Содержание к диссертации
Введение
Глава I. Географическое положение и факторы рельефообразования 10
1.1. Геологическое строение 10
1.2. Гидрометеорологическая характеристика 18
1.3. Ландшафтная характеристика 21
Глава II. История геолого-геоморфологической изученности территории 24
Глава III. Методика исследования 35
Глава IV. Геоморфологическое строение Чудско-Псковской низменности 48
4.1. Ледниковый и водно-ледниковый рельеф Чудско-Псковской низменности 48
4.2. Флювиальный рельеф Чудско-Псковской низменности 71
4.3. Карстовый рельеф 80
4.4. Эоловые формы рельефа 84
4.5. Геоморфология берегов Чудско-Псковского озера 86
4.6. Техногенные формы рельефа 96
Глава V. История развития рельефа Чудско-Псковской низменности 98
5.1. Докембрийский этап развития рельефа 98
5.2. Дочетвертичный (фанерозойский) этап развития рельефа 103
5.3. Четвертичный этап развития рельефа 115
5.3.1. Развитие рельефа низменности в доосташковское время 115
5.3.2. Роль осташковского (поздневалдайского) оледенения в формировании рельефа исследуемого района 119
5.3.3. История развития Чудско-Псковского озера в послеледниковье 147
Глава VI. Геоморфологическая карта 154
Заключение 161
Список использованной литературы 163
Приложение 181
- Геологическое строение
- Ледниковый и водно-ледниковый рельеф Чудско-Псковской низменности
- Дочетвертичный (фанерозойский) этап развития рельефа
- История развития Чудско-Псковского озера в послеледниковье
Геологическое строение
Территория района исследования располагается на северо-западной окраине Русской плиты Восточно-Европейской платформы и характеризуется типичным для платформ двухъярусным строением.
Кристаллический фундамент данного участка Русской плиты сложен метаморфическими и магматическими породами дорифейского возраста. В пределах района исследования поверхность кристаллического фундамента погружается в южном и юго-восточном направлениях от -200 до -800 м. абс. (рис. 42, с. 100), тем самым создавая условия для моноклинального залегания пород осадочного чехла.
Следует отметить, что неровности рельефа кристаллического фундамента, являясь результатом дифференцированных тектонических движений его блоков, проявившихся на территории северо-запада Восточно-Европейской платформы в течение неопротерозоя, палеозоя и мезокаинозоя, нашли отражение в современном рельефе. Разновозрастные структурные и литологические комплексы осадочного чехла, также находят своё отражение в современном рельефе.
В тектоническом отношении Чудско-Псковская низменность приурочена к южному (подземному) склону Балтийского щита и северной части Латвийской седловины.
По геофизическим и геологическим данным в пределах кристаллического фундамента данного участка Русской плиты устанавливаются многочисленные разломы, имеющие различное простирание и время заложения. По периферии Балтийского щита выделяется зона глубинных долгоживущих разломов, обусловивших резкое погружение кристаллического фундамента. Большинство разломов имеют северо-западное простирание (рис. 42, с. 100). Они находят отражение в осадочном чехле, о чём свидетельствуют как данные электроразведки и бурения, так и результаты аэромагнитной съемки (Геология СССР, 1971).
Совокупность имеющихся данных указывает на то, что по оси Псковской низменности субмеридианально проходит тектонически активная зона (Можаев, 1973; Малаховский, Буслович, 1966; Исаченков, 1988 и др.). Наличие разломов в фундаменте определяет его блоковое строение, что оказало влияние на характер осадконакопления в пределах исследуемой территории на последующих этапах (Таваст, Раукас, 1982, Можаев, 1973.). (Блоковое строение территории более детально будет рассмотрено в параграфе 5.1.).
Разломы, обусловленные тектоническими движениями, широко распространены и в осадочном чехле, способствуя трещиноватости горных пород чехла и, как следствие, более быстрому, и интенсивному расчленению данной территории, особенно, в дочетвертичное время.
Самые древние породы осадочного чехла - это отложения неопротерозоя (эдиакария), имеющие небольшую мощность и сложенные песчаниками, глинами и гравелитами. В пределах территории исследования они не выходят на поверхность (рис. 3). На неопротерозойских породах залегают отложения нижнего отдела кембрийской системы, представленные пестроцветными песчаниками с прослоями так называемых синих глин (Геология СССР, 1971).
Отложения ордовика, с размывом перекрывающие осадки кембрия, представлены известняками, доломитизированными известняками, доломитами, редко мергелями и только самые нижние горизонты - песчаниками и сланцами.
Нижнесилурийские отложения широко развиты на территории Эстонии (на северо-западной окраине Чудско-Псковской низменности), где по направлению на юго-восток они погружаются под отложения девона. Разрез представлен известняками, доломитами и мергелями с обильной ископаемой фауной кораллов и брахиопод.
Особенностью исследуемой территории является её расположение в пределах северо-западной части «Главного Девонского поля», в связи с этим в пределах Чудско-Псковской низменности породы девона встречаются практически повсеместно (рис. 2).
Среднедевонские отложения живетского яруса представлены терригенными отложениями - слабосцементированными песчаниками и песками с прослоями глин и алевролитов. Они несогласно залегают на осадках силурийской системы.
Выше по разрезу в осадочном чехле лежат отложения франского яруса (рис. 3), которые представлены терригенными (пески, песчаники, глины) породами швентойского горизонта и карбонатными (известняки, доломиты, доломитизированные известняки) породами саргаевского (D3sr), семилукского (D3sm), бурегского (D3br), воронежского (D3vr) горизонтов (Геология СССР, 1971).
Моноклинальное залегание пластов девонских пород, их литологическая разнородность и повышенная трещиноватость в условиях дифференцированных тектонических движений, господствовавших здесь с конца верхнего девона, а также блоковое строение фундамента предопределило формирование структурно-денудационного рельефа, сформировавшегося здесь к началу четвертичного периода.
Коренные породы в пределах территории исследования, почти повсеместно, перекрыты четвертичными отложениями, хотя есть участки, где четвертичные отложения отсутствуют.
К четвертичным отложениям, формирование которых было связано, главным образом, с деятельностью плейстоценовых ледников, относятся: гляциальные (валунные суглинки и супеси), флювиогляциальные (разнозернистые пески и гравийно-галечниковые отложения), лимногляциальные (глины и мелкозернистые пески, алевриты). Мощность четвертичных отложений меняется от 0 - 2 м до 20 - 40 м, в доледниковых эрозионных врезах и конечно-моренных грядах до 40 - 60 м.
В толще неоплейстоценовых осадков выделяется один, крайне редко два -три горизонта морены. Гляциальные отложения, характерные для данной территории, подразделяются на ряд фаций (по Лаврушину, 1976):
Фация основной морены, представлена валунными, красно-бурыми суглинками или супесями (иногда карбонатными). В местах контакта с подстилающими карбонатными девонскими породами морена часто обогащена множеством обломков известняка и доломита («локальная морена», «рикх-морена»). Локальная морена широко распространенна в пределах друмлиновых полей.
Фация конечной морены, представлена валунными суглинками, супесями, песками буровато-коричневых и красновато-бурых тонов с включениями грубообломочного материала. Конечная морена слагает краевые образования стадий и фаз осташковского оледенения.
Ледниковый и водно-ледниковый рельеф Чудско-Псковской низменности
Согласно существующим представлениям, в геоморфологическом отношении, территория исследования относится к Лужско-Бежаницкой области проксимальной (внутренней) зоны, которая входит в провинцию аккумулятивного ледникового и водно-ледникового рельефа последнего оледенения (Соколов, 1955, 1961).
Для этой зоны Н.Н. Соколов отмечает широкое развитие озёрно-ледниковых равнин и полос холмисто-западинного моренного рельефа в виде цепей обособленных массивов или отдельных гряд. Данная точка зрения разделяется и другими исследователями: В.А. Исаченковым (1978), О.М. Татарниковым (2007). Она же подтверждается и нашими исследованиями (рис. 9).
Здесь чётко выделяются семь комплексов краевых образований (Островский, Псковский, Талабский, Ремдинский, Раскопельский, Гдовский и Невский) и две озёрно-ледниковых равнины (Чудская (Приозёрная) и Псковская). Островский краевой комплекс соответствует лужской стадии осташковского оледенения, а Невский - одноименной невской стадии. Краевые комплексы, находящиеся между этими стадиями, фиксируют фазы отступания ледника лужской стадии (рис. 9).
Строение описываемых в данной главе морфогенетических комплексов иллюстрируется геолого-геоморфологическими профилями (приложения №№ 2 -6, рис. 12, 13), линии которых показаны на геоморфологических картах (приложения № 1 и 7).
Известно, что краевым образованиям свойственно чёткое зональное строение. Каждая зона имеет свои специфические черты и состоит из форм рельефа различного генезиса и строения. Краевые формы рельефа, возникшие непосредственно у бровки ледника, Гуделисом (1963) предложено называть фронтальными; образования, возникшие на занятой ледником области (близ края ледника) - зафронтальными (внутренними, внутриледниковыми); а образования, сформировавшиеся за пределами ледника - предфронтальными (внешними, внеледниковыми) (Раукас и др., 1971). Конечно, в строении краевых комплексов в зависимости от условий морфолитогенеза могут отсутствовать те или иные формы рельефа соответствующих зон.
Островский краевой комплекс лужской стадии осташковского оледенения расположен у южных границ района исследований. В составе краевого комплекса относительно четко выражены все три вышеупомянутые зоны.
Фронтальные образования комплекса представлены контрастно выраженной полосой холмисто-грядового рельефа различной высоты, шириной 4 -6 км.
Восточный участок комплекса состоит из конечно-моренных гряд. Абсолютные отметки в пределах этого участка колеблются от 60 до 120 м. На геолого-геоморфологических профилях (приложение № 2, 3) высота комплекса составляет около 90 и 80 м соответственно. Конечно-моренные гряды протягиваются в субмеридиональиом направлении. Колебание относительных высот в пределах гряд и холмов 10 - 15 м, реже 20 - 30 м. Склоны гряд и холмов достаточно крутые до 10 - 12. Длина гряд колеблется от 3 до 15 км, при ширине 0,2 - 1 км. Гряды и холмы сложены валунным суглинком и (или) валунной супесью с прослоями и линзами песчано-гравийно-галечного материала (рис. 10, приложение № 2, 3). Местами гряды размыты и выражены в рельефе в виде отдельных холмов. Часто в толще гляциальных отложений встречаются отторженцы из карбонатных пород девона (приложение № 2).
Центральный участок Островского краевого комплекса расположен несколько севернее г. Остров, к востоку и западу от р. Великой (приложение № 1). Фронтальные образования этого участка краевого комплекса в рельефе выражены менее контрастно чем восточного и западного. Они представлены вереницей невысоких холмов (рис. 11). Абсолютные высоты в пределах центрального участка краевого пояса колеблются от 60 до 75 м, лишь отдельные холмы достигают 90 м. Относительные высоты не превышают 25 м (приложение № 4). Широко распространены холмы, имеющие изометричную или слегка вытянутую форму, куполообразную вершину и довольно крутые склоны (до 10-12).
Можно полагать, что конечно-моренный рельеф центральной части Островского краевого комплекса был частично размыт, в результате воздействия приледниковых водоёмов, и погребён под лимно-гляциальными отложениями, перекрывающими хомисто-грядовый рельеф краевой зоны (рис. 11, приложение №4).
Западный участок Островского краевого комплекса расположен на отрезке между пос. Палкино и д. Старый Изборск. Фронтальная зона этого краевого комплекса представлена субмеридианальной полосой конечно-моренных гряд. Гряды имеют длину от 2 - 3 до 8 - 10 км, при ширине 0,5 - 1,5 км, и относительной высоте 20 - 30 м (абс. высоты от 60 до 120-140 м). Сложены гряды валунным суглинком с включением прослоев и линз разнозернистого песка с гравием, галькой, а также глыб местных девонских карбонатных пород. Северо-восточные склоны некоторых конечно-моренных гряд дислоцированы. Кроме этого на склонах гряд фиксируются фрагменты древнебереговых линий абразионного типа (приложение № 5).
Зафронтальная зона Островского краевого комплекса представлена холмисто-западииным рельефом абляционной морены, сформировавшимся в области распространения мёртвого льда. Холмы расположены беспорядочно. Относительная высота их колеблется от 6-8 м до 15-20 м. В морфологическом отношении имеют куполовидную, эллипсовидную или кольцевидную форму, иногда вытянуты в виде увалов с округлыми вершинами и пологими склонами. Одни холмы сложены валунными суглинками или супесями с включением линз песчано-гравийно-галечного материала, другие - разнозернистым песком, перекрытым моренными валунными суглинками (приложение № 2, 3).
В западной части зафронтальной зоны на проксимальных склонах гряд встречается несколько камовых террас (Татарников, 2007). В составе этой зоны местами встречаются камы и радиальные озы (приложение № 1). Камы представляют собой скопление холмов изометричной формы, высотой 10 - 20 м, с крутыми склонами (до 30), чередующихся с плоскими впадинами. Сложены камы в основном песчаным материалом, иногда с поверхности прикрыты маломощным слоем валунного суглинка. Радиальные озы представлены в виде узких гряд, с крутыми склонами (25 - 30), длиной около 600 м, шириной от неск. м до неск. км, высотой до 30 м. Сложены озы преимущественно гравийно-галечным материалом.
Предфронтальная зона центральной и восточной частей комплекса представлена участками озёрно-ледниковых равнин, расположенных за пределами территории исследования. Предфронтальная зона западной части краевого комплекса выражена в виде узкой полосы (1-2 км) зандровых конусов (Татарников, 2007).
Невский (папдиверский) краевой комплекс невской стадии осташковского оледенения расположен на севере территории исследования, заходя в её приделы лишь частично (рис. 9, приложение № 1, 7) . Краевой комплекс дугообразно протягивается от восточных склонов возвышенности Пандивере в сторону Вайварских (Синих) гор. В его составе относительно четко выражены все три зоны: фронтальная, зафронтальная, и предфроитальная.
Фронтальные образования представлены конечно-моренными грядами насыпного и напорного типов, маргинальными озами и камами. Абсолютные высоты в пределах краевого комплекса колеблются от 30 до 100 м. В пределах Невского краевого комплекса наиболее контрастно выражена его восточная часть, окаймляющая с восточной стороны Ахметскую возвышенность.
Конечно-моренные гряды (приложение № 1) протягиваются в субмеридиональном направление. Относительная высота гряд достигает 30-40 м, при этом абсолютные высоты могут достигать 92 м (на северо-востоке исследуемой территории). Длина гряд 2 - 2,5 км, ширина 0,3-0,8 км, крутизна склонов - 5-15. Гряды сложены валунным суглинком, часто перекрыты песчано-гравийно-галечным материалом. Северо-западный склон гряд дислоцирован (рис. 12). В составе гряд местами встречаются отторженцы карбонатных пород ордовика.
Маргинальные озовые гряды также имеют юго-западное - северо-восточное направление (приложение № 1). В пространственном отношении они расположены между конечно-моренными грядами на северо-востоке исследуемой территории. Маргинальные озы сложены песчано-гравийно-галечниковым материалом, их абсолютная высота достигает до 99 м, относительная - до 42 м. Длина гряд 6-7,5 км, крутизна склонов озовых гряд 20-30 (Раукас и др., 1971).
Центральная часть Невского краевого комплекса расположена к западу от слияния рек Тага и Роостоя и представлена маргинальной озовой грядой, относительная высота которой 25 м (абс. 79 м). Она сложена песчано-гравийно-галечниковым материалом (Раукас и др., 1971).
Дочетвертичный (фанерозойский) этап развития рельефа
С эдиакария начинает формироваться осадочный чехол платформы, за счёт периодического опускания и погружения территории под уровень трансгрессировавших морей (Рг3 - Gi; О і - Si; D2 - D3), в результате чего к концу позднего девона здесь сформировалась морская пластовая равнина.
После установления континентального режима в пределах исследуемой территории в позднем девоне, вплоть до начала четвертичного периода, морская пластовая равнина была подвержена денудации, существенно изменившей первичный облик Чудско-Псковской низменности.
Несмотря на значительную экзарацию в четвертичное время (см. пар. 5.3) основные черты доледникового рельефа отражены в рельефе кровли коренных пород. При анализе гипсометрической карты кровли коренных пород (рис. 44) отчётливо выступает равнинность дочетвертичного рельефа рассматриваемой территории. Минимальные отметки, около -70 м абс, наблюдаются в погребённых долинах. Максимальная отметка кровли коренных пород (169 м абс.) выявлена в пределах возвышенности Хаанья. Амплитуда колебания высот кровли коренных пород составляет около 229 м. Размах же относительных высот кровли коренных пород в пределах древних плакоров Чудско-Псковской низменности и сопредельных территорий не выходит за пределы 100 м.
На гипсометрической карте кровли коренных пород Чудско-Псковской низменности и сопредельных территорий (рис. 44) чётко выражен пониженный участок, соответствующий современной Чудско-Псковской низменности. Он ограничен платообразными возвышениями, местоположение которых соответствует современным возвышенностям: на севере — Пандиверской и Ахметской, на востоке - Лужской, на западе - Алуксненской, Хаанья и Отепяя.
Для нас наибольший интерес представляет рельеф коренных пород в пределах Чудско-Псковской низменности. Преобладающие абсолютные высоты кровли плакоров коренных пород здесь располагаются на отметках от 0 до 70 м. Отрицательные отметки зафиксированы в пределах Чудско-Псковской котловины (до -35,5 м) и в погребённых долинах (до -70 м). Таким образом, перепад высот кровли коренных пород составляет 140 м., в то время как перепад высот современной поверхности Чудско-Псковской низменности - не выходит за пределы 104,7 м (причины такого различия будут рассмотрены ниже (см. параграф 5.3.).
Морфологические особенности рельефа кровли коренных пород Чудско-Псковской низменности хорошо отражены на составленных нами гипсометрических профилях (рис. 45, 46).
Профиль А-А], длиной около 290 км, протягивается в меридиональном направление (рис. 44, 45.). На профиле чётко выделяются 3 отрезка, отличающиеся своими морфологическими особенностями: 1 - Чудско-Псковская котловина, 2 - расчленённый рельеф в районе нижнего течения реки Великой и её притоков, 3 - Островская пологоволнистая равнина, и разделяющий первый и второй участки — уступ девонской куэсты.
Южнее котловины Чудско-Псковского озера рельеф по линии профиля ступенчато поднимается вверх. Площадки ступеней разделены уступами высотой около 20 м. Ступени обусловлены наличием куэстовового рельефа. Участок в районе нижнего течения р. Великой протягивается на 33 км и характеризуется значительной расчленённостью рельефа, обусловленной существованием здесь древней эрозионной сети (пра-Великой и её притоков).
Самый южный участок профиля приурочен к дочетвертичному плакору, представляющему собой выровненную поверхность с абс. отм. около 60 м, и с колебаниями относительных высот до 20 м.
Гипсометрические профили широтного и субширотного направлений (Б -Б,, В - Вь Г - Гі) (рис. 44, 46) дают представление о рельефе кровли коренных пород Чудско-Псковской низменности в её поперечном сечение.
Профиль Б-Б] (рис. 46), иллюстрирует поперечное сечение центральной части Чудской котловины. Котловина имеет неровное дно, асимметричные склоны с террасовидными площадками на уровне или несколько выше уровня современного Чудского озера. По внешнему облику поперечный профиль Чудской котловины напоминает большую троговую долину.
Профили В-В], Г-Гь как и южный участок профиля A-Aj, характеризуют рельеф плакоров коренных пород, представляющих собой пологоволнистую равнину с колебаниями относительных высот до 30 - 40 м. Профиль В-В] подобен профилю Б-Бі, также асимметричен, на нём читаются границы низменности на отметках 60-70 м абс. высоты. На профиле Г—Г і представлена пологоволнистая равнина, поэтому границы низменности читаются плохо.
Анализ гипсометрической карты кровли коренных пород и серии вышеописанных профилей, при сопоставлении с гипсометрической картой кровли фундамента платформы (рис. 42) и структурно-тектонической схемой (рис. 41), свидетельствует о том, что формирование макроформ рельефа коренных пород предопределено рельефом фундамента и напрямую зависело от тектонического режима платформы на данном участке. Так, Тартусский выступ (рис. 41) приподнят над Лужской моноклиналью, а Двинская ступень над Великолукской (Можаев, 1973). Пространственное положение блоков фундамента отражается и на геологическом профиле (Приложение № 5), где видно, что в центральной части Чудско-Псковской низменности, породы девона, наследуя рельеф поверхности фундамента, довольно круто опускаются по направлению на восток (к долине р. Великой), тем самым фиксируя в осадочном чехле плиты границу между структурами 1-го порядка (Двинской и Великолукской ступенями).
Известно, что в районе Чудско-Псковской низменности были характерны вертикальные движения фундамента в нижнем и среднем палеозое (Алексеев, 1947). Этот факт подтверждает, и наличие флексуры в правой части геологического профиля (рис. 43), которая фиксирует медленное поднятие Валмиерско-Локновского вала (рис. 41) в течение V — D3 на фоне общего опускания платформы в это время.
Отличие рельефа кровли коренных пород (рис. 44) от рельефа кровли кристаллического фундамента платформы в пределах исследуемой территории (рис. 42) состоит и в том, что наклон поверхности коренных пород не совпадает с наклоном поверхности фундамента: последняя наклонена на юг и юго-восток, в то время как поверхность платформенного чехла направлена на север (рис. 44, 45, 47).
В своих работах это же отмечают Карандеева (1957), Геренчук (1960), Мещеряков (1965, 1986), Можаев (1973) и Исаченков (1988) говоря о том, что это связано с денудационно-аккумулятивными процессами в течение длительного этапа континентального развития данной территории в последевонское (доледниковое) время.
Формирование дочетвертичного (фанерозойского) рельефа исследуемой территории началось в конце девона в результате регрессии морского бассейна. В течение мезо-кайнозойского этапа континентального развития поверхность обнажившихся коренных пород подверглась денудации. Денудационные процессы сводились к эрозионному расчленению поверхности коренных пород на этапах преобладания поднятий (D3 - J2; К2 - Р; N - Q4), её выполаживанию и формированию коры выветривания на этапах стабилизации (J3 - Кь Р2 - Рз) (Татарников и др., 1995). К концу мезозоя - началу кайнозоя, в ходе селективной денудации девонских пород, сформировался структурно-денудационный (куэстовый) рельеф (рис. 47), который и предопределил ступенчатость дочетвертичного (фанерозойского) рельефа.
Исследуемая территория расположена в пределах структурного склона ордовикской и аструктурного и структурного склонов - девонской куэст. Особый интерес представляет аструктурный склон девонской куэсты (Рижско -Псковский уступ), сформировавшийся в зоне контакта карбонатных и терригенных пород девона.
В современном рельефе куэста сохранилась в цоколях гряд, погребённых под толщей четвертичных осадков Курземской, Видземской, Хааньянскои и Лужской возвышенностей. В пределах Чудско-Псковской низменности прослеживаются только фрагменты уступа этой куэсты. Так, уступ высотой 15-20 м образует частично южный и восточный склоны впадины Псковского озера.
История развития Чудско-Псковского озера в послеледниковье
Дальнейшая история развития территории исследования, главным образом, связана с формированием современного Чудско-Псковского озера.
Согласно с исследованиями Rosentau et al. (2009) изоляция приледникового озера в пределах Чудско-Псковкой низменности от Балтийского ледникового озера произошла в течение стадий сальпаусселькя 1 и 2 (около 12,4-11,7 ka ВР) (рис. 65). Данное положение хорошо согласуется с низким уровнем воды показателей у Савику (Сарв, Ильвес, 1975) и Агали (Poska и Saarse, 2006) на западном берегу Чудского озера, а также наличием органического вещества на дне самого озера (Hang et al, 2008). Стоит отметить, что интенсивное понижение уровня озера происходило в период с 12,5 по 10,2 ka 14С лет назад (рис. 66).
В результате чего, в начале голоцена уровень воды в Чудско-Псковском озере понизился столь значительно, что котловина Псковского озера и южная часть котловины Чудского озера осушились, и озеро сохранилось лишь в северной части Чудской котловины (рис. 67).
Образовалось так называемое Малое Чудское озеро (Раукас, Ряхни, 1969) или Старое Пейпси (по Орвику 1959). Согласно с исследованиями Hang et al. (2008), самый низкий уровень озера наблюдался около 9,1 ка С лет ВР и составлял 22 м. абс. Река Великая в это время впадала в Чудское озеро, а Пиуза, Выханду и другие реки, впадающие в настоящее время в Псковское озеро, являлись притоками реки Великой (Раукас, Ряхни, 1969). Доказательством этого служат данные, полученные при изучении болот Мурака, Сели, Пухату и Корсаков Мох, указывающих на существование отдельных изолированных озер, где накопление органогенных озерных отложений началось уже в пребореале (Миидел и др., 1975, Квасов, 1990).
Из-за неравномерного гляциоизостатического поднятия впадины Чудско-Псковского озера, которое в северной части впадины было более интенсивным, чем в южной, воды Малого Чудского озера (Малого Пейпси) начали постепенно продвигаться к югу, что привело к поднятию грунтовых вод (рис. 66). Последнее, в свою очередь, обусловило интенсивное торфообразование в прибрежных болотах. Интенсивное торфообразование началось в устье р. Кунести - в начале атлантического периода, в устьях рек Эмайыги и Ровья - во второй половине атлантического периода, в устье р. Самолвы - в начале суббореального периода, на о-ве Городище - в конце атлантического периода (Миидел и др., 1975; Квасов, 1990).
Результаты комплексного изучения болот около устья р. Эмайыги (Loopmann, 1964) свидетельствуют о том, что к началу атлантической климатической стадии (около 6-7 тыс. л. н.) уровень воды в этом районе поднялся до абсолютных отметок около 25 м (современный уровень воды 30 м), к суббореальной климатической стадии (около 3-4 тыс. л. н.) - до 27 м и к субатлантической климатической стадии (около 2,5 тыс. л. н.) - до 28,5 - 29 м. Поднятие уровня шло неравномерно (Мийдел, 1981). Торфообразование в низинных болотах на берегах Чудского и Псковского озер отражает динамику изменения уровня озер. Это дало возможность использовать данные по разрезу Савику вблизи устья р. Эмайыги для характеристики скорости поднятия уровня (Сарв, Ильвес, 1975). Интенсивное заболачивание у Савику началось в атлантическом периоде около 5690 л. н. (около 6400 ка лет назад (по Rosentau et al., 2009) С того времени до границы атлантического и суббореального периодов (абсолютный возраст около 4620 лет) уровень воды поднимался со скоростью около 1,0 мм/год. В первой половине суббореального периода скорость поднятия воды уменьшилась до 0,6 мм/год и составила во второй половине того же периода 0,5 мм/год. В субатлантическом периоде в промежутке времени от 2800 до 1600 л. н. возросла до 1,5 мм/год, а в течение последних 1600 лет снова составляла около 0,6 мм/год. Причины субатлантической трансгрессии могли быть разными: затрудненный сток по р. Нарва из-за более интенсивного поднятия земной коры на севере или более влажного климата субатлантического периода по сравнению с суббореальным (Мийдел, 1981, Квасов, 1990).
Трансгрессия водных масс Чудско-Псковского озера в южном направлении продолжается и в современное время. Согласно карте вертикальных тектонических движений Эстонии (Vallner et al.,1988) видно, что северное побережье поднимается со скоростью 0,2 - 0,4 мм/г, в то время как южное опускается со скоростью 0,8 мм/г (Tavast, 2009). Об этом свидетельствует и постепенное подтопление дельты и низовья долины р. Великой и преобразование ее на отрезке от устья р. Череха до впадения в Псковское озеро в залив эстуариевого типа (Татарников, 2004, 2008; Карпухина, Татарников 2010).
Из-за неравномерного неотектонического поднятия сохраняется тенденция сокращения площадей островов в пределах озерного водоёма. Например, площадь острова Пийрисаар уменьшилась на 20,08 км с 1796 года (Mieler, 1926) по 7,76 км2 2009 r.(Tavast, 2009).
Данная ситуация сказывается и на зарастание ПБС. В настоящее время значительная часть подводного берегового склона Чудско-Псковского водоёма занята тростником, причём с каждым годом площади тростниковых зарослей увеличиваются. Об этом свидетельствуют данные ежегодного гидробиологического мониторинга, проводимого как на территории России, так и в Эстонии (рис. 36, с. 91).
Процесс зарастания берегов играет двоякую роль в динамике берегов: с одной стороны, он неблагоприятен для хозяйственной деятельности, с другой -благодаря отмелости ПБС и наличию широкой полосы растительного покрова в его пределах, побережье озера защищено от абразии. Увеличение площади тростниковых зарослей на ПБС озера происходит не только путём выдвижения границы зарослей со стороны надводной части берега, но и причленением к ней массивов всплывающего торфа, образовавшегося на некотором расстоянии от границы тростниковых зарослей - так называемых купаков.
Ширина зарослей тростника колеблется от 50 до 1000 м (чаще всего - от 150 до 300 м) и зависит, в первую очередь, от ширины береговой отмели (рис. 36, с. 91). Процесс зарастания береговой зоны озера тростниковыми зарослями в значительной мере обусловлен эвтрофикацией водной массы в связи с хозяйственной деятельностью. Как показывают многолетние изменения содержания основных биогенных элементов (фосфора и азота), процесс антропогенной эвтрофикации Чудско-Псковского водоема активно проявился в 70-е гг. XX в., чему способствовал низкий уровень воды в озере (Судницына и др., 2009).
Таким образом, процесс зарастания береговой зоны, увеличивающейся с каждым годом, обусловлен повышенной эвтрофикацией водоёма в условиях тектонического опускания южной части котловины озера, что индуцирует образование осушных заболоченных и незаболоченных берегов в Тёплом и Псковском озёрах, а на участках, где сохранился аструктурный склон девонской куэсты осушные берега могут перейти в разряд абразионных.
Наблюдаемая тектоническая обстановка влияет и на характер флювиальных процессов в пределах Чудско-Псковской низменности. Так, на севере создаются благоприятные условия для врезания рек, в то время как на юге, в долинах рек преобладает аккумуляция.
Обобщая вышесказанное, можно сделать вывод, что в эпоху осташковского оледенения произошло оформление современного рельефа Чудско-Псковской низменности, довольно существенно отличающегося от доледникового. В частности современная глубина расчленения современной поверхности низменности и оказалась меньше доледниковой, что обусловлено нивелированием доледниковой поверхности в течение ледникового периода как в связи с экзарацией, так и с аккумуляцией. Современные рельефообразующие процессы, наблюдаемые в пределах Чудско-Псковской низменности, начавшие появляться здесь с момента отступания последнего ледникового покрова, ещё не успели преобразовать рельеф, созданный ледником.
