Историко-культурное значение озер Псковской области

Великолукское поднятие (маргинальная возвышенность) располагается между Валдайской и Бежаницкой возвышенностями к югу от г. Великие Луки (рис. 1, рис. 9). Поднятие вытянуто с запада на восток на 80 км. На севере оно четко отделяется от Приильменской низменности, на юге плавно переходит в Усвятскую низину. По морфометрической характеристике поднятие делится на возвышенные части – западную с абсолютными высотами 160-260 м и восточную – приподнятую (160-210 м абс. отм.), а также пониженную среднюю (140-160 м абс. отм.). На поверхности коренных пород поднятию соответствует пониженный участок Ловатско-Волховской низины. Коренные девонские породы перекрыты толщей четвертичных плейстоценовых отложений, мощность которых 40-120 м. На поверхности поднятия выделяется две зоны холмистого рельефа, ориентированные с востока на запад – южная и северная. Южная зона с абсолютными высотами 190-230 м включает Станковский (холмистый и крупнохолмистый рельеф), Петровский (Холмисто-моренный и камовый рельеф) и Вестесиловский массивы, между которыми находится Асцовская депрессия (от оз. Асцо), занятая озерно-ледниковой равниной, зандрами и камами. В северную зону входят Окнинский, Ловновский, Кисловский, Куньинский массивы холмисто-моренного рельефа (120-200 м абс. отм.), а также Выдегская депрессия, представленная озерно-ледниковой равниной. Формирование Великолукского поднятия связано с деятельностью Ловатской лопасти валдайского ледника в ее краевой зоне вследствие крупных подвижек масс льда в вепсовскую и крестецкую стадии.

Себежское поднятие (маргинальная возвышенность) расположено между Бежаницкой и Латгальской возвышенностями (рис. 9) на междуречье Западной Двины и Великой. Длина поднятия с запада на восток 90-100 км, господствующие высоты 130-160 м абс. отм. В доледниковом рельефе поднятию соответствует северный структурный склон Белорусской куэсты. Мощность четвертичных отложений различна – от 20-40 до 80-100 м. на поверхности поднятия выделяется две зоны холмистого, мелко-холмистого и плоско-волнистого рельефа. Пустошкинская (внешняя) зона прослеживается от Бежаницкой возвышенности на юго-запад к г. Пустошке, оз. Свибло, Неведро, Нища. В ней выделяются цепи холмов и гряд и зандровых равнин. Себежская зона характеризуется мелкохолмистым, холмистым и грядовым рельефом, представленным озами и камами. Образование Себежского поднятия обусловлено двумя крупными подвижками края Псковской лопасти валдайского ледника в вепсовскую и крестецкую стадии, а также деятельностью талых ледниковых вод, циркулировавших в теле мертвого льда и оттекавших от его края.

Усмынское (рис. 9) поднятие расположено восточнее пос. Усмынь, вытянуто в северо-западном направлении на 30 км. Средние относительные высоты ее составляют 20-60 м. Мощность четвертичных плейстоценовых отложений 40-70 м. В основании поднятия располагается приподнятый участок коренных пород. Формирование поднятия обусловлено аккумулятивной деятельностью в краевой зоне Ловатской ледниковой лопасти.

Анализ вышеизложенной геоморфологической характеристики территории области позволяет определить основополагающий фактор образования озерных котловин – это современный рельеф и его структура. В то же время формирование современного рельефа, в первую очередь, обусловлено аккумулятивной деятельностью плейстоценовых ледниковых масс, а также деятельностью талых ледниковых вод во время дегляции.

Рельефообразующая деятельность четвертичных оледенений оказала основополагающее влияние на формирование озерных котловин Псковской области. Это выражается в специфических понижениях среди положительных форм рельефа, созданных ледником, которые в дальнейшем заполнялись как талыми ледниковыми водами, так и атмосферными осадками, водами поверхностного и подземного стока. Анализ локализации псковских озерных впадин с точки зрения особенностей геоморфологии территории Псковской области позволяет подразделить их на три основных группы: 1) озерные котловины ледораздельных (островных, межлопастных) возвышенностей; 2) озерные котловины гляциодепрессионных низменностей; 3) озерные котловины маргинальных возвышенностей.

Озерные  впадины  первой группы  расположены среди  комплексов холмисто-грядового  моренного  и водно-ледникового  рельефа Лужской,  Судомской и Бежаницкой возвышенностей. Данные по современной озерности этих возвышенностей - Бежаницкая – 8%; Судомская – 3%; Лужская – 3,7%  -   указывают на достаточно широкое развитие в комплексах  рельефа данных ледораздельных возвышенностей озерных котловин. Эти крупные положительные макроформы ледниково-аккумулятивного рельефа области обладают сложным гляциоморфологическим строением – сочетанием  межъязыковых угловых массивов и разделяющих их языковых гляциодепрессионных низин (Татарников, 2007). В толще отложений основной и абляционной морены, слагающей данные формы рельефа, захоранивались  прослои и линзы относительно чистого глетчерного льда,  после вытаивания которых в конце плейстоцена-начале голоцена образовались  термокарстовые озерные впадины. Озерные котловины угловых массивов ледораздельных возвышенностей имеют небольшие размеры и площадь  акватории, занимающих их водоемов обычно не превышает 0,5 км².  На Бежаницкой возвышенности (рис. 1) примерами таких озер являются оз. Арно (0,3 км²), оз. Ольховец (0,4 км²),  оз. Липне (0,3 км²), оз. Студенецкое (0,3 км²); на Судомской возвышенности – оз. Киселево (0,36 км²). оз. Жедрицкое (0,5 км²), оз. Долосецкое (0,25 км²); на Лужской возвышенности – оз. Княжицкое (0,2 км²), оз. Высоковское (0,21 км²), оз. Подол (0,27 км²), оз. Соседно (0,24 км²), оз. Псковитянское (0,27 км²).   Такие озерные котловины имеют глубину до 10-15 м,  крутые и высокие склоны, дно их осложнено чередованием впадин и поднятий,  а последние нередко образуют в акватории озера острова.

На поверхности  языковых гляциодепрессионных низин, разделяющих соседние угловые массивы, преобладающий фон рельефа мелко-холмистой равнины основной морен осложняется цепями холмисто-грядовых комплексов краевых образований, участками камового рельефа,  полосами зандровых конусов и пятнами полого-волнистого рельефа озерно-ледниковых равнин. Это разнообразие генетических типов рельефа отражает   особенности отступания  края ледниковых языков,  которое  сопровождалось образованием  на начальных этапах  деградации относительно крупных массивов мертвого льда и формированием на контакте их  с активным краем языков цепей краевых образований,  изолирующих отмерший участок бывшей периферии ледникового языка. После таяния таких массивов мертвого льда на их месте формировались изолированные впадины крупных современных озерных водоемов. К котловинам таких озер на Бежаницкой возвышенности относятся оз. Але (13,9 км²), оз. Великая вода (2,64 км²), оз. Локново (6.2 км²), оз. Ужо (8,2 км²); на Судомской возвышенности – оз. Городновское (3,3 км²), оз. Локно – (2,6 км²); на Лужской возвышенности – оз. Черное – (9,0 км²), оз. Щирское (9,0 км²).  Относительная глубина таких озерных котловин  составляет 15 – 25 м.  В плане они имеют сложную конфигурацию, в связи с чем береговая линия, занимающих их ныне водоемов, сильно изрезана и изобилует полуостровами,  а контрастный рельеф днищ таких впадин подчеркивается наличием  в них многочисленных островов.  Ограниченное развитие в пределах территории языковых гляциодепрессионных низин получили термокарстовые озерные котловины,  которые встречаются среди холмисто-грядового рельефа краевых комплексов и на участках развития здесь зандровых равнин.

Озерные котловины  второй группы располагаются  в пределах площади Псковской, Приильменской, Хиловской, Соротьской, Усвятской гляциодепрессионных низменностей.  Как правило, гляциодепрессии наследуют понижения доледниковой поверхности, которые во время покровных оледенений были заполнены движущимися ледниковыми массами. Рельеф  таких гляциодепрессионных низменностей обычно представлен пологоволнистыми или плоскими, наклонными или ступенчатыми абразионными и аккумулятивными озерно-ледниковыми равнинами, поверхность которых может осложняться  системами озовых гряд, массивами камов и цепями краевых образований разного возраста. Средняя озерность территории подобных гляциодепрессионных низменностей ныне составляет около 1%. Здесь получили развитие, главным образом,  остаточные озера, образование котловин которых связано с регрессией  ледникового края лопастей и языков. В условиях характерного для поверхности псковских гляциодепрессионных понижений обратного уклона по отношению к движению заполнявших их ледниковых масс, перед отступающим ледниковым краем лопасти или языка, подпруживающим сток талых ледниковых вод, на освободившейся от ледниковых масс площади гляциодепрессии формировались относительно обширные приледниковые озерные бассейны.  В ходе постепенной деградации ледниковых лопастей водные массы таких подпрудных озер были спущены на более низкий уровень, а в наиболее пониженных участках  озерно-ледниковых равнин, обусловленных особенностями доледникового рельефа, процессами экзарации или термокарста, сохранялись  остаточные озера-реликты. Озерные котловины таких озер имеют пологие склоны, поэтому  обычно слабо выражены, а их относительная глубина редко превышает 4-6 м.   Акватория таких остаточных  озер,  расположенных на лопастных гляциодепрессионных низменностях,  ныне составляет, как правило, более 5 км², а на языковых – 0,2-3 км² .   Типичными примерами подобных  озер-реликтов приледниковых озерных бассейнов являются на Псковской гляциодепрессионой низменности (рис. 1)  -  оз. Белая Струга (5,8 км²), оз. Велье (5,8 км²); на Ильмень-Ловатской гляциодепрессионной низменности – оз. Полисто (31,6 км²), оз. Дубец (11,3 км²) оз. Дулово (8,3 км² ); на Усвятской гляциодепрессионной низменности – оз. Жижицкое – 51,3 км²;  оз. Двинье – 31,1 км²; оз. Велинское – 21,2 км²), на  Хиловской гляциодепрессионной низменности – оз. Радиловское (5,3 км²); на Соротьской гляциодепрессионной низменности – оз. Белогули (3,1 км²)  оз. Посадниковское (2,2 км²), оз. Орша (2,76 км²), оз. Вехно ( 2,35 км² ),  оз. Сухловское ( 0,35  км ² ),  оз. Алтун (0,33 км²) и др.

    Кроме  остаточных озер на территории  гляциодепрессионных низменностей  в небольшом количестве встречаются  озера с эрозионно-экзарационными  впадинами. Они приурочены к  северо-западному участку Псковской  гляциодепрессионной низменности, где поверхность ее наследует сохранившиеся черты рельефа доледниковой водно-эрозионной сети, врезанной в уступ и структурный склон Девонской куэсты, а также структурный склон Ордовикской  куэсты (Татарников, 2007; Воробьев, 2011). Озерные котловины приурочены здесь к древним речным долинам, частично экзарированным  активными ледниковыми массами на трансгрессивном этапе развития Псковско-Великорецкой лопасти Чудского ледникового  потока позднеплейстоценового покровного ледника или к доледниковым впадинам выработанным  эрозионной деятельностью древней речной сети. Большинство этих древних долин и впадин по мере развития покровного оледенения было запломбировано блоками и линзами мертвого льда, захороненных под толщей основной морены и расконсервировалось в послеледниковье (Татарников, 2007). Примерами долинных озер здесь могут служить цепочечные системы небольших озерных котловин внутри полупогребенных под толщей моренных и водноледниковых отложений доледниковых долин, врезанных в верхнюю часть структурного склона  и уступа Девонской куэсты:  группа, образованная  оз. Городищенским и оз. Мальским (Изборско-Мальская долина); цепь озер ( оз. оз Боровенское, Троицкое,Усовское, Кучинское, Утецкое) в Митковской долине; цепь озер (оз. оз. Ужинское, Гористое, Долгое, Велино ) на отрезке доледниковой долины, наследуемой р. Желча. Котловины таких озер обычно вытянуты в длину, имеют V-образный профиль и глубины от 6-7 до 15-20 м. По- видимому, в образовании их котловин, помимо процессов доледниковой водной эрозии и экзарации могли принимать процессы термокарста при вытаивании погребенных под толщей абляционных  плейстоценовых осадков линз и блоков мертвого льда (Воробьев, 2011).

Озера маргинальных возвышенностей локализуются в пределах площади холмисто-моренного рельефа Себежского, Усмынского и Великолукского поднятий, которые образовались в результате аккумуляции моренного и водноледникового обломочного материала у отступающего края Псковской и Ловатской лопасти Чудского ледникового потока позднеплейстоценового покровного ледника во время регрессивных фаз вепсовско-крестецкой стадии (Татарников, 2007 ). В связи с этим гляциоморфологическая структура их рельефа характеризуется   системой, образованной сочетанием  линейных комплексов краевых образований фронтального, предфронтального и зафронтального типов.  Фронтальные краевые комплексы рельефа представлены цепями холмов и гряд в сочетании с небольшими угловыми массивами образовавшимися в результате аккумуляции абляционного моренного и водноледникового материала непосредственно у края ледниковых лопастей. Предфронтальные краевые комплексы формировались проксимальнее ледникового края и образованы или в результате деятельности потоков талых ледниковых вод, там где отток последних был свободным, и представлены зандровыми конусами или полосой зандровой равнины, и участками полого-волнистого рельефа озерно-ледниковых равнин, образовавшихся на месте приледниковых подпрудных озер, там где отток  талых вод от ледникового края был затруднен. Зафронтальные краевые комплексы формировались дистальнее  активного края лопастей в ходе таяния полосы мертвого льда и образования на ее месте линейных участков холмисто-западинного камово-озового рельефа. Различие в генезисе, морфологии и составе осадков каждого из вышеназванных краевых комплексов объясняет своеобразие формирования в рельефе каждого из них озерных котловин. 

Для озер маргинальных возвышенностей, расположенных в  рельефе фронтальных холмисто-грядовых  комплексах рельефа,  наиболее характерны котловины термокарстового генезиса. По своей морфологии и генезису они аналогичны озерным котловинам угловых массивов ледораздельных возвышенностей.

 Котловины  озер,  расположенные  на участках  полого-волнистого рельефа озерно-ледниковых  и зандровых равнин в пространстве  между  соседними цепями краевых образований образовались, по-видимому, на месте полос мертвого льда, расчлененных на отдельные блоки трещинами, которые были заполнены флювио- и лимногляциальными отложениями. После таяния этих блоков мертвого льда на их месте образовались впадины, а на месте трещин образовались гряды ограничивающие эти котловины по периферии.  Для таких озерных впадин характерно относительно плоские днища и крутые склоны, отражающие контакт  окраины блока мертвого льда с отложениями, которые заполняли трещины.   Глубина этих озерных впадин достигает 30-40 м, а их площадь занимает несколько десятков км²  (рис. 1).  Эти их параметры дают  некоторое представление о размерных характеристиках блоков мертвого льда. Ныне они заняты нередко относительно крупными озерными бассейнами (оз. оз. Нечерица – 15,5 км²;  Свибло – 13,4 км²; Себежское – 16,2 км²; Неведро – 8 км²; Урицкое – 12,3 км²  и др.).

Третьей разновидностью озер маргинальных возвышенностей являются ложбинные озера, котловины которых  или наследуют расконсервированные   от мертвого льда реликты довалдайских долин или ложбины, созданные эрозионной деятельностью подледниковых потоков талых вод.  Такие озерные впадины вытянуты в длину  на несколько километров при ширине от 0,5 до 1,0 км и  глубине до  30 м. Нередко они группируются в линейные цепи и соединяясь между собой протоками, образуют единую озерно-речную систему (рис. 1). Котловины этой разновидности занимают в настоящее время оз. Ясское (5,5 км²); Ашо ( 5,29 км² );  Орлея ( 5,0 км²);  Язно (6,3 км²) ; Усвеча (5,95 км²) и др., расположенные в зоне контакта восточной части Себежской маргинальной возвышенности с юго-западной окраиной Бежаницкой ледораздельной  возвышенности (Воробьев, 2011).

Рассматривая особенности распространения озер относительно различных макроформ рельефа Псковской области, становится ясно, что наибольшей озерностью отличается холмисто-моренный рельеф ледораздельных, маргинальных возвышенностей и краевых образований на юге области (Пустошкинский, Себежский, Усвятский и Невельский районы): Бежаницкая возвышенность, Вязовские возвышенности, Себежское, Великолукское и Усмынское поднятия. Озерность здесь составляет 6-8% этих территорий. (Лесненко, 1988).