Глава X
БЕЛОЕ МОРЕ
1, Поздне- и послеледниковая история
Во время невской стадии почти вся современная акватория Белого моря была еще под ледниковым покровом. По мере отступления ледников в первую очередь освободились юго-восточные части Двинской и Онежской губ (рис. 45). В гляоио-депрессии Онежской губы образовалось приледниковое озеро, которое первоначально имело сток на юго-восток в сторону Нижне-Онегорецкого озера, а потом на северо-восток через среднюю узкую часть Онежского полуострова (район Унской губы). Уровень озера первоначально составлял не менее 60-65 м, а потом снизился приблизительно до 30 м. Отложения Онегогубского озера описаны Т.И.Вострухиной (1962) по материалам из обнажения на склоне долины р. Пурнемы. Нижняя часть разреза представлена ленточными глинами, а верхняя -слоистыми песками. Глины, возможно, формировались в тот период, когда озеро имело еще высокий уровень. Пески же могли накопиться при низком уровне, когда начался сток в Унскую губу. По данным спорово-пыльцевого анализа, отложение ленточных глин началось в аллерёде и продолжалось в позднем дриасе.
Приледниковое озеро в Двинской губе было непосредственно продолжением озера в бассейне Сев. Двины, сток из которого шел через нижнюю Пинегу и Кулой в Мезенскую губу; его уровень составлял около 15-20 м. Когда ледник отступил
Рис, 45. Приледниковые озера и долины стока ледниковых вод на периферии Беломорской котловины во время начального этапа отступления ледников невской стадии.
Цифры в кружках: 1 -Онегогубское озеро; 2 -сток по долине нижней Онеги, 3 - Нижне-Онегорецкое озеро; 4 - сток по р. Лае (северо-двинской); 5 - Архангельское озеро; 6 - сток по долине нижнего течения Сев. Двины, Пинеги и Кулоя.
от Беломорско-Кулойского плато, озеро исчезло. Это, вероятно, произошло в аллерёде, т.е. еще до того, как освободись ото льда средняя часть Онежского полуострова.
Для выяснения дальнейшей истории чрезвычайно важно знать, происходили или нет изостатические движения в районе Горла Белого моря. В этом проливе современная глубина порогп, находящегося против устья р. Паной, составляет около 40 м. Если бы здесь не произошло поднятия, морские воды могли бы вторгнуться в котловину Белого моря только в конце пребореального времени, когда уровень океана был на 40 м ниже современного. В.Рамсей (Ramsay, 1898) и М.А.Лаврова (i960) считали, что через Горло проходит, нулевая изобаза. Последние исследования показали, однако, что Кольский берег Горла испытал поднятие (Никонов, 1965; Кошечкин и др., 1971, 1973) на высоту не менее 25 м. При таких условиях порог Белого моря находился не менее чем на 65 м ниже современного уровня моря. Уровень мирового океана в аллерёде был на 65 м ниже современного (Mbrner, 1969). Следовательно, сразу же после отступления ледника морские воды могли проникнуть в Горло. И действительно, по данным спорово-пыльцевого
(Малясова, 1969) и диатомового (Джиноридзе, 1972) анализов колонок донных отложений, в Горле и в Двинской губе уже в аллерёде существовали морские условия. В составе диатомовой флоры резко, преобладал эвригалинный вид Coscinodiscus lacustris var. septentrionalis, что свидетельствует о низкой солености бассейна.
Дальнейшее отступление края активного ледникового покрова во время позднего дриаса происходило очень быстрыми темпами. В пределах Беломорской котловины и в северной Карелии сохранялись обширные поля мертвого льда. Особенно большая глыба льда занимала центральную впадину Белого моря и Кандалакшскую губу. Следует отметить, что через Кандалакшскую губу двигалась весьма активная ледниковая лопасть которая проникала также в Горло. В период отступления этой лопасти по ее краям могли возникать небольшие приледнико-вые озера, существовавшие очень недолгое время. В дальнейшем, когда активная лопасть превратилась в поле мертвого льда, аа его периферию могли проникнуть морские воды; Их приток, однако, был не очень велик, а в бассейн поступали воды из многочисленных озер и воды тающего ледника, что сильно опресняло его.
Теория о существовании в Беломорской котловине изолированного ледника была выдвинута Л.Введенским (1934) и позднее разработана Г.С.Бискэ (1959). Новые аргументы в пользу этой теории приведены Е.Н.Невесским и В.С.Медведерым (1972). По их данным, нижняя ледниково-морская пачка донных отложений формировалась в течение позднего дриаса и пребореа-ла под постоянным ледяным покровом, представляющим собой всплывшие остатки ледника. В нижней пачке нет ракЬвин мол^ люсков, а из диатомей преобладает Coscinodiscus lacustns var. septentrionalis. Собственно морское осадконакопление началось только в бореале. Морская граница в Беломорской котловине находилась довольно высоко, но море первоначально, . под влиянием мертвого льда, занимавшего центральную часть котловины, было опресненным, а в отдельных районах фактически пресным.
Берега Белого моря подверглись весьма значительному тектоническому поднятию. В северо-западной части (в вершине Кандалакшской губы) поднятие опережало рост уровня моря. Неолитические стоянки известны здесь на высотах до 88 м (Горецкий, 1937). По направлению к юго-востоку амплитуда и скорость повышения уровня превышала скорость поднятия, что приводило' к формированию трансгрессивных отложений» Наконец, на крайнем юго-востоке рост уровня болвшую часть времени опережал поднятие. Только за последние несколько тысяч лет, -когда уровень был практически постоянным, здесь
Рис. 46. Белое море в позднем дриасе (море портландия).
1 - Скандинавский ледниковый щит, 2 - Панойский ледниковый щит; 3 - поле мертвого льда в Беломорской котловине; 4 - пролив Горло; 5 - определенная часть моря; 6 - пролив между Кольским заливом и Кандалакшской губой.
смогла сформироваться морская терраса высотой 5-6.5 м (Легасова, 1967). Морские отложения в западной части Белого моря начали сформироваться в позднем дриасе (рис. 46). В составе диатомовых донных отложений в это время преобладала Сoscinodiscus lacustrisvar,septentrionalis (Джиноридэе, 1972). На берегах здесь распространены ледниково-морские отложения и отложения моря портландия, названного так по моллюску Portlandia (Yoldia) arctica встречающемуся в его отложениях (Лаврова, 1960, 1968). Отложения этого бассейна в вершине Кандалакшской губы и на водоразделе оз. Имандра и р. Колы подняты теперь на высоту несколько более 150 м. Возможно, что в течение короткого времени существовал мелководный пролив, связывавший-Кандалакшскую губу с Кольским заливом (Егоров, 1936; Арманд и др., 1964), По направлению к югу высота залегания отложений моря портландия быстро снижается. В долине р. Кеми они известны на высотах не более 80 м (Маслова, Купцова, 1970). Здесь преобладает пресноводная диатомовая флора (Melosira islandica и др.), а морские и солоноватоводные диатомовые встречены в небольших количествах. Не исключено, что они переотложены из межледниковых отложений, а часть моря, прилегающая к устью р. Кеми, была изолирована массивами мертвого льда и имела пресную воду.
Еще южнее отложения и береговые линии моря портландия были погребены под отложениями более молодых бассейнов, В низовьях Сев, Двины они встречены на глубине около 20 м (Лавров, 1968; Плешивцева, 1971), что свидетельствует о последующем поднятии более чем на 30 м (уровень океана в позднем дриасе был на 50-60 м ниже современного). На какой-то момент поднятие опередило здесь рост уровня: это фиксирует прослой погребенного торфа, залегающий выше отложений моря портландия. В низовьях р, Выг отложения этого моря неизвестны. Вероятно, они перекрыты здесь осадками последующих трансгрессий и залегают на высотах менее 40 м.
В самом начале голоцена приток морских вод в Беломорскую котловину усилился, В центральных частях бассейна в это время еше продолжал существовать массив мертвого льда, В дальнейшем, начиная с бореала, условия в Белом море стали уже близкими к современным. Но для среднего голоцена четко фиксируется несколько более высокая температура воды, чем теперь. В течение всего голоцена продолжалось также изостатическое поднятие берегов.
2. Выводы
1. Когда началось отступление ледников невской стадии, в юго-восточной части Беломорской котловины образовались Онегогубское озеро (со стоком в Нижне-Онегорецкое озеро) и Архангельское озеро (со стоком в долину нижняя Пинега- Кулой) (рис. 45),
2, После освобождения из подо льда Горла Белого моря через него уже в аллерёде в восточную часть Беломорской котловины вторглись морские воды. Дно. пролива Горло имело более низкие отметки, чем теперь, - там еще не успело сказаться изостатическое поднятие, К позднему дриасу морские воды, огибая сохранившийся в центральной части котловины массив мертвого льда, проникли также в западную часть котловины (рис. 46). На северо-западе море покрывало значительные площади современной суши, В течение короткого времени между Кандалакшской губой и Кольским заливом мог существовать пролив.
Начиная с бореала соленость была уже близка к современной солености Белого моря. Очертания самого моря медленно изменялись в результате поднятия уровня океана и изостатических движений.
Д.Д. Квасов
ПРОИСХОЖДЕНИЕ КОТЛОВИНЫ ОНЕЖСКОГО ОЗЕРА в книге Палеолимнология Онежского озера изд-во наука ЛО. Л. 1976. с.7-40.
Общие закономерности развития крупных бассейнов на окраинах Балтийского кристаллического щита
Онежское озеро принадлежит к числу крупных бассейнов, расположенных вдоль южной и восточной границ Балтийского кристаллического щита; здесь расположены также Ладожское зеро, Балтийское и Белое моря. Вся эта территория имеет ложную историю геологического развития (рис. 1).
В архее и раннем протерозое образовались сложно дислоцированные кристаллические и метаморфические породы, образующие фундамент всех вышележащих отложений. К концу раннего протерозоя установился платформенный режим.
В среднем протерозое возникли синеклизы, выполнение осадочными породами ятулия (кварцитами, песчаниками, глинистыми сланцами, доломитами, известняками и шунгитами), которые перемежаются с пластовыми интрузиями диабазов и габбро-диабазов и с эффузивными покровами. Осадочные поро-1Ы распространены в пределах Онежской, Сегозерской и других более мелких синеклиз в пределах Карелии (Кратц, 1963). Выше по разрезу, в юго-западной части Онежской синеклизы, залегает суйсарская серия, состоящая преимущественно из вулканогенных пород-
К концу среднего протерозоя относятся и так называемые ютнийские породы, заполняющие Западно-Онежскую синеклизу. Они распространены также на дне Ладожского озера (в его северо-восточной части). Об этом можно судить по валунам, встреченным в моренных отложениях Ладожской ледниковой лопасти. Близкий возраст имеют отложения хогландия, развитые
на острове Гогланд (Хогланд) в восточной части Финского залива и занимающие, вероятно, значительную площадь в пределах акватории вокруг острова.
3. В рифее происходило накопление чрезвычайно слабо дислоцированных и не метаморфизованных или мало метамор- физованных осадочных пород (главным образом песчаников) в Беломорской синеклизе. Они распространены на юге Кольского полуострова (терская свита). На берегах Онежской губы им, вероятно, соответствуют малошуйская и неноксская свиты (Шуркин, 1968).
В конце рифея образовалась также Ладожская синеклиза, в которой залегает приозерская свита, представленная главным образом песчаниками (Усикова и др., 1970; Яновский, 1971). Она встречена как на северо-западном, так и на юго-восточном побережье Ладоги и, вероятно, занимает большие площади в пределах акватории озера. Выше рифея залегают отложения нижнего венда (волынская серия), представленные базальтами, песчаниками и туффитами, которые4 сменяются гравелисто-песчаными отложениями. В середине венда территория подверглась размыву.
4. В позднем венде и палеозое на южную и восточную окраины Балтийского щита проникли морские, бассейны. В районах, примыкающих к Балтийскому морю и Ладожскому озеру, имеется почти непрерывный разрез раннего палеозоя. Но в ряде случаев наблюдается несогласное залегание отдельных свит. Так, понижение, примыкающее к нижнему течению р. Луги и к р. Нарве, образовалось в результате размыва ордовикских известняков, а потом было заполнено девонскими отложениями (Марков, 1931, с. 20-22). Это понижение выражено и в современном рельефе, но оно вряд ли сохранилось с девонского времени. Более вероятно, что в середине палеозоя понижение бы ло погребено под морскими осадками, а впоследствии откопано.
В бассейнах Онежского озера и Белого моря после венда наблюдается длительный континентальный перерыв. Только в девоне и карбоне здесь возобновилось отложение морских осадков. Трансгрессия этого времени была распространена чрезвычайно широко. Она покрывала значительную часть современной территории шита. Морской палеозой на Кольском полуострове известен в районе Контозера и в других районах (Кириченко, 1973). На существование в прошлом осадочного чехла большой мощности указывают также Хибинская и Ловозерская интрузии нифепиновых сиенитов, образовавшиеся в девоне. Имея относительную высоту около километра, они внедрились в толщу палеозоя мощностью не менее двух километров. Последующий размыв пород окружавших интрузии, превратил их в горные массивы.
5. В конце палеозоя и в последующее время в районе Балтийского щита происходило поднятие. Значительные толщи пород были размыты. Накопление морских отложений продолжа лось только в районе южного побережья Балтийского моря. Но к миоцену и этот район стал сушей. В плиоцене планетарная регрессия мирового океана, обусловленная тектоническими при чинами, вызвала снижение базиса эрозии. В результате реки врезались на значительную глубину. Сеть глубоких и узких долин, большая часть которых теперь заполнена четвертичными отложениями, обнаружена в последние годы (Квасов и др., 1975). Расположение долин показывает, что районы современных кот ловин уже в плиоцене представляли собой понижения. К тому времени сформировались куэстовые уступы, сложенные извест няками: у подножия куэст протекали крупные реки. С юго-во стока и с востока Балтийский щит окаймляли две реч'ные систе мы. Основная река юго-восточной системы протекала через ак ваторию Балтики и северную часть ГДР, где тальвег долины находится на 400 м ниже современного уровня моря. Притоки основной реки распространялись на всю территорию восточной
и южной Прибалтики. Верховья главной реки восточной системы находились, вероятно, в восточной части Финского залива. Далее река через район современной долины Невы, южную часть Ладожской котловины, погребенную долину Оять-Тукша-Ошта и южную часть Онежской котловины достигала современного бассейна р. Онеги и уходила под акваторию Белого моря.
6. В четвертичное время на Балтийском кристаллическом щите находились центральные районы огромного ледникового покрова, занимавшего всю северную Европу. Ледник оказывал значительное воздействие на рельеф в первую очередь благода ря закономерностям своего движения (Асеев, 1974). В цент ральной части ледникового щита слои льда, соприкасающиеся
с ложем, остаются практически неподвижными (рис. 2).
Центральную зону окружают районы, где чистый движущийся лед впервые соприкасается с ложем и производит наибольшее выпахивание. В этой зоне находится Норвежский желоб Северного- моря и залива Скагеррак. Ему приписывалось тектоническое происхождение, но теперь доказано, что он сформирован денудацией (pioden, Sellevoll, 1971-1973). Далее к востоку находятся Эландская и Готландская впадины дна Балтики, западная и центральная части Финского залива, северная Ладога. К этой же зоне относится, вероятно, северная часть Онежского озера, Кандалакшская губа Белого моря и Северо-. Запад Кольского полуострова. Там, где на пути ледников встречались плотные изверженные или метаморфические породы (например, массив острова Валаам или район Печенги), происходил отрыв целых глыб по имеющимся в породе трешинам, что
Рис. 2. Поперечный разрез ледникового щита.
! - конус неподвижного льда; 2 - направление движения частиц фирна и льда; зоны: 1 - где сохраняется доледниковый рельеф, II - наиболее интенсивного ледникового выпахивания, III - транспортировки моренного материала ледником, IV - накопления ледниковых отложений и формирования краевых образований, V - приледниковая.
создавало чрезвычайно расчлененный рельеф с крутыми обрывами, нагроможлениями огромных каменных массивов (их нельзя назвать валунами, потому что часто они совершенно не окатаны), многочисленными озерными котловинами. Такой рельеф, конечно, сразу же наводит на мысль о новейшей тектонике. Но подробные исследования террас в губах, глубоко вдающихся в сушу, показали, что в районе Печенги дифференцированные движения практически отсутствуют. Приходится признать поэтому ведущую роль ледникового выпахивания. В следующей зоне движущийся лед уже насыщен моренным материалом и производит значительно меньшее выпахивание. К этой зоне относятся южные части Балтийского моря и Ладожского и Онежского озер 1 юго-восточная часть Белого моря. Зона аккумуляции, где расположены краевые образования максимальных стадий оледенения, находится за пределами рассматриваемого района.
7. Если бы ледник двигался по совершенно ровной поверхности, сложенной породами одинаково устойчивыми к выпахиванию, описанные выше зоны имели бы правильную концентрическую форму. В действительности пониженные участки чередовались с повышениями, как правило сложенными более устойчивыми породами. Это вызвало разделение ледникового щита на отдельные попасти (рис. 3). Их расположение подробно изучено для валдайского времени (Чеботарева и др., 1973). Весьма вероятно, однако, что и во время предыдущих оледенений лопа-
ти были расположены аналогичным образом. Первоначально основные потоки льда начинали двигаться по понижениям и несколько изменяли свое направление в соответствии с формами доледникового рельефа. Ледниковые лопасти производили сильное выпахивание, особенно если на их пути встречались осадочные или слабо метаморфизованные породы (Лак и др., 1974). Между лопастями поверхность дочетвертичных пород была расположена выше. Там формировались также межлопастные возвышенности, сложенные ледниковыми отложениями. Таким образом, контрасты доледникового рельефа еще более подчеркивались благодаря деятельности ледника. На формирование котловин крупных бассейнов огромное влияние оказывали Балтийская, Ладожская, Онежская и Беломорская ледниковые лопасти.
Большое значение имели также изостатические движения. Под влиянием ледниковой нагрузки происходило опускание, а после отступления ледников - поднятие (Грачев, Долуханов, 1970). Особенно большая амплитуда движений была там, где находился центр ледникового щита - на побережье Ботнического залива.
Характер дочетвертичной поверхности, развитие оледенения, изостатические движения и колебания уровня мирового океана обусловили формирование обширных котловин. Можно выделить несколько этапов их развития.
а) В дочетвертичное время вдоль южных и восточных границ Балтийского кристаллического шита существовали понижения. К ним были приурочены глубокие эрозионные долины.
б) Ледниковые щиты ранне- и среднечетвертичного времени, подразделявшиеся на лопасти, значительно углубили и расширили доледниковые понижения и сформировали котловины,
уже похожие на современные.
в) Во время межледниковий на территорию, подвергшуюся ледниковому выпахиванию и изостатическому опусканию, проникали воды морских трансгрессий. Наибольшие площади заняла трансгрессия во время микулинского межпедниковья - изостатическое опускание после предыдущего среднечетвертичного оледенения было особенно значительным. Эта трансгрессия в юго-западной Балтике известна под названием эемской, на востоке Балтики и в бассейне Ладоги - мгинской, а в бассейнах Онежского озера и Белого моря - бореальной. Непрерывная цепь сообщавшихся между собой морских бассейнов существовала вдоль всей периферии Балтийского шита.
г) Валдайские ледники еще более углубили и расширили котловины, удалив из них также значительную часть более Древних четвертичных отложений, в том числе отложений бореальной (мгинской, эемской) трансгрессии. Часть ископаемых остатков, входивших в состав этих отложений, была рассеяна
в валдайских отложениях, а впоследствии - также в поздне- и послеледниковых отложениях.
д) В поздне- и послеледниковое время в котловинах отлагались озерно-ледниковые и озерные отложения. В Балтийской и Беломорской котловинах накапливались также морские отложения. В Ладожскую и Онежскую котловины морские бассейны не проникали (Квасов и др., 1970; Квасов, 1975).
10. На форму отдельных крупных котловин очень большое влияние оказывали особенности геологического строения тех территорий, на месте которых они возникали.
а) Основная часть акватории Балтийского моря расположена в пределах северо-западной части Восточно-Европейской платформы. На дне моря распространены верхневендские и нижне- и среднепалеозойские отложения (от кембрия до девона).
В южной части моря его дно сложено пермскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениями (Гуделис, 1970). Только в узкой полосе вдоль юго-восточных берегов Шаепии и южных берегов Финляндии встречаются кристаллические породы. Вдоль длинной оси котловины на юг-юго-запад двигался мощный Балтийский ледниковый поток. Его направление определялось формой моноклинальной впадины на окраине платформы. Особенно низкие отметки уже в доледниковое время имели районы, примыкающие к куэстам, сложенным силурийскими, ордовикскими и девонскими известняками. В районе островов Эланд и Готланд и к югу от них направление движения льда совпадало с направлением куэст. Далее на юго-запад ледниковый поток принимал широтное направление, а в пределах Дании даже поворачивал на север.
Таким образом, Балтийская котловина образовалась в результате выпахивания вендских, палеозойских и более молодых осадочных пород. Ботнический залив расположен в области, испытавшей наиболее сильное изостатическое опускание. На его дне известны также нижнепалеозойские отложения, значительная часть которых была унесена ледником. Наконец, северо-восточная часть Финского залива (там, где он имеет наибольшую ширину), возможно, образовалась в результате выпахивания протерозойских метаморфизованных осадочных пород (отложений хогландия).
б) Ладожская котловина образовалась, вероятно, на месте рифейской синекпизы. Форма этой синеклизы, вытянутой с северо-запада на юго-восток, определила направление Ладожской ледниковой лопасти. Северо-восточная часть озера образовалась, возможно, на месте иотнийской синекпизы, а его южная часть - в результате выпахивания вендских и кембрийских осадочных пород в районе, примыкающем к ордовикской куэсте.
в) Беломорская котловина также возникла в результате выпахивания рифейских осадочных пород. Беломорский ледниковый поток двигался через Кандалакшскую и Двинскую губы. В этом районе находятся наибольшие глубины Белого моря. Юго-восточная часть моря расположена в пределах понижения у подножия карбоновой куэсты.
История формирования Онежской котловины
В первом же крупном труде, посвященном геологической истории северного Прионежья, - монографии А.А. Иностранце-ва ,Геологический очерк Повенецкого уезда" (1877) - были заложены основы представлений о происхождении котловины Онежского озера. Вот что писал А.А. Иностранцев: „Конечно, в той орографии, которую мы находим в настоящее время, видеть первичную форму местности мы не имеем никакого права. Достаточно припомнить, что коренные горные породы относятся к древним геологическим эпохам, за которыми рассматриваемая местность была сушею... Один из деятелей, изменивших орографию нашей страны - это размывание атмосферными водами в громадный геологический период времени" (стр. 636). Далее А.А. Иностранцев, отмечает: „Орография страны и... направление горных кряжей должно было отразиться на движении некогда бывшего здесь обширного ледника... этот ледник переходил к нам из северной части Скандинавии; он опускался с более высоких пунктов в места более низкие, по направлению антиклинальных и синклинальных складок. Толщина ледника была крайне значительна. Он должен был обнаружить на подлежащие породы сильное истирающее действие, что мы видели в ледниковой политуре, в бараньих лбах, в ледниковых шрамах и желобах, и в отсутствии тех материковых образований, которые, конечно, должны были покрывать до наступления ледникового периода некоторые местности и которые были снесены этим ледником. Такое истирающее действие ледника, конечно, должно было выразиться углублением некоторых долин, но которым он совершал свой путь. Понятно, что чем мягче Порода, тем больше она подвержена такого рода истиранию, чем она тверже, тем меньше возможности для этого истирания... Хотя движение ледника и происходило по направлению пРостирания горных пород, но оно и отклонялось от этого по-леднего, имело, так сказать, свое собственное направление... вязь между направлением движения ледника с направлением Ряжей и долин дает нам возможность видеть в леднике деяте-
ля, способствующего углублению этих долин. В связи с направлением долин находится и направление озер. В Олонецкой губернии в озерах и долинах наблюдается северо-северо-западное или северо-западное направление... Ледник еще сильнее запечатлел те основные черты орографии, которые были до него. Он углублял долины, приготовлял определенные формы из некогда бывших складок и голов пластов и сносил материал, полученный от подобного рода истирания в другие местности по направлению своего движения... По стаянии ледника воды заняли все углубления, к числу которых мы должны отнести и современное нам Онежское озеро. Таким путем образовалась масса озер, из которых уровень некоторых лежал значительно выше современного. С уменьшением уровня воды Онежского озера прорыла себе ложе р. Свирь. Все террасы побережья Онежского озера мы должны отнести к нескольким периодическим уменьшениям уровня воды в этом пресноводном бассейне" (с. 650-661).
Из числа последних работ, посвященных истории Онежского озера, должна быть отмечена монография Г.С. Бискэ, Г.Ц. Ла- ; ка, А.Д. Лукашова, Н.Н. Горюновой и В.И. Ильина „Строение и история котловины Онежского озера" (1971), содержащая очень ценный фактический материал и интересные выводы.
Онежская котловина значительно больше, чем Онежское озеро (рис.4). Только к его юго-западным берегам непосредственно примыкает Шокшинская гряда. Севернее Петрозаводска находится обширная низина, прорезанная глубоко вдающимися в сушу губами - заливами Онежского озера. В состав низины входит также полуостров Заонежье. На западе низина включает районы Ушкозера, Сундозера и Пялозера, а на северо-востоке распространяется на побережье Повенецкого и Заонежского заливов. К восточному побережью Онежского озера примыкает обширная и глубоко вдающаяся в сушу Водлинская низина. Вдоль юго-восточного и южного побережья тянется низменная заболоченная полоса, которая расширяется в местах впадения в озеро рек Андомы, Вытегры и Мегры. С юго-запада и с запада к Онежской котловине примыкают относительно небольшие Ивинская и Шуйская депрессии. Все эти районы оказались бы затопленными, если бы уровень озера поднялся до отметки 100 м.
Сравнение гипсометрической, геологической и тектонической карт показывает, что северная часть Онежской котловины почти точно соответствует Онежской среднепротерозойской муль де, юго-западная часть - восточному крылу Западно-Онежской си-неклизы, а юго-восточная часть сложена моноклинально залегающими верхневендскими и верхнедевонскими отложениями. С юго-востока котловина ограничена карбоновой куэстой.
Рис. 4. Схематическая геологическая карта района Онежского озера.
- довендские кристаллические и метаморфические породы;
- ятулий; 3 - суйсарий; 4 - иотний; 5 - пластовые интрузии диабазов и габбро-диабазов, внедрившиеся в иотнийские отложения; 6 - венд; 7 - кембрий; 8 - девон; 9 - карбон; 10 -Пермь; 11 _ куэстовый уступ, сложенный карбоновыми известняками (местами частично погребен под четвертичными отложениями); 12 - контуры Онежской котловины и прилегающих к «ей Ивинской и Шуйской депрессий; 13 - контуры Западно-Онежской синеклизы (под вендским и фанерозойским осадочным чехлом); А-Б, В-Г - направление геолого-геоморфологических профилей.
Онежская мульда - это наиболее крупная из наложенных структур карелид (Кратц, 1963). Ее заполняют среднепротерозойские отложения, представленные породами осадочной онежской серии, - кварцитами, доломитами, сланцами, шунгитами
и др. С ними перемежаются диабазы и габбро-диабазы. Выше по разрезу в юго-восточной части мульды залегают лреимуще ственно вулканогенные породы суйсарской серии, которая отпц чается несколько более пологим залеганием, чем онежская се рия. Отложения онежской мульды смяты в очень пологие скпа ки с преобладающими углами падения в 10-20°. Складки имек выдержанное северо-западное простирание; их оси постепенно погружаются на юго-восток. Отмечаются также разломы, параллельные складкам, по некоторым из них произошли вертик; ные перемещения небольшой амплитуды. Часть разломов запо, нена дайковыми интрузиями габбро-диабазов и ультраосновньи пород.
Главные черты геологической структуры Онежской сине-клизы образовались, вероятно, уже в среднем протерозое и связаны с поздними этапами карельской складчатости. Весьм; возможно, что в позднем протерозое и в палеозое синеклиза была погребена под осадочным чехлом, а потом в результате денудации поднимающейся окраины Балтийского кристаллическ го шита вновь выведена на поверхность. Современный рельеф этого района сформирован главным образом доледниковой и ледниковой денудацией, направление, интенсивность и характе[ которой в очень сильной степени зависели от тектонического строения и литологии докембрийских пород, разрушавшихся с неодинаковой скоростью.
В пределах Онежской мульды, заполненной большей част осадочными породами, денудация происходила, конечно, с бол шей интенсивностью, чем в пределах окружающих ее массиве! архейских и нижнепротерозойских кристаллических и метамор фических пород. Вполне естественно поэтому, что на месте мульды образовалась северная часть Онежской котловины.
На образование более мелких, форм рельефа в пределах мульды большое влияние оказало то обстоятельство, что направление осей складок и разломов в общем совпадало с на правлением движения ледника (Иностранцев, 1877; Бискэ, 1959). Благодаря особенностям геологической структуры вы> ды пород, имеющих разную устойчивость к денудации, npocf раются в виде чередующихся полос, ориентированных с север северо-запада на юг-юго-восток. Двигавшийся в том же направлении ледник углублял полосы, сложенные менее устойч* выми породами. Так, Повенецкий и Заонежский заливы обра; вались в местах выходов допомитов, сланцев и кварцито-пее ников. Ограничивающий же заливы с юго-запада Заонежский полуостров сложен диабазами и габбро-диабазами.
Для юго-западной части Онежской мульды связь репье» с геологической структурой прослежена в работе И.М. Экм;-(1972). Им показано, что рельеф Кончозерско-Суйсарского
Рис. 5. Геолого-геоморфологический профиль и блок-диаграмма юго-западной части Онежской синеклизы (Экман, 1972).
1 - туломозерская свита (сланцево-карбонатная толща); 2, 3 -заонежская свита: 2 - шунгитовые, глинистые и другие сланцы, апевриты, известняки, Туфогенные породы, 3 - миндалекаменные диабазы и диабазовые порфириты; 4 - суйсарская свита (туфо-генно-лавовые породы); 5, 6 - бесовецкая свита: 5 - алевриты, сланцы, песчаники, кварцито-песчаники и конгломераты., 6 -спанцево-песчаниковые породы; 7 - интрузизные породы среднего протерозоя (диабазы и габбро-диабазы) ; 8 - четвертичные отложения; 9 - разломы. Направление профиля см. на рис. 5.
Района «характеризуется чередованием возвышений (обычно в виде грядового рельефа), сложенных вулканогенными породами, и понижений, приуроченных к полого залегающим осадочным образованиям... Основные элементы рельефа вытянуты преимущественно в северо-западном направлении, согласно простиранию складчатых структур (поздних карелид) и главным разломам" стр. 18). На профиле Нижнее Подозеро-Онежское озеро (рис.5) хорошо видно, что котловины Укшозера и Урозера образовались
на месте синклинальных прогибов, которые были заполнены осадочными породам-и бесовецкой свиты (алевролитами, сланца* ми, песчаниками, кварцито-песчаниками и конгломератами). Эти породы были гораздо менее устойчивы к денудации (в том числе и к ледниковому выпахиванию), чем туфогенно-лавовые породы суйсарской свиты, которые выходят на поверхность на поднятых крыльях скпадок. Крылья соседних синклинальных структур образовывали антиклинальные складки, местами выра. женные в рельефе. Но во многих случаях замки складок были прорваны денудацией и в них обнажились осадочные породы (шунгиты, сланцы, алевролиты, известняки) заонежской свиты, залегающей ниже суйсарской свиты. Эти породы также подверг лись интенсивной денудации; в результате образовались котлов; ны озер Карельского и Кончозера. Вероятно, такое же происхождение имеет Кондопожская губа Онежского озера.
Юго-западная часть Онежской котловины приурочена к во сточному крылу Западно-Онежской синеклизы, строение которо: подробно изучено (Гарбар, 1971; Экман, 1972). Отложения, слг гающие синек пизу, носили название иотнииских, но в последне; время их стали относить к вепсскому отделу (верхи среднего протерозоя). В основании разреза залегает петрозаводская (кг менноборская) свита, представленная сероцветными песчаниками; выше нее находится шокшинская свита (красноцветные кварцитопесчаники), которая прорвана пластовыми интрузиями диабазов и габбро-диабазов. Синеклиза образовалась, вероятнс на заключительном этапе карельской складчатости.
Иотнийские отложения подверглись значительной метамор физации, которая могла происходить на глубине не менее одно го километра (Копелиович, Симанович, 1966). Вероятно, в ри-фее здесь отложились значительные толщи осадочных пород. Н уже к середине венда и эти толщи и значительная часть иотнииских пород были размыты и рельеф принял облик, сходный с современным. Об этом свидетельствуют почти горизонталь» залегающие верхневендские отложения (до недавнего времени их считали нижнекембрийскими), встреченные во впадинах до-четвертичного рельефа (рис. 6). Одна из этих впадин приуроч на к центральной пониженной части синеклизы. Она выражена и в современном рельефе - это Ивинская низина, к южной части которой приурочен Ивинский разлив (самая широкая часть Верхне-Свирского водохранилища). На севере низины верхневендские отложения распространены вплоть до района с. Ладв
В краевых частях синеклизы на формирование довендск го, дочетвертичного и современного рельефа основное влияни' оказала разная устойчивость к размыву отдельных свит иотш ских отложений и прорывающих их интрузий. Наибольшей усто чивостью отличаются диабазы. На восточном крыле синеклизй
Рис. 6. Геолого-геоморфологический профиль Западно-Онежской синеклизы (Экман, 1972).
1 _ петрозаводская свита (сероцветные песчаники); 2 - шокшинская свита (красноцветные кварцито-песчаники); 3 - верхневендские осадочные породы (песчаники и глины); 4 - четвертичные отложения; 5 - интрузивные породы среднего протерозоя (диабазы и габбро-диабазы). Направление профиля см. на рис. 5.
ими сложен гребень Шокшинской гряды. Далее к востоку, где крыло антиклизы поднималось еще выше, покров диабазов был прорван денудацией. Это создало условия для размыва несколько менее устойчивых кварцито-песчаников шокшинской свиты и в особенности песчаников петрозаводской свиты. В результате образовался довольно крутой (типа куэстового уступа) восточный склон Шокшинской гряды. По разломам и расколам неглубокого заложения отдельные глыбы шокшинских кварцито-песчаников могли под действием силы тяжести переместиться вниз по склону. В его нижней части, на берегу Онежского озера, обнажается петрозаводская свита. Ею сложен довендский фундамент также в юго-западной части озера.
Аналогичное строение имеет северо-западная часть синеклизы. Ее поднятое крыло - Олонецкая возвышенность - заканчивается уступом, бровка и верхняя часть которого сложены шокшинскими кварцито-песчаниками, а нижняя часть - петрозаводскими песчаниками. В узкой депрессии у подножия уступа алегают вендские отложения; они встречены вплоть до широты • Петрозаводска. В связи с этим вполне вероятно, что венд легает также у восточных границ антиклизы - под акваторией еЖского озера (рис. 4). Такое предположение уже было сде-о Г.С. Вискэ и ее соавторами (Бискэ и др., 1971, 1974). ичие котловины в довендском фундаменте („Петрозаводский
грабен"), имеющей, по данным геофизических исследований, глубину в 400-500 м, можно объяснить довендской денудацией выходов петрозаводских песчаников. Западнее них залегали диабазы и кварцито-песчаники, а к востоку гранитоиды, весьма устойчивые, к размыву.
Область распространения шокшинской свиты ограничивается также с севера - Петрозаводской депрессией - и, вероятно, также с юга - погребенной долиной Тукша-Ошта. Эта долина является одним из важнейших элементов доледниковой гидрографической сети северо-запада Восточно-Европейской равнины, которая врезалась на значительную глубину в результате происходившей в плиоцене планетарной регрессии мирового океана. Долина Тукша-Ошта продолжалась на северо-восток под акваторией Онежского озера и далее через бассейн р. Водпы. С севера в основную долину, вероятно, впадал приток, текший у подножия Шокшинской гряды. Его верховья находились в Петрозаводской депрессии и имели направление, близкое к широтному. Абсолютная отметка тальвега долины составляет здесь от -18 до +20 м. Восточный склон Шокшинской гряды прорезают еще несколько коротких погребенных долин, изученных И.М. Экманом, тальвеги которых находятся на 60-80 м ниже уровня моря (Квасов и др., 1975). Существование дочетвертичных долин доказывает, что основные черты рельефа юго-западного Прионе-жья, возникшие в дозендское время, были вновь „откопаны" в плиоцене. В венде и палеозое здесь, вероятно, образовался мощный покров осадочных пород, который на долгое время „законсервировал" довендскую поверхность.
Во время оледенения депрессия, занятая теперь юго-западной частью Онежского озера, находилась на пути движения Онежской ледниковой лопасти (рис. 7). Здесь поэтому происходило выпахивание, приведшее к расширению ранее существовавших понижений; ледниковые отложения накапливались, вероятно, лишь в небольшом объеме. Большая часть межледниковых и межстадиальных отложений была уничтожена при последующем продвижении ледников. Полностью сохранились только поздне-и послеледниковые отложения, отлагавшиеся в приледниковых озерах и в современном Онежском озере. Наибольшая общая мощность четвертичных отложений может быть встречена в пределах доледниковых долин, продолжающих долины, известные на суше.
Остальные депрессии, опоясывающие область распространения шокшинских кварцито-песчаников, заполнены четвертичными отложениями и не выражены или слабо выражены в современном рельефе. Петрозаводская депрессия и долины на склоне Шокшинской гряды были перпендикулярны к направлению движения ледника. Они не углублялись им, а были заполнены чет-
вертичными отложениями. Депрессия у западного склона Олонецкой возвышенности находилась в пределах межлопастного массива, разделявшего Ладожскую и Онежскую ледниковые лопасти. Здесь также накопились четвертичные отложения большой мощности. Залегающие под ними вендские отложения стали известны только в самое последнее время.
Юго-восточная часть Онежской котловины включает часть акватории озера, низменную полосу, примыкающую к его южному и юго-восточному берегу, и Водлинскую низину. В пределах этой территории распространены моноклинально (с очень небольшими углами наклона) залегающие верхневендские и верхнедевонские отложения, представленные глинами и песчаниками. В Водлинской низине почти все осадочные породы уничтожены и (непосредственно под четвертичным покровом залегают архейские и нижнепротерозойские граниты и мигматиты. Но осадочный покров существовал и здесь - об этом свидетельствуют находки верхневендских (а может быть, также и верхнедевонских отложений, заполняющих впадины кристаллического фундамента в пределах долины р. Водлы.
Среди плоских заболоченных понижений юго-восточного побережья озера выделяется небольшая платообразная возвышенность, известная под названием Андомская гора. В обрыве, подмываемом озером, обнажаются сложно дислоцированные девонские отложения. Это обнажение издавна привлекало внимание в исследователей, высказывавших самые различные точки зрения з о происхождении Андомской горы. Бурение в ее пределах пока- н зало, что в тектонические движения вовлечены только рыхлые девонские отложения. Подстилающие же их вендские отложения залегают нормально. Наиболее вероятно, что дислокации вызваны давлением наступавшего ледника (Кофман, 1968).
С юго-востока вся эта территория, в пределах которой распространены (или были распространены) осадочные породы слабо устойчивые к размыву, ограничена куэстовым уступом, сложенным карбоновыми известняками. Наличие погребенных дочетвертичных долин показывает, что и здесь основные черты рельефа сформировались в доледниковое время. Ледниковое выпахивание углубило ранее существовавшую котловину. Аналогичное строение имеют большая часть Балтийской, южная часть Г; Ладожской и юго-восточная часть Беломорской котловины.
Онежская котловина хорошо выражена в рельефе поверхности дочетвертичных пород. Но современные формы она при-, обрела только в результате накопления плейстоценовых и голоценовых отложений. Большая часть более древних ледниковых, и межледниковых отложений была уничтожена валдайскими ледниками. Среднечетвертичные отложения сохранились только в В) пределах переуглубленных дочетвертичных долин в районах
Петрозаводска и Повенца и в бассейнах рек Водлы и Вытегры (Бискэ, 1959). В тех же районах сохранились морские межледниковые отложения.
Морские осадки были впервые описаны К.А. Воллосовичем (1908) i-a территории Петрозаводска. Они уверенно сопоставлялись им с бореальными отложениями в бассейне Северной Двины Последние исследования (Девятова, 1972) показали, что морские отложения залегают ненарушенно около современного берега Онежского озера и, вероятно, также на его дне к северу от устья р. Неглинки и могут быть отнесены ко времени * микулинского межледниковья. Бореальное (карельское межледниковое) море проникало во все части Онежской котловины (Гореикий, 1949; Бискэ, 1959), которая в этот период сообщалась с бассейнами в Ладожской и в Беломорской котловинах. Такое широкое распространение трансгрессии, имевшей в тектонически стабильных районах уровни, близкие к современному уровню мирового океана, можно объяснить изостатическим опусканием территории под тяжестью среднечетвертичного ледникового покрова, который достигал максимальных за все четвертичное время размеров и мощности.
Мощность валдайских отложений на берегах озера, как правило, невелика. Во многих районах здесь обнажаются коренные породы. Только в пределах узких дочетвертичных долин валдайские и более древние четвертичные отложения достигают значительной мощности (местами свыше 100 м). Дочетвертич-ные долины продолжаются под акваторию озера. Но на остальной площади дна едва ли можно ожидать, что дочетвертичные породы находятся на значительной глубине. Этот вопрос нуждается в дополнительном исследовании.
Поздне- и послеледниковая история Онежской котловины
Онежская котловина стала освобождаться ото льда в период ледников лужской стадии (Чеботарева и др., d; Экман и др., 1974), т.е. около 13 тыс. лет назад. В первую очередь льды покинули районы верховьев рек Вытегры и Водлы. Водораздел рек Вытегры и Ковжи (впадающей в Белое озеро) представляет собой плоскую равнину, покрытую ленточными глинами. До строительства каналов он имел отметку 120 м ( Яковлев, 1928). Современный водораздел первоначально на дне приледникового озера, которое покрывало как верхнюю часть бассейна Вытегры, так и Бепозерскую котлови-
Рис. 8. Приледниковые озера, существовавшие во время отступ-11
пения ледников лужской (кенозерской) стадии.
с 1 - край ледника; 2 - приледниковые озера и их уровни; 3 - долины, соединявшие озера; а - начальный этап,, б - дальнейшее отступление ледников; цифры в кружке: 1 - Вытегорское озеро, 2 - Водлинское озеро, 3 - Привалдайское озеро, 4а пролив, соединявший Вытегорское и древнее Белое озеро, 46 - долина, по которой происходил сток из древнего Белого озера в Вытегорское озеро, 5 - древнее Белое озеро, 6 - Молого-Шекснинское озеро, 7 - Тверское озеро, 8 - Костромское озеро, 9 - Ростовское озеро, 10 - Сухонское озеро, 11 - долина, по которой происходил сток из Сухонского в Среднеонегорецкое озеро, 12 - долина, по которой происходил сток из Водлинского в Среднеонегорецкое озеро; 13 - Среднеонегорецкое озеро, 14 - долина, по которой происходил сток из Среднеонегоредкого озера, 15 - долина Ошта-Тукша-Оять, по которой происходил сток из Вытегорского в Привалдайское озеро,
Ну. Озеро в последней также не было самостоятельным, а входило в состав обширной Верхневолжской системы приледниковых озер, к которой относились Молого-Шекснинское, Сухонское, Костромское и другие озера (Квасов, 1975) (рис. 8, а). Во время лужской стадии порог стока системы озер находился к югу от современного озера Воже и имел отметку 130 м. Высота порога определяла уровень озер. Далее сток поступал в Среднеонегорецкое озеро, уровень которого определялся высотой порога в истоке р. Емцы и составлял 85 м. В него через сквозную долину в районе Кенозера происходил также сток из Водлинского озера (уровень 95 м). По р. Емце воды приледниковых озер поступали в район нижнего течения Северной Двины.
После освобождения ото льда седловины на водоразделе рек Ошты (впадает в Онежское озеро) и Тукши (приток р. Ояти), имеющей высоту около 100 м, Вытегорское озеро получило сток в направлении Привалдайского озера, уровень которого составлял в это время около 85 м (рис. 9, б). Уровень Вытегорского озера снизился до 100 м; это фиксируется террасой высотой 100-105 м (Порывкин, 1960). В результате направление стока из всей Верхне-Волжской системы озер изменилось,- получив более низкий порог стока в истоках р. Вытегры. Терраса, вы-сотакоторой соответствует отметке порога стока (120 м), прослеживается на склонах котловин всех озер, входивших в систему. Верхневолжские озера перестали получать ледниковое питание. В условиях аридного климата позднеледниковья отдельные озера, имевшие относительно небольшие водосборные бассейны - Сухонское и Костромское (вместе с Ростовским) - могли, стать бессточными. Но Тверское, Молого-Шекснинское и древнее Белое озеро обладали большими водосборами и оставались сточными.
Водораздел Ковжи и Вытегры пересекает древняя погребенная долина, заполненная ледниковыми отложениями. Если бы река, вытекавшая из древнего Белого озера, потекла по древней долине, то она наверняка смогла бы врезаться на значительную глубину и на месте Верхневолжской системы озер образовалась бы речная сеть северного направления. Но река потекла несколько в стороне от древней долины, и ее глубинной • 'розии препятствовали выходы карбоновых известняков. Уро-нь озер не снижался, пока один из притоков р. Унжи не прорезал водораздел между ней и Костромским озером в районе г. Плеса. Этот водораздел сложен рыхлыми отложениями и был Р° размыт. В результате сток в северо-западном направлении прекратился, а на месте системы озер образовалась речная сеть водосборного бассейна верхней Волги. Когда ледники отступили от Андомской возвышенности (не путать с Андомской горой), Вытегорское и Водлинское озера
Рис. 9. Южно-Онежское приледниковое озеро во время невской стадии, незадолго до образования р. Свири;
Цифры в кружке: 1 - Южно-Онежское озеро; 2 - долина, по которой происходил сток в направлении водосборного бассейна р. Онеги, 3 - Привалдайское озеро. Остальные условные обозначения те же, что и на рис. 8.
соединились между собой. Образовалось Южно-Онежское приледниковое озеро, сток из которого шел, вероятно, на восток -порог стока там на несколько метров ниже, чем на водоразделе Ошты и Тукши. По мере отступления ледника Южно-Онежское озеро постепенно распространялось вдоль современного восточного берега севернее устья р. Водлы, а вдоль западного – почти до г. Кондопоги. Запивы Южно-Онежского озера проникали в Ивинскую и в Шуйскую низины. На западе озеро граничало с Ладожской и на севере с Повенецкой ледниковыми лопастями
(рис. 9).
Когда Ладожская лопасть отступила из района долины Свири, Южно-Онежское озеро получило новый, гораздо более низкий, порог стока и его уровень резко снизился до значений близких к современным.- На восточном берегу в районе пос. Песочное, который освобождался в это время из-подо льда и не испытал значительного поднятия, отсутствуют признаки древних береговых линий. На западном же побережье южнее г. Кондопоги развиты только те береговые линии, которые связаны с поздне- и послеледниковым поднятием и имеют небольшие высоты. Севернее (в районе Медвежъегорска) эти береговые линии подняты гораздо выше (Дьяконова-Савельева, Земляков, 1928). Таким образом, два района, где есть признаки высоких береговых линий, разделены полосой, в которой такие береговые линии отсутствуют. Г.С. Бискэ (Бискэ и др., 1971) объясняет наличие этой полосы тектоническими причинами. По ее мнению в раннем голоцене существовала перемычка, разделявшая северный и южный бассейны в Онежской котловине, которая впоследствии
Рис 10. Схематический профиль террас вдоль восточного побережья Онежского озера и Сегозера.
а - край ледника; цифры в кружке: 1,2- Вытегорское озеро (1 - свободно сообщается с Верхневолжской системой озер, 2 - сток в сквозную долину Ошта-Тукша-Оять), 3 - Верхневолжская систем., озер (сток в Вытегорское озеро), 4, 5 - Южно-Онежское озеро (4 - сток в бассейн р. Онеги, 5 - сток по долине р. Свири), 6 - Онежское озеро, непосредственно после схода ледника (сообщается проливом с Сегозером; оба озера имеют сток по р. Свири), 7 - Онежское озеро и Сегозеро пос-ле отступления ледника из Сегозерской котловины (Онежское озеро имеет сток в Сегозеро, а Сегозеро – в направлении Беломорской котловины), 8 - Онежское озеро в мезолите около 8 тыс. лет назад (сток по р. Свири восстановился), 9 - терраса, формировавшаяся в начале неолита (около 5 тыс, лет назад), 10 - террасы, формировавшиеся в конце неолита (сплошная линия) и в энеолите (пунктир) (3-2.5 тыс. лет назад).
.ствии опустилась. Но те же факты можно более логично объяснить исходя из закономерностей развития приледниковых озер "'(рис. Ю).
Река Свирь в момент своего образования обладала довольно большим уклоном. Но восточнее Ивинской котловины находится широкая перемычка, сложенная мореной. На ее размыв могло уйти несколько сот лет. Задержки врезания русла фиксируются озерными террасами на отметках 45, 55. и 75 м (Порывкин, 1960). Чем ниже терраса, тем дальше на север она
продолжается - одновременно с врезанием шло отступление ледника.
Постепенно ледники освободили всю Онежскую котловину ее северная часть была в то время опущена под влиянием ледниковой нагрузки. Современная отметка водораздела Онежского озера с Выгозёром составляет около 110 м, а с Сегозером -
Рис. 11. Онежское озеро и Сегозеро во время отступления ледников из Сегозерской котловины.
а - начальный этап (озера сообщаются проливом и имеют сток через р. Свирь), б - дальнейшее отступление ледников (сток из Онежского озера идет в Сегозеро и далее в Выгозеро и в Белое море - море портпандия); цифры в кружке: 1 - Онежское озеро, 2 -. Сегозеро, 3 - долина Свири; 4а - пролив между Онежским озером и Сегозером; 4 б - долина, по которой шел сток из Онежского озера в Сегозеро, 5 - Выгозеро, 6 - Белое; море (море портпандия). На схемах показаны современные отметки береговых линий; в скобках даны отметки, бывшие во время существования бассейнов; остальные условные обозначения те же, что на рис. 8.
117 м. Самые же высокие террасы около Медвежъегорска им ют отметки 95 м (Дьяконова-Савельева, Земляков, 1928), а может быть даже 115-125 м (Бискэ и др., 1971). Весьма вероятно, что озерный бассейн распространялся на район водораздел с Сегозером и на Сегозерскую котловину (рис. 11, а), В котловине же Выгозера в то время еще сохранялись ледники. Кроме того, водораздел с Выгозером был опущен меньше, чем водораздел с Сегозером, и после схода ледника имел более высокие отметки.
В Сегозерской котловине отмечаются террасы с относительными высотами до 28 м в северо-западной части озера 18 м в юго-восточной (Верещагин, 1926). Их абсолютная высота
составляет соответственно 142 и 132 м. Близкие цифры (148 и 134 м) приводит Г.С. Бискэ (1959). Эти террасы находятся примерно на 15 м выше, чем водораздел между Сегозером и оз. Остер, принадлежащим к водосборному бассейну Онежского озера. Если бы Сегозерское приледниковое озеро был о самостоятельным, его уровень не мог бы подняться над порогом стока, находившимся на водоразделе. Но поскольку урвоень Сегозера был гораздо выше, оно, вероятно, соединялось проливом с Онежским озером.
Уровень обоих озер определялся высотой порога стока в истоке р. Свири и составлял в тектонически стабильных районах 33 м. Величина поздне- и послеледникового поднятия на берегах Сегозера порядка ПО м. Такая же величина поднятия была в низовьях р. Выг, куда в этот период проникло позднеледниковое Белое море (море портландия). Современная отметка береговой линии 52-56 м (Горецкий, 1951). В тектонически же стабильных районах уровень мирового океана был тогда примерно на 60 м ниже современного.
Таким образом, соединявший Онежское озеро и Сегозеро пробив, вопрос о котором активно обсуждался в начале тридцатых' годов, вероятно, существовал. Но через него не было сообщения с Белым морем. Уровень последнего был примерно на 90 м ниже. К северу от Сегозера находился край ледника. Когда ледник отступил, Сегозеро получило сток в Выгозеро по р. Сегеже и снизило свой уровень. Соответственно снизился уровень Онежского озера до высоты порога, отделявшего его от Сегозера: Отметка порога теперь составляет 117 м, а в позднеледниковое время была примерно на 100 м ниже. В южной части Онежской котловины уровень мог упасть на 15 м ниже современного (рис. 11, б). Это, возможно, произошло в конце аллереда.
Поднятие порога стока привело, вероятно, уже в позднеледниковое время к повышению уровня на южном побережье Онежского озера и к возобновлению стока по р. Свири. Вопрос оо Онежской трансгрессии активно обсуждался в тридцатых голах. По мнению Б.Ф. Землякова (1936), она была аналогична адожской трансгрессии и происходила в суббореальное время. •К. Марков (Марков и др., 1934) считал, что уровень продол-т повышаться до настоящего времени. Однако первый исследователь южного Прионежья И.С. Поляков (1873, с. 346) ука-л, что со времен неолита не произошло никаких существен-изменоний рельефа и уровня озера. Характер южного и -восточного побережий, где вал с дюнами отделяет от осой акватории неглубокие озера и обширные болота, может объяснен обычными процессами формирования берегов при небольшом уклоне дна. Неолитические стоянки в этом
районе не затоплены, а находятся вблизи современного берега, В отдельных случаях каменные орудия и обломки керамики попали в воду в результате подмыва (а не затопления) берегов] на которых находились стоянки. Для стоянки на Тудозере это показано А.Я. Брюсовым (1940, с. 260-263). Однако наличие переуглубленных устьев рек (в частности, устья р. Вытегры) и находки пней в прибрежной части озёра (Земляков, 1937) свидетельствуют все же о повышении уровня, которое, вероятно, происходило в позднепедниковье. Пока уровень стояп ниже : современного, могло начаться образование Андомского торфяника (Марков и др., 1934).
В прошлом неоднократно высказывались предположения о том, что через Онежскую котловину в позднеледниковое время проходило морское соединение между Балтийским и Белым морями. Эти предположения не подтвердились (Горецкий, 1951; Бискэ, 1959; Квасов и др., 1970). Редкие находки морских диатомей и обломков раковин морских моллюсков в позднеледниковых отложениях объясняются их переотложением из межледниксвых осадков. В Онежском озере, в Сегозере и в других водоемах Карелии живут некоторые рыбы и ракообразные, имеюшие морское происхождение. Это объясняется не связью озер с океаном в позднеледниковое время, а вселением из межледнинового моря в приледниковые озера, а потом в оставшиеся на: ' их месте современные озера. Такая точка зрения, обоснованная в 1917 г. А.Г. Хегбомом, разделяется теперь практически всеми гидробиологами. Последние данные по этому вопросу Ц обобщены Л.А. Кудерским (1972). -
Уровень водоемов в Онежской котловине определялся вы сотой порога стока в истоке Свири, который находится за пределами области изостатического поднятия и почти не изменил своей высотной отметки (+33 м). Если на короткое время Онежское- озеро получало сток на север, то его уровень падал примерно на 15 м, но не ниже отметки +15 м. Между тем уровень океана в позднеледниковое время был на 50-60 м ниже современного.
Вновь собранные материалы (см. стр. 189) показывают, что начиная со среднего дриаса в Онежском озере развивалась только пресноводная диатомовая флора. Единичные находки морских диатомовых прослеживаются во всех горизонтах. Если быt это рассматривалось как показатель притока морских вод, то и пришлось бы признать, что они проникают и в современное Онежское озеро.
После отступления края активного ледника из Онежской котповины там могли сохраниться поля мертвого льда. Наличие обширной занятой мертвым льдом области в соседней Беломорской котловине было обосновано Г.С. Бискэ (1959). Лед, вероятно
находился в наиболее глубоких депрессиях и предохранял их от заполнения позднеледниковыми отложениями. Так, несмотря на то что в .сторону Повенецкого залива были направлены, потоки ледниковых вод, несших большое количество наносов, в заливе сохранились глубины до 90 м. Возможно, что заполнение осадками глубоководной части залива препятствовала существовавшая там глыба мертвого льда. Лед, вероятно, существовал также на склонах Онежской котловины. Его таяние приводило к образованию ленточных глин, продолжавшегося до самого конца позднего дриаса (см. стр. 127).
К началу голоцена южная часть Онежского озера имела очертания, близкие к современным. На севере же значительные территории были еще затоплены - там не успело сказаться изостатическое поднятие. На берегах северной части озера развиты многочисленные террасовые уровни. Пока их не удалось датировать с помощью палеонтологического и палеоботанического
методов.
Для суждения о темпе поднятия берегов Г.Ю. Верещагин (1931) пытался использовать данные водомерных наблюдений. Однако Е.В. Берг (1933) утверждал, что изменения уровней на разных водомерных постах объясняются не поднятием районов постов, а изменением положения свай, по которым велись наблюдения. Выводы Е.В. Берга были приняты Всеми исследователями, в том числе Г.Ю. Верещагиным. Между тем эти выводы, по-видимому, неверны. Нуль графика в Повенце повысился по сравнению со средним положением нулей графиков постов в Петрозаводске, Бесовом носу и Вознесенье на 73 см за 45 лет (с 1885 по 1929 г.). По мнению Е.В.Берга, это связано с изолированным повышением головки нулевой сваи, поскольку относительное превышение репера водомерного поста над нивелирной маркой на близлежащем доме остается постоянным. Более вероятно, однако, что и репер и марка, и головка сваи поднялись на одинаковую величину. Поднятие нуля графика в Повенце, вероятно, отражает изостатическое поднятие этого района.
Материалы водомерных наблюдений, накопленные за последние Годы, пока не обобщены. Между тем они могут дать ценные сведения для суждения о поднятиях или опусканиях берегов. особенно в тех районах, где на поверхность выходят критические и метаморфические породы. Репера, установленные на породах фундамента, весьма устойчивы, а изменение их т отражает тектонические движения. Между тем репера, установленные в районах распространения осадочных пород, меняют свое высотное положение также под влиянием промерзания, изменения уровня грунтовых вод и других факторов. Голоценовые береговые линии Онежского озера удалось датировать помощью археологического метода. Стоянки мезолита
та, неолита и раннего металла обычно располагались вблизи бероговой линии непосредственно выше полосы прибоя. Вся местность в то время была облесена и заболочена. Пригодны для жизни были главным образом берега тех озерных заливов, к которым примыкали светлые сосновые боры. На аккумулятивных берегах стоянки находились на высоте 0.5-1 м над уровне), озера, на абразионных - до 2-3 м. Более высоких берегов древние люди избегали.
Изучение истории Онежского озера по археологическим данным было начато Б.Ф. Земляковым (1935, 1936) и теперь успешно продолжается Г.А. Панкрушевым (1966). Известно уже несколько сот стоянок. Удалось наметить маркирующие горизонты - границы мезолит-неолит и неолит-ранний металл. Эти горизонты плавно поднимаются в направлении с ЮЮВ к ССЗ, что свидетельствует об изостатическом характере поднятия и полностью исключает предположение о широком распространении в Прионежье дифференцированных тектонических движений, которое выдвигается некоторыми авторами. В пределах: каждого из археологических периодов удалось уточнить датировки отдельных памятников на основе их высотного положения.
Наиболее древняя мезолитическая стоянка в районе г. Me; вежъегорска находится на высоте 40 м над уровнем Онежского озера (74 м абс). Она была открыта Г.И. Горецким и описана Б.Ф. Земляковым (1935). В районе Повенца известны стоянки на высоте 27 м над уровнем озера. Они датируются 8.5 тыс. лет назад, граница мезолит-неолит порядка 5 тыс. лет. У Повенца соответствующая ей терраса находится на высоте 14 м (рис. 12). В направлении к ЮЮВ высоты одновозрастных ста нок довольно быстро понижаются. У устья р. Водлы неолит находится не выше 1-1.5 м над уровнем озера. Г.А. Панкрушеву (1966) удалось проследить положение изобаз (линий равных поднятий). Они пересекают Онежскую котловину в направлении ЗЮЗ-ВСВ. Такое же направление, согласно данным Г.Ю. Верещагина (1926), имеют изобазы Сегозера.
При изучении гопоценовой истории Онежского озера важное значение имеет вопрос о положении нулевой изобазы. Обычно принимается, что она проходит через порог стока озера. Но это положение оправдывается для районов, которые .полностью находятся в области поднятия. Между тем Онежское озеро находится на границе этой области, а в его юго-восточной части изостатические движения не сказывались. На южных и юго-восточных берегах озера неолитические стоянки расположены на высоте 1-2 м над уровнем воды. Особенно характерны петроглифы в районе мыса Бесов нос. Они находятся на самом урезе воды и омываются волнами. Совершенно ясно, что здесь не быпо поднятия - в противном случае древним людям пришло бы
Рис.12 Кривая изостатического поднятия для района Повенца, построенная по данным высотном положении мезолитических и неолитических стоянок (Панкрушев, 1966). Пунктиром показана экстраполяция кривой на период, не охарактеризованный археологическими материалами.
высекать петроглифы под водой. Весьма вероятно поэтому, что нулевая изобаза пересекала восточный берег Онежского озера севернее устья р. Водлы. Ее пересечение с западным берегом можно установить, зная общее направление изобаз (ЗЮЗ-ВСВ). Вероятно граница области поднятия проходила здесь в районе пос. Шокша.
В юго-восточной части озера положение береговой линии, вероятно, существенно не менялось на протяжении всего голоцена. Минеральные прослойки в Жабинецком болоте около устья Ошты (Бискэ и др., 1959) могли образоваться в процессе переформирования берегов. Поверхность болота находится на высоте 0.5-0.8 м над уровнем Онежского озера. В работе К.К. Маркова, B.C. Порецкого и Е.В. Шляминой (1934, стр. 102) допущена опечатка. Там написано, что поверхность Жабинецкого болота выше уровня озера на 0.5-8 м. Но из контекста и из рисунка (фиг, 14) ясно видно, что вместо 8 м следует читать 0.8 м. По-видимому,эта опечатка дала повод выдвинуть предположение о том, что в атлантическое время быда единая для всего Онежского озера трансгрессия до высоты 41-44 м (8-м выше уровня озера).
На общем фоне стационарного положения береговой линии отмечаются, однако, признаки небольшой трансгрессии, которая имела высоту 1-1.5 м, продолжалась не более нескольких сот лет и приурочена к суббореальному времени (по археологической номенклатуре - к энеолиту). Следы этой трансгрессии отмечались Б.ф. Земляковым (1937) в районе пос. Вознесенье. Г.А. Панкрушев (1966) показал, что энеолитическая трансгрессия прослеживается на всех берегах Онежского озера. Объяснить ее причины чрезвычайно трудно. Она могла быть вызвана временным повышением порога стока. Можно предположить
жить, что истоки Свири в этот период были каким-то образом запружены, а позднее эта запруда была прорвана.
В голоцене на дне Онежского озера продолжалось накопление осадков. Выделяются отложения бореального времени, которые имеют более грубый механический состав по сравнению с выше- и нижележащими отложениями (см. стр. 92). В это время в пределах водосбора озера, вероятно, исчезла вечная мерзлота, а реки приобрели водоносность, близкую к современной, и активно формировали свои долины. Все это способствовапо увеличению стока наносов, которые выносились в озеро. В дальнейшем развитие лесной растительности и заболачивание вызвало уменьшение твердого стока.
Выводы
Онежская котловина образовалась в результате доледниковой эрозии и ледникового выпахивания, направление которых определялись геологическим строением территории. Северная часть котловины возникла на месте среднепротерозойской Онежской синекпизы, юго-западная - на месте образовавшего» также в среднем протерозое восточного крыла Западно-Онежской синеклизы и юго-восточная - в пределах области распространения вендских и девонских рыхлых отложений, которая ограничена куэстовым уступом, сложенным карбоновыми известняками. Через котловину проходила Онежская ледниковая лопасть.
К микулинскому времени Онежская котловина была уже сформирована. В ней находился один из бассейнов бореального (карельского межледникового) моря, которое занимало значительные площади, поскольку территория была опущена под влиянием ледниковой нагрузки предыдущего среднечетвертичного оледенения. Валдайское оледенение уничтожило большую часть межледниковых отложений.
В позднеледниковое время на периферии Онежской котловины сначала образовались Вытегорское и Водлинское приледяиковые озера, которые вскоре соединились в Южно-Онежское приледниковое озеро. Когда ледники покинули район долины р. Свири, уровень озера резко снизился.
Самая северная часть Онежской котловины после схода ледника имела отметки примерно на 100 м ниже, чем теперь, - там еще не успело сказаться изостатическое поднятие В таких условиях Онежское озеро могло соединиться с Сегозером
когда последнее получило сток на северо-восток, оба озера снизили свои уровни и сток по р. Свири, вероятно, прекратился. Последующее поднятие порога стока на севере привело к повышению уровня Онежского озера и к возобновлению стока по Свири.
5 В голоцене очертания южных берегов Онежского озера существенно не менялись. На севере же продолжилось поднятие и площадь озера постепенно сокращалась.
Литература
Асеев А.А. Древние материковые оледенения Европы. М., 1974, 320 с.
Берг Е.В. Уровенный режим Онежского озера. - В кн.: Исследования озер СССР, вЫп. 5, Л., 1933, с. 7-105.
Б и с к э Г.С. Четвертичные отложения и геоморфология Карелии. Петрозаводск, 1959, 308 с.
Бискэ Г.С, Горюнова Н.Н., Лак Г.Ц. К характеристике голоценовых отложений Карелии. - В кн.:. Вопросы голоцена. Вильнюс, 1959, с. 267-284.
Б и с.к э Г.С, Лак Г.Ц., Л у к а ш е в А.Д., Горюнова Н.Н., Ильин В.А, Строение и история развития котловины Онежского озера. Петрозаводск, 1971, 75 с. (Тр. Ин-та геол. Карельск. ФАН СССР, вып. 7).
Бискэ Г.С, Л у к а ш о в А.Д., Э к м а н И.М. О связи котловин крупнейших озер Северо-Запада СССР с тектоникой. - В кн.: Новейшие и современные движения земной коры восточной части Балтийского Щита. Петрозаводск, 1974, с. 35-42.
Брюсов А.Я. История древней Карелии. М., 1940, 320 с. (Тр. Гос. Историч. музея, вып. 9). Верещагин Г.Ю. Положительное и отрицательное движение береговой линии на озере Сегозере. - В кн.: Тр. Олонецкой научной экспедиции, ч. 3, вы». 1, Л., 1926, с. 3-25. Р е щ а г и н Г.Ю. К вопросу о неравномерном поднятии берегов Онежского озера. - В кн.: Тр. Олонецкой наУчной экспедиции, ч. 3, вып. 2, Л., 1931, 50 с.
о с о в и ч К.А. Петрозаводский морской постплиоцен. - В кн.: Материалы для геологии России, т. 23, вып. 2. СПб, 1908, с. 297-319.
Д.Д. Квасов
ПРОИСХОЖДЕНИЕ КОТЛОВИНЫ ОНЕЖСКОГО ОЗЕРА в книге Палеолимнология Онежского озера изд-во наука ЛО. Л. 1976. с.7-40.
Общие закономерности развития крупных бассейнов на окраинах Балтийского кристаллического щита
Онежское озеро принадлежит к числу крупных бассейнов, расположенных вдоль южной и восточной границ Балтийского кристаллического щита; здесь расположены также Ладожское зеро, Балтийское и Белое моря. Вся эта территория имеет ложную историю геологического развития (рис. 1).
В архее и раннем протерозое образовались сложно дислоцированные кристаллические и метаморфические породы, образующие фундамент всех вышележащих отложений. К концу раннего протерозоя установился платформенный режим.
В среднем протерозое возникли синеклизы, выполнение осадочными породами ятулия (кварцитами, песчаниками, глинистыми сланцами, доломитами, известняками и шунгитами), которые перемежаются с пластовыми интрузиями диабазов и габбро-диабазов и с эффузивными покровами. Осадочные поро-1Ы распространены в пределах Онежской, Сегозерской и других более мелких синеклиз в пределах Карелии (Кратц, 1963). Выше по разрезу, в юго-западной части Онежской синеклизы, залегает суйсарская серия, состоящая преимущественно из вулканогенных пород-
К концу среднего протерозоя относятся и так называемые ютнийские породы, заполняющие Западно-Онежскую синеклизу. Они распространены также на дне Ладожского озера (в его северо-восточной части). Об этом можно судить по валунам, встреченным в моренных отложениях Ладожской ледниковой лопасти. Близкий возраст имеют отложения хогландия, развитые
на острове Гогланд (Хогланд) в восточной части Финского залива и занимающие, вероятно, значительную площадь в пределах акватории вокруг острова.
3. В рифее происходило накопление чрезвычайно слабо дислоцированных и не метаморфизованных или мало метамор- физованных осадочных пород (главным образом песчаников) в Беломорской синеклизе. Они распространены на юге Кольского полуострова (терская свита). На берегах Онежской губы им, вероятно, соответствуют малошуйская и неноксская свиты (Шуркин, 1968).
В конце рифея образовалась также Ладожская синеклиза, в которой залегает приозерская свита, представленная главным образом песчаниками (Усикова и др., 1970; Яновский, 1971). Она встречена как на северо-западном, так и на юго-восточном побережье Ладоги и, вероятно, занимает большие площади в пределах акватории озера. Выше рифея залегают отложения нижнего венда (волынская серия), представленные базальтами, песчаниками и туффитами, которые4 сменяются гравелисто-песчаными отложениями. В середине венда территория подверглась размыву.
4. В позднем венде и палеозое на южную и восточную окраины Балтийского щита проникли морские, бассейны. В районах, примыкающих к Балтийскому морю и Ладожскому озеру, имеется почти непрерывный разрез раннего палеозоя. Но в ряде случаев наблюдается несогласное залегание отдельных свит. Так, понижение, примыкающее к нижнему течению р. Луги и к р. Нарве, образовалось в результате размыва ордовикских известняков, а потом было заполнено девонскими отложениями (Марков, 1931, с. 20-22). Это понижение выражено и в современном рельефе, но оно вряд ли сохранилось с девонского времени. Более вероятно, что в середине палеозоя понижение бы ло погребено под морскими осадками, а впоследствии откопано.
В бассейнах Онежского озера и Белого моря после венда наблюдается длительный континентальный перерыв. Только в девоне и карбоне здесь возобновилось отложение морских осадков. Трансгрессия этого времени была распространена чрезвычайно широко. Она покрывала значительную часть современной территории шита. Морской палеозой на Кольском полуострове известен в районе Контозера и в других районах (Кириченко, 1973). На существование в прошлом осадочного чехла большой мощности указывают также Хибинская и Ловозерская интрузии нифепиновых сиенитов, образовавшиеся в девоне. Имея относительную высоту около километра, они внедрились в толщу палеозоя мощностью не менее двух километров. Последующий размыв пород окружавших интрузии, превратил их в горные массивы.
5. В конце палеозоя и в последующее время в районе Балтийского щита происходило поднятие. Значительные толщи пород были размыты. Накопление морских отложений продолжа лось только в районе южного побережья Балтийского моря. Но к миоцену и этот район стал сушей. В плиоцене планетарная регрессия мирового океана, обусловленная тектоническими при чинами, вызвала снижение базиса эрозии. В результате реки врезались на значительную глубину. Сеть глубоких и узких долин, большая часть которых теперь заполнена четвертичными отложениями, обнаружена в последние годы (Квасов и др., 1975). Расположение долин показывает, что районы современных кот ловин уже в плиоцене представляли собой понижения. К тому времени сформировались куэстовые уступы, сложенные извест няками: у подножия куэст протекали крупные реки. С юго-во стока и с востока Балтийский щит окаймляли две реч'ные систе мы. Основная река юго-восточной системы протекала через ак ваторию Балтики и северную часть ГДР, где тальвег долины находится на 400 м ниже современного уровня моря. Притоки основной реки распространялись на всю территорию восточной
и южной Прибалтики. Верховья главной реки восточной системы находились, вероятно, в восточной части Финского залива. Далее река через район современной долины Невы, южную часть Ладожской котловины, погребенную долину Оять-Тукша-Ошта и южную часть Онежской котловины достигала современного бассейна р. Онеги и уходила под акваторию Белого моря.
6. В четвертичное время на Балтийском кристаллическом щите находились центральные районы огромного ледникового покрова, занимавшего всю северную Европу. Ледник оказывал значительное воздействие на рельеф в первую очередь благода ря закономерностям своего движения (Асеев, 1974). В цент ральной части ледникового щита слои льда, соприкасающиеся
с ложем, остаются практически неподвижными (рис. 2).
Центральную зону окружают районы, где чистый движущийся лед впервые соприкасается с ложем и производит наибольшее выпахивание. В этой зоне находится Норвежский желоб Северного- моря и залива Скагеррак. Ему приписывалось тектоническое происхождение, но теперь доказано, что он сформирован денудацией (pioden, Sellevoll, 1971-1973). Далее к востоку находятся Эландская и Готландская впадины дна Балтики, западная и центральная части Финского залива, северная Ладога. К этой же зоне относится, вероятно, северная часть Онежского озера, Кандалакшская губа Белого моря и Северо-. Запад Кольского полуострова. Там, где на пути ледников встречались плотные изверженные или метаморфические породы (например, массив острова Валаам или район Печенги), происходил отрыв целых глыб по имеющимся в породе трешинам, что
Рис. 2. Поперечный разрез ледникового щита.
! - конус неподвижного льда; 2 - направление движения частиц фирна и льда; зоны: 1 - где сохраняется доледниковый рельеф, II - наиболее интенсивного ледникового выпахивания, III - транспортировки моренного материала ледником, IV - накопления ледниковых отложений и формирования краевых образований, V - приледниковая.
создавало чрезвычайно расчлененный рельеф с крутыми обрывами, нагроможлениями огромных каменных массивов (их нельзя назвать валунами, потому что часто они совершенно не окатаны), многочисленными озерными котловинами. Такой рельеф, конечно, сразу же наводит на мысль о новейшей тектонике. Но подробные исследования террас в губах, глубоко вдающихся в сушу, показали, что в районе Печенги дифференцированные движения практически отсутствуют. Приходится признать поэтому ведущую роль ледникового выпахивания. В следующей зоне движущийся лед уже насыщен моренным материалом и производит значительно меньшее выпахивание. К этой зоне относятся южные части Балтийского моря и Ладожского и Онежского озер 1 юго-восточная часть Белого моря. Зона аккумуляции, где расположены краевые образования максимальных стадий оледенения, находится за пределами рассматриваемого района.
7. Если бы ледник двигался по совершенно ровной поверхности, сложенной породами одинаково устойчивыми к выпахиванию, описанные выше зоны имели бы правильную концентрическую форму. В действительности пониженные участки чередовались с повышениями, как правило сложенными более устойчивыми породами. Это вызвало разделение ледникового щита на отдельные попасти (рис. 3). Их расположение подробно изучено для валдайского времени (Чеботарева и др., 1973). Весьма вероятно, однако, что и во время предыдущих оледенений лопа-
ти были расположены аналогичным образом. Первоначально основные потоки льда начинали двигаться по понижениям и несколько изменяли свое направление в соответствии с формами доледникового рельефа. Ледниковые лопасти производили сильное выпахивание, особенно если на их пути встречались осадочные или слабо метаморфизованные породы (Лак и др., 1974). Между лопастями поверхность дочетвертичных пород была расположена выше. Там формировались также межлопастные возвышенности, сложенные ледниковыми отложениями. Таким образом, контрасты доледникового рельефа еще более подчеркивались благодаря деятельности ледника. На формирование котловин крупных бассейнов огромное влияние оказывали Балтийская, Ладожская, Онежская и Беломорская ледниковые лопасти.
Большое значение имели также изостатические движения. Под влиянием ледниковой нагрузки происходило опускание, а после отступления ледников - поднятие (Грачев, Долуханов, 1970). Особенно большая амплитуда движений была там, где находился центр ледникового щита - на побережье Ботнического залива.
Характер дочетвертичной поверхности, развитие оледенения, изостатические движения и колебания уровня мирового океана обусловили формирование обширных котловин. Можно выделить несколько этапов их развития.
а) В дочетвертичное время вдоль южных и восточных границ Балтийского кристаллического шита существовали понижения. К ним были приурочены глубокие эрозионные долины.
б) Ледниковые щиты ранне- и среднечетвертичного времени, подразделявшиеся на лопасти, значительно углубили и расширили доледниковые понижения и сформировали котловины,
уже похожие на современные.
в) Во время межледниковий на территорию, подвергшуюся ледниковому выпахиванию и изостатическому опусканию, проникали воды морских трансгрессий. Наибольшие площади заняла трансгрессия во время микулинского межпедниковья - изостатическое опускание после предыдущего среднечетвертичного оледенения было особенно значительным. Эта трансгрессия в юго-западной Балтике известна под названием эемской, на востоке Балтики и в бассейне Ладоги - мгинской, а в бассейнах Онежского озера и Белого моря - бореальной. Непрерывная цепь сообщавшихся между собой морских бассейнов существовала вдоль всей периферии Балтийского шита.
г) Валдайские ледники еще более углубили и расширили котловины, удалив из них также значительную часть более Древних четвертичных отложений, в том числе отложений бореальной (мгинской, эемской) трансгрессии. Часть ископаемых остатков, входивших в состав этих отложений, была рассеяна
в валдайских отложениях, а впоследствии - также в поздне- и послеледниковых отложениях.
д) В поздне- и послеледниковое время в котловинах отлагались озерно-ледниковые и озерные отложения. В Балтийской и Беломорской котловинах накапливались также морские отложения. В Ладожскую и Онежскую котловины морские бассейны не проникали (Квасов и др., 1970; Квасов, 1975).
10. На форму отдельных крупных котловин очень большое влияние оказывали особенности геологического строения тех территорий, на месте которых они возникали.
а) Основная часть акватории Балтийского моря расположена в пределах северо-западной части Восточно-Европейской платформы. На дне моря распространены верхневендские и нижне- и среднепалеозойские отложения (от кембрия до девона).
В южной части моря его дно сложено пермскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениями (Гуделис, 1970). Только в узкой полосе вдоль юго-восточных берегов Шаепии и южных берегов Финляндии встречаются кристаллические породы. Вдоль длинной оси котловины на юг-юго-запад двигался мощный Балтийский ледниковый поток. Его направление определялось формой моноклинальной впадины на окраине платформы. Особенно низкие отметки уже в доледниковое время имели районы, примыкающие к куэстам, сложенным силурийскими, ордовикскими и девонскими известняками. В районе островов Эланд и Готланд и к югу от них направление движения льда совпадало с направлением куэст. Далее на юго-запад ледниковый поток принимал широтное направление, а в пределах Дании даже поворачивал на север.
Таким образом, Балтийская котловина образовалась в результате выпахивания вендских, палеозойских и более молодых осадочных пород. Ботнический залив расположен в области, испытавшей наиболее сильное изостатическое опускание. На его дне известны также нижнепалеозойские отложения, значительная часть которых была унесена ледником. Наконец, северо-восточная часть Финского залива (там, где он имеет наибольшую ширину), возможно, образовалась в результате выпахивания протерозойских метаморфизованных осадочных пород (отложений хогландия).
б) Ладожская котловина образовалась, вероятно, на месте рифейской синекпизы. Форма этой синеклизы, вытянутой с северо-запада на юго-восток, определила направление Ладожской ледниковой лопасти. Северо-восточная часть озера образовалась, возможно, на месте иотнийской синекпизы, а его южная часть - в результате выпахивания вендских и кембрийских осадочных пород в районе, примыкающем к ордовикской куэсте.
в) Беломорская котловина также возникла в результате выпахивания рифейских осадочных пород. Беломорский ледниковый поток двигался через Кандалакшскую и Двинскую губы. В этом районе находятся наибольшие глубины Белого моря. Юго-восточная часть моря расположена в пределах понижения у подножия карбоновой куэсты.
История формирования Онежской котловины
В первом же крупном труде, посвященном геологической истории северного Прионежья, - монографии А.А. Иностранце-ва ,Геологический очерк Повенецкого уезда" (1877) - были заложены основы представлений о происхождении котловины Онежского озера. Вот что писал А.А. Иностранцев: „Конечно, в той орографии, которую мы находим в настоящее время, видеть первичную форму местности мы не имеем никакого права. Достаточно припомнить, что коренные горные породы относятся к древним геологическим эпохам, за которыми рассматриваемая местность была сушею... Один из деятелей, изменивших орографию нашей страны - это размывание атмосферными водами в громадный геологический период времени" (стр. 636). Далее А.А. Иностранцев, отмечает: „Орография страны и... направление горных кряжей должно было отразиться на движении некогда бывшего здесь обширного ледника... этот ледник переходил к нам из северной части Скандинавии; он опускался с более высоких пунктов в места более низкие, по направлению антиклинальных и синклинальных складок. Толщина ледника была крайне значительна. Он должен был обнаружить на подлежащие породы сильное истирающее действие, что мы видели в ледниковой политуре, в бараньих лбах, в ледниковых шрамах и желобах, и в отсутствии тех материковых образований, которые, конечно, должны были покрывать до наступления ледникового периода некоторые местности и которые были снесены этим ледником. Такое истирающее действие ледника, конечно, должно было выразиться углублением некоторых долин, но которым он совершал свой путь. Понятно, что чем мягче Порода, тем больше она подвержена такого рода истиранию, чем она тверже, тем меньше возможности для этого истирания... Хотя движение ледника и происходило по направлению пРостирания горных пород, но оно и отклонялось от этого по-леднего, имело, так сказать, свое собственное направление... вязь между направлением движения ледника с направлением Ряжей и долин дает нам возможность видеть в леднике деяте-
ля, способствующего углублению этих долин. В связи с направлением долин находится и направление озер. В Олонецкой губернии в озерах и долинах наблюдается северо-северо-западное или северо-западное направление... Ледник еще сильнее запечатлел те основные черты орографии, которые были до него. Он углублял долины, приготовлял определенные формы из некогда бывших складок и голов пластов и сносил материал, полученный от подобного рода истирания в другие местности по направлению своего движения... По стаянии ледника воды заняли все углубления, к числу которых мы должны отнести и современное нам Онежское озеро. Таким путем образовалась масса озер, из которых уровень некоторых лежал значительно выше современного. С уменьшением уровня воды Онежского озера прорыла себе ложе р. Свирь. Все террасы побережья Онежского озера мы должны отнести к нескольким периодическим уменьшениям уровня воды в этом пресноводном бассейне" (с. 650-661).
Из числа последних работ, посвященных истории Онежского озера, должна быть отмечена монография Г.С. Бискэ, Г.Ц. Ла- ; ка, А.Д. Лукашова, Н.Н. Горюновой и В.И. Ильина „Строение и история котловины Онежского озера" (1971), содержащая очень ценный фактический материал и интересные выводы.
Онежская котловина значительно больше, чем Онежское озеро (рис.4). Только к его юго-западным берегам непосредственно примыкает Шокшинская гряда. Севернее Петрозаводска находится обширная низина, прорезанная глубоко вдающимися в сушу губами - заливами Онежского озера. В состав низины входит также полуостров Заонежье. На западе низина включает районы Ушкозера, Сундозера и Пялозера, а на северо-востоке распространяется на побережье Повенецкого и Заонежского заливов. К восточному побережью Онежского озера примыкает обширная и глубоко вдающаяся в сушу Водлинская низина. Вдоль юго-восточного и южного побережья тянется низменная заболоченная полоса, которая расширяется в местах впадения в озеро рек Андомы, Вытегры и Мегры. С юго-запада и с запада к Онежской котловине примыкают относительно небольшие Ивинская и Шуйская депрессии. Все эти районы оказались бы затопленными, если бы уровень озера поднялся до отметки 100 м.
Сравнение гипсометрической, геологической и тектонической карт показывает, что северная часть Онежской котловины почти точно соответствует Онежской среднепротерозойской муль де, юго-западная часть - восточному крылу Западно-Онежской си-неклизы, а юго-восточная часть сложена моноклинально залегающими верхневендскими и верхнедевонскими отложениями. С юго-востока котловина ограничена карбоновой куэстой.
Рис. 4. Схематическая геологическая карта района Онежского озера.
- довендские кристаллические и метаморфические породы;
- ятулий; 3 - суйсарий; 4 - иотний; 5 - пластовые интрузии диабазов и габбро-диабазов, внедрившиеся в иотнийские отложения; 6 - венд; 7 - кембрий; 8 - девон; 9 - карбон; 10 -Пермь; 11 _ куэстовый уступ, сложенный карбоновыми известняками (местами частично погребен под четвертичными отложениями); 12 - контуры Онежской котловины и прилегающих к «ей Ивинской и Шуйской депрессий; 13 - контуры Западно-Онежской синеклизы (под вендским и фанерозойским осадочным чехлом); А-Б, В-Г - направление геолого-геоморфологических профилей.
Онежская мульда - это наиболее крупная из наложенных структур карелид (Кратц, 1963). Ее заполняют среднепротерозойские отложения, представленные породами осадочной онежской серии, - кварцитами, доломитами, сланцами, шунгитами
и др. С ними перемежаются диабазы и габбро-диабазы. Выше по разрезу в юго-восточной части мульды залегают лреимуще ственно вулканогенные породы суйсарской серии, которая отпц чается несколько более пологим залеганием, чем онежская се рия. Отложения онежской мульды смяты в очень пологие скпа ки с преобладающими углами падения в 10-20°. Складки имек выдержанное северо-западное простирание; их оси постепенно погружаются на юго-восток. Отмечаются также разломы, параллельные складкам, по некоторым из них произошли вертик; ные перемещения небольшой амплитуды. Часть разломов запо, нена дайковыми интрузиями габбро-диабазов и ультраосновньи пород.
Главные черты геологической структуры Онежской сине-клизы образовались, вероятно, уже в среднем протерозое и связаны с поздними этапами карельской складчатости. Весьм; возможно, что в позднем протерозое и в палеозое синеклиза была погребена под осадочным чехлом, а потом в результате денудации поднимающейся окраины Балтийского кристаллическ го шита вновь выведена на поверхность. Современный рельеф этого района сформирован главным образом доледниковой и ледниковой денудацией, направление, интенсивность и характе[ которой в очень сильной степени зависели от тектонического строения и литологии докембрийских пород, разрушавшихся с неодинаковой скоростью.
В пределах Онежской мульды, заполненной большей част осадочными породами, денудация происходила, конечно, с бол шей интенсивностью, чем в пределах окружающих ее массиве! архейских и нижнепротерозойских кристаллических и метамор фических пород. Вполне естественно поэтому, что на месте мульды образовалась северная часть Онежской котловины.
На образование более мелких, форм рельефа в пределах мульды большое влияние оказало то обстоятельство, что направление осей складок и разломов в общем совпадало с на правлением движения ледника (Иностранцев, 1877; Бискэ, 1959). Благодаря особенностям геологической структуры вы> ды пород, имеющих разную устойчивость к денудации, npocf раются в виде чередующихся полос, ориентированных с север северо-запада на юг-юго-восток. Двигавшийся в том же направлении ледник углублял полосы, сложенные менее устойч* выми породами. Так, Повенецкий и Заонежский заливы обра; вались в местах выходов допомитов, сланцев и кварцито-пее ников. Ограничивающий же заливы с юго-запада Заонежский полуостров сложен диабазами и габбро-диабазами.
Для юго-западной части Онежской мульды связь репье» с геологической структурой прослежена в работе И.М. Экм;-(1972). Им показано, что рельеф Кончозерско-Суйсарского
Рис. 5. Геолого-геоморфологический профиль и блок-диаграмма юго-западной части Онежской синеклизы (Экман, 1972).
1 - туломозерская свита (сланцево-карбонатная толща); 2, 3 -заонежская свита: 2 - шунгитовые, глинистые и другие сланцы, апевриты, известняки, Туфогенные породы, 3 - миндалекаменные диабазы и диабазовые порфириты; 4 - суйсарская свита (туфо-генно-лавовые породы); 5, 6 - бесовецкая свита: 5 - алевриты, сланцы, песчаники, кварцито-песчаники и конгломераты., 6 -спанцево-песчаниковые породы; 7 - интрузизные породы среднего протерозоя (диабазы и габбро-диабазы) ; 8 - четвертичные отложения; 9 - разломы. Направление профиля см. на рис. 5.
Района «характеризуется чередованием возвышений (обычно в виде грядового рельефа), сложенных вулканогенными породами, и понижений, приуроченных к полого залегающим осадочным образованиям... Основные элементы рельефа вытянуты преимущественно в северо-западном направлении, согласно простиранию складчатых структур (поздних карелид) и главным разломам" стр. 18). На профиле Нижнее Подозеро-Онежское озеро (рис.5) хорошо видно, что котловины Укшозера и Урозера образовались
на месте синклинальных прогибов, которые были заполнены осадочными породам-и бесовецкой свиты (алевролитами, сланца* ми, песчаниками, кварцито-песчаниками и конгломератами). Эти породы были гораздо менее устойчивы к денудации (в том числе и к ледниковому выпахиванию), чем туфогенно-лавовые породы суйсарской свиты, которые выходят на поверхность на поднятых крыльях скпадок. Крылья соседних синклинальных структур образовывали антиклинальные складки, местами выра. женные в рельефе. Но во многих случаях замки складок были прорваны денудацией и в них обнажились осадочные породы (шунгиты, сланцы, алевролиты, известняки) заонежской свиты, залегающей ниже суйсарской свиты. Эти породы также подверг лись интенсивной денудации; в результате образовались котлов; ны озер Карельского и Кончозера. Вероятно, такое же происхождение имеет Кондопожская губа Онежского озера.
Юго-западная часть Онежской котловины приурочена к во сточному крылу Западно-Онежской синеклизы, строение которо: подробно изучено (Гарбар, 1971; Экман, 1972). Отложения, слг гающие синек пизу, носили название иотнииских, но в последне; время их стали относить к вепсскому отделу (верхи среднего протерозоя). В основании разреза залегает петрозаводская (кг менноборская) свита, представленная сероцветными песчаниками; выше нее находится шокшинская свита (красноцветные кварцитопесчаники), которая прорвана пластовыми интрузиями диабазов и габбро-диабазов. Синеклиза образовалась, вероятнс на заключительном этапе карельской складчатости.
Иотнийские отложения подверглись значительной метамор физации, которая могла происходить на глубине не менее одно го километра (Копелиович, Симанович, 1966). Вероятно, в ри-фее здесь отложились значительные толщи осадочных пород. Н уже к середине венда и эти толщи и значительная часть иотнииских пород были размыты и рельеф принял облик, сходный с современным. Об этом свидетельствуют почти горизонталь» залегающие верхневендские отложения (до недавнего времени их считали нижнекембрийскими), встреченные во впадинах до-четвертичного рельефа (рис. 6). Одна из этих впадин приуроч на к центральной пониженной части синеклизы. Она выражена и в современном рельефе - это Ивинская низина, к южной части которой приурочен Ивинский разлив (самая широкая часть Верхне-Свирского водохранилища). На севере низины верхневендские отложения распространены вплоть до района с. Ладв
В краевых частях синеклизы на формирование довендск го, дочетвертичного и современного рельефа основное влияни' оказала разная устойчивость к размыву отдельных свит иотш ских отложений и прорывающих их интрузий. Наибольшей усто чивостью отличаются диабазы. На восточном крыле синеклизй
Рис. 6. Геолого-геоморфологический профиль Западно-Онежской синеклизы (Экман, 1972).
1 _ петрозаводская свита (сероцветные песчаники); 2 - шокшинская свита (красноцветные кварцито-песчаники); 3 - верхневендские осадочные породы (песчаники и глины); 4 - четвертичные отложения; 5 - интрузивные породы среднего протерозоя (диабазы и габбро-диабазы). Направление профиля см. на рис. 5.
ими сложен гребень Шокшинской гряды. Далее к востоку, где крыло антиклизы поднималось еще выше, покров диабазов был прорван денудацией. Это создало условия для размыва несколько менее устойчивых кварцито-песчаников шокшинской свиты и в особенности песчаников петрозаводской свиты. В результате образовался довольно крутой (типа куэстового уступа) восточный склон Шокшинской гряды. По разломам и расколам неглубокого заложения отдельные глыбы шокшинских кварцито-песчаников могли под действием силы тяжести переместиться вниз по склону. В его нижней части, на берегу Онежского озера, обнажается петрозаводская свита. Ею сложен довендский фундамент также в юго-западной части озера.
Аналогичное строение имеет северо-западная часть синеклизы. Ее поднятое крыло - Олонецкая возвышенность - заканчивается уступом, бровка и верхняя часть которого сложены шокшинскими кварцито-песчаниками, а нижняя часть - петрозаводскими песчаниками. В узкой депрессии у подножия уступа алегают вендские отложения; они встречены вплоть до широты • Петрозаводска. В связи с этим вполне вероятно, что венд легает также у восточных границ антиклизы - под акваторией еЖского озера (рис. 4). Такое предположение уже было сде-о Г.С. Вискэ и ее соавторами (Бискэ и др., 1971, 1974). ичие котловины в довендском фундаменте („Петрозаводский
грабен"), имеющей, по данным геофизических исследований, глубину в 400-500 м, можно объяснить довендской денудацией выходов петрозаводских песчаников. Западнее них залегали диабазы и кварцито-песчаники, а к востоку гранитоиды, весьма устойчивые, к размыву.
Область распространения шокшинской свиты ограничивается также с севера - Петрозаводской депрессией - и, вероятно, также с юга - погребенной долиной Тукша-Ошта. Эта долина является одним из важнейших элементов доледниковой гидрографической сети северо-запада Восточно-Европейской равнины, которая врезалась на значительную глубину в результате происходившей в плиоцене планетарной регрессии мирового океана. Долина Тукша-Ошта продолжалась на северо-восток под акваторией Онежского озера и далее через бассейн р. Водпы. С севера в основную долину, вероятно, впадал приток, текший у подножия Шокшинской гряды. Его верховья находились в Петрозаводской депрессии и имели направление, близкое к широтному. Абсолютная отметка тальвега долины составляет здесь от -18 до +20 м. Восточный склон Шокшинской гряды прорезают еще несколько коротких погребенных долин, изученных И.М. Экманом, тальвеги которых находятся на 60-80 м ниже уровня моря (Квасов и др., 1975). Существование дочетвертичных долин доказывает, что основные черты рельефа юго-западного Прионе-жья, возникшие в дозендское время, были вновь „откопаны" в плиоцене. В венде и палеозое здесь, вероятно, образовался мощный покров осадочных пород, который на долгое время „законсервировал" довендскую поверхность.
Во время оледенения депрессия, занятая теперь юго-западной частью Онежского озера, находилась на пути движения Онежской ледниковой лопасти (рис. 7). Здесь поэтому происходило выпахивание, приведшее к расширению ранее существовавших понижений; ледниковые отложения накапливались, вероятно, лишь в небольшом объеме. Большая часть межледниковых и межстадиальных отложений была уничтожена при последующем продвижении ледников. Полностью сохранились только поздне-и послеледниковые отложения, отлагавшиеся в приледниковых озерах и в современном Онежском озере. Наибольшая общая мощность четвертичных отложений может быть встречена в пределах доледниковых долин, продолжающих долины, известные на суше.
Остальные депрессии, опоясывающие область распространения шокшинских кварцито-песчаников, заполнены четвертичными отложениями и не выражены или слабо выражены в современном рельефе. Петрозаводская депрессия и долины на склоне Шокшинской гряды были перпендикулярны к направлению движения ледника. Они не углублялись им, а были заполнены чет-
вертичными отложениями. Депрессия у западного склона Олонецкой возвышенности находилась в пределах межлопастного массива, разделявшего Ладожскую и Онежскую ледниковые лопасти. Здесь также накопились четвертичные отложения большой мощности. Залегающие под ними вендские отложения стали известны только в самое последнее время.
Юго-восточная часть Онежской котловины включает часть акватории озера, низменную полосу, примыкающую к его южному и юго-восточному берегу, и Водлинскую низину. В пределах этой территории распространены моноклинально (с очень небольшими углами наклона) залегающие верхневендские и верхнедевонские отложения, представленные глинами и песчаниками. В Водлинской низине почти все осадочные породы уничтожены и (непосредственно под четвертичным покровом залегают архейские и нижнепротерозойские граниты и мигматиты. Но осадочный покров существовал и здесь - об этом свидетельствуют находки верхневендских (а может быть, также и верхнедевонских отложений, заполняющих впадины кристаллического фундамента в пределах долины р. Водлы.
Среди плоских заболоченных понижений юго-восточного побережья озера выделяется небольшая платообразная возвышенность, известная под названием Андомская гора. В обрыве, подмываемом озером, обнажаются сложно дислоцированные девонские отложения. Это обнажение издавна привлекало внимание в исследователей, высказывавших самые различные точки зрения з о происхождении Андомской горы. Бурение в ее пределах пока- н зало, что в тектонические движения вовлечены только рыхлые девонские отложения. Подстилающие же их вендские отложения залегают нормально. Наиболее вероятно, что дислокации вызваны давлением наступавшего ледника (Кофман, 1968).
С юго-востока вся эта территория, в пределах которой распространены (или были распространены) осадочные породы слабо устойчивые к размыву, ограничена куэстовым уступом, сложенным карбоновыми известняками. Наличие погребенных дочетвертичных долин показывает, что и здесь основные черты рельефа сформировались в доледниковое время. Ледниковое выпахивание углубило ранее существовавшую котловину. Аналогичное строение имеют большая часть Балтийской, южная часть Г; Ладожской и юго-восточная часть Беломорской котловины.
Онежская котловина хорошо выражена в рельефе поверхности дочетвертичных пород. Но современные формы она при-, обрела только в результате накопления плейстоценовых и голоценовых отложений. Большая часть более древних ледниковых, и межледниковых отложений была уничтожена валдайскими ледниками. Среднечетвертичные отложения сохранились только в В) пределах переуглубленных дочетвертичных долин в районах
Петрозаводска и Повенца и в бассейнах рек Водлы и Вытегры (Бискэ, 1959). В тех же районах сохранились морские межледниковые отложения.
Морские осадки были впервые описаны К.А. Воллосовичем (1908) i-a территории Петрозаводска. Они уверенно сопоставлялись им с бореальными отложениями в бассейне Северной Двины Последние исследования (Девятова, 1972) показали, что морские отложения залегают ненарушенно около современного берега Онежского озера и, вероятно, также на его дне к северу от устья р. Неглинки и могут быть отнесены ко времени * микулинского межледниковья. Бореальное (карельское межледниковое) море проникало во все части Онежской котловины (Гореикий, 1949; Бискэ, 1959), которая в этот период сообщалась с бассейнами в Ладожской и в Беломорской котловинах. Такое широкое распространение трансгрессии, имевшей в тектонически стабильных районах уровни, близкие к современному уровню мирового океана, можно объяснить изостатическим опусканием территории под тяжестью среднечетвертичного ледникового покрова, который достигал максимальных за все четвертичное время размеров и мощности.
Мощность валдайских отложений на берегах озера, как правило, невелика. Во многих районах здесь обнажаются коренные породы. Только в пределах узких дочетвертичных долин валдайские и более древние четвертичные отложения достигают значительной мощности (местами свыше 100 м). Дочетвертич-ные долины продолжаются под акваторию озера. Но на остальной площади дна едва ли можно ожидать, что дочетвертичные породы находятся на значительной глубине. Этот вопрос нуждается в дополнительном исследовании.
Поздне- и послеледниковая история Онежской котловины
Онежская котловина стала освобождаться ото льда в период ледников лужской стадии (Чеботарева и др., d; Экман и др., 1974), т.е. около 13 тыс. лет назад. В первую очередь льды покинули районы верховьев рек Вытегры и Водлы. Водораздел рек Вытегры и Ковжи (впадающей в Белое озеро) представляет собой плоскую равнину, покрытую ленточными глинами. До строительства каналов он имел отметку 120 м ( Яковлев, 1928). Современный водораздел первоначально на дне приледникового озера, которое покрывало как верхнюю часть бассейна Вытегры, так и Бепозерскую котлови-
Рис. 8. Приледниковые озера, существовавшие во время отступ-11
пения ледников лужской (кенозерской) стадии.
с 1 - край ледника; 2 - приледниковые озера и их уровни; 3 - долины, соединявшие озера; а - начальный этап,, б - дальнейшее отступление ледников; цифры в кружке: 1 - Вытегорское озеро, 2 - Водлинское озеро, 3 - Привалдайское озеро, 4а пролив, соединявший Вытегорское и древнее Белое озеро, 46 - долина, по которой происходил сток из древнего Белого озера в Вытегорское озеро, 5 - древнее Белое озеро, 6 - Молого-Шекснинское озеро, 7 - Тверское озеро, 8 - Костромское озеро, 9 - Ростовское озеро, 10 - Сухонское озеро, 11 - долина, по которой происходил сток из Сухонского в Среднеонегорецкое озеро, 12 - долина, по которой происходил сток из Водлинского в Среднеонегорецкое озеро; 13 - Среднеонегорецкое озеро, 14 - долина, по которой происходил сток из Среднеонегоредкого озера, 15 - долина Ошта-Тукша-Оять, по которой происходил сток из Вытегорского в Привалдайское озеро,
Ну. Озеро в последней также не было самостоятельным, а входило в состав обширной Верхневолжской системы приледниковых озер, к которой относились Молого-Шекснинское, Сухонское, Костромское и другие озера (Квасов, 1975) (рис. 8, а). Во время лужской стадии порог стока системы озер находился к югу от современного озера Воже и имел отметку 130 м. Высота порога определяла уровень озер. Далее сток поступал в Среднеонегорецкое озеро, уровень которого определялся высотой порога в истоке р. Емцы и составлял 85 м. В него через сквозную долину в районе Кенозера происходил также сток из Водлинского озера (уровень 95 м). По р. Емце воды приледниковых озер поступали в район нижнего течения Северной Двины.
После освобождения ото льда седловины на водоразделе рек Ошты (впадает в Онежское озеро) и Тукши (приток р. Ояти), имеющей высоту около 100 м, Вытегорское озеро получило сток в направлении Привалдайского озера, уровень которого составлял в это время около 85 м (рис. 9, б). Уровень Вытегорского озера снизился до 100 м; это фиксируется террасой высотой 100-105 м (Порывкин, 1960). В результате направление стока из всей Верхне-Волжской системы озер изменилось,- получив более низкий порог стока в истоках р. Вытегры. Терраса, вы-сотакоторой соответствует отметке порога стока (120 м), прослеживается на склонах котловин всех озер, входивших в систему. Верхневолжские озера перестали получать ледниковое питание. В условиях аридного климата позднеледниковья отдельные озера, имевшие относительно небольшие водосборные бассейны - Сухонское и Костромское (вместе с Ростовским) - могли, стать бессточными. Но Тверское, Молого-Шекснинское и древнее Белое озеро обладали большими водосборами и оставались сточными.
Водораздел Ковжи и Вытегры пересекает древняя погребенная долина, заполненная ледниковыми отложениями. Если бы река, вытекавшая из древнего Белого озера, потекла по древней долине, то она наверняка смогла бы врезаться на значительную глубину и на месте Верхневолжской системы озер образовалась бы речная сеть северного направления. Но река потекла несколько в стороне от древней долины, и ее глубинной • 'розии препятствовали выходы карбоновых известняков. Уро-нь озер не снижался, пока один из притоков р. Унжи не прорезал водораздел между ней и Костромским озером в районе г. Плеса. Этот водораздел сложен рыхлыми отложениями и был Р° размыт. В результате сток в северо-западном направлении прекратился, а на месте системы озер образовалась речная сеть водосборного бассейна верхней Волги. Когда ледники отступили от Андомской возвышенности (не путать с Андомской горой), Вытегорское и Водлинское озера
Рис. 9. Южно-Онежское приледниковое озеро во время невской стадии, незадолго до образования р. Свири;
Цифры в кружке: 1 - Южно-Онежское озеро; 2 - долина, по которой происходил сток в направлении водосборного бассейна р. Онеги, 3 - Привалдайское озеро. Остальные условные обозначения те же, что и на рис. 8.
соединились между собой. Образовалось Южно-Онежское приледниковое озеро, сток из которого шел, вероятно, на восток -порог стока там на несколько метров ниже, чем на водоразделе Ошты и Тукши. По мере отступления ледника Южно-Онежское озеро постепенно распространялось вдоль современного восточного берега севернее устья р. Водлы, а вдоль западного – почти до г. Кондопоги. Запивы Южно-Онежского озера проникали в Ивинскую и в Шуйскую низины. На западе озеро граничало с Ладожской и на севере с Повенецкой ледниковыми лопастями
(рис. 9).
Когда Ладожская лопасть отступила из района долины Свири, Южно-Онежское озеро получило новый, гораздо более низкий, порог стока и его уровень резко снизился до значений близких к современным.- На восточном берегу в районе пос. Песочное, который освобождался в это время из-подо льда и не испытал значительного поднятия, отсутствуют признаки древних береговых линий. На западном же побережье южнее г. Кондопоги развиты только те береговые линии, которые связаны с поздне- и послеледниковым поднятием и имеют небольшие высоты. Севернее (в районе Медвежъегорска) эти береговые линии подняты гораздо выше (Дьяконова-Савельева, Земляков, 1928). Таким образом, два района, где есть признаки высоких береговых линий, разделены полосой, в которой такие береговые линии отсутствуют. Г.С. Бискэ (Бискэ и др., 1971) объясняет наличие этой полосы тектоническими причинами. По ее мнению в раннем голоцене существовала перемычка, разделявшая северный и южный бассейны в Онежской котловине, которая впоследствии
Рис 10. Схематический профиль террас вдоль восточного побережья Онежского озера и Сегозера.
а - край ледника; цифры в кружке: 1,2- Вытегорское озеро (1 - свободно сообщается с Верхневолжской системой озер, 2 - сток в сквозную долину Ошта-Тукша-Оять), 3 - Верхневолжская систем., озер (сток в Вытегорское озеро), 4, 5 - Южно-Онежское озеро (4 - сток в бассейн р. Онеги, 5 - сток по долине р. Свири), 6 - Онежское озеро, непосредственно после схода ледника (сообщается проливом с Сегозером; оба озера имеют сток по р. Свири), 7 - Онежское озеро и Сегозеро пос-ле отступления ледника из Сегозерской котловины (Онежское озеро имеет сток в Сегозеро, а Сегозеро – в направлении Беломорской котловины), 8 - Онежское озеро в мезолите около 8 тыс. лет назад (сток по р. Свири восстановился), 9 - терраса, формировавшаяся в начале неолита (около 5 тыс, лет назад), 10 - террасы, формировавшиеся в конце неолита (сплошная линия) и в энеолите (пунктир) (3-2.5 тыс. лет назад).
.ствии опустилась. Но те же факты можно более логично объяснить исходя из закономерностей развития приледниковых озер "'(рис. Ю).
Река Свирь в момент своего образования обладала довольно большим уклоном. Но восточнее Ивинской котловины находится широкая перемычка, сложенная мореной. На ее размыв могло уйти несколько сот лет. Задержки врезания русла фиксируются озерными террасами на отметках 45, 55. и 75 м (Порывкин, 1960). Чем ниже терраса, тем дальше на север она
продолжается - одновременно с врезанием шло отступление ледника.
Постепенно ледники освободили всю Онежскую котловину ее северная часть была в то время опущена под влиянием ледниковой нагрузки. Современная отметка водораздела Онежского озера с Выгозёром составляет около 110 м, а с Сегозером -
Рис. 11. Онежское озеро и Сегозеро во время отступления ледников из Сегозерской котловины.
а - начальный этап (озера сообщаются проливом и имеют сток через р. Свирь), б - дальнейшее отступление ледников (сток из Онежского озера идет в Сегозеро и далее в Выгозеро и в Белое море - море портпандия); цифры в кружке: 1 - Онежское озеро, 2 -. Сегозеро, 3 - долина Свири; 4а - пролив между Онежским озером и Сегозером; 4 б - долина, по которой шел сток из Онежского озера в Сегозеро, 5 - Выгозеро, 6 - Белое; море (море портпандия). На схемах показаны современные отметки береговых линий; в скобках даны отметки, бывшие во время существования бассейнов; остальные условные обозначения те же, что на рис. 8.
117 м. Самые же высокие террасы около Медвежъегорска им ют отметки 95 м (Дьяконова-Савельева, Земляков, 1928), а может быть даже 115-125 м (Бискэ и др., 1971). Весьма вероятно, что озерный бассейн распространялся на район водораздел с Сегозером и на Сегозерскую котловину (рис. 11, а), В котловине же Выгозера в то время еще сохранялись ледники. Кроме того, водораздел с Выгозером был опущен меньше, чем водораздел с Сегозером, и после схода ледника имел более высокие отметки.
В Сегозерской котловине отмечаются террасы с относительными высотами до 28 м в северо-западной части озера 18 м в юго-восточной (Верещагин, 1926). Их абсолютная высота
составляет соответственно 142 и 132 м. Близкие цифры (148 и 134 м) приводит Г.С. Бискэ (1959). Эти террасы находятся примерно на 15 м выше, чем водораздел между Сегозером и оз. Остер, принадлежащим к водосборному бассейну Онежского озера. Если бы Сегозерское приледниковое озеро был о самостоятельным, его уровень не мог бы подняться над порогом стока, находившимся на водоразделе. Но поскольку урвоень Сегозера был гораздо выше, оно, вероятно, соединялось проливом с Онежским озером.
Уровень обоих озер определялся высотой порога стока в истоке р. Свири и составлял в тектонически стабильных районах 33 м. Величина поздне- и послеледникового поднятия на берегах Сегозера порядка ПО м. Такая же величина поднятия была в низовьях р. Выг, куда в этот период проникло позднеледниковое Белое море (море портландия). Современная отметка береговой линии 52-56 м (Горецкий, 1951). В тектонически же стабильных районах уровень мирового океана был тогда примерно на 60 м ниже современного.
Таким образом, соединявший Онежское озеро и Сегозеро пробив, вопрос о котором активно обсуждался в начале тридцатых' годов, вероятно, существовал. Но через него не было сообщения с Белым морем. Уровень последнего был примерно на 90 м ниже. К северу от Сегозера находился край ледника. Когда ледник отступил, Сегозеро получило сток в Выгозеро по р. Сегеже и снизило свой уровень. Соответственно снизился уровень Онежского озера до высоты порога, отделявшего его от Сегозера: Отметка порога теперь составляет 117 м, а в позднеледниковое время была примерно на 100 м ниже. В южной части Онежской котловины уровень мог упасть на 15 м ниже современного (рис. 11, б). Это, возможно, произошло в конце аллереда.
Поднятие порога стока привело, вероятно, уже в позднеледниковое время к повышению уровня на южном побережье Онежского озера и к возобновлению стока по р. Свири. Вопрос оо Онежской трансгрессии активно обсуждался в тридцатых голах. По мнению Б.Ф. Землякова (1936), она была аналогична адожской трансгрессии и происходила в суббореальное время. •К. Марков (Марков и др., 1934) считал, что уровень продол-т повышаться до настоящего времени. Однако первый исследователь южного Прионежья И.С. Поляков (1873, с. 346) ука-л, что со времен неолита не произошло никаких существен-изменоний рельефа и уровня озера. Характер южного и -восточного побережий, где вал с дюнами отделяет от осой акватории неглубокие озера и обширные болота, может объяснен обычными процессами формирования берегов при небольшом уклоне дна. Неолитические стоянки в этом
районе не затоплены, а находятся вблизи современного берега, В отдельных случаях каменные орудия и обломки керамики попали в воду в результате подмыва (а не затопления) берегов] на которых находились стоянки. Для стоянки на Тудозере это показано А.Я. Брюсовым (1940, с. 260-263). Однако наличие переуглубленных устьев рек (в частности, устья р. Вытегры) и находки пней в прибрежной части озёра (Земляков, 1937) свидетельствуют все же о повышении уровня, которое, вероятно, происходило в позднепедниковье. Пока уровень стояп ниже : современного, могло начаться образование Андомского торфяника (Марков и др., 1934).
В прошлом неоднократно высказывались предположения о том, что через Онежскую котловину в позднеледниковое время проходило морское соединение между Балтийским и Белым морями. Эти предположения не подтвердились (Горецкий, 1951; Бискэ, 1959; Квасов и др., 1970). Редкие находки морских диатомей и обломков раковин морских моллюсков в позднеледниковых отложениях объясняются их переотложением из межледниксвых осадков. В Онежском озере, в Сегозере и в других водоемах Карелии живут некоторые рыбы и ракообразные, имеюшие морское происхождение. Это объясняется не связью озер с океаном в позднеледниковое время, а вселением из межледнинового моря в приледниковые озера, а потом в оставшиеся на: ' их месте современные озера. Такая точка зрения, обоснованная в 1917 г. А.Г. Хегбомом, разделяется теперь практически всеми гидробиологами. Последние данные по этому вопросу Ц обобщены Л.А. Кудерским (1972). -
Уровень водоемов в Онежской котловине определялся вы сотой порога стока в истоке Свири, который находится за пределами области изостатического поднятия и почти не изменил своей высотной отметки (+33 м). Если на короткое время Онежское- озеро получало сток на север, то его уровень падал примерно на 15 м, но не ниже отметки +15 м. Между тем уровень океана в позднеледниковое время был на 50-60 м ниже современного.
Вновь собранные материалы (см. стр. 189) показывают, что начиная со среднего дриаса в Онежском озере развивалась только пресноводная диатомовая флора. Единичные находки морских диатомовых прослеживаются во всех горизонтах. Если быt это рассматривалось как показатель притока морских вод, то и пришлось бы признать, что они проникают и в современное Онежское озеро.
После отступления края активного ледника из Онежской котповины там могли сохраниться поля мертвого льда. Наличие обширной занятой мертвым льдом области в соседней Беломорской котловине было обосновано Г.С. Бискэ (1959). Лед, вероятно
находился в наиболее глубоких депрессиях и предохранял их от заполнения позднеледниковыми отложениями. Так, несмотря на то что в .сторону Повенецкого залива были направлены, потоки ледниковых вод, несших большое количество наносов, в заливе сохранились глубины до 90 м. Возможно, что заполнение осадками глубоководной части залива препятствовала существовавшая там глыба мертвого льда. Лед, вероятно, существовал также на склонах Онежской котловины. Его таяние приводило к образованию ленточных глин, продолжавшегося до самого конца позднего дриаса (см. стр. 127).
К началу голоцена южная часть Онежского озера имела очертания, близкие к современным. На севере же значительные территории были еще затоплены - там не успело сказаться изостатическое поднятие. На берегах северной части озера развиты многочисленные террасовые уровни. Пока их не удалось датировать с помощью палеонтологического и палеоботанического
методов.
Для суждения о темпе поднятия берегов Г.Ю. Верещагин (1931) пытался использовать данные водомерных наблюдений. Однако Е.В. Берг (1933) утверждал, что изменения уровней на разных водомерных постах объясняются не поднятием районов постов, а изменением положения свай, по которым велись наблюдения. Выводы Е.В. Берга были приняты Всеми исследователями, в том числе Г.Ю. Верещагиным. Между тем эти выводы, по-видимому, неверны. Нуль графика в Повенце повысился по сравнению со средним положением нулей графиков постов в Петрозаводске, Бесовом носу и Вознесенье на 73 см за 45 лет (с 1885 по 1929 г.). По мнению Е.В.Берга, это связано с изолированным повышением головки нулевой сваи, поскольку относительное превышение репера водомерного поста над нивелирной маркой на близлежащем доме остается постоянным. Более вероятно, однако, что и репер и марка, и головка сваи поднялись на одинаковую величину. Поднятие нуля графика в Повенце, вероятно, отражает изостатическое поднятие этого района.
Материалы водомерных наблюдений, накопленные за последние Годы, пока не обобщены. Между тем они могут дать ценные сведения для суждения о поднятиях или опусканиях берегов. особенно в тех районах, где на поверхность выходят критические и метаморфические породы. Репера, установленные на породах фундамента, весьма устойчивы, а изменение их т отражает тектонические движения. Между тем репера, установленные в районах распространения осадочных пород, меняют свое высотное положение также под влиянием промерзания, изменения уровня грунтовых вод и других факторов. Голоценовые береговые линии Онежского озера удалось датировать помощью археологического метода. Стоянки мезолита
та, неолита и раннего металла обычно располагались вблизи бероговой линии непосредственно выше полосы прибоя. Вся местность в то время была облесена и заболочена. Пригодны для жизни были главным образом берега тех озерных заливов, к которым примыкали светлые сосновые боры. На аккумулятивных берегах стоянки находились на высоте 0.5-1 м над уровне), озера, на абразионных - до 2-3 м. Более высоких берегов древние люди избегали.
Изучение истории Онежского озера по археологическим данным было начато Б.Ф. Земляковым (1935, 1936) и теперь успешно продолжается Г.А. Панкрушевым (1966). Известно уже несколько сот стоянок. Удалось наметить маркирующие горизонты - границы мезолит-неолит и неолит-ранний металл. Эти горизонты плавно поднимаются в направлении с ЮЮВ к ССЗ, что свидетельствует об изостатическом характере поднятия и полностью исключает предположение о широком распространении в Прионежье дифференцированных тектонических движений, которое выдвигается некоторыми авторами. В пределах: каждого из археологических периодов удалось уточнить датировки отдельных памятников на основе их высотного положения.
Наиболее древняя мезолитическая стоянка в районе г. Me; вежъегорска находится на высоте 40 м над уровнем Онежского озера (74 м абс). Она была открыта Г.И. Горецким и описана Б.Ф. Земляковым (1935). В районе Повенца известны стоянки на высоте 27 м над уровнем озера. Они датируются 8.5 тыс. лет назад, граница мезолит-неолит порядка 5 тыс. лет. У Повенца соответствующая ей терраса находится на высоте 14 м (рис. 12). В направлении к ЮЮВ высоты одновозрастных ста нок довольно быстро понижаются. У устья р. Водлы неолит находится не выше 1-1.5 м над уровнем озера. Г.А. Панкрушеву (1966) удалось проследить положение изобаз (линий равных поднятий). Они пересекают Онежскую котловину в направлении ЗЮЗ-ВСВ. Такое же направление, согласно данным Г.Ю. Верещагина (1926), имеют изобазы Сегозера.
При изучении гопоценовой истории Онежского озера важное значение имеет вопрос о положении нулевой изобазы. Обычно принимается, что она проходит через порог стока озера. Но это положение оправдывается для районов, которые .полностью находятся в области поднятия. Между тем Онежское озеро находится на границе этой области, а в его юго-восточной части изостатические движения не сказывались. На южных и юго-восточных берегах озера неолитические стоянки расположены на высоте 1-2 м над уровнем воды. Особенно характерны петроглифы в районе мыса Бесов нос. Они находятся на самом урезе воды и омываются волнами. Совершенно ясно, что здесь не быпо поднятия - в противном случае древним людям пришло бы
Рис.12 Кривая изостатического поднятия для района Повенца, построенная по данным высотном положении мезолитических и неолитических стоянок (Панкрушев, 1966). Пунктиром показана экстраполяция кривой на период, не охарактеризованный археологическими материалами.
высекать петроглифы под водой. Весьма вероятно поэтому, что нулевая изобаза пересекала восточный берег Онежского озера севернее устья р. Водлы. Ее пересечение с западным берегом можно установить, зная общее направление изобаз (ЗЮЗ-ВСВ). Вероятно граница области поднятия проходила здесь в районе пос. Шокша.
В юго-восточной части озера положение береговой линии, вероятно, существенно не менялось на протяжении всего голоцена. Минеральные прослойки в Жабинецком болоте около устья Ошты (Бискэ и др., 1959) могли образоваться в процессе переформирования берегов. Поверхность болота находится на высоте 0.5-0.8 м над уровнем Онежского озера. В работе К.К. Маркова, B.C. Порецкого и Е.В. Шляминой (1934, стр. 102) допущена опечатка. Там написано, что поверхность Жабинецкого болота выше уровня озера на 0.5-8 м. Но из контекста и из рисунка (фиг, 14) ясно видно, что вместо 8 м следует читать 0.8 м. По-видимому,эта опечатка дала повод выдвинуть предположение о том, что в атлантическое время быда единая для всего Онежского озера трансгрессия до высоты 41-44 м (8-м выше уровня озера).
На общем фоне стационарного положения береговой линии отмечаются, однако, признаки небольшой трансгрессии, которая имела высоту 1-1.5 м, продолжалась не более нескольких сот лет и приурочена к суббореальному времени (по археологической номенклатуре - к энеолиту). Следы этой трансгрессии отмечались Б.ф. Земляковым (1937) в районе пос. Вознесенье. Г.А. Панкрушев (1966) показал, что энеолитическая трансгрессия прослеживается на всех берегах Онежского озера. Объяснить ее причины чрезвычайно трудно. Она могла быть вызвана временным повышением порога стока. Можно предположить
жить, что истоки Свири в этот период были каким-то образом запружены, а позднее эта запруда была прорвана.
В голоцене на дне Онежского озера продолжалось накопление осадков. Выделяются отложения бореального времени, которые имеют более грубый механический состав по сравнению с выше- и нижележащими отложениями (см. стр. 92). В это время в пределах водосбора озера, вероятно, исчезла вечная мерзлота, а реки приобрели водоносность, близкую к современной, и активно формировали свои долины. Все это способствовапо увеличению стока наносов, которые выносились в озеро. В дальнейшем развитие лесной растительности и заболачивание вызвало уменьшение твердого стока.
Выводы
Онежская котловина образовалась в результате доледниковой эрозии и ледникового выпахивания, направление которых определялись геологическим строением территории. Северная часть котловины возникла на месте среднепротерозойской Онежской синекпизы, юго-западная - на месте образовавшего» также в среднем протерозое восточного крыла Западно-Онежской синеклизы и юго-восточная - в пределах области распространения вендских и девонских рыхлых отложений, которая ограничена куэстовым уступом, сложенным карбоновыми известняками. Через котловину проходила Онежская ледниковая лопасть.
К микулинскому времени Онежская котловина была уже сформирована. В ней находился один из бассейнов бореального (карельского межледникового) моря, которое занимало значительные площади, поскольку территория была опущена под влиянием ледниковой нагрузки предыдущего среднечетвертичного оледенения. Валдайское оледенение уничтожило большую часть межледниковых отложений.
В позднеледниковое время на периферии Онежской котловины сначала образовались Вытегорское и Водлинское приледяиковые озера, которые вскоре соединились в Южно-Онежское приледниковое озеро. Когда ледники покинули район долины р. Свири, уровень озера резко снизился.
Самая северная часть Онежской котловины после схода ледника имела отметки примерно на 100 м ниже, чем теперь, - там еще не успело сказаться изостатическое поднятие В таких условиях Онежское озеро могло соединиться с Сегозером
когда последнее получило сток на северо-восток, оба озера снизили свои уровни и сток по р. Свири, вероятно, прекратился. Последующее поднятие порога стока на севере привело к повышению уровня Онежского озера и к возобновлению стока по Свири.
5 В голоцене очертания южных берегов Онежского озера существенно не менялись. На севере же продолжилось поднятие и площадь озера постепенно сокращалась.
Литература
Асеев А.А. Древние материковые оледенения Европы. М., 1974, 320 с.
Берг Е.В. Уровенный режим Онежского озера. - В кн.: Исследования озер СССР, вЫп. 5, Л., 1933, с. 7-105.
Б и с к э Г.С. Четвертичные отложения и геоморфология Карелии. Петрозаводск, 1959, 308 с.
Бискэ Г.С, Горюнова Н.Н., Лак Г.Ц. К характеристике голоценовых отложений Карелии. - В кн.:. Вопросы голоцена. Вильнюс, 1959, с. 267-284.
Б и с.к э Г.С, Лак Г.Ц., Л у к а ш е в А.Д., Горюнова Н.Н., Ильин В.А, Строение и история развития котловины Онежского озера. Петрозаводск, 1971, 75 с. (Тр. Ин-та геол. Карельск. ФАН СССР, вып. 7).
Бискэ Г.С, Л у к а ш о в А.Д., Э к м а н И.М. О связи котловин крупнейших озер Северо-Запада СССР с тектоникой. - В кн.: Новейшие и современные движения земной коры восточной части Балтийского Щита. Петрозаводск, 1974, с. 35-42.
Брюсов А.Я. История древней Карелии. М., 1940, 320 с. (Тр. Гос. Историч. музея, вып. 9). Верещагин Г.Ю. Положительное и отрицательное движение береговой линии на озере Сегозере. - В кн.: Тр. Олонецкой научной экспедиции, ч. 3, вы». 1, Л., 1926, с. 3-25. Р е щ а г и н Г.Ю. К вопросу о неравномерном поднятии берегов Онежского озера. - В кн.: Тр. Олонецкой наУчной экспедиции, ч. 3, вып. 2, Л., 1931, 50 с.
о с о в и ч К.А. Петрозаводский морской постплиоцен. - В кн.: Материалы для геологии России, т. 23, вып. 2. СПб, 1908, с. 297-319.
Д.Д. Квасов
ПРОИСХОЖДЕНИЕ КОТЛОВИНЫ ОНЕЖСКОГО ОЗЕРА в книге Палеолимнология Онежского озера изд-во наука ЛО. Л. 1976. с.7-40.
Общие закономерности развития крупных бассейнов на окраинах Балтийского кристаллического щита
Онежское озеро принадлежит к числу крупных бассейнов, расположенных вдоль южной и восточной границ Балтийского кристаллического щита; здесь расположены также Ладожское зеро, Балтийское и Белое моря. Вся эта территория имеет ложную историю геологического развития (рис. 1).
В архее и раннем протерозое образовались сложно дислоцированные кристаллические и метаморфические породы, образующие фундамент всех вышележащих отложений. К концу раннего протерозоя установился платформенный режим.
В среднем протерозое возникли синеклизы, выполнение осадочными породами ятулия (кварцитами, песчаниками, глинистыми сланцами, доломитами, известняками и шунгитами), которые перемежаются с пластовыми интрузиями диабазов и габбро-диабазов и с эффузивными покровами. Осадочные поро-1Ы распространены в пределах Онежской, Сегозерской и других более мелких синеклиз в пределах Карелии (Кратц, 1963). Выше по разрезу, в юго-западной части Онежской синеклизы, залегает суйсарская серия, состоящая преимущественно из вулканогенных пород-
К концу среднего протерозоя относятся и так называемые ютнийские породы, заполняющие Западно-Онежскую синеклизу. Они распространены также на дне Ладожского озера (в его северо-восточной части). Об этом можно судить по валунам, встреченным в моренных отложениях Ладожской ледниковой лопасти. Близкий возраст имеют отложения хогландия, развитые
на острове Гогланд (Хогланд) в восточной части Финского залива и занимающие, вероятно, значительную площадь в пределах акватории вокруг острова.
3. В рифее происходило накопление чрезвычайно слабо дислоцированных и не метаморфизованных или мало метамор- физованных осадочных пород (главным образом песчаников) в Беломорской синеклизе. Они распространены на юге Кольского полуострова (терская свита). На берегах Онежской губы им, вероятно, соответствуют малошуйская и неноксская свиты (Шуркин, 1968).
В конце рифея образовалась также Ладожская синеклиза, в которой залегает приозерская свита, представленная главным образом песчаниками (Усикова и др., 1970; Яновский, 1971). Она встречена как на северо-западном, так и на юго-восточном побережье Ладоги и, вероятно, занимает большие площади в пределах акватории озера. Выше рифея залегают отложения нижнего венда (волынская серия), представленные базальтами, песчаниками и туффитами, которые4 сменяются гравелисто-песчаными отложениями. В середине венда территория подверглась размыву.
4. В позднем венде и палеозое на южную и восточную окраины Балтийского щита проникли морские, бассейны. В районах, примыкающих к Балтийскому морю и Ладожскому озеру, имеется почти непрерывный разрез раннего палеозоя. Но в ряде случаев наблюдается несогласное залегание отдельных свит. Так, понижение, примыкающее к нижнему течению р. Луги и к р. Нарве, образовалось в результате размыва ордовикских известняков, а потом было заполнено девонскими отложениями (Марков, 1931, с. 20-22). Это понижение выражено и в современном рельефе, но оно вряд ли сохранилось с девонского времени. Более вероятно, что в середине палеозоя понижение бы ло погребено под морскими осадками, а впоследствии откопано.
В бассейнах Онежского озера и Белого моря после венда наблюдается длительный континентальный перерыв. Только в девоне и карбоне здесь возобновилось отложение морских осадков. Трансгрессия этого времени была распространена чрезвычайно широко. Она покрывала значительную часть современной территории шита. Морской палеозой на Кольском полуострове известен в районе Контозера и в других районах (Кириченко, 1973). На существование в прошлом осадочного чехла большой мощности указывают также Хибинская и Ловозерская интрузии нифепиновых сиенитов, образовавшиеся в девоне. Имея относительную высоту около километра, они внедрились в толщу палеозоя мощностью не менее двух километров. Последующий размыв пород окружавших интрузии, превратил их в горные массивы.
5. В конце палеозоя и в последующее время в районе Балтийского щита происходило поднятие. Значительные толщи пород были размыты. Накопление морских отложений продолжа лось только в районе южного побережья Балтийского моря. Но к миоцену и этот район стал сушей. В плиоцене планетарная регрессия мирового океана, обусловленная тектоническими при чинами, вызвала снижение базиса эрозии. В результате реки врезались на значительную глубину. Сеть глубоких и узких долин, большая часть которых теперь заполнена четвертичными отложениями, обнаружена в последние годы (Квасов и др., 1975). Расположение долин показывает, что районы современных кот ловин уже в плиоцене представляли собой понижения. К тому времени сформировались куэстовые уступы, сложенные извест няками: у подножия куэст протекали крупные реки. С юго-во стока и с востока Балтийский щит окаймляли две реч'ные систе мы. Основная река юго-восточной системы протекала через ак ваторию Балтики и северную часть ГДР, где тальвег долины находится на 400 м ниже современного уровня моря. Притоки основной реки распространялись на всю территорию восточной
и южной Прибалтики. Верховья главной реки восточной системы находились, вероятно, в восточной части Финского залива. Далее река через район современной долины Невы, южную часть Ладожской котловины, погребенную долину Оять-Тукша-Ошта и южную часть Онежской котловины достигала современного бассейна р. Онеги и уходила под акваторию Белого моря.
6. В четвертичное время на Балтийском кристаллическом щите находились центральные районы огромного ледникового покрова, занимавшего всю северную Европу. Ледник оказывал значительное воздействие на рельеф в первую очередь благода ря закономерностям своего движения (Асеев, 1974). В цент ральной части ледникового щита слои льда, соприкасающиеся
с ложем, остаются практически неподвижными (рис. 2).
Центральную зону окружают районы, где чистый движущийся лед впервые соприкасается с ложем и производит наибольшее выпахивание. В этой зоне находится Норвежский желоб Северного- моря и залива Скагеррак. Ему приписывалось тектоническое происхождение, но теперь доказано, что он сформирован денудацией (pioden, Sellevoll, 1971-1973). Далее к востоку находятся Эландская и Готландская впадины дна Балтики, западная и центральная части Финского залива, северная Ладога. К этой же зоне относится, вероятно, северная часть Онежского озера, Кандалакшская губа Белого моря и Северо-. Запад Кольского полуострова. Там, где на пути ледников встречались плотные изверженные или метаморфические породы (например, массив острова Валаам или район Печенги), происходил отрыв целых глыб по имеющимся в породе трешинам, что
Рис. 2. Поперечный разрез ледникового щита.
! - конус неподвижного льда; 2 - направление движения частиц фирна и льда; зоны: 1 - где сохраняется доледниковый рельеф, II - наиболее интенсивного ледникового выпахивания, III - транспортировки моренного материала ледником, IV - накопления ледниковых отложений и формирования краевых образований, V - приледниковая.
создавало чрезвычайно расчлененный рельеф с крутыми обрывами, нагроможлениями огромных каменных массивов (их нельзя назвать валунами, потому что часто они совершенно не окатаны), многочисленными озерными котловинами. Такой рельеф, конечно, сразу же наводит на мысль о новейшей тектонике. Но подробные исследования террас в губах, глубоко вдающихся в сушу, показали, что в районе Печенги дифференцированные движения практически отсутствуют. Приходится признать поэтому ведущую роль ледникового выпахивания. В следующей зоне движущийся лед уже насыщен моренным материалом и производит значительно меньшее выпахивание. К этой зоне относятся южные части Балтийского моря и Ладожского и Онежского озер 1 юго-восточная часть Белого моря. Зона аккумуляции, где расположены краевые образования максимальных стадий оледенения, находится за пределами рассматриваемого района.
7. Если бы ледник двигался по совершенно ровной поверхности, сложенной породами одинаково устойчивыми к выпахиванию, описанные выше зоны имели бы правильную концентрическую форму. В действительности пониженные участки чередовались с повышениями, как правило сложенными более устойчивыми породами. Это вызвало разделение ледникового щита на отдельные попасти (рис. 3). Их расположение подробно изучено для валдайского времени (Чеботарева и др., 1973). Весьма вероятно, однако, что и во время предыдущих оледенений лопа-
ти были расположены аналогичным образом. Первоначально основные потоки льда начинали двигаться по понижениям и несколько изменяли свое направление в соответствии с формами доледникового рельефа. Ледниковые лопасти производили сильное выпахивание, особенно если на их пути встречались осадочные или слабо метаморфизованные породы (Лак и др., 1974). Между лопастями поверхность дочетвертичных пород была расположена выше. Там формировались также межлопастные возвышенности, сложенные ледниковыми отложениями. Таким образом, контрасты доледникового рельефа еще более подчеркивались благодаря деятельности ледника. На формирование котловин крупных бассейнов огромное влияние оказывали Балтийская, Ладожская, Онежская и Беломорская ледниковые лопасти.
Большое значение имели также изостатические движения. Под влиянием ледниковой нагрузки происходило опускание, а после отступления ледников - поднятие (Грачев, Долуханов, 1970). Особенно большая амплитуда движений была там, где находился центр ледникового щита - на побережье Ботнического залива.
Характер дочетвертичной поверхности, развитие оледенения, изостатические движения и колебания уровня мирового океана обусловили формирование обширных котловин. Можно выделить несколько этапов их развития.
а) В дочетвертичное время вдоль южных и восточных границ Балтийского кристаллического шита существовали понижения. К ним были приурочены глубокие эрозионные долины.
б) Ледниковые щиты ранне- и среднечетвертичного времени, подразделявшиеся на лопасти, значительно углубили и расширили доледниковые понижения и сформировали котловины,
уже похожие на современные.
в) Во время межледниковий на территорию, подвергшуюся ледниковому выпахиванию и изостатическому опусканию, проникали воды морских трансгрессий. Наибольшие площади заняла трансгрессия во время микулинского межпедниковья - изостатическое опускание после предыдущего среднечетвертичного оледенения было особенно значительным. Эта трансгрессия в юго-западной Балтике известна под названием эемской, на востоке Балтики и в бассейне Ладоги - мгинской, а в бассейнах Онежского озера и Белого моря - бореальной. Непрерывная цепь сообщавшихся между собой морских бассейнов существовала вдоль всей периферии Балтийского шита.
г) Валдайские ледники еще более углубили и расширили котловины, удалив из них также значительную часть более Древних четвертичных отложений, в том числе отложений бореальной (мгинской, эемской) трансгрессии. Часть ископаемых остатков, входивших в состав этих отложений, была рассеяна
в валдайских отложениях, а впоследствии - также в поздне- и послеледниковых отложениях.
д) В поздне- и послеледниковое время в котловинах отлагались озерно-ледниковые и озерные отложения. В Балтийской и Беломорской котловинах накапливались также морские отложения. В Ладожскую и Онежскую котловины морские бассейны не проникали (Квасов и др., 1970; Квасов, 1975).
10. На форму отдельных крупных котловин очень большое влияние оказывали особенности геологического строения тех территорий, на месте которых они возникали.
а) Основная часть акватории Балтийского моря расположена в пределах северо-западной части Восточно-Европейской платформы. На дне моря распространены верхневендские и нижне- и среднепалеозойские отложения (от кембрия до девона).
В южной части моря его дно сложено пермскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениями (Гуделис, 1970). Только в узкой полосе вдоль юго-восточных берегов Шаепии и южных берегов Финляндии встречаются кристаллические породы. Вдоль длинной оси котловины на юг-юго-запад двигался мощный Балтийский ледниковый поток. Его направление определялось формой моноклинальной впадины на окраине платформы. Особенно низкие отметки уже в доледниковое время имели районы, примыкающие к куэстам, сложенным силурийскими, ордовикскими и девонскими известняками. В районе островов Эланд и Готланд и к югу от них направление движения льда совпадало с направлением куэст. Далее на юго-запад ледниковый поток принимал широтное направление, а в пределах Дании даже поворачивал на север.
Таким образом, Балтийская котловина образовалась в результате выпахивания вендских, палеозойских и более молодых осадочных пород. Ботнический залив расположен в области, испытавшей наиболее сильное изостатическое опускание. На его дне известны также нижнепалеозойские отложения, значительная часть которых была унесена ледником. Наконец, северо-восточная часть Финского залива (там, где он имеет наибольшую ширину), возможно, образовалась в результате выпахивания протерозойских метаморфизованных осадочных пород (отложений хогландия).
б) Ладожская котловина образовалась, вероятно, на месте рифейской синекпизы. Форма этой синеклизы, вытянутой с северо-запада на юго-восток, определила направление Ладожской ледниковой лопасти. Северо-восточная часть озера образовалась, возможно, на месте иотнийской синекпизы, а его южная часть - в результате выпахивания вендских и кембрийских осадочных пород в районе, примыкающем к ордовикской куэсте.
в) Беломорская котловина также возникла в результате выпахивания рифейских осадочных пород. Беломорский ледниковый поток двигался через Кандалакшскую и Двинскую губы. В этом районе находятся наибольшие глубины Белого моря. Юго-восточная часть моря расположена в пределах понижения у подножия карбоновой куэсты.
История формирования Онежской котловины
В первом же крупном труде, посвященном геологической истории северного Прионежья, - монографии А.А. Иностранце-ва ,Геологический очерк Повенецкого уезда" (1877) - были заложены основы представлений о происхождении котловины Онежского озера. Вот что писал А.А. Иностранцев: „Конечно, в той орографии, которую мы находим в настоящее время, видеть первичную форму местности мы не имеем никакого права. Достаточно припомнить, что коренные горные породы относятся к древним геологическим эпохам, за которыми рассматриваемая местность была сушею... Один из деятелей, изменивших орографию нашей страны - это размывание атмосферными водами в громадный геологический период времени" (стр. 636). Далее А.А. Иностранцев, отмечает: „Орография страны и... направление горных кряжей должно было отразиться на движении некогда бывшего здесь обширного ледника... этот ледник переходил к нам из северной части Скандинавии; он опускался с более высоких пунктов в места более низкие, по направлению антиклинальных и синклинальных складок. Толщина ледника была крайне значительна. Он должен был обнаружить на подлежащие породы сильное истирающее действие, что мы видели в ледниковой политуре, в бараньих лбах, в ледниковых шрамах и желобах, и в отсутствии тех материковых образований, которые, конечно, должны были покрывать до наступления ледникового периода некоторые местности и которые были снесены этим ледником. Такое истирающее действие ледника, конечно, должно было выразиться углублением некоторых долин, но которым он совершал свой путь. Понятно, что чем мягче Порода, тем больше она подвержена такого рода истиранию, чем она тверже, тем меньше возможности для этого истирания... Хотя движение ледника и происходило по направлению пРостирания горных пород, но оно и отклонялось от этого по-леднего, имело, так сказать, свое собственное направление... вязь между направлением движения ледника с направлением Ряжей и долин дает нам возможность видеть в леднике деяте-
ля, способствующего углублению этих долин. В связи с направлением долин находится и направление озер. В Олонецкой губернии в озерах и долинах наблюдается северо-северо-западное или северо-западное направление... Ледник еще сильнее запечатлел те основные черты орографии, которые были до него. Он углублял долины, приготовлял определенные формы из некогда бывших складок и голов пластов и сносил материал, полученный от подобного рода истирания в другие местности по направлению своего движения... По стаянии ледника воды заняли все углубления, к числу которых мы должны отнести и современное нам Онежское озеро. Таким путем образовалась масса озер, из которых уровень некоторых лежал значительно выше современного. С уменьшением уровня воды Онежского озера прорыла себе ложе р. Свирь. Все террасы побережья Онежского озера мы должны отнести к нескольким периодическим уменьшениям уровня воды в этом пресноводном бассейне" (с. 650-661).
Из числа последних работ, посвященных истории Онежского озера, должна быть отмечена монография Г.С. Бискэ, Г.Ц. Ла- ; ка, А.Д. Лукашова, Н.Н. Горюновой и В.И. Ильина „Строение и история котловины Онежского озера" (1971), содержащая очень ценный фактический материал и интересные выводы.
Онежская котловина значительно больше, чем Онежское озеро (рис.4). Только к его юго-западным берегам непосредственно примыкает Шокшинская гряда. Севернее Петрозаводска находится обширная низина, прорезанная глубоко вдающимися в сушу губами - заливами Онежского озера. В состав низины входит также полуостров Заонежье. На западе низина включает районы Ушкозера, Сундозера и Пялозера, а на северо-востоке распространяется на побережье Повенецкого и Заонежского заливов. К восточному побережью Онежского озера примыкает обширная и глубоко вдающаяся в сушу Водлинская низина. Вдоль юго-восточного и южного побережья тянется низменная заболоченная полоса, которая расширяется в местах впадения в озеро рек Андомы, Вытегры и Мегры. С юго-запада и с запада к Онежской котловине примыкают относительно небольшие Ивинская и Шуйская депрессии. Все эти районы оказались бы затопленными, если бы уровень озера поднялся до отметки 100 м.
Сравнение гипсометрической, геологической и тектонической карт показывает, что северная часть Онежской котловины почти точно соответствует Онежской среднепротерозойской муль де, юго-западная часть - восточному крылу Западно-Онежской си-неклизы, а юго-восточная часть сложена моноклинально залегающими верхневендскими и верхнедевонскими отложениями. С юго-востока котловина ограничена карбоновой куэстой.
Рис. 4. Схематическая геологическая карта района Онежского озера.
- довендские кристаллические и метаморфические породы;
- ятулий; 3 - суйсарий; 4 - иотний; 5 - пластовые интрузии диабазов и габбро-диабазов, внедрившиеся в иотнийские отложения; 6 - венд; 7 - кембрий; 8 - девон; 9 - карбон; 10 -Пермь; 11 _ куэстовый уступ, сложенный карбоновыми известняками (местами частично погребен под четвертичными отложениями); 12 - контуры Онежской котловины и прилегающих к «ей Ивинской и Шуйской депрессий; 13 - контуры Западно-Онежской синеклизы (под вендским и фанерозойским осадочным чехлом); А-Б, В-Г - направление геолого-геоморфологических профилей.
Онежская мульда - это наиболее крупная из наложенных структур карелид (Кратц, 1963). Ее заполняют среднепротерозойские отложения, представленные породами осадочной онежской серии, - кварцитами, доломитами, сланцами, шунгитами
и др. С ними перемежаются диабазы и габбро-диабазы. Выше по разрезу в юго-восточной части мульды залегают лреимуще ственно вулканогенные породы суйсарской серии, которая отпц чается несколько более пологим залеганием, чем онежская се рия. Отложения онежской мульды смяты в очень пологие скпа ки с преобладающими углами падения в 10-20°. Складки имек выдержанное северо-западное простирание; их оси постепенно погружаются на юго-восток. Отмечаются также разломы, параллельные складкам, по некоторым из них произошли вертик; ные перемещения небольшой амплитуды. Часть разломов запо, нена дайковыми интрузиями габбро-диабазов и ультраосновньи пород.
Главные черты геологической структуры Онежской сине-клизы образовались, вероятно, уже в среднем протерозое и связаны с поздними этапами карельской складчатости. Весьм; возможно, что в позднем протерозое и в палеозое синеклиза была погребена под осадочным чехлом, а потом в результате денудации поднимающейся окраины Балтийского кристаллическ го шита вновь выведена на поверхность. Современный рельеф этого района сформирован главным образом доледниковой и ледниковой денудацией, направление, интенсивность и характе[ которой в очень сильной степени зависели от тектонического строения и литологии докембрийских пород, разрушавшихся с неодинаковой скоростью.
В пределах Онежской мульды, заполненной большей част осадочными породами, денудация происходила, конечно, с бол шей интенсивностью, чем в пределах окружающих ее массиве! архейских и нижнепротерозойских кристаллических и метамор фических пород. Вполне естественно поэтому, что на месте мульды образовалась северная часть Онежской котловины.
На образование более мелких, форм рельефа в пределах мульды большое влияние оказало то обстоятельство, что направление осей складок и разломов в общем совпадало с на правлением движения ледника (Иностранцев, 1877; Бискэ, 1959). Благодаря особенностям геологической структуры вы> ды пород, имеющих разную устойчивость к денудации, npocf раются в виде чередующихся полос, ориентированных с север северо-запада на юг-юго-восток. Двигавшийся в том же направлении ледник углублял полосы, сложенные менее устойч* выми породами. Так, Повенецкий и Заонежский заливы обра; вались в местах выходов допомитов, сланцев и кварцито-пее ников. Ограничивающий же заливы с юго-запада Заонежский полуостров сложен диабазами и габбро-диабазами.
Для юго-западной части Онежской мульды связь репье» с геологической структурой прослежена в работе И.М. Экм;-(1972). Им показано, что рельеф Кончозерско-Суйсарского
Рис. 5. Геолого-геоморфологический профиль и блок-диаграмма юго-западной части Онежской синеклизы (Экман, 1972).
1 - туломозерская свита (сланцево-карбонатная толща); 2, 3 -заонежская свита: 2 - шунгитовые, глинистые и другие сланцы, апевриты, известняки, Туфогенные породы, 3 - миндалекаменные диабазы и диабазовые порфириты; 4 - суйсарская свита (туфо-генно-лавовые породы); 5, 6 - бесовецкая свита: 5 - алевриты, сланцы, песчаники, кварцито-песчаники и конгломераты., 6 -спанцево-песчаниковые породы; 7 - интрузизные породы среднего протерозоя (диабазы и габбро-диабазы) ; 8 - четвертичные отложения; 9 - разломы. Направление профиля см. на рис. 5.
Района «характеризуется чередованием возвышений (обычно в виде грядового рельефа), сложенных вулканогенными породами, и понижений, приуроченных к полого залегающим осадочным образованиям... Основные элементы рельефа вытянуты преимущественно в северо-западном направлении, согласно простиранию складчатых структур (поздних карелид) и главным разломам" стр. 18). На профиле Нижнее Подозеро-Онежское озеро (рис.5) хорошо видно, что котловины Укшозера и Урозера образовались
на месте синклинальных прогибов, которые были заполнены осадочными породам-и бесовецкой свиты (алевролитами, сланца* ми, песчаниками, кварцито-песчаниками и конгломератами). Эти породы были гораздо менее устойчивы к денудации (в том числе и к ледниковому выпахиванию), чем туфогенно-лавовые породы суйсарской свиты, которые выходят на поверхность на поднятых крыльях скпадок. Крылья соседних синклинальных структур образовывали антиклинальные складки, местами выра. женные в рельефе. Но во многих случаях замки складок были прорваны денудацией и в них обнажились осадочные породы (шунгиты, сланцы, алевролиты, известняки) заонежской свиты, залегающей ниже суйсарской свиты. Эти породы также подверг лись интенсивной денудации; в результате образовались котлов; ны озер Карельского и Кончозера. Вероятно, такое же происхождение имеет Кондопожская губа Онежского озера.
Юго-западная часть Онежской котловины приурочена к во сточному крылу Западно-Онежской синеклизы, строение которо: подробно изучено (Гарбар, 1971; Экман, 1972). Отложения, слг гающие синек пизу, носили название иотнииских, но в последне; время их стали относить к вепсскому отделу (верхи среднего протерозоя). В основании разреза залегает петрозаводская (кг менноборская) свита, представленная сероцветными песчаниками; выше нее находится шокшинская свита (красноцветные кварцитопесчаники), которая прорвана пластовыми интрузиями диабазов и габбро-диабазов. Синеклиза образовалась, вероятнс на заключительном этапе карельской складчатости.
Иотнийские отложения подверглись значительной метамор физации, которая могла происходить на глубине не менее одно го километра (Копелиович, Симанович, 1966). Вероятно, в ри-фее здесь отложились значительные толщи осадочных пород. Н уже к середине венда и эти толщи и значительная часть иотнииских пород были размыты и рельеф принял облик, сходный с современным. Об этом свидетельствуют почти горизонталь» залегающие верхневендские отложения (до недавнего времени их считали нижнекембрийскими), встреченные во впадинах до-четвертичного рельефа (рис. 6). Одна из этих впадин приуроч на к центральной пониженной части синеклизы. Она выражена и в современном рельефе - это Ивинская низина, к южной части которой приурочен Ивинский разлив (самая широкая часть Верхне-Свирского водохранилища). На севере низины верхневендские отложения распространены вплоть до района с. Ладв
В краевых частях синеклизы на формирование довендск го, дочетвертичного и современного рельефа основное влияни' оказала разная устойчивость к размыву отдельных свит иотш ских отложений и прорывающих их интрузий. Наибольшей усто чивостью отличаются диабазы. На восточном крыле синеклизй
Рис. 6. Геолого-геоморфологический профиль Западно-Онежской синеклизы (Экман, 1972).
1 _ петрозаводская свита (сероцветные песчаники); 2 - шокшинская свита (красноцветные кварцито-песчаники); 3 - верхневендские осадочные породы (песчаники и глины); 4 - четвертичные отложения; 5 - интрузивные породы среднего протерозоя (диабазы и габбро-диабазы). Направление профиля см. на рис. 5.
ими сложен гребень Шокшинской гряды. Далее к востоку, где крыло антиклизы поднималось еще выше, покров диабазов был прорван денудацией. Это создало условия для размыва несколько менее устойчивых кварцито-песчаников шокшинской свиты и в особенности песчаников петрозаводской свиты. В результате образовался довольно крутой (типа куэстового уступа) восточный склон Шокшинской гряды. По разломам и расколам неглубокого заложения отдельные глыбы шокшинских кварцито-песчаников могли под действием силы тяжести переместиться вниз по склону. В его нижней части, на берегу Онежского озера, обнажается петрозаводская свита. Ею сложен довендский фундамент также в юго-западной части озера.
Аналогичное строение имеет северо-западная часть синеклизы. Ее поднятое крыло - Олонецкая возвышенность - заканчивается уступом, бровка и верхняя часть которого сложены шокшинскими кварцито-песчаниками, а нижняя часть - петрозаводскими песчаниками. В узкой депрессии у подножия уступа алегают вендские отложения; они встречены вплоть до широты • Петрозаводска. В связи с этим вполне вероятно, что венд легает также у восточных границ антиклизы - под акваторией еЖского озера (рис. 4). Такое предположение уже было сде-о Г.С. Вискэ и ее соавторами (Бискэ и др., 1971, 1974). ичие котловины в довендском фундаменте („Петрозаводский
грабен"), имеющей, по данным геофизических исследований, глубину в 400-500 м, можно объяснить довендской денудацией выходов петрозаводских песчаников. Западнее них залегали диабазы и кварцито-песчаники, а к востоку гранитоиды, весьма устойчивые, к размыву.
Область распространения шокшинской свиты ограничивается также с севера - Петрозаводской депрессией - и, вероятно, также с юга - погребенной долиной Тукша-Ошта. Эта долина является одним из важнейших элементов доледниковой гидрографической сети северо-запада Восточно-Европейской равнины, которая врезалась на значительную глубину в результате происходившей в плиоцене планетарной регрессии мирового океана. Долина Тукша-Ошта продолжалась на северо-восток под акваторией Онежского озера и далее через бассейн р. Водпы. С севера в основную долину, вероятно, впадал приток, текший у подножия Шокшинской гряды. Его верховья находились в Петрозаводской депрессии и имели направление, близкое к широтному. Абсолютная отметка тальвега долины составляет здесь от -18 до +20 м. Восточный склон Шокшинской гряды прорезают еще несколько коротких погребенных долин, изученных И.М. Экманом, тальвеги которых находятся на 60-80 м ниже уровня моря (Квасов и др., 1975). Существование дочетвертичных долин доказывает, что основные черты рельефа юго-западного Прионе-жья, возникшие в дозендское время, были вновь „откопаны" в плиоцене. В венде и палеозое здесь, вероятно, образовался мощный покров осадочных пород, который на долгое время „законсервировал" довендскую поверхность.
Во время оледенения депрессия, занятая теперь юго-западной частью Онежского озера, находилась на пути движения Онежской ледниковой лопасти (рис. 7). Здесь поэтому происходило выпахивание, приведшее к расширению ранее существовавших понижений; ледниковые отложения накапливались, вероятно, лишь в небольшом объеме. Большая часть межледниковых и межстадиальных отложений была уничтожена при последующем продвижении ледников. Полностью сохранились только поздне-и послеледниковые отложения, отлагавшиеся в приледниковых озерах и в современном Онежском озере. Наибольшая общая мощность четвертичных отложений может быть встречена в пределах доледниковых долин, продолжающих долины, известные на суше.
Остальные депрессии, опоясывающие область распространения шокшинских кварцито-песчаников, заполнены четвертичными отложениями и не выражены или слабо выражены в современном рельефе. Петрозаводская депрессия и долины на склоне Шокшинской гряды были перпендикулярны к направлению движения ледника. Они не углублялись им, а были заполнены чет-
вертичными отложениями. Депрессия у западного склона Олонецкой возвышенности находилась в пределах межлопастного массива, разделявшего Ладожскую и Онежскую ледниковые лопасти. Здесь также накопились четвертичные отложения большой мощности. Залегающие под ними вендские отложения стали известны только в самое последнее время.
Юго-восточная часть Онежской котловины включает часть акватории озера, низменную полосу, примыкающую к его южному и юго-восточному берегу, и Водлинскую низину. В пределах этой территории распространены моноклинально (с очень небольшими углами наклона) залегающие верхневендские и верхнедевонские отложения, представленные глинами и песчаниками. В Водлинской низине почти все осадочные породы уничтожены и (непосредственно под четвертичным покровом залегают архейские и нижнепротерозойские граниты и мигматиты. Но осадочный покров существовал и здесь - об этом свидетельствуют находки верхневендских (а может быть, также и верхнедевонских отложений, заполняющих впадины кристаллического фундамента в пределах долины р. Водлы.
Среди плоских заболоченных понижений юго-восточного побережья озера выделяется небольшая платообразная возвышенность, известная под названием Андомская гора. В обрыве, подмываемом озером, обнажаются сложно дислоцированные девонские отложения. Это обнажение издавна привлекало внимание в исследователей, высказывавших самые различные точки зрения з о происхождении Андомской горы. Бурение в ее пределах пока- н зало, что в тектонические движения вовлечены только рыхлые девонские отложения. Подстилающие же их вендские отложения залегают нормально. Наиболее вероятно, что дислокации вызваны давлением наступавшего ледника (Кофман, 1968).
С юго-востока вся эта территория, в пределах которой распространены (или были распространены) осадочные породы слабо устойчивые к размыву, ограничена куэстовым уступом, сложенным карбоновыми известняками. Наличие погребенных дочетвертичных долин показывает, что и здесь основные черты рельефа сформировались в доледниковое время. Ледниковое выпахивание углубило ранее существовавшую котловину. Аналогичное строение имеют большая часть Балтийской, южная часть Г; Ладожской и юго-восточная часть Беломорской котловины.
Онежская котловина хорошо выражена в рельефе поверхности дочетвертичных пород. Но современные формы она при-, обрела только в результате накопления плейстоценовых и голоценовых отложений. Большая часть более древних ледниковых, и межледниковых отложений была уничтожена валдайскими ледниками. Среднечетвертичные отложения сохранились только в В) пределах переуглубленных дочетвертичных долин в районах
Петрозаводска и Повенца и в бассейнах рек Водлы и Вытегры (Бискэ, 1959). В тех же районах сохранились морские межледниковые отложения.
Морские осадки были впервые описаны К.А. Воллосовичем (1908) i-a территории Петрозаводска. Они уверенно сопоставлялись им с бореальными отложениями в бассейне Северной Двины Последние исследования (Девятова, 1972) показали, что морские отложения залегают ненарушенно около современного берега Онежского озера и, вероятно, также на его дне к северу от устья р. Неглинки и могут быть отнесены ко времени * микулинского межледниковья. Бореальное (карельское межледниковое) море проникало во все части Онежской котловины (Гореикий, 1949; Бискэ, 1959), которая в этот период сообщалась с бассейнами в Ладожской и в Беломорской котловинах. Такое широкое распространение трансгрессии, имевшей в тектонически стабильных районах уровни, близкие к современному уровню мирового океана, можно объяснить изостатическим опусканием территории под тяжестью среднечетвертичного ледникового покрова, который достигал максимальных за все четвертичное время размеров и мощности.
Мощность валдайских отложений на берегах озера, как правило, невелика. Во многих районах здесь обнажаются коренные породы. Только в пределах узких дочетвертичных долин валдайские и более древние четвертичные отложения достигают значительной мощности (местами свыше 100 м). Дочетвертич-ные долины продолжаются под акваторию озера. Но на остальной площади дна едва ли можно ожидать, что дочетвертичные породы находятся на значительной глубине. Этот вопрос нуждается в дополнительном исследовании.
Поздне- и послеледниковая история Онежской котловины
Онежская котловина стала освобождаться ото льда в период ледников лужской стадии (Чеботарева и др., d; Экман и др., 1974), т.е. около 13 тыс. лет назад. В первую очередь льды покинули районы верховьев рек Вытегры и Водлы. Водораздел рек Вытегры и Ковжи (впадающей в Белое озеро) представляет собой плоскую равнину, покрытую ленточными глинами. До строительства каналов он имел отметку 120 м ( Яковлев, 1928). Современный водораздел первоначально на дне приледникового озера, которое покрывало как верхнюю часть бассейна Вытегры, так и Бепозерскую котлови-
Рис. 8. Приледниковые озера, существовавшие во время отступ-11
пения ледников лужской (кенозерской) стадии.
с 1 - край ледника; 2 - приледниковые озера и их уровни; 3 - долины, соединявшие озера; а - начальный этап,, б - дальнейшее отступление ледников; цифры в кружке: 1 - Вытегорское озеро, 2 - Водлинское озеро, 3 - Привалдайское озеро, 4а пролив, соединявший Вытегорское и древнее Белое озеро, 46 - долина, по которой происходил сток из древнего Белого озера в Вытегорское озеро, 5 - древнее Белое озеро, 6 - Молого-Шекснинское озеро, 7 - Тверское озеро, 8 - Костромское озеро, 9 - Ростовское озеро, 10 - Сухонское озеро, 11 - долина, по которой происходил сток из Сухонского в Среднеонегорецкое озеро, 12 - долина, по которой происходил сток из Водлинского в Среднеонегорецкое озеро; 13 - Среднеонегорецкое озеро, 14 - долина, по которой происходил сток из Среднеонегоредкого озера, 15 - долина Ошта-Тукша-Оять, по которой происходил сток из Вытегорского в Привалдайское озеро,
Ну. Озеро в последней также не было самостоятельным, а входило в состав обширной Верхневолжской системы приледниковых озер, к которой относились Молого-Шекснинское, Сухонское, Костромское и другие озера (Квасов, 1975) (рис. 8, а). Во время лужской стадии порог стока системы озер находился к югу от современного озера Воже и имел отметку 130 м. Высота порога определяла уровень озер. Далее сток поступал в Среднеонегорецкое озеро, уровень которого определялся высотой порога в истоке р. Емцы и составлял 85 м. В него через сквозную долину в районе Кенозера происходил также сток из Водлинского озера (уровень 95 м). По р. Емце воды приледниковых озер поступали в район нижнего течения Северной Двины.
После освобождения ото льда седловины на водоразделе рек Ошты (впадает в Онежское озеро) и Тукши (приток р. Ояти), имеющей высоту около 100 м, Вытегорское озеро получило сток в направлении Привалдайского озера, уровень которого составлял в это время около 85 м (рис. 9, б). Уровень Вытегорского озера снизился до 100 м; это фиксируется террасой высотой 100-105 м (Порывкин, 1960). В результате направление стока из всей Верхне-Волжской системы озер изменилось,- получив более низкий порог стока в истоках р. Вытегры. Терраса, вы-сотакоторой соответствует отметке порога стока (120 м), прослеживается на склонах котловин всех озер, входивших в систему. Верхневолжские озера перестали получать ледниковое питание. В условиях аридного климата позднеледниковья отдельные озера, имевшие относительно небольшие водосборные бассейны - Сухонское и Костромское (вместе с Ростовским) - могли, стать бессточными. Но Тверское, Молого-Шекснинское и древнее Белое озеро обладали большими водосборами и оставались сточными.
Водораздел Ковжи и Вытегры пересекает древняя погребенная долина, заполненная ледниковыми отложениями. Если бы река, вытекавшая из древнего Белого озера, потекла по древней долине, то она наверняка смогла бы врезаться на значительную глубину и на месте Верхневолжской системы озер образовалась бы речная сеть северного направления. Но река потекла несколько в стороне от древней долины, и ее глубинной • 'розии препятствовали выходы карбоновых известняков. Уро-нь озер не снижался, пока один из притоков р. Унжи не прорезал водораздел между ней и Костромским озером в районе г. Плеса. Этот водораздел сложен рыхлыми отложениями и был Р° размыт. В результате сток в северо-западном направлении прекратился, а на месте системы озер образовалась речная сеть водосборного бассейна верхней Волги. Когда ледники отступили от Андомской возвышенности (не путать с Андомской горой), Вытегорское и Водлинское озера
Рис. 9. Южно-Онежское приледниковое озеро во время невской стадии, незадолго до образования р. Свири;
Цифры в кружке: 1 - Южно-Онежское озеро; 2 - долина, по которой происходил сток в направлении водосборного бассейна р. Онеги, 3 - Привалдайское озеро. Остальные условные обозначения те же, что и на рис. 8.
соединились между собой. Образовалось Южно-Онежское приледниковое озеро, сток из которого шел, вероятно, на восток -порог стока там на несколько метров ниже, чем на водоразделе Ошты и Тукши. По мере отступления ледника Южно-Онежское озеро постепенно распространялось вдоль современного восточного берега севернее устья р. Водлы, а вдоль западного – почти до г. Кондопоги. Запивы Южно-Онежского озера проникали в Ивинскую и в Шуйскую низины. На западе озеро граничало с Ладожской и на севере с Повенецкой ледниковыми лопастями
(рис. 9).
Когда Ладожская лопасть отступила из района долины Свири, Южно-Онежское озеро получило новый, гораздо более низкий, порог стока и его уровень резко снизился до значений близких к современным.- На восточном берегу в районе пос. Песочное, который освобождался в это время из-подо льда и не испытал значительного поднятия, отсутствуют признаки древних береговых линий. На западном же побережье южнее г. Кондопоги развиты только те береговые линии, которые связаны с поздне- и послеледниковым поднятием и имеют небольшие высоты. Севернее (в районе Медвежъегорска) эти береговые линии подняты гораздо выше (Дьяконова-Савельева, Земляков, 1928). Таким образом, два района, где есть признаки высоких береговых линий, разделены полосой, в которой такие береговые линии отсутствуют. Г.С. Бискэ (Бискэ и др., 1971) объясняет наличие этой полосы тектоническими причинами. По ее мнению в раннем голоцене существовала перемычка, разделявшая северный и южный бассейны в Онежской котловине, которая впоследствии
Рис 10. Схематический профиль террас вдоль восточного побережья Онежского озера и Сегозера.
а - край ледника; цифры в кружке: 1,2- Вытегорское озеро (1 - свободно сообщается с Верхневолжской системой озер, 2 - сток в сквозную долину Ошта-Тукша-Оять), 3 - Верхневолжская систем., озер (сток в Вытегорское озеро), 4, 5 - Южно-Онежское озеро (4 - сток в бассейн р. Онеги, 5 - сток по долине р. Свири), 6 - Онежское озеро, непосредственно после схода ледника (сообщается проливом с Сегозером; оба озера имеют сток по р. Свири), 7 - Онежское озеро и Сегозеро пос-ле отступления ледника из Сегозерской котловины (Онежское озеро имеет сток в Сегозеро, а Сегозеро – в направлении Беломорской котловины), 8 - Онежское озеро в мезолите около 8 тыс. лет назад (сток по р. Свири восстановился), 9 - терраса, формировавшаяся в начале неолита (около 5 тыс, лет назад), 10 - террасы, формировавшиеся в конце неолита (сплошная линия) и в энеолите (пунктир) (3-2.5 тыс. лет назад).
.ствии опустилась. Но те же факты можно более логично объяснить исходя из закономерностей развития приледниковых озер "'(рис. Ю).
Река Свирь в момент своего образования обладала довольно большим уклоном. Но восточнее Ивинской котловины находится широкая перемычка, сложенная мореной. На ее размыв могло уйти несколько сот лет. Задержки врезания русла фиксируются озерными террасами на отметках 45, 55. и 75 м (Порывкин, 1960). Чем ниже терраса, тем дальше на север она
продолжается - одновременно с врезанием шло отступление ледника.
Постепенно ледники освободили всю Онежскую котловину ее северная часть была в то время опущена под влиянием ледниковой нагрузки. Современная отметка водораздела Онежского озера с Выгозёром составляет около 110 м, а с Сегозером -
Рис. 11. Онежское озеро и Сегозеро во время отступления ледников из Сегозерской котловины.
а - начальный этап (озера сообщаются проливом и имеют сток через р. Свирь), б - дальнейшее отступление ледников (сток из Онежского озера идет в Сегозеро и далее в Выгозеро и в Белое море - море портпандия); цифры в кружке: 1 - Онежское озеро, 2 -. Сегозеро, 3 - долина Свири; 4а - пролив между Онежским озером и Сегозером; 4 б - долина, по которой шел сток из Онежского озера в Сегозеро, 5 - Выгозеро, 6 - Белое; море (море портпандия). На схемах показаны современные отметки береговых линий; в скобках даны отметки, бывшие во время существования бассейнов; остальные условные обозначения те же, что на рис. 8.
117 м. Самые же высокие террасы около Медвежъегорска им ют отметки 95 м (Дьяконова-Савельева, Земляков, 1928), а может быть даже 115-125 м (Бискэ и др., 1971). Весьма вероятно, что озерный бассейн распространялся на район водораздел с Сегозером и на Сегозерскую котловину (рис. 11, а), В котловине же Выгозера в то время еще сохранялись ледники. Кроме того, водораздел с Выгозером был опущен меньше, чем водораздел с Сегозером, и после схода ледника имел более высокие отметки.
В Сегозерской котловине отмечаются террасы с относительными высотами до 28 м в северо-западной части озера 18 м в юго-восточной (Верещагин, 1926). Их абсолютная высота
составляет соответственно 142 и 132 м. Близкие цифры (148 и 134 м) приводит Г.С. Бискэ (1959). Эти террасы находятся примерно на 15 м выше, чем водораздел между Сегозером и оз. Остер, принадлежащим к водосборному бассейну Онежского озера. Если бы Сегозерское приледниковое озеро был о самостоятельным, его уровень не мог бы подняться над порогом стока, находившимся на водоразделе. Но поскольку урвоень Сегозера был гораздо выше, оно, вероятно, соединялось проливом с Онежским озером.
Уровень обоих озер определялся высотой порога стока в истоке р. Свири и составлял в тектонически стабильных районах 33 м. Величина поздне- и послеледникового поднятия на берегах Сегозера порядка ПО м. Такая же величина поднятия была в низовьях р. Выг, куда в этот период проникло позднеледниковое Белое море (море портландия). Современная отметка береговой линии 52-56 м (Горецкий, 1951). В тектонически же стабильных районах уровень мирового океана был тогда примерно на 60 м ниже современного.
Таким образом, соединявший Онежское озеро и Сегозеро пробив, вопрос о котором активно обсуждался в начале тридцатых' годов, вероятно, существовал. Но через него не было сообщения с Белым морем. Уровень последнего был примерно на 90 м ниже. К северу от Сегозера находился край ледника. Когда ледник отступил, Сегозеро получило сток в Выгозеро по р. Сегеже и снизило свой уровень. Соответственно снизился уровень Онежского озера до высоты порога, отделявшего его от Сегозера: Отметка порога теперь составляет 117 м, а в позднеледниковое время была примерно на 100 м ниже. В южной части Онежской котловины уровень мог упасть на 15 м ниже современного (рис. 11, б). Это, возможно, произошло в конце аллереда.
Поднятие порога стока привело, вероятно, уже в позднеледниковое время к повышению уровня на южном побережье Онежского озера и к возобновлению стока по р. Свири. Вопрос оо Онежской трансгрессии активно обсуждался в тридцатых голах. По мнению Б.Ф. Землякова (1936), она была аналогична адожской трансгрессии и происходила в суббореальное время. •К. Марков (Марков и др., 1934) считал, что уровень продол-т повышаться до настоящего времени. Однако первый исследователь южного Прионежья И.С. Поляков (1873, с. 346) ука-л, что со времен неолита не произошло никаких существен-изменоний рельефа и уровня озера. Характер южного и -восточного побережий, где вал с дюнами отделяет от осой акватории неглубокие озера и обширные болота, может объяснен обычными процессами формирования берегов при небольшом уклоне дна. Неолитические стоянки в этом
районе не затоплены, а находятся вблизи современного берега, В отдельных случаях каменные орудия и обломки керамики попали в воду в результате подмыва (а не затопления) берегов] на которых находились стоянки. Для стоянки на Тудозере это показано А.Я. Брюсовым (1940, с. 260-263). Однако наличие переуглубленных устьев рек (в частности, устья р. Вытегры) и находки пней в прибрежной части озёра (Земляков, 1937) свидетельствуют все же о повышении уровня, которое, вероятно, происходило в позднепедниковье. Пока уровень стояп ниже : современного, могло начаться образование Андомского торфяника (Марков и др., 1934).
В прошлом неоднократно высказывались предположения о том, что через Онежскую котловину в позднеледниковое время проходило морское соединение между Балтийским и Белым морями. Эти предположения не подтвердились (Горецкий, 1951; Бискэ, 1959; Квасов и др., 1970). Редкие находки морских диатомей и обломков раковин морских моллюсков в позднеледниковых отложениях объясняются их переотложением из межледниксвых осадков. В Онежском озере, в Сегозере и в других водоемах Карелии живут некоторые рыбы и ракообразные, имеюшие морское происхождение. Это объясняется не связью озер с океаном в позднеледниковое время, а вселением из межледнинового моря в приледниковые озера, а потом в оставшиеся на: ' их месте современные озера. Такая точка зрения, обоснованная в 1917 г. А.Г. Хегбомом, разделяется теперь практически всеми гидробиологами. Последние данные по этому вопросу Ц обобщены Л.А. Кудерским (1972). -
Уровень водоемов в Онежской котловине определялся вы сотой порога стока в истоке Свири, который находится за пределами области изостатического поднятия и почти не изменил своей высотной отметки (+33 м). Если на короткое время Онежское- озеро получало сток на север, то его уровень падал примерно на 15 м, но не ниже отметки +15 м. Между тем уровень океана в позднеледниковое время был на 50-60 м ниже современного.
Вновь собранные материалы (см. стр. 189) показывают, что начиная со среднего дриаса в Онежском озере развивалась только пресноводная диатомовая флора. Единичные находки морских диатомовых прослеживаются во всех горизонтах. Если быt это рассматривалось как показатель притока морских вод, то и пришлось бы признать, что они проникают и в современное Онежское озеро.
После отступления края активного ледника из Онежской котповины там могли сохраниться поля мертвого льда. Наличие обширной занятой мертвым льдом области в соседней Беломорской котловине было обосновано Г.С. Бискэ (1959). Лед, вероятно
находился в наиболее глубоких депрессиях и предохранял их от заполнения позднеледниковыми отложениями. Так, несмотря на то что в .сторону Повенецкого залива были направлены, потоки ледниковых вод, несших большое количество наносов, в заливе сохранились глубины до 90 м. Возможно, что заполнение осадками глубоководной части залива препятствовала существовавшая там глыба мертвого льда. Лед, вероятно, существовал также на склонах Онежской котловины. Его таяние приводило к образованию ленточных глин, продолжавшегося до самого конца позднего дриаса (см. стр. 127).
К началу голоцена южная часть Онежского озера имела очертания, близкие к современным. На севере же значительные территории были еще затоплены - там не успело сказаться изостатическое поднятие. На берегах северной части озера развиты многочисленные террасовые уровни. Пока их не удалось датировать с помощью палеонтологического и палеоботанического
методов.
Для суждения о темпе поднятия берегов Г.Ю. Верещагин (1931) пытался использовать данные водомерных наблюдений. Однако Е.В. Берг (1933) утверждал, что изменения уровней на разных водомерных постах объясняются не поднятием районов постов, а изменением положения свай, по которым велись наблюдения. Выводы Е.В. Берга были приняты Всеми исследователями, в том числе Г.Ю. Верещагиным. Между тем эти выводы, по-видимому, неверны. Нуль графика в Повенце повысился по сравнению со средним положением нулей графиков постов в Петрозаводске, Бесовом носу и Вознесенье на 73 см за 45 лет (с 1885 по 1929 г.). По мнению Е.В.Берга, это связано с изолированным повышением головки нулевой сваи, поскольку относительное превышение репера водомерного поста над нивелирной маркой на близлежащем доме остается постоянным. Более вероятно, однако, что и репер и марка, и головка сваи поднялись на одинаковую величину. Поднятие нуля графика в Повенце, вероятно, отражает изостатическое поднятие этого района.
Материалы водомерных наблюдений, накопленные за последние Годы, пока не обобщены. Между тем они могут дать ценные сведения для суждения о поднятиях или опусканиях берегов. особенно в тех районах, где на поверхность выходят критические и метаморфические породы. Репера, установленные на породах фундамента, весьма устойчивы, а изменение их т отражает тектонические движения. Между тем репера, установленные в районах распространения осадочных пород, меняют свое высотное положение также под влиянием промерзания, изменения уровня грунтовых вод и других факторов. Голоценовые береговые линии Онежского озера удалось датировать помощью археологического метода. Стоянки мезолита
та, неолита и раннего металла обычно располагались вблизи бероговой линии непосредственно выше полосы прибоя. Вся местность в то время была облесена и заболочена. Пригодны для жизни были главным образом берега тех озерных заливов, к которым примыкали светлые сосновые боры. На аккумулятивных берегах стоянки находились на высоте 0.5-1 м над уровне), озера, на абразионных - до 2-3 м. Более высоких берегов древние люди избегали.
Изучение истории Онежского озера по археологическим данным было начато Б.Ф. Земляковым (1935, 1936) и теперь успешно продолжается Г.А. Панкрушевым (1966). Известно уже несколько сот стоянок. Удалось наметить маркирующие горизонты - границы мезолит-неолит и неолит-ранний металл. Эти горизонты плавно поднимаются в направлении с ЮЮВ к ССЗ, что свидетельствует об изостатическом характере поднятия и полностью исключает предположение о широком распространении в Прионежье дифференцированных тектонических движений, которое выдвигается некоторыми авторами. В пределах: каждого из археологических периодов удалось уточнить датировки отдельных памятников на основе их высотного положения.
Наиболее древняя мезолитическая стоянка в районе г. Me; вежъегорска находится на высоте 40 м над уровнем Онежского озера (74 м абс). Она была открыта Г.И. Горецким и описана Б.Ф. Земляковым (1935). В районе Повенца известны стоянки на высоте 27 м над уровнем озера. Они датируются 8.5 тыс. лет назад, граница мезолит-неолит порядка 5 тыс. лет. У Повенца соответствующая ей терраса находится на высоте 14 м (рис. 12). В направлении к ЮЮВ высоты одновозрастных ста нок довольно быстро понижаются. У устья р. Водлы неолит находится не выше 1-1.5 м над уровнем озера. Г.А. Панкрушеву (1966) удалось проследить положение изобаз (линий равных поднятий). Они пересекают Онежскую котловину в направлении ЗЮЗ-ВСВ. Такое же направление, согласно данным Г.Ю. Верещагина (1926), имеют изобазы Сегозера.
При изучении гопоценовой истории Онежского озера важное значение имеет вопрос о положении нулевой изобазы. Обычно принимается, что она проходит через порог стока озера. Но это положение оправдывается для районов, которые .полностью находятся в области поднятия. Между тем Онежское озеро находится на границе этой области, а в его юго-восточной части изостатические движения не сказывались. На южных и юго-восточных берегах озера неолитические стоянки расположены на высоте 1-2 м над уровнем воды. Особенно характерны петроглифы в районе мыса Бесов нос. Они находятся на самом урезе воды и омываются волнами. Совершенно ясно, что здесь не быпо поднятия - в противном случае древним людям пришло бы
Рис.12 Кривая изостатического поднятия для района Повенца, построенная по данным высотном положении мезолитических и неолитических стоянок (Панкрушев, 1966). Пунктиром показана экстраполяция кривой на период, не охарактеризованный археологическими материалами.
высекать петроглифы под водой. Весьма вероятно поэтому, что нулевая изобаза пересекала восточный берег Онежского озера севернее устья р. Водлы. Ее пересечение с западным берегом можно установить, зная общее направление изобаз (ЗЮЗ-ВСВ). Вероятно граница области поднятия проходила здесь в районе пос. Шокша.
В юго-восточной части озера положение береговой линии, вероятно, существенно не менялось на протяжении всего голоцена. Минеральные прослойки в Жабинецком болоте около устья Ошты (Бискэ и др., 1959) могли образоваться в процессе переформирования берегов. Поверхность болота находится на высоте 0.5-0.8 м над уровнем Онежского озера. В работе К.К. Маркова, B.C. Порецкого и Е.В. Шляминой (1934, стр. 102) допущена опечатка. Там написано, что поверхность Жабинецкого болота выше уровня озера на 0.5-8 м. Но из контекста и из рисунка (фиг, 14) ясно видно, что вместо 8 м следует читать 0.8 м. По-видимому,эта опечатка дала повод выдвинуть предположение о том, что в атлантическое время быда единая для всего Онежского озера трансгрессия до высоты 41-44 м (8-м выше уровня озера).
На общем фоне стационарного положения береговой линии отмечаются, однако, признаки небольшой трансгрессии, которая имела высоту 1-1.5 м, продолжалась не более нескольких сот лет и приурочена к суббореальному времени (по археологической номенклатуре - к энеолиту). Следы этой трансгрессии отмечались Б.ф. Земляковым (1937) в районе пос. Вознесенье. Г.А. Панкрушев (1966) показал, что энеолитическая трансгрессия прослеживается на всех берегах Онежского озера. Объяснить ее причины чрезвычайно трудно. Она могла быть вызвана временным повышением порога стока. Можно предположить
жить, что истоки Свири в этот период были каким-то образом запружены, а позднее эта запруда была прорвана.
В голоцене на дне Онежского озера продолжалось накопление осадков. Выделяются отложения бореального времени, которые имеют более грубый механический состав по сравнению с выше- и нижележащими отложениями (см. стр. 92). В это время в пределах водосбора озера, вероятно, исчезла вечная мерзлота, а реки приобрели водоносность, близкую к современной, и активно формировали свои долины. Все это способствовапо увеличению стока наносов, которые выносились в озеро. В дальнейшем развитие лесной растительности и заболачивание вызвало уменьшение твердого стока.
Выводы
Онежская котловина образовалась в результате доледниковой эрозии и ледникового выпахивания, направление которых определялись геологическим строением территории. Северная часть котловины возникла на месте среднепротерозойской Онежской синекпизы, юго-западная - на месте образовавшего» также в среднем протерозое восточного крыла Западно-Онежской синеклизы и юго-восточная - в пределах области распространения вендских и девонских рыхлых отложений, которая ограничена куэстовым уступом, сложенным карбоновыми известняками. Через котловину проходила Онежская ледниковая лопасть.
К микулинскому времени Онежская котловина была уже сформирована. В ней находился один из бассейнов бореального (карельского межледникового) моря, которое занимало значительные площади, поскольку территория была опущена под влиянием ледниковой нагрузки предыдущего среднечетвертичного оледенения. Валдайское оледенение уничтожило большую часть межледниковых отложений.
В позднеледниковое время на периферии Онежской котловины сначала образовались Вытегорское и Водлинское приледяиковые озера, которые вскоре соединились в Южно-Онежское приледниковое озеро. Когда ледники покинули район долины р. Свири, уровень озера резко снизился.
Самая северная часть Онежской котловины после схода ледника имела отметки примерно на 100 м ниже, чем теперь, - там еще не успело сказаться изостатическое поднятие В таких условиях Онежское озеро могло соединиться с Сегозером
когда последнее получило сток на северо-восток, оба озера снизили свои уровни и сток по р. Свири, вероятно, прекратился. Последующее поднятие порога стока на севере привело к повышению уровня Онежского озера и к возобновлению стока по Свири.
5 В голоцене очертания южных берегов Онежского озера существенно не менялись. На севере же продолжилось поднятие и площадь озера постепенно сокращалась.
Литература
Асеев А.А. Древние материковые оледенения Европы. М., 1974, 320 с.
Берг Е.В. Уровенный режим Онежского озера. - В кн.: Исследования озер СССР, вЫп. 5, Л., 1933, с. 7-105.
Б и с к э Г.С. Четвертичные отложения и геоморфология Карелии. Петрозаводск, 1959, 308 с.
Бискэ Г.С, Горюнова Н.Н., Лак Г.Ц. К характеристике голоценовых отложений Карелии. - В кн.:. Вопросы голоцена. Вильнюс, 1959, с. 267-284.
Б и с.к э Г.С, Лак Г.Ц., Л у к а ш е в А.Д., Горюнова Н.Н., Ильин В.А, Строение и история развития котловины Онежского озера. Петрозаводск, 1971, 75 с. (Тр. Ин-та геол. Карельск. ФАН СССР, вып. 7).
Бискэ Г.С, Л у к а ш о в А.Д., Э к м а н И.М. О связи котловин крупнейших озер Северо-Запада СССР с тектоникой. - В кн.: Новейшие и современные движения земной коры восточной части Балтийского Щита. Петрозаводск, 1974, с. 35-42.
Брюсов А.Я. История древней Карелии. М., 1940, 320 с. (Тр. Гос. Историч. музея, вып. 9). Верещагин Г.Ю. Положительное и отрицательное движение береговой линии на озере Сегозере. - В кн.: Тр. Олонецкой научной экспедиции, ч. 3, вы». 1, Л., 1926, с. 3-25. Р е щ а г и н Г.Ю. К вопросу о неравномерном поднятии берегов Онежского озера. - В кн.: Тр. Олонецкой наУчной экспедиции, ч. 3, вып. 2, Л., 1931, 50 с.
о с о в и ч К.А. Петрозаводский морской постплиоцен. - В кн.: Материалы для геологии России, т. 23, вып. 2. СПб, 1908, с. 297-319.