Верхнечетвертичные отложения Северо-запада

Осташковский горизонт. Вепсовский и лужский подгоризонты. Морена осташковского оледенения. Литологический состав морены

В настоящее время осташковский горизонт разделяется на два подгоризонта — вепсовский и лужский, морены которых многие исследователи (Яковлев, 1956; Апухтин, Яковлева, 1961; Экман, 1968 г.) относят к самостоятельным оледенениям — осташковскому и карель­скому.

Эти морены отделены континентальными и морскими осадками с достаточно теплой палинологической характеристикой, известными в литературе под названием плюсских межстадиальных или онего- озерских межледниковых слоев.

Осташковская морена к югу и юго-во­стоку от карельских (лужских) конечных морен имеет широкое распро­странение, слагая водораздельные возвышенные пространства в пре­делах всей рассматриваемой территории.

Морена осташковского оледенения широко развита в средней и южной частях описываемого района. По периферии ее распространения наблюдается мощная полоса краевых образований, известная под на­званием Валдайской гряды. Краевой комплекс прослеживается от гра­ниц Белоруссии до левобережной части бассейна р. Свири, откуда, круто поворачивая к югу, уходит за пределы рассматриваемого региона.

Как показало изучение направлений сноса ледниковых валунов, распространение этого оледенения сильно зависело от рельефа и на­двигалось оно тесно взаимодействовавшими, но обособленными пото­ками, следовавшими из Южной Финляндии по впадинам Чудского озера и р. Велцкой в меридиональном направлении, из района Выборга к невской депрессии в юго-восточном направлении, из Юго-Восточной Финляндии и Юго-Западной Карелии по впадине Ладожского озера и далее по низине Волхова и Ловати, а также рек Паши и Сяси (С. В. Яковлева, 1966 г.).

Наиболее мощным был Чудской поток, проникший на левобережье р. Западной Двины за пределы Псковской области. Невский поток в условиях сложного рельефа двигался к юго-востоку до смыкания с ладожским языком, который проникал по Ловатской впадине до г. Невеля, меняя при этом направление на юго-западное.

Осташковским конечноморенным образованиям посвящена обшир­ная литература, в связи с чем здесь нет необходимости повторять их описание. Нужно лишь сказать, что конечные морены, отнесенные по геоморфологическим данным Н. Н. Соколовым к вепсовской и крестец- кой стадиям валдайского ледника, могут быть выделены лишь на от­дельных участках в пределах Валдайской возвышенности, между горо­дами Невелем и Тихвином.

В некоторых разрезах (Вигдорчик, 1962), расположенных в непо­средственной близости к Валдайской гряде, морены вепсовского и крестецкого надвигов разделяются ленточными глинами и флювиогля­циальными песками, т. е. осадками межосцилляторного характера.

В других частях региона слои, отделяющие морены вепсовского и крестецкого надвигов, не могут считаться установленными (Апухтин, Краснов, 1967).

В пониженных частях рельефа морена перекрывается более моло­дыми отложениями, в основном озерно-ледникового и озерного про­исхождения. Мощность морены непостоянна, на возвышенных водораз­дельных равнинах она колеблется от 3 до 10 м, реже до 15 м, а в пре­делах погребенных долин нередко возрастает до 40 м и более.

Литологический состав морены крайне неоднороден. Отмечаются все разности: от валунных глин до песчано-валунных и валунно-галеч­ных отложений. Цвет морены в значительной мере зависит от окраски подстилающих пород. Количество крупнообломочного материала, вклю­ченного в морену, также непостоянно, в среднем 8—12%. Валуны пред­ставлены кристаллическими архейскими и протерозойскими, а также осадочными палеозойскими пародами.

В Приильменской низменности и на северном склоне Карбонового плато, в его юго-западной части, по данным Д. Б. Малаховского и М. Е. Вигдорчика, отмечаются валуны гранитов рапакиви, плагиомикроклиновых гранитов, биотитовых, двуслюдяных и гранатовых гнейсов, а также биотитовых и зеленых сланцев, диабазов и габбро-диабазов. Обломки палеозойских пород представлены известняками, песчаника­ми девона и карбона. Размеры обломков от 2—5 до 30 см, но часто встречаются валуны до 1 и 1,5 м в поперечнике. В морене отмечаются крупные отторженцы палеозойских пород (известняков ордовика, девон­ских песков, песчано-глинистых пород нижнего карбона и других) раз­мером до 5 м и более в поперечнике, которые особенно часто наблюда­ются в бассейнах рек Поломети, Ловати и на склонах Валдайской воз­вышенности, например к северу от ст. Ефимовская и в районе ст. Углов- ка и в других местах.

В пределах Волховской низины и долины р. Шелони эта морена перекрывается на больших площадях осадками плюсского межстадиала (онегоозерского межледниковья) и водными осадками времени лужско­го (карельского) надвига.

В западной части Ленинградской и северной части Псковской об­ластей литологический состав морены меняется от валунных супесей до валунных глин. Цвет морены обычно темно-серый, зеленоватый, реже с коричневатым оттенком. Валуны в морене представлены как фенно- скандскими кристаллическими, так и местными породами палеозоя. Гранулометрический и минералогический состав морены почти не от­личается от 'Состава морен более древнего возраста, сохранившихся в этом районе. По данным Э. Ю. Саммета, осташковская морена чаще всего вскрывается скважинами в Принарвской низменности (скважины 16-Гор,ки, 17-Орлы, 1194 в устье р. Луги и скв. 15 к востоку от этой реки у оз. Бабин,ского. Мощность морены варьирует в широких преде­лах — от 1,2 до 55 м.

В некоторых разрезах на территории Псковской низины Э. Ю. Сам- мет выделяет морену крестецкой стадии. Но эта морена залегает или на дочетвертичных породах, или на водно-ледниковых отложениях, подстилающихся дочетвертичными породами, поэтому принадлежность ее к крестецкой стадии не может считаться доказанной. Кроме того, верхнюю морену в этом районе, распространенную в проксимальном направлении от лужских краевых образований, следует связывать с лужской стадией, если нет прямых доказательств ее более древнего возраста.

Флювиогляциальные отложения в виде зандровых шлейфов при­мыкают к дистальным склонам осташковского краевого ледникового комплекса и занимают обширные площади к востоку от г. Пикалево и ст.- Анциферово, Северной ж. д., а в основном уже за пределами рас­сматриваемого региона. В проксимальном направлении от осташковских конечных морен флювиогляциальные осадки слагают многочисленные радиальные и маргинальные озы, которые чаще всего встречаются к юго-западу от оз. Ильмень, между реками Ловатью и Шелонью, а также в средней части бассейна р. Меты в районе между станциями Окуловка и Малая Вишера. В пределах холмистой краевой зоны осташ­ковского ледника флювиогляциальные осадки выполняют долины стока талых ледниковых вод и слагают флювиогляциальные дельты и незна­чительные по „размеру зандровые поля. Обширные зандры развиты в юго-западной части региона, между городами Себеж и Великие Луки. Меньшие площади эти образования занимают в средней части бассей­на р. Сяси и в верхнем течении р. Ояти.

Флювиогляциальные отложения по гранулометрическому составу весьма разнообразны — от валунно-галечных до мелкозернистых пес­ков. Мощность осадков, слагающих озы, определяется высотой этих форм, а в пределах развития зандров редко превышает 6—8 м.

Озерно-ледниковые отложения ленточного типа — глинистого, су­глинистого и песчаного состава, слагают равнины-днища и террасы приледниковых озер, занимающих большие площади к северо-западу и к северу от проксимальных склонов осташковских конечных морен. Особенно широко развиты они в западной части района к югу от Пуш­кинских гор, в верхней и средней частях бассейна р. Ловати и в преде­лах Мстинской низменности, где мощность их достигает 10—25 м. Не­сколько менее развиты они в районах к востоку от ст. Малая Вишера, в верхней части бассейна р. Сяси и на юге Онежско-Ладожского пере­шейка. К северу от указанных районов озерно-ледниковые отложения осташковского времени перекрываются нередко более молодыми озер­но-ледниковыми слоями, не всегда отделяясь от последних отложениями нлюсского интерстадиала с теплой палинологической характеристикой.

В этих случаях расчленить разновозрастные отложения приледниковых озер не представляется возможным.

В пределах границ распространения морены карельского оледене­ния (лужской стадии) осташковские озерно-ледниковые слои залегают под карельской (лужской) мореной. Они были отмечены Э. Ю. Самме- том (Шмаенок, Саммет, 1962 г.) в разрезах буровых скважин в При- нарвской низменности, в районе Лужской тубы и у ст. Котлы. Здесь это алевритовые слюдистые суглинки и глины ленточного типа, мине­ральный состав которых очень близок минералогической характери­стике подстилающей морены. Мощность отложений, как правило, 1,8— 4,5 м.