Геоморфология северо-запада Русской плиты

 

 

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