Историко-культурное значение озер Псковской области

Возвышенности и низменности области значительно  отличаются по литологическому составу.  Низменности, как правило, сложены одним –двумя моренными горизонтами, разделенными водно-ледниковыми отложениями. На возвышенностях выделяются три-четыре и более моренных горизонта. Различия литологического состава низменностей и возвышенностей определены, главным образом, тем, что по низменностям двигались Чудская и Ловатская лопасти Валдайского ледника в вепсовско-крестецкую стадию, которые произвели здесь значительную экзарацию и переработали более древние отложения предыдущих оледенений.

Изучение озерных  котловин показывает, что их происхождение прямо или косвенно связано с деятельностью ледника (Лесненко, Абросов, 1973). Это выражается, в первую очередь, в формировании специфических форм рельефа вследствие ледниковой экзарации и аккумуляции, благоприятных для формирования озер. Так же для каждого из вышеперечисленных видов ледниковых отложений характерны определенные генетические типы озерных котловин, в формировании которых они принимали непосредственное участие в виде или подстилающих пород с характерным рельефом (озерно-ледниковые равнины, холмисто-моренные гряды), или структурных элементов котловины (плотины, дамбы, склоны). В этом и заключается геологическое значение четвертичных ледников как фактора происхождения озер. Например, краевая, абляционная морена и озы часто служили плотинами при заполнении водой котловин; озерно-ледниковые отложения, благодаря специфике формирования, создавали выровненную поверхность с небольшими понижениями, что привело к формированию в них мелководных остаточных озер.

Таким образом, геологическое строение территории области является важнейшим фактором образования псковских озер в связи с особенностями литологического состава, характером залегания пород и их распространения.

2.2. Тектонические структуры  кристаллического  фундамента и осадочного чехла

Характерной особенностью кристаллического фундамента Русской плиты в пределах Псковской области является его сложное строение, что является результатом совокупности тектонических движений в течение позднего протерозоя, палеозоя и мезокайнозоя. Рассматриваемая территория находится на стыке сразу нескольких региональных тектонических структур (рис. 6): южного склона Балтийского щита, части восточного склона Балтийской синеклизы, северо-западного склона Московской синеклизы, восточной части Латвийского прогиба и северного склона Белорусской антеклизы (Татарников, 2007).

На южном  склоне Балтийского щита (рис. 6) поверхность фундамента погружается в южном и юго-восточном направлениях от -400 до -600 м абс. отм. Породы осадочного чехла залегают сопряжено с поверхностью фундамента. В строении щита следует выделить отдельно приподнятый относительно остальной поверхности Тартуский выступ, часть которого – Локновский вал – заходит на территорию области. На северо-западе области (в пределах Печорского района) и сопредельных территорий Эстонии абсолютные высоты вала достигают -250 м. Другой структурный элемент щита – Лужская моноклиналь, располагающаяся в пределах области вдоль восточного побережья Псковско-Чудского водоема и приуроченная к зоне вертикальных подвижек фундамента. Моноклиналь характеризуется погружением поверхности фундамента и пластов осадочного чехла в юго-восточном направлении от -200 до -600 – -700 м абс отм. В пределах моноклинали выделяется Стругокрасненский выступ, поверхность фундамента которого находится на  абс. отм. -200 – -300 м. выступ представляет собой брахиоантиклинальную складку субширотного простирания. В строении южной части Балтийского щита выделяются Гдовские дислокации, расположенные юго-восточнее г. Гдова и представляющие собой сильно дислоцирванные породы фундамента и кембро-ордовикские слои осадочного чехла среди нормально залегающих девонских отложений. Данные дислокации рассматриваются как структура типа трубки взрыва (Исаченков, 1988).

Часть восточного склона Балтийской синеклизы в пределах крайнего запада области представлена погружающейся (15-20 м/км) поверхностью фундамента и осадочного чехла. Глубина залегания склона синеклизы -300 – -700 м.

Латвийская  седловина (рис 5, 6) располагается на стыке Балтийского щита, Белорусской антеклизы, Московской и Балтийской синеклиз и занимает южную и юго-западную части области. Поверхность кристаллического фундамента в ее пределах относительно плоская и перекрыта горизонтально залегающими породами осадочного чехла. По гипсометрическим характеристикам залегания фундамента в ее пределах выделяются две структуры – Двинская (приподнятая) с абс. отм.  -700 – -1000 м, и Великолукская (опущенная) с абс. отм. – 900 – -1400 м ступени. В состав Двинской ступени входит Красногородское поднятие с амплитудами фундамента 150-200 м, а в состав Великолукской – Судомская депрессия, Бежаницкий вал, Дедовичское и Новоржевское поднятия (Исаченков, 1988).

Московская  синеклиза (рис 5, 6) частично заходит на территорию Псковской области на юго-востоке своей северо-западной частью. В пределах данной тектонической структуры кристаллический фундамент с параллельно ему лежащим осадочным чехлом опускается в юго-восточном направлении приблизительно с -700 м до -1000 м абс. атм.

Белорусская антеклиза (рис 5, 6) частично заходит своей периферической частью на юго-запад области. Здесь расположена Приоршанская моноклиналь, в пределах которой кристаллический фундамент с сопряженными с ним пластами осадочного чехла погружается в северо-восточном направлении с -200 м до -600 м абс. отм.

Образование разновозрастных  тектонических структур кристаллического фундамента Русской плиты находит свое отражение в строении и рельефе поверхности осадочного чехла. Так сформировавшиеся к концу палеозоя перечисленные выше тектонические структуры обусловили изгибы и моноклинальное залегание пластов терригенных и карбонатных пород осадочного чехла в соответствии с направлениями и углами наклона структур фундамента. Изгиб пластов чехла способствовал формированию здесь к началу плейстоцена, в условиях континентальной денудации, серии куэстовых гряд (рис. 7, 8). В свою очередь, куэстовые гряды можно рассматривать и как тектонические структуры осадочного чехла, образовавшиеся в пределах его деформаций, и как формы доледникового структурно-денудационного рельефа. На территории Псковской области частично представлены четыре куэсты: Ордовикская, Девонская, Белорусская и Каменноугольная.

Ордовикская куэста приурочена к южному подземному склону Балтийского щита. Уступ ее (Балтийско-Ладожский глинт) прослеживается вдоль южного побережья Финского залива, структурный склон заходит на территорию севера Псковской области. Куэста выработана в терригенных кембрийско-ордовикских отложениях, перекрытых сверху карбонатными ордовикскими породами.

Девонская куэста приурочена к северному склону Латвийского прогиба. Ее Рижско-Псковский уступ прослеживается от Курземского полуострова до среднего течения р. Волхов. На территории области куэста выработана в песчано-глинистых отложениях верхнего девона. В современном рельефе куэста выражена слабо – лишь в на северо-западе области (между г. Печоры и д. Печки) в связи с интенсивной доледниковой денудацией, а также экзарацией покровных оледенений.

Белорусская куэста относится к северному крылу Белорусской антеклизы. Сформировалась она в терригенно-карбонатных отложениях верхнего и среднего девона. Ныне куэста погребена под мощным слоем четвертичных отложений (до 80 м.). В пределах области прослеживается лишь на крайнем юге.

Каменноугольная куэста приурочена к юго-западному склону Московской синеклизы. Ее Карбоновый уступ выработан в терригенно-карбонатных породах верхнего девона и нижнего карбона. В пределы области уступ не заходит, однако в доледниковое время он располагался юго-востоке. Сдвиг куэстового уступа произошел вследствие эффекта «пятящейся эрозии» в доледниковье, а также ледниковой экзарации (Татарников, 2007).

В осадочном чехле помимо общего структурного плана, связанного со строением фундамента и выраженного в форме куэстовых гряд, развиты более мелкие тектонические структуры: куполовидные поднятия, изгибы пластов, разрывные нарушения – трещины (рис. 7). Куполовидные поднятия по своему генезису в некоторых случаях приурочены к выступам кристаллического фундамента. Пример тому – Лужский массив (в основании – Стругокрасненское тектоническое поднятие), а также выступ Девонской куэсты (в основании – Локновский выступ). Однако часто поднятия коренных пород генетической связи с кристаллическим фундаментом не имеют – например, Бежаницкий массив.

Помимо тектонических  структур важной особенностью строения осадочного чехла является его повсеместная трещинноватость, происхождение которой еще не выяснено. Однако ее наличие способствует дальнейшей дезинтеграции и разрушению девонских пород вследствие водно-эрозионных, карстовых процессов и выветривания (Татарников, 2007).

Куэстовые гряды, как и  все другие тектонические структуры  осадочного чехла и кристаллического фундамента, прямого отношения к  образованию озерных котловин не имеют, однако наличие их предопределило заложение сети древних доледниковых долин – Митковской, Изборско-Мальской, Великорецкой, Абижской, Толбинской, Желчинской, Плюсской и др., что обусловило формирование в их сохранившихся палеоврезах  впадин  современных  долинных эрозионно-гляцигенных  озер. Кроме того,   водно-эрозионная деятельность такой  доледниковой речной сети обусловила генезис Псковско-Чудской впадины.

Таким образом, тектонические  структуры кристаллического фундамента и осадочного чехла способствовали образованию многих озер Псковской области, усложнив рельеф доледниковой поверхности и создав условия для формирования озерных котловин не только в доледниковье, но и в послеледниковое время.

2.3. Доледниковый рельеф поверхности коренных пород

и его генезис

На северо-западе Русской равнины континентальный режим установился приблизительно в позднем палеозое. В результате длительного воздействия континентальной денудации на поверхность коренных пород, а также тектонических движений палеозоя и мезокайнозоя, усложнявших структуру и поверхность осадочного чехла и усиливавших денудационные процессы, здесь сформировался весьма сложный рельеф поверхности дочетвертичных пород, что нашло свое отражение в большинстве основных форм нынешнего рельефа – возвышенностей и низин.

Доледниковый рельеф области, при рассмотрении его в совокупности с рельефом северо-запада Русской плиты, представляет собой сильно расчлененную поверхность. Однако в целом доледниковая поверхность на северо-западе Русской плиты имеет тенденцию к плавному поднятию с запада ( абс. отм. 0 – 60 м) на восток ( абс. отм. 220-240 м). Но в пределах Псковской области, исходя из данных карты поверхности дочетвертичных пород (рис. 7), данные показатели несколько отличны. Поднятие в восточном направлении наблюдается только в южной части области со средними показателями от 80 до 120 м абс. отм. Остальная территория области имеет весьма осложненную гипсометрию в связи с протекавшими в доледниковье процессами континентальной денудации, и в ее пределах каких-либо общих тенденций гипсометрических характеристик не читается.

Гипсографический анализ позволил выделить в пределах северо-запада Русской плиты нижнюю Балтийскую, верхнюю Центральнорусскую и среднюю Белорусско-Прибалтийскую разновысотные ступени. Наиболее важной для исследования доледникового рельефа является Белорусско-Прибалтийская ступень, куда входит территория Псковской области.

Белорусско-Прибалтийская  ступень, в пределах которой располагается  изучаемая территория Псковской  области, имеет абсолютные высоты от 30-40 до 120-140 м. Средняя высота поверхности  ступени составляет 71 м. В пределах территории области ступень накладывается на разнородные в тектоническом отношении участки: южный склон Балтийского щита, часть восточного склона Балтийской синеклизы, северо-западный склон Московской синеклизы, восточную часть Латвийского прогиба и северный склон Белорусской антеклизы (Исаченков, 1988). В северо-восточной части ступени поверхность коренных пород в среднем находится обычно менее 70-80 м, поэтому вся территория, в том числе и Псковская область, включена в состав Прибалтийской низменности. В свою очередь, низменность имеет формы доледникового рельефа меньшего порядка: Ловатско-Волховская, Псковско-Великорецкая низменности, Лужско-Судомское повышение.

Ловатско-Волховская низменность  расположена в бассейнах Ловати и Волхова. На территории области (бассейн  р. Шелонь) средняя высота составляет 50-60 м абс. отм., иногда 80-100 (в бассейне р. Ловать). В следствие моноклинального залегания девонских пород с различной устойчивостью сформировался структурный уступ – Ильменский глинт (по правобережью р. Шелонь).

Псковско-Великорецкая низменность  расположена в бассейне Псковско-Чудского озера. Наиболее пониженные участки  приурочены к бассейну озера (20-40 м  абс. отм.), повышенные – к верхнему и среднему течению р. Великой (50-60 м абс. отм). Средняя высота – 38 м абс. отм. Вдоль побережья Псковского озера проходит Псковский уступ Девонской куэсты, а несколько южнее – Островский уступ. Оба уступа соответствуют выходам на поверхность девонских карбонатных пород.

Между Ловатско-Волховской и Псковско-Великорецкой низменностями  расположено Лужско-Судомское повышение. На поверхности повышения в северной части расположена Стругокрасненская  возвышенность 80-100 м), в бассейне рек Черехи и Шелони – Порховская низина (40-50 м), в междуречье Шелони, Сороти и Ловати – Полистовское (60-70 м) и Волотовское (60-80 м) поднятия, в бассейне Луги и Плюссы – Оредежское (60 м) и Серебрянское (60 м абс. отм.) поднятия.

Помимо Прибалтийской низменности, на территории области частично представлены структуры Белорусской макровозвышенности. В ее пределах выделяется Латвийско-Белорусская возвышенность, расположенная в междуречье Западной Двины, Гауи, Великой, Ловати. Поверхность возвышенности имеет среднюю высоту 100 м, максимальную – 120-140 м абс. отм. Возвышенность накладывается на Латвийскую седловину. В состав Латвийско-Белорусской возвышенности входят Бежаницкая, а также расположенные на сопредельных с областью территориях Хааньянская и Латгальская возвышенности, представленные в виде поднятий (рис. 7).

Хорошо выражены поднятия коренных пород в современном рельефе в районе Лужской, Бежаницкой, Хаанья, Латгальской и Валдайской возвышенностей. Перечисленные современные возвышенности имеют в своем ядре поднятия коренных пород. Псковская и Ловатская низины также соответствуют понижениям коренных пород.

Кроме того, на поверхности коренных пород наблюдаются дочетвертичные речные долины, усложняющие доледниковый рельеф области. Глубины вреза древних долин достигают 40-80 м, т.е. намного глубже современных. Там, где мощность четвертичных отложений большая, древние долины оказались погребенными. На севере и западе области, где мощность четвертичного покрова невелика, древние долины хорошо выражены в современном рельефе. Они унаследованы современными речными системами или оказались мертвыми. Так, например, река Плюсса унаследовала древнюю долину, которая существовала в доледниковое время. Наследуют древние долины реки восточного и южного побережья Псковско-Чудского озера (Желча, Обдех, Толбица). На востоке Печорского района встречаются речные долины без водотоков (Лесненко, Абросов, 1973).