Геоморфология северо-запада Русской плиты

Доголоценовый ярус. Валдайское оледенение. Ледниковый рельеф доголоценового яруса

Его формирование связано с ледниковой и водно-ледниковой аккумуляцией периода максимального развития и отступания валдайского оледенения. Роль тектонического фактора в этот период неизвестна. Очевидно, последний не оказывал существен­ного влияния на рельефообразование из-за несоизмеримости скоростей тектонических и гляциальных процессов в платформенных условиях. Если первые приводят к ощутимым для рельефа результатам лишь через длительный промежуток времени, то скорость образования лед­никовых форм измеряется десятками и сотнями лет (как известно, внешняя гряда Сальпауселькя сформировалась примерно за 200 лет).

Несоизмеримы также амплитуды неровностей ледникового ложа, созда­ваемых тектоническими движениями за столь кратковременный период, с толщиной льда, которая даже в самой тонкой краевой части ледника составляла, видимо, 150—200 м. Поэтому вряд ли целесообразно искать связь между образованием трещин в теле ледника, приведших к воз­никновению тех или иных ледниковых форм рельефа, с различными проявлениями тектоники. Наблюдаемое иногда совпадение ориенти­ровки линейных аккумулятивных форм рельефа с основными направ­лениями трещиноватости пород субстрата может быть объяснено оди­наковой направленностью напряжений, поскольку область питания -скандинавского оледенения в общем совпадала с центром поднятия Балтийского щита.

Второй ярус рельефа явился функцией двух основных факторов: процессов, связанных с деятельностью ледника, и характера поверхности первого яруса. О тесном их взаимодействии свидетельствует наблю­даемая повсеместно связь между ледниковым рельефом и неровностями подстилающей дочетвертичной поверхности. В качестве примера пря­мой связи можно указать на приуроченность участков мощной и не­равномерной ледниковой аккумуляции к выступам дочетвертичного рельефа. В сущности все крупные аккумулятивные ледниковые воз­вышенности имеют цоколь, сложенный коренными породами. Что же касается впадин в дочетвертичном рельефе, то они обычно сохраняются как отрицательные формы рельефа и в современной поверхности, пред­ставляя собой участки озерно-ледниковой аккумуляции (Балтийско­Ладожская, Ильменская, Псковско-Чудская, Грузинская и другие ни­зины).

 В качестве примера более далекой связи можно привести влияние выступа субстрата в центральной части Карельского перешейка на фор­мирование своеобразного рельефа типа камовых террас в южной и восточной частях перешейка.

Подобная опосредованная связь наблюдается также между характером доледниковой поверхности и обликом краевых образований бологовской и едровской стадий. На востоке территории, в районе г. Пестово, равнинная поверхность Кар­бонового плато, полого наклоненная к юго-востоку, способствовала по­верхностному стоку талых ледниковых вод вепсовской стадии, благодаря чему уже существующий ледниковый рельеф подвергся сильному раз­мыву и нивелировке. В то же время юго-западнее, в верхнем течении рек Полы и Поломети, этот сток был преимущественно линейным, приуро­ченным к древним долинам; поэтому краевые образования едровской и бологовской стадий здесь в значительно большей степени сохранили свой первоначальный облик.

Ледниковый рельеф доголоценового яруса связан с различными стадиями валдайского оледенения; его возраст омолаживается по мере движения к северо-западу. Хотя разница во времени формирования аккумулятивных форм различных стадиальных надвигов невелика, они существенно отличаются друг от друга по морфологическому облику и степени сохранности благодаря изменению условий рельефообразова­ния и последующему преобразованию рельефа. В процессе деградации последнего оледенения изменялись динамика ледника, характер аккуму­ляции, степень влияния подстилающей поверхности, приледниковые ус­ловия ит.п.

Ниже будет рассмотрен характер взаимодействия процессов лед­никового рельефообразования и поверхности первого яруса на различ­ных этапах отступания ледника. Для этого предварительно необходимо остановиться на понятиях «климатической» и «динамической» границ стадий. Климатические границы стадий характеризуют тот предел, до которого может распространяться край ледника при данном балансе поступления и таяния льда. Поскольку в пределах юго-восточного сек­тора скандинавского оледенения климатические условия, видимо, были приблизительно одинаковыми, эти линии должны располагаться здесь концентрически по отношению к области питания покровных льдов. Динамические границы определяют реальное распространение леднико­вого покрова в данную стадию, обусловленное в первую очередь харак­тером подстилающего рельефа, и имеют разнообразные, часто фестон­чатые очертания ().

В период максимального развития валдайского оледенения влия­ние поверхности первого яруса, видимо, было минимальным, и динами­ческая и климатическая границы совпадали. Даже такой крупный элемент древнего рельефа, как Карбоновое плато, не явился препятствием для продвижения ледника.

Во время вепсовской стадии роль дочетвертичной поверхности зна­чительно возросла. Хотя ледник преодолел Карбоновый уступ, влияние последнего сказалось в смещении динамической границы этого надвига к северу и северо-западу; несколько дальше на юго-восток льды про­двинулись по Мстинской впадине, ориентировка которой совпала с направлением их движения. Подстилающий рельеф, видимо, оказывал влияние на распространение ледника не только в его краевой части. С ранними этапами отступания ледника связано образование двух суб­меридиональных цепей срединных массивов, возникших к югу от круп­ных выступов Ордовикского плато — Ижорского и Пандивере.

В это время юго-восточное направление движения льда, видимо, сменилось субмеридиональным. Вепсовская стадия характеризуется самыми мощ­ными и выдержанными по площади краевыми образованиями, что свя­зано с наиболее благоприятными условиями рельефообразования в это время. С одной стороны, собственно ледниковая аккумуляция была еще достаточно значительной и преобладала над водно-ледниковой, •периферический покров в целом сохранял свою монолитность; с дру­гой стороны, мощность льда уменьшилась настолько, что выступы по­верхности субстрата уже способствовали растрескиванию краевой части ледника и аккумуляции обломочного материала. Доледниковый рельеф, оказывая влияние на ледниковые процессы, сам претерпевал изменения, о чем свидетельствуют расширенные трогообразные участки тех древ­них долин, ориентировка которых совпала с направлением движения .льдов.

В крестецкую стадию положение ледникового края уже почти пол­ностью определялось орографическим планом возвышенностей, сфор­мированных ранее; ее динамическая граница имеет извилистые, фестон­чатые очертания. В это время Карбоновый уступ и приуроченные к нему краевые образования вепсовской стадии отклонили ледниковые потоки к юго-западу, о чем свидетельствуют данные С. А. Яковлевой по петро­графическому составу и ориентировке валунов, а также направление .линейных форм рельефа в проксимальной зоне. Изолированные средин­ные массы (Лужский, Судомский и др.) также обтекались льдами. Не только дочетвертичный, но и докрестецкий рельеф существенно влияли на условия рельефообразования: на западе территории расчле­ненный рельеф способствовал омертвению периферического покрова, поэтому здесь развиты формы, связанные с пассивным льдом, на востоке благодаря равнинной поверхности краевая часть ледника со­храняла активное состояние; здесь преобладают линейные формы.

Крестецкая стадия в известной степени явилась переломным мо­ментом в деградации ледника. После нее собственно ледниковая акку­муляция уступает ведущую роль водно-ледниковой. Для заключитель­ных стадий отступания ледника не характерны мощные краевые образования. Это может быть объяснено интенсивным вымыванием обломочного материала талыми водами, а также менее значительным поступлением его в связи с сокращением экзарационной деятельности ледника, вызванной общим уменьшением объема льда и площади, по­крытой ледником.

В это время проявляется новый рельефообразующий фактор — региональные приледниковые озера, которые не только непосредственно участвовали в формировании рельефа (возникновение обширных акку­мулятивных озерно-ледниковых равнин, абразия), но и оказывали опре­деленное влияние на положение ледникового края и характер краевых образований. В качестве примера можно привести краевую зону лужской стадии с ее размытым обликом и извилистыми очертаниями, не обна­руживающими какой-либо зависимости от подстилающего рельефа. Интересно отметить, что лужские краевые образования отсутствуют в пределах Ильменско-Волховского понижения, т. е. там, где глубина озера была наибольшей, что, возможно, связано с всплыванием пери­ферической части льда на этом участке. По мере сокращения уровня и акватории приледниковых водоемов уменьшалось и их воздействие на ледниковый край. Поэтому в невскую стадию распространение льдов определялось уже главным образом характером подстилающего рельефа- ее динамическая граница имеет сложные фестончатые очертания. После невской стадии процессы, непосредственно связанные с деятельностью ледникового покрова, ограничиваются пределами Балтийско-Ладожской впадины. Южнее уже началось формирование поверхности последнего третьего, яруса (заложение гидрографической сети, образование эоло­вых форм и т. д.). .

Доголоценовый ярус рельефа Северо-Запада является в целом ак­кумулятивным; однако в период его формирования значительную актив­ность имели и денудационные процессы, нередко заметно видоизменяв­шие первичную аккумулятивную поверхность, к ним относятся ледни­ковая экзарация, размыв рельефа талыми ледниковыми водами (крае­вые образования бологовской и едровской стадии), абразия позднелед­никовых бассейнов (уступы и скаты, обширные площади выровненных моренных равнин в проксимальной зоне), термокарстовые, а также солифлюкционные и оползневые процессы, развивающиеся особенно интенсивно на последних этапах оледенения и способствовавшие обшей нивелировке рельефа.

Период формирования доголоценового яруса характеризуется весь­ма значительной скоростью рельефообразования. За сравнительно не­продолжительный отрезок геологического времени был создан мощныш ярус рельефа, качественно отличный от предыдущего как в генетиче­ском отношении, так и по морфологии. В целом преобразование поверх­ности яруса свелось к заполнению и нивелировке ее отрицательных форм и росту положительных. Поэтому общая амплитуда и орографи­ческий план рельефа существенно не изменились, однако значительно' возросла мелкая расчлененность его за счет холмистых и линейных ак­кумулятивных образований. Для подавлящей части территории поверх­ность II яруса рельефа является практически наблюдаемой поверх­ностью, поскольку формирование последнего, третьего, яруса еще нахо­дится лишь на первых стадиях своего развития.

Современный ярус рельефа распространен спорадически, на тех участках, где ледниковый рельеф был видоизменен в послеледниковое время речной эрозией и аккумуляцией, формированием речных дельт озерно-аллювиальных, озерных и морских равнин, эоловыми процес­сами, ростом торфяников и т. п. На территории Ленинградской, Псков­ской и Новгородской областей характер и распределение современных рельефообразующих процессов обусловлены в значительной степени поверхностью предыдущего яруса. Речные долины обычно следуют пер­вичным уклонам ледникового рельефа, участки современной морской и озерной аккумуляции приурочены к областям былой озерно-ледниковой аккумуляции (Ильменская, Ладожская, Псковско-Чудская и другие котловины), образование озерно-аллювиальных равнин, как правило имеет место там, где реки выходят из холмистой краевой зоны на рав­нину, т. е. уклоны резко уменьшаются (озерные разливы рек Ло- вати, Поломети, Меты) и т. д. Величина роли новейших тектонических движении в формировании современного яруса рельефа пока неясна. Несомненно, однако, что они имели определенное значение в развитии: крупных озерных котловин Северо-Запада, о чем свидетельствуют ло­кальные трансгрессии южных частей Псковского и Ладожского озер в бореальном и суббореальном периодах голоцена. Сопоставление ха­рактера современной береговой линии оз. Ильмень и устьевых частей впадающих в него рек также указывает на проявления неотектонических движений. Северо-западные берега озера являются абразионными, устья рек расширены на протяжении до 7—8 км, хотя разливы озера здесь охватывают полосу не шире 1,0—1,5 км\ воронкообразный харак­тер имеет также исток р. Волхова; внешний край дельты р. Меты сре­зан и представляет собой продолжение северо-восточного берега озера, у дельты р. Шелони внешний край вогнутый; высота I надпойменной террасы р. Меты понижается к устью до 5—6 м. В то же время восточ­ный и юго-восточный берега оз. Ильмень на всем протяжении являются аккумулятивными; устьевые части рек слегка расширены в пределах заливаемой озером зоны; дельта р. Ловати значительно выдвинута в сторону озера (на расстояние 16—17 км}\ высота ее I террасы возра­стает в нижнем течении до 8—9 м. Из всего сказанного следует, что в на­стоящее время происходит наступание оз. Ильмень на западное и северо­западное побережья, что вызвано перекосом Ильменской котловины.

Новейшие движения проявляются в искривлении тыловых швов- озерно-ледниковых и речных террас, в изменении морфологии долины и характера эрозионных процессов на различных участках одной и той же реки, в рисунке гидрографической сети (Можаев, 1966; Рукояткин, 1966). Наиболее чутким индикатором тектонических движений являются реки, однако они реагируют прежде всего на уклоны. Между тем, в пре- делах^контрастного ледникового рельефа трудно ожидать за столь ко­роткий срок существенной перестройки первичных уклонов, созданных ледниковой аккумуляцией; поэтому лишь там, где ледниковый ярус слабо развит, характер речной сети может определяться новейшими структурами. Можно согласиться с мнением Б. Н. Можаева (1966), что на данной территории лишь наиболее интенсивно растущие локальные структурные формы третьего, реже второго порядка находят свое пря­мое отражение в рельефе, причем главным образом на равнинах.

В различных районах Северо-Запада обращает на себя внимание некоторое своеобразие черт речной и долинной сети: коленчатые изгибы крупных рек и их притоков, ориентированные в двух основных направ­лениях, составные долины, где на соседних участках резко изменяются параметры, морфология и направление долины, современные речные процессы; пересечение реками собственных водоразделов и т. д.

Иногда подобные аномалии связаны с развитием самих рек и из­менением их базисов эрозии (явления перехватов и т. д.). Так, участок верхнего течения р. Луги некогда имел связь с Ильменским водоемом, а затем благодаря более низкому базису эрозии в Балтике был пере­хвачен левым притоком р. Оредеж. Поэтому р. Луга вблизи оз. Ильмень отклоняется к западу и, пересекая возвышенную краевую зону луж­ской стадии, направляется на север в Финскии залив. В качестве дру­гого примера можно привести составной характер долин левых прито­ков р. Шелони —рек Колошки, Иловенки и Боровенки. В верхнем тече­нии, пересекая моренную равнину, они имеют хорошо разработанные V-образные и ящикообразные долины глубиной 10—20 м и шириной до 0,5 км, часто с террасированными склонами. Выходя в пределы озерно­ледниковых равнин, реки меандируют в низких берегах высотой от 0,8 до 1,5 лг; только вблизи р. Шелони Водотоки снова обретают неглубокие (3 7 м) узкие долины. Эти особенности, видимо, связаны с тем, что долины верхних участков указанных рек сформировались еще в ледни­ковое время относительно уровня приледникового озера, тогда как в ни­зовьях эрозионные врезы являются современными.

В некоторых случаях эти явления, видимо, также указывают и на проявления новейших тектонических движений. Так, гидрографическая сеть юго-западного Приильменья, где мощность четвертичных отложе­ний невелика, характеризуется строго выдержанной ориентировкой рек в двух взаимно перпендикулярных направлениях.

К одной из таких линий приурочена система спрямленных участков рек Уды, Шелони, Северки и Переходы, протягивающаяся с юго-запада на северо-восток от пос. Чихачево до оз. Ильмень на расстоянии около 130 км-, в ее пре­делах располагается местный водораздел, возможно, обусловленный ро­стом здесь локальной структуры. Б. Н. Можаев (1966) считает, что по­добный рисунок речной сети связан либо с планетарной трещинова­тостью, либо с тектоническими разрывными нарушениями. Следует под­черкнуть, что ориентировка долин совпадает с двумя основными напра­влениями трещиноватости палеозойских пород в этом районе.

Весьма примечателен по характеру современных эрозионных процессов уча­сток верхнего течения р. Луги, южнее ст. Батецкая. В этой долине в на­стоящее время почти повсеместно преобладает боковая эрозия и акку­муляция пойменного аллювия, о чем свидетельствуют ящикообразная форма долины и ее широкое (до 1,5 км) плоское днище, в пределах которого река интенсивно меандрирует. Исключение составляет участок- протяженностью около 5 км, между деревнями Ожогин Волочек и За­полье, где, судя по V-образному поперечному профилю долины, ела- бому развитию поймы, прямолинейному течению реки в настоящее вре­мя преобладает глубинная эрозия. Ввиду отсутствия местных перегибов в продольном профиле реки данный локальный врез можно объяснить, только ростом положительной структуры.

Различный характер долины может быть также обусловлен тем, что реки на отдельных участках используют ложбины стока талых ледни­ковых вод или доледниковые эрозионные формы. Подобными состав­ными долинами характеризуются все крупные реки Северо-Запада (Ло- вать, Мета, Луга и др.). Иногда река почти на всем своем протяжении приурочена к доледниковой долине (реки Оять — Тукша). Однако по­добные примеры довольно редки, и в целом вряд ли можно говорить об унаследованности современной эрозионной сетью древней. В этом отношении реки не представляют исключения из общего правила; сов­ременные процессы определяются поверхностью более древнего яруса, чем ледниковый, только там, где последний слабо развит. Поэтому лишь полупогребенные доледниковые долины влияют на их направление и характер. Следует сказать, что нередки случаи, когда современные во­дотоки обнаруживают видимую связь с древними долинами, несмотря на то, что последние полностью погребены под мощной толщей четвер­тичных отложений (р. Нева). Это явление обусловлено совпадением -общего орографического плана ледниковой и доледниковой поверхности, в силу которого современные и древние реки использовали одни и те же уклоны. Там же, где в результате неравномерной ледниковой акку­муляции произошла полная перестройка уклонов, эта связь отсутствует. Иногда реки приурочены к доледниковым долинам, но благодаря сме­щению водоразделов они текут в обратном направлении (реки Луга, О р ед еж).

В заключение следует подчеркнуть, что все вышеизложенное каса­лось лишь той части территории, которая относится к Русской плат­форме. В пределах Балтийского щита на протяжении всей истории раз­вития рельефа, несмотря на весьма разнообразные физико-географи­ческие условия, преобладала денудация как результат постоянного об­щего поднятия щита, сопровождаемого блоковыми движениями по ли­ниям древних разломов. Поскольку Балтийский щит являлся областью питания покровных оледенений, ледниковый ярус рельефа, являющийся аккумулятивным на всей остальной территории, здесь представлен боль­шей частью экзарационными формами. Соответственно и преобразова­ние поверхности первого яруса в ледниковое время на щите имело иной характер, чем на платформе, и заключалось в сглаживании и нивели­ровке ее положительных форм и частичном заполнении отрицательных.

Благодаря постоянному направленному влиянию тектонических движе­ний рельефообразующие процессы в течение всех трех периодов разви­вались по одним и тем же линиям. Поэтому те элементы связи поверх­ностей различных ярусов, которые в платформенной части территории выражены довольно нечетко, на щите и в близлежащих к нему райо­нах выступают весьма резко: приуроченность современных и древних долин к линиям тектонических нарушений, совпадение направлений тре­щиноватости кристаллических пород и линейных аккумулятивных форм рельефа и т. д. Новейшие тектонические движения здесь также прояв­ляются более выразительно. Перекосы береговых линий озерно-ледни­ковых бассейнов, вызванные поздне- и послеледниковым поднятием щита, достигают нескольких десятков метров. О наличии молодой глы­бовой тектоники свидетельствуют локальные повышения кровли озер­ных отложений и затопленные неолитические стоянки в районе Онеж­ского озера (Бискэ, 1967), отдельные находки ленточных глин на абсо­лютных отметках 65—70 м на Карельском перешейке, в то время как площадь распространения этих осадков ограничивается высотами 30— 40 м.

Некоторые факты говорят о проявлении тектонических движений в ледниковое время. Так, у д. Снетково, в 5 км южнее г. Приозерска выявлена депрессия глубиной около 200 м. Нижняя часть разреза чет­вертичных осадков представлена 100-метровой толщей глин, отложив­шихся во время московского оледенения. Наличие такой мощной толщи однородных глинистых образований свидетельствует о прогибании этого участка в период осадконакопления. Указанная депрессия полностью заполнена четвертичными отложениями и не находит отражения в сов­ременном рельефе