РЕЛЬЕФ СОВРЕМЕННОЙ ПОВЕРХНОСТИ

Наблюдаемый рельеф весьма многообразен и нередко сложен. Вме­сте с тем различные его участки обладают близкой морфологией и исто­рией развития. Вследствие этого приводимое ниже описание современ­ного рельефа территории (тем более такой значительной) ведется в пре­делах единиц геоморфологического районирования: провинций, зон и областей (рис.

Вся территория может быть разделена на две геоморфологические провинции: провинцию денудационного рельефа, куда относится самая северная часть Карельского перешейка, и провинцию аккумулятивного ледникового рельефа, возникшего главным образом во время дегра­дации последнего оледенения (вся остальная территория). Ледниковый рельеф характеризуется зональностью. По преобладающему типу акку­муляции выделяются следующие геоморфологические зоны: 1) зона крае­вых ледниковых образований, представляющая собой Главный конеч­номоренный пояс (собственно ледниковая аккумуляция); 2) внешняя или дистальная зона (потоковая аккумуляция); 3) внутренняя или про­ксимальная зона (озерная аккумуляция).

Проксимальная зона на данной территории выражена наиболее полно и может быть подразделена на три геоморфологические области, каждая из которых представляет собой определенное сочетание морфо­генетических типов рельефа. Выделение областей в пределах других зон не производится, так как на данной территории они расположены лишь частично. Так, в пределы дистальной зоны входят, видимо, разоб­щенные участки разных областей, находящихся в основном за преде­лами рассматриваемого региона.

Провинция денудационного и ледникового (экзарационного и аккумулятивного) рельефа

Провинция охватывает южную оконечность открытой части Бал­тийского щита.

Дочетвертичная поверхность имеет здесь пологое падение в юго­восточном направлении от 10—15 до минус 10—14 м абсолютной вы­соты. Наблюдаются и более глубокие понижения, представляющие со­бой фрагменты древней гидрографической сети.

Четвертичные отложения представлены преимущественно элювием кристаллических пород, а также песчаной мореной невской стадии и ленточными глинами незначительной мощности (4—5 м), приуроченной к понижениям структурно-денудационного рельефа. В юго-западном и южном направлениях мощность четвертичных отложений постепенно увеличивается до 10—15 м. У южной границы провинции они уже обра­зуют почти сплошной покров.

Характерной особенностью северной части Карельского перешейка является северо-западная ориентировка всех его форм: гряд-сельг и межгрядовых понижений, линейных аккумулятивных ледниковых обра­зований, речных долин и озерных впадин. Она связана с тектониче­скими нарушениями фундамента (разломами северо-западного прости­рания), а также с направлением движения ледника. Морфология сель- гового рельефа в западной и восточной частях провинций различна, что обусловлено петрографическими и структурными особенностями слагаю­щих пород. Восточнее р. Вуоксы, где на поверхность выходят интен­сивно .складчатые и метаморфизованные архейские породы (гранито­гнейсы, парагнейсы, гранодиориты и др.), претерпевшие многократные дизъюнктивные нарушения в виде разломов северо-западного направле­ния, сформировался сильно расчлененный и четко ориентированный рельеф.

На крайнем севере Карельского перешейка, примерно до широты Лесогорска, рельеф представляет собой чередование ориентированных гряд, сложенных кристаллическими породами «сельг», и узких (80— 100 м) понижений между ними. Высота сельг колеблется от 15—20 до 50—60 м, ширина от 50 до 200 м, длина от 100—150 м до 1—2 км, скло­ны крутые (до отвесных). Характерным элементом рельефа здесь явля­ются крупные ложбины северо-западного направления шириной до 1,5— 2 км и протяженностью до 10—12 км, глубиной 60—70 м. Они имеют крутые склоны и плоские днища. Обычно к ним приурочены реки и вы­тянутые озера. Нередко в одной ложбине располагается несколько озер, соединенных протоками (система озер Горское—Зайцево—Лунное, сое­диненных р. Дымовкой и др.). Ложбины отличаются исключительной прямолинейностью в плане и, видимо, связаны с разломами. Заложен­ные еще в дочетвертичное время, они подверглись затем ледниковому выпахиванию и эрозионному воздействию талых ледниковых вод. На скалистых склонах ложбин часто наблюдаются экзарационные борозды и штриховки. Озера изобилуют островами, на 1—3 м выступающими над водой в виде оглаженных скал («бараньи лбы»). Наряду с сель- гами встречаются также отдельные моренные гряды и озы высотой до 8—10 м, длиной до 1 км.

Роль ледниковых аккумулятивных форм в рельефе возрастает к югу от широты г. Лесогорска, где структурно-денудационный рельеф кристаллических пород на некоторых участках почти полностью погре­бен под толщей четвертичных отложений. Ориентированность рельефа здесь определяется главным образом направлением долин, озерных кот­ловин, озовых гряд и, уже в значительно меньшей степени, расположе­нием сельг, которые часто представлены холмами и беспорядочно рас­положенными мелкими грядами, выступающими на фоне обширных по­нижений причудливой конфигурации. Колебания относительных, высот на юге провинции не превышают 8—10 м.

В целом провинция представляет собой участок развития леднико­вого (экзарационного и аккумулятивного) денудационного рельефа, облик которого обусловлен дизъюнктивными нарушениями.

Провинция аккумулятивного ледникового и водно-ледникового рельефа

Формирование рельефа на подавляющей части территории Ленин­градской, Новгородской и Псковской областей обусловлено •главном образом аккумулятивной и экзарационной деятельностью последнего ледникового покрова. При этом преимущественно распространены фор­мы аккумулятивного происхождения, возникшие не только в резуль­тате собственно ледниковой аккумуляции, но и деятельности талых лед­никовых вод.

Морфологическое многообразие и размещение ледниковых и водно­ледниковых форм рельефа определялось динамикой ледникового по­крова, а также особенностями доледниковой поверхности.

П роксимальная зона. Аккумулятивные и абразионные озерно-ледниковые равнины и изолированные аккумулятивные

. возвышенности

Проксимальная зона занимает обширную площадь от Карельского и Онежско-Ладожского перешейков до внутреннего склона Валдайской возвышенности. Рельефу этой территории, при всем его разнообразии, свойственны следующие общие черты: 1) широкое развитие аккумуля­тивных, озерно-ледниковых равнин; 2) спорадическое распространение холмистого аккумулятивного ледникового и водно-ледникового рельефа в виде обособленных массивов, а также отдельных гряд, преимущест-' венно радиальных (маргинальные формы встречаются редко и обычно размыты); 3) наличие крупных озерных котловин — Ладожской^Онеж­ской, Псковской, Чудской, Ильменской.

Формирование рельефа проксимальной зоны связано с репрессив­ным этапом валдайского оледенения, когда благодаря усиленному тая­нию льда и наличию «плотины» Главного конечноморенного пояса перед краем ледника образовались обширные региональные озера, которые существовали вплоть до полного освобождения всей территории из-под льда.

На отмеченные выше особенности деградации ледника в отдельных ее районах оказывали влияние местные условия и прежде всего харак­тер подстилающей поверхности. В связи с этим в пределах проксималь­ной зоны выделяются три геоморфологические области со специфическим обликом как современного, так и древнего рельефа; Балтийско-Ладож­ская, Свирско-Ловатская и Ижорско-Себежская.

Балтийско-Ладожская область аккумулятивных террасированных равнин, располагаясь в пределах обширного понижения доледниковой поверхности, характеризуется весьма однородным рельефом, сформиро­вавшимся в результате аккумулятивной деятельности поздне- и после­ледниковых водоемов. Поверхность дочетвертичных пород в ее преде­лах представляет собой денудационную равнину, располагающуюся на отметках от 25—30 м до минус 40—50 м абсолютной высоты и накло­ненную к юго-востоку и югу, где она ограничена склоном Ордовикского плато — Балтийско-Ладожским уступом (Глинтом). Равнина расчленена глубокими древними долинами с абсолютными отметками днищ до ми­нус 70—130 м. Эти долины на Карельском перешейке имеют обычно юго-восточное направление, а в предглинтовой полосе северо-западное и северо-восточное. Описываемая область приурочена к понижению, выработанному в основном в песчано-глинистых отложениях верхнего протерозоя и нижнего кембрия. На Карельском перешейке (в районе оз. Красного) в днищах некоторых древних долин непосредственно под четвертичными отложениями вскрываются кристаллические породы.

В четвертичное время в этой обширной впадине накопилась мощ­ная толща преимущественно водных осадков: морские глины микулин- ского межледникового горизонта (мгинская толща), озерные осадки межстадиалов последнего оледенения, позднеледниковые ленточные гли­ны московского и валдайского оледенений и др. Максимальная мощ­ность четвертичных отложений приурочена к древним долинам (до 139 м, скважина у оз. Копайское) и к западному склону Ладожской впадины (187 м, скв. 1 у д. Снетково); на остальной территории она изменяется в пределах 50—100 м, уменьшаясь до 10—20 м вблизи Глинта и на севере Карельского перешейка. Соответственно значи­тельны мощности толщ водных осадков, изменяющиеся от 20—40 м (мгинские морские слои) до 70—100 м (озерно-ледниковые и озерные осадки московского и поздневалдайского времени).

Современный рельеф Балтийско-Ладожской области представлен комплексом абразионно-аккумулятивных террас с абсолютными отмет­ками от нуля до 100—ПО м, наклоненных к Финскому заливу и Ладож­скому озеру. Террасы обычно довольно четко отделены друг от друга абразионными уступами и сериями береговых валов, нередко протяги­вающимися на значительное расстояние (до 10—15 км). Северная часть рассматриваемой области в поздне- и послеледниковое время испытала поднятие, в связи с чем абсолютные высоты береговых форм возра­стают к северо-западу. Амплитуды перекосов береговых линий в цен­тральной части Карельского перешейка достигают для береговых обра­зований голоценовых трансгрессий 12—14 м, а для наиболее ранних уровней приледниковых озер 25—30 м (табл. 20).

Таблица 20

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 (во- 28 Зак. 17

сточнее 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 абсо- 28*

лютные 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 озо- вые 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 мощ-

ностью 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 Р^азно°бр^азные 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.

Судомская возвышенность является аккумулятивным ледниковым ооразованием Поскольку доледниковая поверхность понижается здесь

^fl^av^OJi7n^HOQnn ^ЫСОТЬ1^^55—6? ^м’ ^{3 сов}Р^еменная располагается на от­метках 170—200 м и более (гора Судома 293 м), средняя мощность четвертичных отложений в пределах возвышенное™ составляет 140­150 м, достигая местами 200—220 м. Возвышенность характеризуется преимущественным развитием полого-волнистого моренного рельефа с превышениями 5—10 м и склонами не более 10°, на фоне которого воз­вышаются отдельные крупные холмы высотой до 50—70 м. Централь­ная часть с максимальными отметками (220—240 м) занята звонцевым рельефом, представляющим собой чередование платообразных возвы­шенностей высотой 20—50 м и глубоких котловин, часто занятых озе­рами. На периферии Судомской возвышенности наблюдаются полосы довольно контрастного холмисто-моренного рельефа, вытянутые парал­лельно ее склонам; здесь широко развиты и камы. Склоны массива раз­личны по морфологии: в его западной и южной частях переход к рав­нине постепенный; северный и восточный склоны представляют собой пологие террасированные и абразионные скаты. Б. Н. и В. Г. Можаевы (1963) выделяют здесь несколько террасовых поверхностей (150— 160; 138—143; ПО—137; 120—125; 90—112 м), количество которых на разных участках непостоянно.

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. Северные и северо-восточные склоны Бежаницкой воз­вышенности выражены в виде пологого (5—10°) ската высотой до 50— 70 м, севернее г. Новоржева и на левобережье р. Смердели наблюда-

і8?п^Я ?_о^б_Е^Р“ У^СТУ^ПЫ высотой до 8—10 м, на абсолютных высотах 120—125; 110 и 100 м. ~

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 суглинками.

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-Себеж- ской 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).

Зона краевых ледниковых образований (Главный конечноморенный пояс)

В пределы Ленинградской, Псковской и Новгородской областей вхо­дит значительная часть Главного конечноморенного пояса, представляю­щего собой полосу холмистых краевых образований, главным образом вепсовской и крестецкой стадий последнего оледенения. Зона краевых ледниковых образований простирается вдоль восточной и юго-восточ­ной границ рассматриваемой территории, от южного берега Онежского озера до верховьев р. Ловати. Она состоит из ряда возвышенностей, не имеющих четких орографических границ. Сюда входят Мегорская гря­да, Вепсовская возвышенность, Тихвинская гряда, Шереховичские вы­соты, Осташковская гряда, Ревенецкие и Воробьевы^Горы. Эта полоса возвышенностей является водоразделом между бассейнами рек Балтий­ского и Каспийского морей.

В северной части Главного конечноморенного пояса, а именно, на участке между Онежским озером и истоками р. Капши, плоские или слегка волнистые равнины внутренней зоны постепенно сменяются более возвышенными волнистыми равнинами, среди которых встречаются изо­лированные пятна и небольшие массивы холмисто-моренного и камо- вого рельефа. Далее в дистальном направлении контрастность рельефа усиливается, участки холмистых ледниковых форм становятся более об­ширными и сливаются в сплошную зону краевых образований. В преде­лах полосы шириной около 20 км (от среднего течения р. Яндебы до истоков р. Капши) абсолютные отметки поверхности увеличиваются от 80 до 120—130 м. _{о и}

На всем остальном протяжении Главный и конечноморенный пояс отделен от проксимальных равнин пологим склоном («Валдайским ска­том»), имеющим на различных участках разную морфологию, протя­женность и происхождение.

Вдоль склона Вепсовской возвышенности скат почти не выражен в рельефе. Южнее, вдоль Тихвинской гряды, высота его от 40 до 90 м, ширина обычно составляет 6—7 км, местами уменьшаясь до 4 км. Абсолютные отметки его бровки постепенно снижаются к югу от 220

до 160 150 м, подошвы — от 130 до 90 м. В этом месте скат приурочен

к уступу Карбонового плато и имеет извилистые, фестончатые очерта­ния, отступая в глубь краевой зоны по долинам рек Тихвинки. Воложбы и др. Заливообразные понижения в проксимальной части главного ко­нечноморенного пояса имеют ширину до 2—3 км, U-образный попереч­ный профиль, крутые склоны и плоские днища; эти особенности их мор­фологии, а также ориентировка, совпадающая с направлением движе­ния ледника, свидетельствуют о том, что образование указанных форм обусловлено ледниковым выпахиванием дочетвертичных долин. На этом участке скат террасирован; наиболее четко террасы выражены вдоль склонов заливообразных понижений. Верхние террасы, имеющие абсо­лютные высоты площадок 120 и 140 м, являются структурно-денудаци­онными и связаны с выходами известняков; нижние, с абсолютными отметками от 90 до 115 м,—-озерно-ледниковые, абразионные или аб­разионно-аккумулятивные.

Южнее Тихвинской гряды до Воробьевых Гор скат имеет более сложное строение. Его ширина увеличивается до 15—20 км; высота воз­растает от 40—50 до 150 м. Абсолютные отметки бровки колеблются от 140 до 220 м; подошва большей частью лежит на абсолютной высоте 90—110 м, местами снижаясь до 60 м (в районе г. Демянска). Очерта­ния в плане остаются извилистыми, но «фестончатость» становится бо­лее крупной. Обширные заливообразные понижения наблюдаются вдоль рек Мды, Белой, Меты, Поломети, Кунянки, Полы, Маревки и др. На этом участке он по-прежнему совпадает с уступом Карбонового плато. Структурно-денудационные террасы имеют здесь значительно меньшее развитие, в то время как количество абразионных террас возрастает, кроме того, они расширяются. Верхние террасы, имеющие абсолютные высоты 120 м и выше, обычно абразионные и абразионно-аккумулятив­ные. Они сравнительно узкие и небольшой протяженности, свидетельст­вуют о существовании кратковременных локальных приледниковых водоемов. Нижние террасы с отметками 60—110 м большей частью аккумулятивные и представляют собой образования региональных при­ледниковых озер. Их поверхность часто сильно расчленена овражной сетью, создающей характерный холмисто-останцовый, эрозионный рельеф.

На юге, в верхнем течении р. Ловати, проксимальный склон имеет высоту 30—40 м и является чисто абразионной формой. В целом же Валдайский скат обязан своим происхождением взаимодействию раз­личных денудационных процессов: избирательной денудации, леднико­вой экзарации, воздействию талых ледниковых вод, абразионно-акку­мулятивной деятельности приледниковых озер и т. п.

Главный конечноморенный пояс почти на всем своем протяжении (от Онежского озера до верховьев р. Большой Тудер, притока р. Ло­вати) приурочен к северо-западной окраине Карбонового плато и к его склону. Плато, сложенное каменноугольными известняками и доломи­тами, имеет ровную, полого наклоненную на юго-восток поверхность, абсолютные высоты которой изменяются от 170 до 200 лі. В среднем течении р. Меты наблюдается крупное заливообразное понижение в по­верхности дочетвертичных пород, вытянутое в юго-восточном направле­нии. Это Мстинская впадина, выработанная в рыхлых верхнедевонских и нижнекаменноугольных породах. Абсолютные высоты ее днища сос­тавляют 55 65 м, глубина достигает 80 м, склоны асимметричные: се­веро-западный имеет серповидную форму, ширину 3—5 км, он круче южного и сложен преимущественно известняками; юго-восточный выра­ботан в песчано-глинистых отложениях, чередующихся с известняками имеет более расплывчатые очертания и ширину до 10 км. ’

Склон Карбонового плато на участке между южным берегом Онеж­ского озера и долиной р. Белой имеет меридиональное направление и образует наиболее четко выраженный уступ поверхности дочетвертич­ных пород. Верхняя часть уступа сложена каменноугольными известня­ками, нижняя песчано-глинистой толщей и толщей переслаивания пес­ков, глин и известняков нижнего карбона; ширина его сравнительно невелика и изменяется от 3—5 до 15 км, высота составляет 70—80 м.

К югу от Мстинской впадины склон Карбонового плато имеет юго­западное простирание и сложен в своей нижней части песчано-глини­стыми девонскими породами; верхняя часть представлена толщей пере­слаивания нижнего карбона; при той же высоте склона ширина его здесь в среднем 15—20 км. Западнее р. Большой Тудер Карбоно­вый уступ меняет направление на меридиональное и уходит за пределы рассматриваемой территории. Древние долины обычно появляются вбли­зи северной и северо-западной окраины Карбонового плато и пересе­кают его склон вкрест простирания последнего. Они врезаны в палео­зойские породы на глубину 100—200 м; днища долин у подножия Кар­бонового уступа характеризуются отрицательными абсолютными высо­тами (до 130 м). Наиболее крупными из них являются пра-долины систем: Тихвинки — Соминки, Меты — Увери, Поломети — Березайки, прорезающие плато вплоть до восточной границы территории.

В верхнем течении рек Куньи и Ловати поверхность дочетвертич­ных пород осложнена небольшой возвышенностью (с абсолютными от­метками 80—120 м), сложенной карбонатными и песчано-глинистыми породами девона. На междуречье Удрая, Ловати и Куньи бурением об­наружены участки древней гидрографической сети; минимальные абсо­лютные отметки днищ древних долин, вскрытых скважинами, состав­ляют 20—25 м абсолютной высоты.

Строение четвертичного покрова в пределах зоны краевых ледни­ковых образований отличается значительной сложностью, частой сме­ной литологических и генетических разностей, изменчивостью мощности (в отдельных случаях от нуля до 200 м) — при средних значениях 30— 50 м. Большая часть четвертичной толщи представлена ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями вепсовской и крестецкой стадий: ва­лунными суглинками и супесями, разнозернистыми песками, алеври­тами, глинами. Более древние отложения встречены лишь в единичных пунктах и, как правило, приурочены к дочетвертичным долинам.

Зона краевых ледниковых образований характеризуется интенсивно пересеченным холмисто-озерным ландшафтом с абсолютными высо­тами от 100—120 до 170—200 м. Здесь широко развиты моренные хол­мы и гряды, камы, озы, флювиогляциальные дельты, звонцы и другие формы рельефа, связанные с аккумуляцией и эрозией ледника и его талых вод. Наибольшие площади заняты холмисто-моренным рельефом, среди которого преобладает крупнохолмистый и холмисто-грядовый. Диаметры холмов, имеющих округлую или вытянутую форму, изменя­ются от 300—500 м до 1 км, высота их ко'леблется от 15 до 50 м, кру­тизна склонов 10—25°. Моренные гряды разбросаны среди холмов и обычно имеют различную ориентировку.

К понижениям, разделяющим холмы и гряды, приурочена слабо развитая эрозионная сеть, которая подчеркивает расчлененность релье­фа. В проксимальной части полосы краевых ледниковых образований холмисто-моренный рельеф часто значительно сглажен благодаря воз­действию озерно-ледниковых бассейнов. Доминирующие высоты (свыше 200 м над уровнем моря) образованы звонцами, обычно мелкими (диа­метром 1—3 км²) и разнообразными по форме. Озы характеризуются разнообразной ориентировкой и встречаются в виде отдельных гряд,

29 Зак. 17 .

имеющих иногда значительную (до 10—-15 км) протяженность (вблизи' оз. Ужин). В районе озер Городно и Видимир группы озон образуют грядовый рельеф. Наиболее крупные участки камов наблюдаются в рай­оне г. Валдая и ст. Окуловка, а также на водоразделе Ловати и Куньи. В последнем случае камы и расположенные между ними озера ориен­тированы в субмеридиональном направлении. Следует отметить, что- для западной оконечности Главного конечноморенного пояса, примыкаю­щей к Бежаницкой возвышенности, в отличие от всей остальной его пло­щади часто характерна радиальная, субмеридиональная, ориентировка форм: озов, моренных и озерно-ледниковых гряд, ложбин стока.

Цепи холмистых образований разделяются сравнительно плоскими^- озерно-ледниковыми, моренными и зандровыми равнинами. Аккумуля­тивные и абразионные моренные озерно-ледниковые и озерные равнины с абсолютными отметками поверхности 70—90 м приурочены к цен­тральной части Мстинской впадины.

Для зоны краевых образований характерно большое количество озер, среди которых встречаются такие крупные и разнообразные по очертаниям, как Селигер, Валдайское, Пирос, Боровно, площадью в не­сколько квадратных километров. Встречаются озера круглые, лопаст­ные, вытянутые и с извилистыми очертаниями.

В пределах Карбонового плато и на его склоне довольно широко- и разнообразно представлены карстовые формы рельефа, среди которых наиболее распространены карстовые воронки блюдцеобразной формы диаметром от 5 до 20 50 м и глубиной от 1 до 5 м\ встречаются глу­бокие свежие воронки конусообразной формы, с крутыми склонами и понорами, заваленными валунами. Диаметр воронок колеблется от 10’ до 20 м, а глубина от 2 до 8 м. Карстовые ложбины встречаются реже, они распространены на правом берегу р. Меты, в Ефимовском и Тих­винском районах. На дне ложбин наблюдаются исчезающие ручьи и* озера. Карстовые долины приурочены к части Карбонового плато, не­посредственно примыкающей к Карбоновому уступу и в его верхней части' (долина р. Серебрянки, приток р. Меты и др.). Длина долин 1—2 км, ширина 20—50 м, глубина 3—10 м, склоны крутые, часто отвесные. Кар­стовое происхождение имеют также сухие участки русел рек Суглинки, куйсары, Рагуши и др. К числу крупных карстовых озер относятся озера Городно, Пирос, Ямное, Шерегодра; в их днищах имеются ворон­ки—«жерла», в которые иногда уходит вся вода из озера. На склонах долин рек Меты, Белой, Рагуши и других имеются карстовые пещеры..

Дистальная зона. Аккумулятивные водно-ледниковые равнины и размытые краевые ледниковые образования

тт г? пределах описываемой территории дистальная «внешняя» (по- h. Н. Соколову, 1960), зона валдайского оледенения занимает сравни­тельно .небольшие площади на востоке (западная часть Молого-Шекс- нинской низины) и юге, где она переходит в Белорусское Полесье. Для этой зоны, прилегающей с внешней стороны к Главному конечноморен­ному поясу, характерно широкое распространение волнистых перигля- циальных равнин, постепенно понижающихся на юг и юго-восток от 180 до 140—120 м абсолютной высоты. Переход от зоны краевых ледни­ковых образований к дистальной постепенный. Холмистый рельеф при этом выполаживается и сменяется зандровыми, а затем озерно-леднико­выми равнинами, среди которых встречаются отдельные моренные хол­мы и гряды, камы, озы. Уклон современной поверхности в этой зоне сов­падает с уклоном поверхности дочетвертичных пород. На востоке тер­ритории, в районе ст. Пестово, дочетвертичные отложения, слагающие*

Карбоновое плато, представлены известняками и доломитами среднего карбона, образующими равнинную поверхность, полого наклоненную к юго-востоку. На юге, в районе пос. Усмынь, развиты песчано-глинистые и карбонатные породы девона, поверхность которых понижается с се­вера и северо-востока к юго-западу и югу от 100—120 до 80 м абсолют­ной высоты.

Мощность четвертичного покрова в этом районе, как правило, не превышает 25 м, иногда снижаясь до нескольких метров; на участках размытых краевых образований она увеличивается до 50—60 м. В раз­резе четвертичной толщи преобладают флювиогляциальные отложения вепсовской, едровской и бологовской стадий валдайского ледниковья.

В дистальном направлении разнозернистые валунные пески, сла­гающие зандровые поля, переходят в тонкозернистые глинистые пески, а далее в тонкие алевриты и глины, в которых косая потоковая слои­стость сменяется горизонтальной озерной. Морена слагает небольшие участки на площади размытого холмистого рельефа.

Для дистальной зоны типичным является ландшафт «полесий» — заболоченных волнистых песчаных равнин, покрытых сосновыми бо­рами. На некоторых участках наблюдаются отдельные заросшие лесом дюны и бугристые пески. Там, где под песками близко залегают извест­няки, поверхность равнин осложнена карстовыми формами рельефа: воронками, ложбинами, сухими долинами. Для рассматриваемой зоны весьма характерны ложбины стока талых ледниковых вод, ориентирован­ные в меридиональном и юго-восточном направлениях, по их склонам располагаются флювиогляциальные террасы — «долинные зандры».

Холмисто-моренный рельеф и камы обычно пологие, высотой не более 5—12 м, склоны их террасированы. Моренные равнины, часто волнистые, развиты на небольших участках среди зандровых полей; на поверхности морены встречаются скопления валунов. В ряде мест мо­ренные равнины размыты краевыми образованиями. В этих случаях их поверхность отличается большей волнистостью, более высокими абсо­лютными отметками; мощность морены увеличивается.

Речные долины

В пределах Ленинградской, Псковской и Новгородской областей речные долины весьма разнообразны по своему строению и возрасту. Значительная часть рек берет начало в пределах Главного конечномо­ренного пояса или дистальной зоны зандровых равнин и пересекает про­ксимальную зону моренных и озерно-ледниковых равнин. Строение до­лин неоднократно изменяется, главным образом в зависимости от ха­рактера пересекаемого этими реками рельефа (рис. 63, 64).

Выделяются пять основных геоморфологических поясов. В преде­лах каждого из них речные долины обладают близким обликом:

I. При пересечении Главного конечноморенного пояса реки харак­теризуются извилистостью, небольшим падением русла непостоянной глубиной и асимметричным продольным профилем долины. Кроме пой­мы, обычно прослеживается одна, реже две-три террасы, образование которых связано с колебаниями уровней локальных подпруженных при- ледниковых водоемов.

II. На проксимальном склоне Главного конечноморенного пояса реки отличаются прямолинейностью течения, наибольшим падением (до 2,5 м/км), часто ступенчатым продольным профилем, с порогами и перекатами, U-образной и каньонообразной формой долин, крутыми склонами; в районе Карбонового уступа долины рек врезаны в корен­ій*

Рис. 63. Продольный профиль долины р. Ловати. Составили Д. Б. Малаховский, М. Е. Вигдорчик, М. Ф. Карчевский (1969 г.) 1 — коренной берег к продольный профиль водной поверхности; 2 — подпойменная терраса. Надпойменные террасы: 3 — первая, і вторая, 5 —третья, « — четвертая, 7 — пятая, S — шестая; S — относительная высота террас (в м); I—V — номера геоморфологических

поясов '

Рис. 64. Продольный профиль долины р. Меты. Составили Д. Б. Малаховский, М. Е. Вигдорчик, М. Ф. Карчевский (1969 г.). Условные обозначения см. рис. 63

ные породы. Террасы, число которых не превышает двух-трех, имеют вид узких карнизов и являются обычно скульптурными, реже цоколь­ными.

III. Среди озерно-ледниковых равнин высоких уровней (абсолют­

ные отметки 75—120 м) реки меандрируют, имеют слабые уклоны ру­сел; здесь наблюдаются две пойменные и одна-две надпойменные тер­расы. В пределах этого пояса нередко наблюдаются озеровидные рас­ширения рек, современные (реки Ловать, Полометь, на уровне поймы) или более древние (р. Мета, на уровне II террасы). .

IV. При пересечении донных моренных равнин реки часто врезаны в коренные породы или используют полупогребенные древние долины, отличаются изменчивым падением; иногда наблюдаются перекаты. Меандры обычно блуждающие, реже врезанные. Долины хорошо раз­работаны и характеризуются ящикообразной формой, максимальной для данной реки глубиной и шириной, крутыми склонами, наибольшим количеством терраса (до пяти-шести).

V. В пределах ступенчатых аккумулятивных озерно-ледниковых равнин низких уровней, окружающих наиболее крупные современные базисы эрозии Северо-Запада (озера Ильмень, Псковское, Чудское, Бал­тийское море), реки имеют незначительное падение, врезанные ме­андры. Глубина долины постепенно уменьшается вниз по течению. Реч­ные террасы на этом участке последовательно выклиниваются, сли­ваясь с озерно-ледниковыми террасами.

Все вышеизложенное относится к хорошо разработанным долинам, располагающимся в различных геоморфологических условиях. Эти осо­бенности выражены значительно менее четко в долинах таких рек, как Оять Тукша, почти на всем протяжении приуроченных к древнему эро­зионному врезу.

Заложение современной речной сети Северо-Запада произошло в процессе деградации валдайского оледенения. Общее направление стока определялось наклоном поверхности данной территории к северу и северо-западу, существовавшим еще в доледниковое время и значи­тельно увеличившимся в результате образования возвышенностей Глав­ного конечноморенного пояса. Первоначально этот уклон был использо­ван талыми ледниковыми водами, к ложбинам стока которых часто приурочены реки. Заложение и начальные этапы развития долин, не­сомненно, определялись также особенностями геологического строения территории, рельефом поверхности дочетвертичных пород и новейшими тектоническими движениями. Об этом говорит нередко наблюдаемая взаимосвязь между направлением долин и простиранием тех или иных горизонтов дочетвертичных пород или их трещиноватостью и приурочен­ность участков рек к древним долинам.

Дальнейшее формирование долин и возникновение террас было свя­зано с приледниковыми водоемами и колебаниями их уровней, о чем свидетельствуют древние дельты, переход речных террас в озерно-лед­никовые равнины и т. д. Образование высоких террас (V и VI) было связано с единым базисом эрозии, которым являлось региональное при- ледниковое озеро, занимавшее Псковскую, Шелонскую и Ильменскую низины и прилегающие к ним районы. Верхние террасы нередко фикси­руют существование проток между этим бассейном и обособленными водоемами, располагавшимися в пределах Мстинской впадины, Холм- ской котловины, в среднем течении р. Луги и др. Возникновение более низких террас (II—IV) обусловлено изменением уровней локальных водоемов, в связи с чем их количество и относительные высоты различны в разных долинах. После освобождения территории от ледникового покрова и регрессии позднеледниковых бассейнов развитие долин опре­делилось колебаниями уровней Балтийского моря и крупных реликто­вых озер — Ильмень, Ладожского, Онежского, Псковского и Чудского.

В табл. 21 приводятся данные об уровнях террас крупнейших рек. Заключения о возрасте верхних террас являются предположительными, поскольку сведения о времени формирования слагающих их осадков отсутствуют. Наиболее достоверно устанавливается возраст первых над­пойменных террас, отложения которых охарактеризованы по данным палинологического и радиоуглеродного анализов и имеют голоценовый возраст. Все сведения о возрасте осадков первых надпойменных террас относятся к рекам, принадлежащим бассейну оз. Ильмень. Наиболее полным является разрез 6-метровой террасы р. Куньи, у д. Сухая Гор­ка, где вскрыты отложения атлантического и суббореальногб периодов голоцена; судя по палинологической характеристике, формирование пло­щадки террасы закончилось к началу суббореального времени. Этот же возраст имеет I надпойменная терраса р. Щеберехи, у д. Рвеницы. В остальных пунктах вскрыты отложения атлантического (р. Ловать, у д. Черенчицы) и бореального (р. Мета, у д. Змеево) периодов голо­цена, слагающие цоколь I надпойменной террасы высотой 5—8 .м; в по­следнем разрезе выше глин бореального возраста лежат глины мощ­ностью 1 м, палинологически не охарактеризованные.

Из-за отсутствия данных о возрасте аллювия первых надпоймен­ных террас рек, относящихся к другим бассейнам, их датировка может быть произведена лишь предположительно. В долинах рек, впадающих в Финский залив (Плюсса, Луга), I терраса связана, видимо, с лито- риновой трансгрессией и имеет атлантический возраст. Первая надпой­менная терраса р. Великой вблизи Псковского озера сливается с озер­ной равниной на абсолютных отметках 34—35 м, образовавшейся в бо­реальное время. Вторая терраса р. Оять высотой 12—13 лі связана с максимальным уровнем (16 м) Ладожской трансгрессии суббореаль­ного возраста; соответственно I терраса высотой 6—8 м, выходя на озер­ную равнину с абсолютными отметками 12—13 м, фиксирует уровень спада этого озера. Таким образом, колебания уровней послеледниковых водоемов были асинхронны и, возможно, обусловлены в ряде случаев локальными тектоническими движениями

ПРОИСХОЖДЕНИЕ СОВРЕМЕННОГО РЕЛЬЕФА

Современный (поверхностный и погребенный) рельеф Ленинград­ской, Псковской и Новгородской областей представляет собой результат длительной геологической истории территории и в генетическом отно­шении является многоярусным (рис. 65 *); при этом каждому ярусу соот- вествует определенный период рельефообразования'. В общем случае каждый из ярусов рельефа явился функцией физико-географических и тектонических процессов данного периода и поверхности предыдущего яруса, причем влияние этих факторов для отдельных районов Северо­Запада в различные периоды было неравноценно. Иногда на формиро­вание того или иного яруса рельефа оказывала влияние более древняя поверхность, нежели поверхность предыдущего яруса.

¹ Границы между ярусами, а также между периодами являются нередко услов­ными, поскольку рельефообразующие процессы каждого периода, как правило, начали проявляться еще в конце предыдущего. Так, ледниковая аккумуляция, создавшая рельеф второго яруса, имела место и в досредневалдайское время, о чем свидетель­ствуют значительные толщи более древних отложений, вскрытые во впадинах долед­никовой поверхности; формирование гидрографической сети и ряд других процессов современного этапа уже имели место в конце эпохи валдайского оледенения. Однако лишь в последующем периоде эти процессы становятся ведущими и определяют «основные черты рельефа данного яруса.

Таблица 21

Сопоставление речных, озерных и озерно-ледниковых террас

Ш, zkrassic

Ярусность рельефа менее отчетлива на тех участках, где формиро­вание последнего определялось направленными процессами, постоянно­действующими на протяжении всей истории развития рельефа. Приме­ром такого района может служить открытая часть Балтийского кристал­лического щита, в пределах которого в течение всей истории развития рельефа проявлялась тенденция к общему поднятию территории, сопро­вождаемая денудацией.

Досредневалдайский ярус ^[6] — денудационный. Продолжительность его определяется разницей в возрасте пород, слагающих его поверх­ность (наиболее молодые — карбоновые и пермские, а несколько восточ­нее данной территории, в районе г. Вологды, юрские и меловые) и пере­крывающих ее (четвертичные— средне- и верхневалдайские^[7]). Таким- образом, нижний ярус рельефа сформировался в промежуток времени между верхним мезозоем и верхним плейстоценом. Поверхность его на: преобладающей части территории представляет собой систему куэст,. происхождение которых связано с размывом моноклинально падающих палеозойских пород различного литологического состава; наиболее круп­ными элементами рельефа являются Карбоновое плато, Девонская ни­зина. Ордовикское плато, Предглинтовая (Кембрийская) низина.

Поверхность досредневалдайского яруса в основных чертах сфор­мировалась в донеогеновое время, поскольку рисунок древней гидро­графической сети, имеющей неогеновый возраст, обнаруживает зависи­мость от элементов этого рельефа. Магистральные древние долины проходят вдоль подножия уступов, а сами уступы расчленены густой древней эрозионной сетью. Особенности морфологии доледниковых долин: (V-образный поперечный профиль, значительная глубина при неболь­шой ширине), сохраняющиеся даже там, где последние врезаны в рых­лые песчано-глинистые породы, невыработанность их поперечного и про­дольного профиля указывают на то, что речной врез был интенсивным и кратковременным. Повсеместное распространение доледниковых долин­на обширной территории, весьма разнородной по геологическому строе­нию и тектоническому режиму, свидетельствует об общей причине их возникновения, вызванного, вероятно, понижением уровня мирового океана (Малаховский, 1961). Доледниковый возраст древних эрозион­ных врезов подтверждается наличием неоген-четвертичных отложений, в некоторых из долин.

В пределах названных крупных элементов структурно-денудацион­ного рельефа наблюдается ряд локальных выступов и впадин, различ­ных по площади и амплитуде. Тектоническая природа некоторых из них не вызывает сомнения. Так, по данным Л. Б. Паасикиви (1966) и А. И. Шмаенка, Локновский и Лужский выступы соответствуют поло­жительным локальным структурам в палеозойской толще; Ильменская котловина, по данным В. С. Кофмана (1966), образовалась на месте разрушенной сводовой части брахиантиклинали; Гдовские дислокации выражены в рельефе в виде пологого повышения амплитудой до 30 м (Асаткин, 1933; Малаховский, Буслович, 1966); Мстинская впадина зна­чительно сужается в своей северо-западной части благодаря присутствию' здесь структурного мыса (Остромецкая, Котлукова, 1966). Для ряда: выступов, в том числе таких значительных, как Бежаницкий, Котовский, юго-западная оконечность Карбоновой куэсты и др., отсутствуют дан­ные, позволяющие установить их происхождение. Однако то обстоятель­ство, что эти возвышенности, сложенные легко размываемыми песчано­глинистыми породами, сохранились в рельефе несмотря на длительный период континентальной денудации, свидетельствуют скорее в пользу их тектонической природы.

Некоторые из разломов со смещением находят отражение в рельефе нижнего яруса. Так, сравнение карт поверхности допалеозойского (Зан­дер, Томашунус и др., 1966) и дочетвертичного субстратов (см: рис. 61), говорит о совпадении линий разломов северо-западного простирания с бортами Мстинской впадины, отражены в рельефе и разломы, ограни­чивающие с востока и запада Ижорское и Волховское плато, с запада_______________________________________________

впадину, проходящую вдоль северо-западного берега Ладожского озепа и т. д. (см. рис. 61, 62). ^н

Между тем, сравнение тех же карт не говорит в пользу дизъюнктив­ного происхождения таких крупных уступов, как Ордовикский и Карбо­новый, за исключением, возможно, лишь его самой северо-восточной части (Вигдорчик, Гарбар р др., 1967). Они в основном имеют денуда­ционное происхождение, так же как и более мелкие куэстовые уступы (Бурегский в юго-западном Приильменье и Везенбергский в районе г. Сланцы).

Поскольку некоторые из повышений (выступы под возвышенно­стями Лужской и Хаанья) огибаются древними долинами, можно пред­положить, что они формировались в донеогеновое время.

Значение денудации как основного рельефообразующего фактора досредневалдайского периода сохранялось и на его заключительных этапах, связанных с покровными оледенениями. Деятельность ледни­ковых покровов выражалась как в экзарации подстилающей поверхно­сти, так и в аккумуляции обломочного материала. Однако экзарация в целом преобладала. Об интенсивности ледникового выпахивания, по крайней мере во время наступання валдайского ледника, свидетель­ствуют мощные отторженцы коренных пород в четвертичных отложе­ниях, отсутствие положительных аккумулятивных форм досредневал­дайского возраста (за исключением Котовской возвышенности), нивелировка доледниковых выступов рельефа. ’

Доголоценовый ярус. 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 (рис. 66).

В период максимального развития валдайского оледенения влия­ние поверхности первого яруса, видимо, было минимальным, и динами­ческая и климатическая границы совпадали. Даже такой крупный эле-

Рис. 66. Схема деградации последнего оледенения. Составили И. П. Баканова, Д. Б. Малаховский (1969 г.)

Рельеф поверхности дочетвертичных пород: / — плато, 2 - возвышенности, 3 - впадины и котло­вины, 4 — равнины, 5 —сельги, 6 —уступы; ледниковый рельеф: 7 —краевые образования, «—«сре­динные массивы», 9 линейные аккумулятивные образования, 10— древние долины, выпаханные' ледником, 11 направления разноса валунов (по С. В. Яковлевой); границы максимального рас­пространения ледника и различные стадии валдайского оледенения: 12 — динамические, 13 — кли­матические; предполагаемые направления ледниковых потоков во время стадий; 14 — вепсовской

15 — крестецкой, 16 — лужской, /7 — невской

мент 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.

30 Зак. 17