается озерная терраса с отметками поверхности от 4 до 15—16 м абсолютной высоты,, сформированная во время ладожской трансгрессии суббореального возраста. Две серии береговых валов и абразионных уступов на абсолютных отметках 12—14 и 16—19 м, фиксируют два наиболее устойчивых уровня озера. Местами валы перевеяны и осложнены невысокими (1 — 3 м) дюнами. Вся остальная территория области занята аккумулятивной озерноледниковой равниной, среди которой встречаются небольшие участки,, сложенные мореной (вдоль южного побережья Финского залива, севернее оз. Отрадное и т. д.). Поверхность равнины почти повсеместно плоская или слабоволнистая, за исключением Вуоксинско-Приморской низины, где она расчленена широкими (до 2—4 км) террасированными ложбинами юго-восточного направления, глибиной до 40—50 м, В настоящее время к ним приурочены речные долины и вытянутые озера: Глубокое, Красное, Красавиц. Наиболее высокие озерно-ледниковые террасы (абсолютные.отметки от 70 до 100—ПО м) локально распространены вдоль западного склона центральной возвышенности Карельского перешейка (Котовского плато) и к северу от ордовикского Глинта, в районе пос. Ропша. Они, видимо, сформировались под воздействием небольших разобщенных водоемов, возникших первоначально у склонов возвышенностей. Терраса, тыловой шов которой располагается на абсолютной высоте около 60 лі, развитая у подножия Глинта, вероятно, также представляет собой образование локального подпруженного озера. Террасы более низких уровней имеют региональное распространение. Они фиксируют стади сокращения единого приледникового бассейна.
Наиболее широко развита терраса с абсолютными отметками тылового шва 26—28 м в предглинтовой полосе и 50—55 м на Карельском перешейке. Береговые образования этого приледникового озера наиболее выразительны: абразионные уступы достигают местами высоты 20— 50 м при крутизне до 25—40° (между оз. Волочаевским и оз. Нахимовским и др.); в Приневской низине прослеживаются серии береговых валов высотой 2—3 м на расстоянии до 15—20 км. Кроме перечисленных основных террас, имеется ряд промежуточных, увязка которых между собой весьма затруднительна ввиду их прерывистости и нередко слабой выраженности в рельефе. На фоне обширных равнин выделяются участки холмистых образований и гряды, имеющие, за редким исключением, водно-ледниковый генезис. На Вуоксинско-Приморской низине развиты озы высотой от 7 до 25 ж и длиной от 1 до 5—8 км. Самые крупные озы — Барышевский и Балакановский — имеют протяженность около 30 км\ ориентировка гряд северо-западная. Севернее г. Зеленогорска и пос. Сосново, в районе оз. Гладышевского и др. отмечены небольшие участки камов. Крупным линейным образованием является гряда Вяремянселькя, протягивающаяся в широтном направлении вдоль северного склона центральной возвышенности Карельского перешейка на расстоянии около 40 км. Ее ширина составляет 1—3 км, высота 15—30 м\ абсолютные отметки вершины понижаются к западу от 80—85 до 40—65 м. Западная часть гряды представляет собой плато с множеством термокарстовых котловин на поверхности, на востоке и в центральной части преобладает контрастный холмисто-котловинный рельеф с превышениями до 25 м. Склоны гряды террасированы, наиболее четко выражена терраса с абсолютными отметками поверхности 67—70 м. Гряда сложена песчано-гравийным материалом с линзами крупнозернистых песков, с галькой и валунами кристаллических пород. Судя по рельефу и составу осадков, гряда Вяремянселькя представляет собой краевое водно-ледниковое образование, аналогичное Сальпауселькя (Leiviska, 1951). Из холмистых образований следует отметить изолированные возвышенности с отметками 100—130 м абсолютной высоты, расположенные на севере Лужско-Наровской низины и известные под названием Сойкинской и Семейской. Их относительное превышение составляет 60—100 м, склоны крутые (до 20°), с хорошо выраженными абразионными уступами. Возвышенности сложены целиком четвертичными породами мощностью 100—130 м, главным образом мореной (в ядре Сойкинской возвышенности, по данным бурения, залегает отторженец мгин- ских глин мощностью 48 м). Балтийско-Ладожская низина ограничена на юге Глинтом — уступом, протягивающимся вдоль южного берега Финского залива и Ладожского озера от г. Нарвы до р. Сяси. Глинт имеет извилистые очертания, однако ориентирован в основном в широтном и субширотном направлениях, на отдельных участках меняя простирание на меридиональное и северо-восточное (между г. Кингисеппом и пос. Ивановское, восточнее пос. Красное Село). Современный уступ является унаследованной формой, почти на всем своем протяжении он совпадает с верхней частью склона дочетвертичной куэсты. Относительная высота современного Глинта (5—40 м) значительно меньше, чем превышение древней куэсты, так как нижняя часть склона не выражена в современном рельефе, будучи погребена под четвертичными осадками. Вопрос о происхождении уступа куэсты ордовикского плато является дискуссионным. Следует отметить, что многочисленные скважины, пробуренные в зоне Глинта южнее Ленинграда, не фиксируют ни резких перегибов поверхности кристаллического фундамента, ни изменений залегания пород осадочного комплекса. Нам кажется более обоснованным представление об образовании Глинта, так же как и других куэстовых уступов, в результате длительной селективной денудации. Свирско-Ловатская область абразионных и аккумулятивных равнин с участками линейных аккумулятивных образований является самой крупной и наиболее характерной областью проксимальной зоны. Слабо расчлененная поверхность доледникового субстрата этой территории способствовала равномерному отступанию ледникового кцая, сохранявшего активное состояние. Ледниковые отложения не создавали сколько-нибудь значительных холмистых образований, а облекали дочетвертичную поверхность в виде покрова донной морены небольшой мощности. Благодаря этому элементы древнего рельефа часто непосредственно выражены в современной поверхности и определяют общий орографический план территории. Дочетвертичный рельеф области представляет собой денудационную равнину с абсолютными отметками поверхности, изменяющимися от 25 до 100 м. Равнина сложена песчано-глинистыми и в меньшей степени карбонатными породами среднего и верхнего девона, а вдоль северной границы области — известняками нижнего ордовика. В целом она имеет вогнутую поверхность. Наибольшие абсолютные высоты (90— 100 м) отмечены вдоль ее северо-восточной и восточной окраины, а к центральной части приурочены крупные отрицательные формы: Ильменская, Грузинская и Тихвинская котловины, в пределах которых абсолютные высоты изменяются от 25 до минус 10—15 м. Эта низменная полоса, вытянутая с юга на север, соединяется с Балтийско-Ладожской впадиной через неширокое меридиональное понижение, приуроченное к нижнему течению рек Волхова и Сяси. Поверхность равнины представляет собой чередование повышений с абсолютными отметками 60— 90 м (Среднеловатское, Маловишерское, Волховское, Беглово-Винское и др.) и низин (Псковская, Нижнешелонская, Притосненская и др.), с абсолютными отметками 25—35 м. Некоторые впадины дочетвертичной поверхности (Ильменская, отчасти Нижнешелонская) совпадают со сводовыми частями антиклинальных структур, представляя тем самым инверсионные формы. Равнина прорезана многочисленными древними долинами, отдельные участки которых выражены и в современном рельефе. Четвертичные отложения в целом имеют небольшую мощность (до Ю—15 м), увеличивающуюся до 30—35 м в понижениях дочетвертичного рельефа и достигающую 130—170 м в погребенных древних долинах. Антропогеновий покров обычно представлен одним горизонтом морены крестецкой или лужской стадии, иногда перекрытой озерно-ледниковыми осадками последних этапов отступания валдайского оледенения, а также современными отложениями. В пределах денудационных депрессий дочетвертичного рельефа (Ильменская и Грузинская котловины), как правило, залегают два слоя морены. Разделяющие их, водные осадки относятся к мстинскому, реже соминскому межстадиалам. В среднем течении р. Ловати вскрыты межморенные глины и торфяники микулинского межледниковья. В древних долинах в разрезе четвертичной толщи выделяется несколько слоев морен, разделенных межстадиальными образованиями. Современная поверхность области представляет собой равнину, полого наклоненную от периферии (подножия возвышенностей Валдайской, Бежаницкой, Судомской, Лужской) к центру (к Ильменской и Грузинской низинам). Исключение составляет северо-восточная часть области, где наблюдается общий уклон поверхности в сторону Ладожского озера. Изменение высот поверхности происходит в интервале от 90—ПО до 10—20 м. Максимальные отметки (до 120 м) установлены на ОнежскоЛадожском перешейке. Вдоль р. Волхова протягивается субмеридиональное понижение с абсолютными отметками 20—40 м в виде желоба, открывающегося в сторону Ладожского озера. Рельеф этой территории сформировался в значительной степени под воздействием позднеледниковых бассейнов; однако отчетливо выраженные террасы наблюдаются лишь на ограниченных участках: в нижнем течении рек Ояти и Свири, на правобережье Шелони и др. - По своему генезису равнина неоднородна и состоит из абрадиро- ванных моренных и аккумулятивных озерно-ледниковых участков. Центральные и северные, наиболее низменные ее части (Ильменская и Грузинская котловины, Приволховская низина, Нижнешелонское, Тихвинское, Свирско-Оятское и Притосненское понижения), представляют собой аккумулятивные озерно-ледниковые равнины поздних стадий существования позднеледниковых бассейнов с абсолютными отметками до 40—50, реже до 60 м. Озерно-ледниковые равнины с запада, юга и востока окаймляются поясом абрадированных моренных равнин. На выровненной поверхности последних местами наблюдаются скопления валунно-галечного материала, участки, сложенные озерно-ледниковыми песками, а также береговые валы и абразивные уступы небольшой протяженности. К полосе моренных абрадированных равнин приурочены обширные водораздельные болотные массивы. Моренные равнины простираются местами вплоть до проксимального склона краевой зоны, но в большинстве случаев отделены от него прерывистой полосой аккумулятивных озерно-ледниковых равнин, созданных в ранние стадии существования позднеледниковых бассейнов и имеющих абсолютные отметки 70—100 м. Эта полоса протягивается вдоль проксимального склона на значительном расстоянии (Холмская котловина, Верхнеловатская низина и др.). В районе среднего течения рек Полы и Поломети указанные равнины сливаются с озерно-ледниковыми равнинами низких уровней. На северо-востоке области, в среднем течении рек Ояти, Паши и Свири, аккумулятивные равнины высоких и низких уровней разделены абразионными скатами высотой до 40—50 м. Высокие озерно-ледниковые поверхности сложены большей частью глинами, иногда ленточными (в среднем течении рек Паши и Тихвинки, в районе г. Холма и др.), в то время как ниже (на 30—40 м абсолютной высоты) распространены главным образом пески. Характерной чертой озерно-ледниковых равнин, примыкающих к проксимальному склону Валдайской возвышенности, является их террасированность, широкое развитие абразионных уступов, береговых валов, ложбин стока и древних дельт. Последние представляют собой скопления песчаных холмов, имеющих в плане веерообразную .форму и приуроченных обычно к устьевой части ложбин стока талых ледниковых вод. Наиболее типичные древние дельты наблюдаются на междуречье рек Меты и Холовы, в районе г. Демянска и пос. Марево. Все они располагаются на уровнях, фиксирующих последовательные стадии сокращения приледниковых озер (110—100; 85— 80; 75—72; 70—67 м). Для описываемой полосы характерны также плоские заболоченные озерно-аллювиальные равнины площадью более 100 км2. Их образование связано с разливами наиболее крупных рек (Ловати, Поломети и др.) при выходе их из зоны краевых ледниковых образований на равнину. К югу и западу от оз. Ильмень, в бассейне рек Псижи, Порусьи, Полисти, Ловати, Шелони, Мшаги и др., развиты многочисленные озовые и моренные гряды, сильно выположенные, высотой не более 3— 5 м, располагающиеся в виде цепочек и ориентированные главным образом по дуге, обращенной выпуклой стороной к юго-востоку. Севернее г. Великие Луки наблюдаются радиальные моренные гряды субмеридионального направления, достигающие длины 5—8 км при высоте не более. 5 м. В верхнем течении р. Луги и на междуречье Луги и Мшаги в северо-восточном направлении протягивается полоса сильноразмытого и выположенного (с превышениями не более 10 м) холмисто-грядового и волнистого моренного рельефа, шириной до 25 км. Она представляет собой краевую зону лужской стадии. Ориентировка отдельных гряд повторяет изгибы краевой зоны в целом, что вместе с весьма ограниченным распространением камов и других аккумулятивных форм, связанных с мертвым льдом, видимо, свидетельствует об активном состоянии периферической части льда на этом участке. Западнее, на междуречье Луги и Плюссы, краевая зона сливается с обширными камовыми массивами, окаймляющими с северо-востока Лужскую возвышенность. Среди них выделяется своим контрастным рельефом полоса камов шириной 2—3 км, протягивающаяся в широтном направлении на расстоянии около 50 км, получившая название Липовые Горы (относительная высота их до 70 м). Продолжением Липовых Гор являются моренные гряды и холмы на левобережье р. Плюссы. К востоку холмистые образования постепенно снижаются, выполажи- ваются и на водоразделе Волхова и Оредежи погребены под Тесово- Нетыльским торфяником, имеющим по данным торфоразведки неровное ложе с превышениями до 4—5 м. На востоке области, в среднем течении рек Паши и Тихвинки, продолжением лужской краевой зоны является полоса полого-холмистого моренного рельефа и камовых возвышенностей, ориентированных также в северо-восточном направлении. На северо-западе, в нижнем течении рек Мги и Тосны, располагается группа моренных и флювиогляциальных гряд («Рамболовская конечная морена», Шапки-Кирсинская гряда и др.), которые имеют в плане форму дуги, обращенной выпуклой стороной к югу и востоку и, видимо, повторяющей контуры небольшого ледникового языка, продвигавшегося по Притосненскому понижению. Рамболовская конечная морена имеет протяженность около 18 км и ширину 1,5—2 км н состоит из группы моренных гряд высотой 10—15 м, среди которых наблюдаются группы пологих камовых холмов высотой 7—10 ж. Шапки-Кирсинские краевые образования представлены двумя полосами сложно-холмистого рельефа, ориентированными в субмеридиональном направлении, шириной от 1—2 до 8 км, общей протяженностью около 60 км. Здесь преобладают крупные холмы высотой (15—30 м) с уплощенными вершинами и крутыми (до 30—35°) склонами, сложенные преимущественно разнозернистыми песками. Нередко наблюдаются бессточные котловины. Иногда среди холмистого рельефа встречаются короткие меридиональные гряды типа озов. Происхождение этих образований, видимо, аналогично гряде Вяремянселькя на Карельском перешейке, с которой они имеют много сходства в морфологии рельефа и составе слагающих пород. На междуречье Паши и Сяси имеются радиальные линейные образования, представляющие собой группы гряд юг-юго-восточного направления, примыкающих к внутренней части лужской краевой зоны. Они сложены большей частью тонкими сортированными песками мощностью до 25—30 м, реже мореной. Наиболее крупная из них — г^яда Масельга ' имеет протяженность около 40 км и высоту 30—40 м; остальные характеризуются значительно меньшими размерами. Образование этих форм, видимо, связано с радиальными трещинами в периферической части ледника. Вдоль р. Волхова многими исследователями, начиная с Н. Н. Соколова (1926), были описаны гряды северо-восточной ориентировки, сложенные разнообразными осадками (от тонких песков до валунных суглинков). Их высота достигает 10—15 м при протяженности до 5—15 км и ширине до 1—2 км. Соотношения этих образований с окружающими ленточными глинами различны; последние чаще всего перекрывают гряды или причленены к ним; однако известны случаи, когда ленточные глины вклиниваются в отложения, слагающие гряды, в связи с чем Н. Н. Соколов считает те и другие синхронными образованиями. Видимо, указанные формы возникли в результате заполнения радиальных трещин в периферической части ледника, контактирующего с обширным приледниковым озером. Из радиальных ледниковых образований следует отметить друм- лины на Онежско-Ладожском перешейке, в бассейне р. Ивинки, северного притока р. Свири. Эти формы представляют собой холмы удлиненной формы, насаженные на выступы кварцито-песчаников протерозоя и ориентированные в северо-западном направлении. Высота холмов в большинстве случаев составляет 5—10 л, длина 200—300 м, ширина по основанию 30—50 м. Друмлины сложены песками и плохо окатанными валунами. В пределах Свирско-Ловатской области в юго-западном Прионежье располагается незначительный по площади участок рельефа, чуждого ей по генезису и морфологии — южная оконечность Шокшинской гряды близ пос. Щелейка. Последняя представляет собой тектоническую куэсту, круто обрывающуюся к Онежскому озеру, возвышающуюся над ним более чем на 100 м. Ижорско-Себежская область изолированных аккумулятивных возвышенностей («срединных массивов») и абразионно-аккумулятивных равнин с участками холмистого рельефа, связанного „ с пассивным и мертвым льдом охватывает восточную часть обширной полосы изолированных холмистых массивов, разделяющих Ильменско-Ловатскую и Рижско-Даугавскую низины. В пределах рассматриваемой территории располагаются следующие возвышенности: Ижорская, Лужская, частично Хаанья, Судомская, Бежаницкая, приподнятые над окружающими равнинами на 150—200 м. Ижорско-Себежская область характеризуется сложным и разнообразным сочетанием холмистого и равнинного рельефа, чем существенно отличается от остальных областей проксимальной зоны. Формирование здесь крупных комплексов холмистых образований обусловлено наличием сравнительно расчлененного рельефа дочетвертичной поверхности, в пределах которой амплитуды высотных отметок достигают 80—120 лг. На фоне денудационной равнины выделяются изолированные возвышенности (абсолютные высоты ПО—140 м) и обширные котловины и понижения с абсолютными отметками 20—35 м и ниже (до —5 в северной части котловины Чудского озера). Древние долины, обычно частично погребенные, широко используются речной сетью. Минимальные отметки вскрыты буровыми скважинами в пра-долинах р. Луги (минус 30— 50 м) и Плюссы (—70 м). Характерной особенностью древних рек этого района является обтекание ими доледниковых возвышенностей. Поверхность дочетвертичного субстрата выработана в песчано-глинистых, реже карбонатных породах среднего и верхнего девона. Повышения дочетвертичного рельефа в ряде случаев приурочены к локальным структурам осадочного чехла. Неоднократно отмечалась в литературе (Шульц, 1958; Каяк, 1962 г. и др.) тектоническая природа доледникового цоколя массива Хаанья; в настоящее время появились данные о наличии локальной структуры амплитудой около 60 м в центральной части Лужской возвышенности. Очевидно, выступы древнего рельефа имеют в данном случае денудационно-тектоническое происхождение. В отличие от указанных возвышенностей Ижорское плато представляє;! собой наиболее повышенный участок куэсты, бронированной ордовикскими известняками. Неясно пока происхождение выступа доледникового рельефа, выявленного под Бежаницкой возвышенностью. Кроме того., в этой области бурением обнаружен ряд небольших локальных структур, которым нередко соответствуют также небольшие пологие повышения дочетвертичного и современного рельфа в районе городов Пскова, Порхова, пос. Палкино, д. Борисово и др. (гдовские дислокации). ° Мощность четвертичного покрова в описываемой области крайне неравномерна: максимальная наблюдается на крупных возвышенностях (от 85—100 до 220 м) и в древних долинах (от 40—80 до 120 м)\ на равнинах же она не превышает 10—15 м. В пределах возвышенностей состав четвертичной толщи достаточно разнообразен, однако преобладает морена, на равнинах — водные осадки различного генезиса. Разрезы межс'тадиальных березайских, соминских и мстинских отложений известны на Бежаницкой и Судомской возвышенностях. Как и вся проксимальная зона, Ижорско-Себежская область характеризуется широким развитием аккумулятивных и абразионных озерноледниковых и моренных равнин. В то же время здесь большое распространение имеют крупные изометрической формы возвышенности. Ижорская возвышенность представляет собой структурное моренное плато на абсолютных отметках 140—160 м, с незначительной мощностью ледниковых отложений (обычно 3—5 м). С севера и северо-запада плато ограничено Глинтом; к югу и юго-востоку оно понижается очень плавно. Поверхность возвышенности плоская, однообразная, местами осложненная небольшими моренными холмами и моренами напора — вилообразными грядами высотой от 5—10 до 30 м, протяженностью до 4 км, ориентированными в северо-восточном направлении. В ядре морен напора обычно лежат дислоцированные глыбы палеозойских карбонатных пород. К юго-востоку от г. Красное Село располагаются^ Дудергофские и Кирхгофские высоты — возвышенности относительной высоты до 50 м, состоящие из отдельных холмов и гряд и представляющие собой ледниковые наволоки. Благодаря небольшой мощности четвертичного покрова на Ижорском плато широко развиты карстовые формы рельефа — воронки, сухие долины и т. д. Лужская возвышенность представляет собой массив холмистого рельефа, участками контрастного, с абсолютными отметками поверхности 160 180 м (г. Подол 205 м). В ее строении принимают участие Разно°бразные ледниковые и водно-ледниковые отложения мощностью от 20 30 до 70 м, весьма пестрые по составу: валунные суглинки и супеси, пески от грубозернистых и галечниковых до тонких сортированных, причем последние преобладают. Холмисто-моренный и камовый рельеф развит в пределах возвышенности в равной мере. Весьма характерно отсутствие моренных гряд, озов и других линейных аккумулятивных образований; линейные формы рельефа представлены лишь крупными платообразными флювиогляциальными грядами высотой 30—40 az, длиной около 4—5 км (Княжецкая Гора и др.), вытянутые в меридиональном направлении. Эти гряды занимают наиболее высокое гипсометрическое положение и обычно окаймляются поясом камов, ориентированных в этом же направлении. В центральной части возвышенности наблюдаются участки внутренних озерно-ледниковых равнин на абсолютных отметках 150—160 л/, как правило, вытянутые с севера на юг. Южный и юго-восточный склоны возвышенности выражены в виде пологого ската высотой до 50— ?О м. Остальные склоны представляют собой сочетание плоских и слабоволнистых озерно-ледниковых террас и участков контрастного камо- вого, реже холмисто-моренного рельефа, причем холмистые образования и равнины развиты на Одних и тех же абсолютных отметках. Тыловые швы абразионных скатов, разделяющих террасы, имеют наиболее постоянные высоты 110-115; 100; 80-85; 70-72 м. На северо-запад- том склоне Лужской возвышенности, на междуречье рек Плюссы и /Келчи, развиты камовые террасы, представляющие собой волнистые и плоские платообразные поверхности с расчлененными склонами, морфологически весьма близкие к останцовым плато и террасам южной части Карельского перешейка (в районе поселков Юкки, Токсово и др.) и образующие несколько уровней в пределах абсолютных высот от 55— 6U до 100 м. Весьма характерным элементом рельефа Лужской возвышенности являются глубокие (до 40 м) ящикообразные ложбины стока талых ледниковых вод, направленные обычно от ее центра к периферии. Бежаницкая возвышенность является самым крупным холмистым массивом области, имеющим около 80—90 км в диаметре; абсолютные высоты ее поверхности составляют 200—250 м, а в центральной части до 300 м и более (гора Липицкая 339 м). Мощность четвертичных отложений, очень пестрых по составу, изменяется от 50 до 100 м, иногда возрастая до 150—240 м\ скважинами вскрыто до 12 прослоев морены, разделенных осадками водного генезиса. В пределах Бежаницкой возвышенности преимущественно распространен выположенный холмистоморенный рельеф, с превышениями не более 8—10 м, реже контрастный. На его фоне заметно выделяются изолированные холмы высотой до 40—50 м с крутыми (25—35°) склонами, сложенные большей частью разнозернистыми песками, часто с гравием и галькой (горы Лобно, Липицкая и др.). В центральной части возвышенности, в пределах отметок 150—170 м, встречаются волнистые моренные равнины, чередующиеся с участками размытого холмистого рельефа. Широко развиты на Бежаницкой возвышенности образования пассивного льда — камы (главным образом в восточной половине массива) и звонцы, слагающие обширные площади в западной его части. Камовый рельеф отличается значительной контрастностью: в районе д. Мякишево, пос. Пустошка высота холмов составляет 25—35 м\ понижения представляют собой замкнутые воронкообразные котловины со склонами до 30 35°, имеют глубину до 15—20 м. На правобережье on великой у оз. Белого наблюдаются гряды длиной до 6 км, высотой 20 35 м, ориентированные в субмеридиональном направлении; гребни гряд ^обычно уплощенные, местами с термокарстовыми западинами глубиной до 5—8 м. Озы, встречающиеся очень редко, также имеют ориентировку, большей частью близкую к меридиональной. Звонцы развиты на Бежаницкой возвышенности более, чем где-либо на Северо-Западе. Они представлены как единичными формами, таки целыми массивами звонцевого рельефа площадью до 200 км2, образующими прерывистую полосу, вытянутую с севера на юг. Они доминируют над окружающей местностью, достигая 200—250 м абсолютной высоты. Нередко их платообразная поверхность осложнена моренными холмами— выступами неровного моренного цоколя. Очертания звонцев весьма разнообразные, обычно фестончатые; склоны довольно крутые (до 15 25 ), изрезанные овражной сетью. Площадь отдельных звонцев, располагающихся по периферии указанной полосы, составляет от 1 — 2 до 15—20 км2. Остальная территория области занята озерно-ледниковой равниной, с участками холмистого рельефа. Абсолютные высоты ее понижаются в западном и северо-западном направлениях от 90—ПО до 30—40 м. Абрадированная моренная равнина развита на незначительных площадях в пределах отметок 70—90 м абсолютной высоты. Озерно-ледниковая равнина представляет собой серию аккумулятивных террас, местами разделенных береговыми образованиями (уступами, береговыми валами). Абразионные уступы наблюдаются главным образом вблизи возвышенностей и на склонах холмистого рельефа; их высота достигает 10—15 м, крутизна 15—25°. Береговые валы широко распространены в бассейне рек Черехи, Узы и Кеби и вдоль восточного берега Псковского озера. Их длина составляет 2—6 км, высота не более 1 — 3 м. Береговые образования обычно располагаются на абсолютных отметках 90; 80—85; 70—75; 60; 51—53; 40—42 и 35—38 м. На равнине широко распространены камы, сохранившие свежие формы. Они отсутствуют лишь в пределах самой низкой озерно-ледниковой террасы (36—38 м). Так, вблизи восточного берега Псковского озера, на междуречье рек Черной и Лочкиной и в нижнем течении р. Желчи, на отметках 38—45 м развит контрастный холмисто-грядовый рельеф с бессточными впадинами глубиной до 15—20 м; крутизна склонов здесь достигает 25—30°. Наиболее значительные площади камы занимают вблизи указанных возвышенностей, где они местами образуют узкие (2—3 км) широтные полосы. Камы, развитые среди низких озерно-ледниковых террас с абсолютными отметками от 38 до 50—55 м, слагают небольшие массивы неправильной формы и характеризуются обычно холмисто-грядовым рельефом. Холмисто-моренный рельеф не имеет широкого распространения и встречается главным образом на юге области, у склонов Бежаницкой и Судомской возвышенностей. Краевые части холмисто-моренных массивов часто выположены и перекрыты тонкими суглинкми. Из линейных форм рельефа широко развиты озы, особенно на юге области, в среднем и нижнем течении р. Великой. Они характеризуются субмеридиональной, реже северо-восточной ориентировкой, извилистыми очертаниями в плане; длина гряд изменяется от 2—3 до 10 км, высота 5—20 м, склоны до 25—30°. Наиболее крупной линейной формой является гряда, располагающаяся к югу от г. Острова и вытянутая с северо-BQCTOKa на юго-запад на расстоянии около 40 км\ высота ее достигает 25 м. Она образована сочетанием небольших озов шириной 20—15 м и участков мелкохолмистого камового рельефа. Гряда сложена песчано-гравийным материалом. Вдоль р. Великой, вблизи г. Опочки, прослеживается цепочка субмеридиональных песчаных гряд общей длиной около 30 км. Высота наиболее крупных из них составляет около 30 м, ширина 300—800 м, поверхность гряд плоская с большим количеством термокарстовых котловин глубиной до 10—15 м. Моренные гряды встречаются значительно реже. На междуречье Плюссы и Луги отмечена крупная гряда северо-западного направления, протяженностью 15 км и высотой около 40—50 м, сложенная разнозернистыми песками, перекрытыми иногда моренным чехлом. Вдоль восточного побережья Чудского озера и в центральной части Псковской низины прослеживаются серии пологих гряд высотой не более 8—10 м, меридиональной и северо-восточной ориентировки, сильно размытых, а на отдельных участках перекрытых озер но-лед никовыми песками и суглинками. Наиболее крупные формы, вытянутые в субширотном направлении, наблюдаются к югу от Лужской возвышенности в районе деревень Дубровно и Заозерье восточнее массива Хаанья, у д. Анокино, а также к северо-востоку от г. Пскова (гряда Ваулины Горы); их длина составляет 2-—5 км, высота колеблется от 10—15 до 40—50 м при ширине до 0,5 км. На междуречье Иссы и Великой располагается меридиональная гряда длиной 10 км и высотой 15—25 м, склоны которой террасированы. На озерно-ледниковой равнине, примыкающей с востока к Чудскому и Псковскому озерам, местами наблюдаются эоловые формы — дюны и бугристые пески. Форма дюн обычно параболическая, ориентировка — меридиональная и юго-западная, высота 3—7 м. Таким образом, своеобразие рельефа данной области создается в первую очередь присутствием крупных, имеющих изометрические очертания холмистых возвышенностей, образующих цепи, параллельные направлению движения льда в этом районе. При этом в пределах холмистых комплексов отдельные формы рельефа часто также обладают ориентировкой, близкой к меридиональной. Н. Н. Соколов (1961) считал, что эти образования являются срединными, возникшими на стыке крупных ледниковых лопастей. Аналогичные взгляды на происхождение Судомской и Бежаницкой возвышенностей высказали С. С. Шульц, Б. Н. Можаев и др. (1963), Н. С. Чеботарева и др. (1965), С. В. Яковлева (1967). В то же время, по мнению ряда исследователей (Краснов, Заррина, 1965; Чеботарева и др., 1965; Серебрянный, Раукас, 1966; Апухтин, Краснов, 1967), возвышенности Лужская, Хаанья, Латгальская представляют собой краевые образования различных стадий валдайского оледенения.
Несомненно, однако, что все указанные массивы близки по генезису и являются, видимо, срединными межлопастными образованиями; их расположение не связано с максимальным распространением последних стадиальных надвигов валдайского оледенения. В пределах рассматриваемой области линейные аккумулятивные формы ориентированы, за редким исключением, параллельно оси понижений и образуют несколько основных ветвей. Одна из них пересекает описываемую область с севера на юг вдоль Псковско-Чудской котловины и восточного склона Хааньянского массива до верховий Иссы и Утрой. Вторая протягивается в широтном направлении вдоль пониже-. ния между Лужской и Судомской возвышенностями, затем постепенно поворачивает к юго-западу и в среднем течении р. Великой сливается с меридиональной ветвью. Еще одна цепь гряд обтекает Бежаницкую возвышенность с севера и северо-запада. Гряды, видимо, представляют собой радиальные образования ледниковых потоков, проникавших в бассейн р. Великой двумя путями: с севера, через Псковско-Чудскую котловину, и с северо-востока через понижения в среднем течении Ше- лони и Сороти. Это представление согласуется с данными С. В. Яковлевой (1967), которая на основании изучения петрографического состава и ориентировки валунов пришла к выводу о том, что ладожский ледниковый поток благодаря влиянию Карбонового уступа постепенно отклонялся к юго-западу и обтекал Бежаницкую и Судомскую возвышенности. Характерной чертой геоморфологического облика Ижорско-Себежской области является преобладание в ее пределах типов и форм рельефа, связанных с пассивным и мертвым льдом, особенно широко развитых в периферических частях возвышенностей и на равнине. Этот рельеф отличается весьма свежим обликом, несмотря на то, что находится в сочетании с озерно-ледниковыми террасами, включая и самые низкие, т. е. располагается заведомо ниже уровней региональных при- ледниковых озер, фиксируемых повсеместно в пределах проксимальной зоны. В связи с этим приходится предположить, что образование рельефа окраинных частей возвышенностей и окружающих равнин на данной территории связано с одновременным существованием крупных глыб мертвого льда и озерно-ледниковых бассейнов. О начале формирования этого рельефа трудно судить, поскольку в настоящее время нет определенных сведений о возрасте срединных массивов. Несомненно лишь, что оно продолжалось в течение периода с момента отступания льдов от краевых образований крестецкой стадии до возникновения Балтийского ледникового озера, так как холмистые формы отсутствуют на террасе, связанной с уровнем 36—38 м. Таким образом, в пределах рассматриваемой области на протяжении регрессивного этапа валдайского оледенения существовали специфические условия, выразившиеся в расчленении периферического покрова ледника на ряд лопастей и языков, а затем в отрыве и омертвении последних. Благодаря этому краевые комплексы стадиальных надвигов валдайского оледенения на этой территории отсутствуют^ и широтная зональность рельефа, характерная для области последнего оледенения, нарушена. Видимо, лишь самые южные возвышенности — Латгальская и Бежаницкая — фиксируют максимальное распространение ледникового покрова в вепсовскую стадию валдайского оледенения, поскольку краевая зона последней непосредственно причленяется к южной части указанных массивов. В пределах проксимальной зоны, кроме описанной выше полосы срединных межлопастных массивов, отдельные образования подобного рода наблюдаются в центральных частях Онежско-Ладожского и Карельского перешейков, где они возвышаются над окружающими равнинами на 100—150 м.
Онежско-Ладожский срединный массив включает Олонецкую возвышенность, а также комплекс холмистого рельефа на междуречье Свири и Ояти, отделенный от Олонецкой возвышенности широтным ложбинообразным понижением, к которому приурочена р. Свирь. В целом массив представляет собой полосу холмистых образований с небольшими участками равнин, ориентированную с северо-запада на юговосток и имеющую ширину 60 км при длине около 100 км. Рельеф поверхности дочетвертичных пород в пределах массива неровный. Наиболее повышенная часть (абсолютные высоты до 100— 125 м) располагается на севере в районе оз. Большое Мужано и связана с выступом допалеозойского основания, перекрытого маломощной толщей нижнепалеозойских осадков. Это повышение образует доледниковый цоколь Олонецкой возвышенности; последняя, видимо, является аналогом огромного друмлина, аккумулятивная ледниковая часть которого располагается в дистальном направлении. К югу от указанного выступа абсолютные высоты поверхности дочетвертичных пород постепенно понижаются в сторону р. Свири до 75—50 м. В районе г. Подпорожье наблюдается котловина с абсолютными отметками поверхности от нуля до 50 м, прорезанная древней долиной субширотного направления — пра-Свирью. На водоразделе Свири и Ояти поверхность дочетвертичных пород снова повышается до 75—100 м.. Этот выступ сложен девонскими и кембрийскими песчано-глинистыми породами. В районе пос. Андроновское вскрыта древняя долина, в пределах которой дочетвертичные породы лежат на абсолютных отметках ниже —45 ж (скважина у пос. Игнатовские Бараки). Эта долина частично используется современными реками Оятью, Оштой, Тукшей, Сондалой. По данным Д. И. Гарбара, М. Е. Вигдорчика, А. Г. Кабакова и др., древние долины Онежско-Ладожского перешейка совпадают с линиями тектонических нарушений: пра-долина системы Ошта — Тукша приурочена к уступу допалеозойского основания, пра-Свирь —к сбросам, амплитуда которых достигает 150—200 м. Четвертичные отложения в центральной части Онежско-Ладожского перешейка имеют мощность от 25 до 75 м. Максимальные мощности (свыше 150 м, скважина Игнатовские Бараки) приурочены к древним долинам. Онежско-Ладожский срединный массив сложен верхневалдайскими ледниковыми, реже водно-ледниковыми осадками. Более древние образования вскрыты лишь в пределах древних долин, где обнаружены озерно-аллювиальные отложения неоген-четвертичного возраста, лихвинского, одинцовского и микулинского межледниковья исо- минского межстадиала, а также ледниковые и водно-ледниковы£ образования окского, днепровского, московского и валдайского возраста. Современная поверхность представляет собой чередование пологохолмистых (на юге) и грядово-холмистых (на севере) участков и волнистых равнин, располагающихся на абсолютных высотах от 100—150 до 200 л/; максимальные отметки наблюдаются в центральной (осевой) части массива. В пределах Олонецкой возвышенности преобладает (по данным М. Е. Вигдорчика) холмисто-моренный рельеф, характеризующийся четкой ориентировкой форм. Здесь наблюдается значительное количество моренных гряд высотой 20—30 м, длиной 2,5—5 км при ширине 0,2—0,4 /сл/, ориентированных в двух основных направлениях: СВ 40—45° (западная часть возвышенности) и СЗ 310—340° (восточная часть возвышенности). Южнее пос. Пай располагается моренная гряда меридиональной ориентировки, высотой до 25 м, длиной около 10 км при ширине 1—1,5 км. В районе Тонгозера встречены небольшие по площади звонцы, высотой 20—25 м, диаметром несколько квадратных километров. В южной части массива, на междуречье Свири и Ояти, на значительной площади развиты камы, сложенные часто очень тонкими осадками (алевритами и даже глинами), а иногда валунно-галечным материалом. Наиболее крупные камы описаны в районе деревень Большая и Малая Падала, где высота их достигает 30—35 м. Холмисто-моренный рельеф в южной части срединного массива отличается выполо- женностью форм и небольшими превышениями (10—15 м). Участки волнистых равнин, наблюдаемые повсеместно среди холмистого рельефа, сложены большей частью мореной; аккумулятивные озерно-ледниковые равнины, встреченные на абсолютных высотах 130— 160 м южнее г. Подпорожье и к северу и западу от пос. Андроновское, занимают небольшие площади и представляют собой образования местных подпруженных приледниковых озер. Полоса абрадированных моренных и аккумулятивных озерно-ледниковых равнин с отметками 60— 100 м абсолютной высоты протягивается в широтном направлении вдоль долины р. Свири. По этому понижению, видимо, осуществлялась связь между приледниковыми озерами, занимающими котловины Ладожского и Онежского озер. На левобережье р. Свири прослеживается абразионный скат высотой 30—40 м. В западной части свирского понижения, в районе г. Подпорожья, наблюдается участок террасированной зандро- вой равнины. Срединный массив Карельского перешейка (Котовская возвышенность) представляет собой крупное аккумулятивное моренное плато с относительной высотой около 100 диаметром около 30 км. Возвышенность приурочена к выступу доледникового рельефа, представляющему собой невысокое (около 50 м) денудационное плато с абсолютными отметками поверхности 30—50 м. Сложено оно глинами (лями- наритовыми) вендского комплекса. Склоны доледникового плато расчленены древними долинами, днища которых вскрыты на абсолютной отметке до —70 м (данные по скважине у оз. Красное). Мощность четвертичных отложений, представленных в основном ледниковыми образованиями среднечетвертичного возраста, составляет здесь 100—150 м. В одной из скважин (у горы Майской) на абсолютной высоте, 170 м обнаружены озерно-аллювиальные и болотные осадки микулинского межледниковья. Морена валдайского оледенения (лужской стадии), слагающая лишь самую верхнюю часть возвышенности, имеет мощность не более 5—10 м. Современная поверхность Котовской возвышенности плоская и слабоволнистая, с абсолютными отметками 180—200 лі. В ее центральной части наблюдаются небольшие участки контрастного ка- мового рельефа. Наиболее четко выражены в рельефе северный и восточный склоны возвышенности, представляющие собой террасированные скаты высотой 40—60 м, крутизной до 10—12°. Западный и южный склоны очень пологие. Северо-западный склон расчленен глубокими ящикообразными долинами (рек Странницы и Волочаевки), образование которых связано с выпахивающей деятельностью ледника и эрозией флювиогляциальных потоков. Центральная возвышенность Карельского перешейка с юго-запада, юга и востока окаймляется полосой весьма своеобразного сложно расчлененного рельефа, который представляет собой чередование равнинных участков с абсолютными отметками от 30 до 60 м и островных возвышенностей, платообразные вершины которых достигают 50 м (Всеволожская), 80 м (Юкковская и Колтушская), 100 м (Токсовская), 120м (в районе пос. Осельки) и 140 м (Агалатовская). Размеры, форма, а также ориентировка возвышенностей весьма различны. Гряда Юкки — Порошкино— Мистолово шириной 1—4 км протягивается на 10 км в широтном направлении. Токсовская возвышенность имеет меридиональную ориентировку, ширину 2—3 км и протяженность около 20 км. На севере она переходит в высокую озерно-ледниковую террасу, причле- ненную к Котовскому плато севернее оз. Лемболовского. Несколько обособленно располагаются возвышенности неправильной формы: Агалатовская, Колтушская, Всеволожская. Относительная высота их составляет 40—50 м. Возвышенности разделены замкнутыми впадинами Лем- боловской, Охтенской и др. Несмотря на значительное разнообразие форм, в целом для этого рельефа характерны следующие основные черты: 1) приуроченность всех основных возвышенностей к выступам кровли подстилающей морены или коренных пород; 2) общая выровненность поверхности, на которой отсутствуют положительные аккумулятивные формы и все многообразие рельефа создается различным сочетанием отрицательных, выработанных форм; 3) широкое развитие термокарста— воронкообразных бессточных котловин глубиной до 10 м, диаметром до 20—30 м и обширных замкнутых ложбин длиной около 1,5 км, при глубине до 25 м и ширине 700 м. На склонах и дне последних местами имеются замкнутые воронки диаметром несколько десятков метров. На склонах Токсовской, Юкковской, Колтушской возвышенностей иногда наблюдаются полузамкнутые котловины типа ниш; 4) широкое развитие эрозионных форм рельефа (сухих ложбин и оврагов). Древние эрозионные ложбины, как правило, кончаются у подножия возвышенностей и по морфологии резко отличаются от мелких долин, выработанных современной эрозией, продолжающихся на окружающей равнине. Они широкие и короткие (длиной 150—200 м), с крутизной склона от 15—20 до 40—45°; 5) склоны всех возвышенностей террасированы. Террасы часто глубоко вдаются в глубь возвышенностей и имеют сложные очертания. Среди низких террас наблюдаются останцы более высоких поверхностей. Площадки, шириной от 3—5 до 100—200 м, разделены уступами высотой от 3—4 до 20 л; 6) все отрицательные формы рельефа обычно взаимосвязаны: системы эрозионных ложбин выводят к абразионным террасам, полузамкнутые котловины (ниши) нередко соединены эрозионными ложбинами и образуют каскады. Таким образом, современный облик сложно расчлененного рельефа, окаймляющего Котовское плато, обусловлен наложением скульптурных (выработанных) форм на первичную плоскую аккумулятивную поверхность. Поэтому возвышенности южной части Карельского перешейка не являются камами в обычном понимании этого термина. Они представляют собой скорее «камовые террасы» (по Флинту, 1929), образовавшиеся в результате заполнения песчаными отложениями крупных внутриледниковых озер, возникшего с дистальной стороны Котовского плато. После вытаивания ледяных склонов водоема плоские озерно-ледниковые поверхности подверглись абразии, эрозии и процессам термокарста, в результате чего были существенно преобразованы. Поэтому наиболее сложным является рельеф Юкковской, Колтушской, отчасти Токсовской возвышенностей, так как в их образовании участвовали все процессы. Возвышенности же, в которых эрозионные и абразионные процессы охватили только склоны, имеют наиболее выровненную поверхность, близкую к первичной; к ним относятся Всеволжская и Вас- келовская возвышенности. Впервые теория флинта для объяснения генезиса этого рельефа была применена К. К. Марковым (1931).
|
К содержанию: В. А. Селиванова, В. С. Кофман "Геология СССР" 1 том
Смотрите также:
Науки о Земле ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ Геология с основами палеонтологии ПАЛЕОНТОЛОГИЯ
Геохронология и стратиграфия, таблица Геохронология Геохронологический возраст горных пород