Историко-культурное значение озер Псковской области

Доледниковый  рельеф оказал значительное влияние  на генезис и распространение озер. Как правило, это обусловлено не только усложнением совокупности форм земной поверхности в целом, но и влиянием на особенности распространения плейстоценовых ледниковых масс, что привело к формированию разнообразных специфических положительных и отрицательных форм рельефа гляциального, к его усложнению. Следовательно, это создало еще более благоприятные условия для образования озерных котловин, унаследовавших различные понижения земной поверхности. Там, где поверхность коренных пород представляла собой обширные понижения вследствие новейших опусканий субмередионального простирания и процессов дочетвертичной денудации (Исаченков, 1988), ледниковые лопасти заходили далеко на юг, не встречая на своем пути препятствий. Затем, при таянии льдов (дегляции), образовывались обширные приледниковые озера, которые подпруживались массами мертвого льда. В дальнейшем, при окончательном исчезновении ледниковых масс вследствие таяния и оттоке талых вод, на месте приледниковых озер образовывались обширные озерно-ледниковые равнины с небольшими понижениями, что обусловило незначительное и локальное распространение на них своеобразных озерных котловин. Это наиболее характерно для Псковской и Приильменской низменностей. Особенностью дегляции в пределах территории гляциодепрессионных низменностей было ее осуществление в условиях обратного, по отношению к движению ледниковых масс, уклона поверхности ледникового ложа. Это, во-первых, затрудняло отток от тающих окраин лопастей потоков талых ледниковых вод и способствовало образованию перед ними приледниковых водоемов, а, во-вторых, благоприятствовало отчленению от окраин этих лопастей полос мертвого льда, которые в виде ледяной дамбы долгое время подпирали воды этих бассейнов (Татарников, 2007).

Возвышения  коренного рельефа создавали  препятствия для движения ледника. Вследствие длительной остановки и последующего таяния огромные массы донной, абляционной (в зафронтальной зоне) и краевой морены (в фронтальной зоне) оставались там, где край ледника имел конечное распространение. Кроме морен, в предфронтальной зоне развивались зандровые равнины. Всё это создавало в итоге сложный комплекс различных по генезису и морфометрии форм рельефа, что, в свою очередь, повлияло на обширное распространение здесь озерных котловин определенного типа разных форм и глубин. Такие озера особенно широко распространены на Бежаницкой и Лужской возвышенностях. И здесь немалую роль сыграл дочетвертичный рельеф, определивший характер движения, распространения ледниковых масс и, как следствие, образования холмисто-моренного и зандрового рельефа. Так в основании Лужской возвышенности располагается Стругокрасненский выступ поверхности дочетвертичных  пород, который входит в состав Псковско-Рижской куэсты, бронируемой известняками, доломитами и мергелями саргаевского и семилукского горизонтов. В доледниковом рельефе Бежаницкой возвышенности соответствует поднятие коренных пород – Бежаницкий выступ (Исаченков, 1988; Татарников, 2007).

Древние речные долины так же имеют отношение к образованию озерных котловин. Они обусловливали трещинноватость их перекрывавших и заполнявших ледниковых масс, что позднее привело к накоплению в древних руслах морены, которая затем, при таянии льда, послужила плотинами. Нередко эти плотины перегораживали полузаполненные ледниковыми и речными отложениями древние русла, что приводило к образованию озер. Так же глубокие доледниковые русла, заложившиеся в карбонатных породах, способствовали развитию карста, который углублял озерные котловины.  Другие древние русла были унаследованы современной речной сетью и в их пределах сформировались своеобразные пойменные озера.

Таким образом, доледниковый рельеф оказал значительное влияние на генезис и распространение  озерных котловин Псковской области посредством не только общего усложнения морфометрических характеристик земной поверхности, но и влияния на характер распространения плейстоценовых ледниковых масс.

2.4.  Общая характеристика  и структура современного рельефа Псковской области и ее влияние на распространение озерных водоемов

Псковская область  расположена на северо-западе Русской  равнины. Средняя высота ее поверхности  составляет 110 м абс. отм. Наиболее низкие отметки приурочены к котловине  Псковско-Чудского озера (30-40 м абс. отм.), а наиболее возвышенные – к Бежаницкой возвышенности, наивысшая точка которой – г. Лобно – составляет 340 м абс. отм.

Генетически современный  рельеф области является результатом  рельефообразующей деятельности плейстоценовых оледенений, т. е. является гляциальным, однако его формирование в немалой степени определено дочетвертичным рельефом.

Большая часть области  входит в состав обширной Прибалтийской  низменности, на поверхности которой  выделяется ряд крупных форм рельефа (рис. 9): Псковская и Приильменская низменности, Хиловская и Соротьская низины, Лужская, Судомская, Бежаницкая возвышенности, Великолукское, Себежское и Усмынское поднятия, а также отроги возвышенностей Хаанья и Валдайской. Кроме того, на территории области частично расположены Верхнедвинская (Усвятская) и Северобелорусская (Полоцкая) низменности.

Псковская гляциодепрессионная низменность (рис. 9) является наиболее крупной формой рельефа области. Площадь ее составляет 17 тыс. км². На западе она граничит с Хааньянской и Латгальской, на востоке – Лужской, Судомской и Бежаницкой, на юге – с Себежской возвышенностями. Низменность вытянута с юга на север на 300 км при ширине 60-80 км. Поверхность низменности повышается с юга на север с 30-40 м до 100-120 м при средней высоте 65 м абс. отм. В дочетвертичном рельефе гляциодепрессия приурочена к Псковско-Великорецкой низменности, а в тектоническом отношении – к южному склону Балтийского щита и Латвийскому прогибу. Соотношение направлений уклона кристаллического фундамента (с северо-запада на юго-восток) и осадочного чехла (с юга на север) позволяет отнести данную низменность к типу инверсионных, что было предопределено спецификой тектонических движений и их сопровождавших процессов континентальной денудации. Поверхность коренных пород в пределах низменности перекрыта четвертичными, главным образом плейстоценовыми, ледниковыми и озерно-ледниковыми отложениями, мощность которых изменяется от 1-2 до 20-40 м. Особенностью современной поверхности низменности является широкое развитие здесь озерно-ледниковых равнин – Опочецкой, Островской, Псковской, Чудской, разделенных между собой комплексами краевых образований – Невельско-Усвятским, Красногородским, Горайским, Островским, Псковским, Талабским, Ремдинским и Гдовско-Раскопельским (рис. 9). Формирование ступенчатых уровней озерно-ледниковых равнин и их разделяющих комплексов краевых образований приурочено к последовательному отступанию Псковско-Великорецкой лопасти Чудского потока поздневалдайского оледенения (Татарников, 2007; Исаченков, 1974).

Приильменская (Ловатско-Волховская) гляциодепрессионная низменность располагается на территории Псковской области своей юго-западной окраиной. Основная ее часть расположена в Ленинградской и Новгородской областях. В пределах Псковской области низменность вытянута с севера на юг на 240 км при ширине 50-60 км. Наиболее пониженные участки расположены в бассейне р. Шелони (50-60 м абс. отм.), возвышенные – у подножья Судомской, Бежаницкой возвышенностей и Великолукского поднятия (100-110 м абс. отм.). Средняя высота в пределах области составляет 80-90 м абс. отм. В дочетвертичном рельефе участок низменности на территории Псковской области накладывается на северную часть Усвячско-Ловатской и юго-западную часть Ловатско-Волховской доледниковых низменностей, а в тектоническом отношении – на Великолукскую ступень Латвийской седловины. В отличие от Псковской, данная низменность не является инверсионной и моноклинальное залегание пластов осадочного чехла совпадает с общими особенностями наклона фундамента. Поверхность коренных пород перекрыта четвертичными, преимущественно валдайскими отложениями, мощность которых от 5-10 м на севере до 20-30 м на юге. Послеледниковая поверхность низменности представлена моренной равниной за исключением южной части – у склонов Бежаницкой возвышенности и Великолукского поднятия, где развиты озерно-ледниковые (аккумулятивные и абразионные) равнины. Хорошо развитых краевых образований нет, есть только слабовыраженные комплексы – Куровогорский, Дедовичский, Цевловский. Поверхность низменности в настоящее время сильно заболочена.

Хиловская низина (гляциодепрессионная  низменность) расположена в междуречье рек Шелонь и Череха. С севера ограничивается Лужской, а с юга  Бежаницкой возвышенностями. На западе она без четких границ переходит  в Псковскую низменность, на востоке – в Приильменскую. Протяженность низменности с запада на восток – 65-70 км, с севера на юг 45-50 км. Высоты изменяются от 55-60 м (в центральной части) до 90-93 м абс. отм. (в южной части). В доледниковом рельефе низине соответствует Порховская депрессия Ижорско-Полистовского поднятия поверхности коренных пород (Исаченков, 1988). Толща девонских пород перекрывается четвертичными моренными, водно-ледниковыми и озерно-болотными отложениями. Современная поверхность Хиловской гляциодепрессионной низменности занята рельефом полого-волнистой и плоской абразионно-аккумулятивной и аккумулятивной озерно-ледниковой равнины (Татарников, 2007).  Данная равнина пересекается полосами Островского (60-80 м абс. отм.) и Горайского комплексов (70-90 м абс. отм.) краевых образований.

Соротьская низина (гляциодепрессионная  низменность) занимает бассейн среднего и верхнего течения рек Сороть и Удоха. Располагается между Судомской и Бежаницкой возвышенностями (рис. 8). Низменность вытянута с северо-востока на эго-запад на 50-60 км, при ширине 35-40 км. На западе ограничена полосой Соротьского краевого комплекса (120-140 м абс. отм.), на востоке переходит в Приильменскую гляциодепрессионную низменность. Площадь ее составляет 1,5 тыс. км². Высоты изменяются от 70-80 до 100-110 м абс. отм. В доледниковом рельефе низменность приурочена к Судомской депрессии, сложенной моноклинально залегающими карбонатными породами. Толща девонских карбонатных пород перекрыта плейстоценовыми отложениями – основной и абляционной мореной поздневалдайского оледенения, флювио- и лимногляциальными песчано-глинистыми осадками, а также голоценовыми аллювиальными и озерно-болотными отложениями. Поверхность низменности, занятая аккумулятивной озерно-ледниковой равниной к востоку от краевых комплексов имеет высоты 65-70 м абс. отм. Участки абразионной озерно-ледниковой равнины расположены у подножий соседних ледораздельных возвышенностей с абсолютными высотами 85-90 м.

Усвятская гляциодепрессионная  низменность (рис. 9) расположена в бассейне р. Усвяча, верхнего течения р. Ловать и Западная Двина. С юга ограничена Усмынским, с севера – Великолукским поднятием, с запада – Городокской возвышенностью, а с востока – Валдайской. Низменность вытянута с юго-запада на северо-восток на 55-60 км, при ширине 35-40 км. Поверхность ее имеет средние высоты 160-170 м абс. отм. В дочетвертичном рельефе низменность накладывается на Усвятско-Ловатскую и Жижицкую депрессии, разделенные Усмынским поднятием. Толща девонских терригенно-карбонатных пород перекрыта четвертичными отложениями – мореной московского и валдайского оледенений, которая перекрывается флювио- и озерно-ледниковыми отложениями. В геоморфологическом отношении в поверхности низменности выделяются Усвятская и Жижицкая водно-ледниковые равнины с абсолютными отметками 170 и 160 м соответственно. Равнины разделены Усмынским ледораздельным массивом со средними высотами 180-210 м абс. отм.

Лужская ледораздельная возвышенность  расположена в северной части  Псковской области на междуречье Плюссы, Великой, Желчи (рис. 1, рис. 9). Она вытянута с запада на восток на 65-70 км. Средние абсолютные высоты составляют 100-140 м, максимальная высота – 204 м абс. отм. (г. Кочебуж). В основании ее находится Стругокрасненский выступ коренных пород, входящий в состав Псковско-Рижской куэсты. Коренные породы перекрыты толщей четвертичных отложений мощностью 40-60 м, относящиеся к валдайскому оледенению. В составе возвышенности выделяется ряд массивов, валов, депрессий, осложненных более мелкими формами рельефа. Кочебужский массив расположен в западной части возвышенности – на междуречье Псковы, Желчи, Люты. Длина массива 28 км, высота 30-40 м. к нему приурочена наивысшая точка возвышенности – г. Кочебуж. Другой массив – Новосельский, расположен на междуречье Псковы, Люты и Кеби. Он вытянут с северо-запада на юго-восток на 24 км, высота 30-40 м. Пайковский вал располагается на междуречье Люты, Куреи, Черной. Вал вытянут с севера на юг на 18 км, высота 25-30 м. Все три массива сложены песчано-гравийными отложениями и частично валунным суглинком. Между Кочебужским массивом и Пайковским валом расположена Лютинская депрессия, по которой протекает р. Люта. Низина вытянута с юга на север на 25 км. Поверхность ее имеет абсолютные высоты в среднем 80-130 м. Формирование Лужской возвышенности произошло в зоне сочленения ледниковых лопастей валдайского оледенения, двигавшихся с севера. Ледоразделом послужил выступ коренных пород – Лужский выступ.

Бежаницкая ледораздельная возвышенность (рис. 9) расположена в южной части Псковской области, на междуречье Ловати и Великой. Площадь ее 4426 км², вытянута в северо-северо-западном направлении средние высоты составляют 180 м абс. отм. В основании возвышенности находится Бежаницкий выступ коренных пород. Девонские породы перекрыты толщей четвертичных отложений мощностью 60-180 м. Возвышенность имеет сильно расчлененную поверхность с амплитудами высот 20-80 м, представленную массивами, холмами, грядами и депрессиями. Наиболее крупный из массивов – Лобновский угловой (располагается на междуречье Алоли, Олицы) – вытянут в северо-западном направлении на 18-20 км, относительная высота его 70-80 м. В пределах массива развит крупнохолмистый рельеф (холмы-звонцы) со средними высотами 50 м. К югу от Лобновского массива выделяются Фофановский, Кашинский, Вязовский, Рыкшинский угловые массивы, а также Велиководская, Вязовская, Язновская и Кудеверьская гляциодепрессии. Массивы имеют форму клина юго-западного направления при длине 10-16 км и относительных высотах 40-60 м.  На востоке Бежаницкой возвышенности выделяется ряд крупных угловых массивов – Луговской, Сошкинский, Красихинский, Тарховский) и депрессий (Олицкая, Верхнельстинская, Верхнелокнянская, Насвинская). Массивы вытянуты в северо-восточном направлении на 20-25 км, их высоты 70-80 м. Гляциодепрессии вытянуты в таком же направлении, их высоты – 120-220 м абс. отм. В западной части возвышенности наблюдаются комплексы холмисто-грядового и холмисто-котловинного рельефа: Глубокинская цепь холмов и гряд, Волновский вал и Трубниковский вал. Валы и гряды имеют длину 15-20 км, высоту 25-30 м. Понижения между ними представлены камовым, моренным и зандровым рельефом, осложненным котловинами, которым часто приурочены озера (Татарников, 2007). На северо-западе возвышенности располагается ряд угловых массивов (Ершовский, Барсуковский, Зуйковский), разделенных гляциодепрессиями (Верхнешестинская, Гвоздовская, Коломинская). Массивы имеют северо-западное направление, длину 10-15 км при высоте 30-50 м. в депрессиях развит мелкохолмистый моренный и котловинный рельеф. Таким образом, вся Бежаницкая возвышенность представляет собой крупный угловой массив, образовавшийся между Псковской и Ловатской лопастями валдайского ледника.

Судомская ледораздельная возвышенность (рис. 1, рис. 9) расположена в центральной части Псковской области на междуречье Шелони, Черехи и Сороти. Она вытянута в юго-западном направлении на 40-42 км, площадь 1200 км². Средняя высота поверхности 160-200 м абс. отм., а наивысшая точка – г. Судома (293,3 м абс. отм.). в дочетвертичном рельефе возвышенность накладывается на понижение, которое ниже окружающего доледникового рельефа на 25-30 м. В тектоническом отношении возвышенности так же соответствует депрессия. Коренные породы перекрыты четвертичными отложениями, мощность которых 170-220 м. В геоморфологическом плане выделяются внутренняя, внешняя и переходная зоны. Внутренняя зона прослеживается в виде крупно-холмисто-котловинного рельефа с высотами более 200 м абс. отм, представленного комплексом холмов звонцев. Внешняя зона располагается в периферии возвышенности и представлена полосой холмисто-грядово-котловинного рельефа, формы которого сложены моренным суглинком, выстилающим и межхолмные котловины. Переходная зона расположена между внутренней и внешней зонами. Здесь развит средне-холмисто-котловинный рельеф. Котловины часто заняты озерами (Городновское, Локно, Узское, Сево). В целом возвышенность рассматривается как положительная аккумулятивная форма рельефа, образовавшаяся в зоне ледораздела между ледниковыми лопастями Чудского и Ладожского потоков валдайского оледенения. Заложение ледораздела  было обусловлено нахождением доледниковой депрессии в «ледниковой тени» между Лужским и Бежаницким выступами ледникового ложа.

Ледораздельная возвышенность  Хаанья (рис. 1) расположена на границе  Псковской области, Эстонии и  Латвии. В пределы области возвышенность заходит своей восточной окраиной. В целом возвышенность имеет округлую форму с поперечником 60-65 км. Средние высоты ее 200 м, максимальные – 317 м абс. отм. (г. Суур-Мунамяги). Над окружающими низменностями (Северо-Видземской, Восточно-Латвийской и Псковской) возвышенность приподнята на 100-150 м. В основании возвышенности лежит Локновское поднятие коренных пород. Доледниковый выступ перекрывают плейстоценовые четвертичные отложения мощностью от 40-50 м до 140-160 м. Учитывая местонахождение возвышенности за пределами области, целесообразно дать характеристику лишь восточной ее части, которая представлена Восточно-Хааньянскими грядами. Данные гряды ограничивают Миссовскую гляциодепрессию с северо-восточной, восточной и юго-восточной стороны. Они представлены Вастселино-Лавровским, Меремяйско-Лидвинским и Паниковичским холмисто-грядовыми краевыми комплексами. Холмы и гряды этих краевых комплексов сложены валунными суглинками и супесями с включениями прослоев песчано-гравийного материала. Данные краевые комплексы предположительно сопоставляются с Красногородскими и Горайскими краевыми образованиями Псковской низменности (Татарников, 2007).