Автор: Слиридонов А.И.
Теги: общая геология метеорология климатология историческая геология стратиграфия палеогеография история ссср
Год: 1978
Текст
А.И.СПИРИДОНОВ
Геоморфология
европейской
части
СССР
А. И. СПИРИДОНОВ
Геоморфология
европейской
части
СССР
Допущено Министерством
высшего и среднего
специального образования
СССР
в качестве учебного пособия
для студентов географических
специальностей университетов
МОСКВА «ВЫСШАЯ ШКОЛА» 1978
551.0
С72
’«'my
(Ж
Рецензенты:
кафедра геоморфологии Львовского университете
(зав. кафедрой доц. Скварчевская Л. В.)
и доц. Грачев А. Ф. (ЛГУ)
М. < Ц/ ‘ .' . ?/
нк. Гсрь .
МГУ
Спиридонов А. И.
С72 Геоморфология европейской части СССР.
Учеб, пособие для студентов-географов универ-
ситетов.— М., Высш, школа, 1978. — 335 с„
ил. Библиограф: 331—332 с.
В пер. 1 руб.
Книга представляет собой пособие по одному из разделов
курса «Геоморфология СССР». Написана по региональному
принципу. Геоморфологическая характеристика каждого района
дается на основе новейших данных по морфоструктуре и морфо-
скульптуре регионов.
20801—126 73__78
001(01)—78
551.0
ИЗДАТЕЛЬСТВО «ВЫСШАЯ ШКОЛА», 1978 г.
Предисловие
Со времени издания учебного пособия по геоморфологии евро-
пейской части СССР М. В. Карандеевой прошло двадцать лет.
За это время изучение рельефа нашей страны продвинулось далеко
вперед, что нашло отражение в большом количестве опубликован-
ных статей и монографий. Новые публикации значительно дополни-
ли и уточнили существовавшие ранее представления о развитии
рельефа и тем самым сделали необходимым издание нового посо-
бия по геоморфологии европейской части СССР, включая и весь
Кавказ, который территориально тяготеет более к европейской, чем
к азиатской части СССР.
Рассматриваемая территория по сравнению с другими областя-
ми нашей страны отличается наиболее высокой плотностью населе-
ния, интенсивным хозяйственным освоением и хорошей изучен-
ностью Знакомству с нею в учебных программах обычно отводит-
ся больше времени, чем на другие соразмерные регионы Совет-
ского Союза, и это оправдывает выделение соответствующего учеб-
ного материала в отдельные пособия. Сказанное касается и реги-
онального курса геоморфологии, тем более, что рельеф европейской
части СССР и Кавказа обладает многими оригинальными чертами,
знакомство с которыми представляет не только чисто региональ-
ный, но и большой общетеоретический интерес и требует более
развернутого рассмотрения.
Автор весьма признателен кафедре геоморфологии Львовского
университета (зав. кафедрой доц. Л. В. Скварчевская), доц. А. Ф.
Грачеву и проф. А. П. Дедкову за ценные критические замечания,
которые были учтены при подготовке рукописи к печати.
Введение
В пределах той части Евразиатского материка, которая входит
в границы СССР, выделяются пять крупнейших геоморфологиче-
ских регионов — геоморфологических зон, или поясов, а именно:
1) древние и молодые платформенные равнины, остаточные и омо-
ложенные горы Северной Евразии, 2) кавказско-памирский эпи-
геосинклинальный орогенический пояс альпийской складчатости,
3) тянынаньско-забайкальский эпиплатформенный орогенический
пояс допалеозойской и палеозойской складчатости, 4) дальне-
восточный эпиплатформенный орогенический пояс мезозойской
складчатости и 5) окраинно-тихоокеанский геосинклинальный пояс.
Европейская территория СССР и Кавказ относятся к первым двум
геоморфологическим зонам, которые в свою очередь разделяются
на геоморфологические страны.
К рассматриваемой территории СССР полностью или частично
относятся в первой зоне две страны — Фенноскандия и Русская
равнина, составляющие вместе Восточно-Европейскую равнину,
а во второй зоне — Карпатско-Балканская, Крымско-Кавказская
страны и Малоазиатское нагорье. Так как наша страна охватывает
лишь сравнительно небольшую восточную окраину Фенноскандии,
включающую Карелию и Кольский полуостров, геоморфологиче-
ская характеристика этих областей дана в рамках Восточно-Евро-
пейской равнины. Точно так же характеристика Закавказского на-
горья, составляющего незначительную часть обширного Малоазиат-
ского нагорья, приводится в рамках Кавказа в целом, т. е. вклю-
чая и Малый Кавказ.
Урал занимает промежуточное положение между Восточно-Ев-
ропейской и Западно-Сибирской равнинами. В морфотектониче-
ском отношении он представляет собой активизированный запад-
ный край молодой эпипалеозойской платформы и может рассмат-
риваться как часть обширного геоморфологического региона азиат-
ской территории СССР. Поэтому в данный обзор Урал не включен.
Геоморфологическая характеристика территории дается по гео-
морфологическим регионам ранга стран, провинций и областей.
Она состоит из двух основных частей, посвященных морфострукту-
ре и морфоскульптуре каждого региона.
4
Понятия «морфоструктура» и «морфоскулыгтура» были впервые
предложены И. П Герасимовым (1946 и др.). Они приобрели зна-
чение исходных генетических категорий, определивших основной
принцип изучения рельефа, который оказался весьма плодотворным
при решении задач теоретической и прикладной геоморфологии.
Однако определение этих понятий с самого начала оказалось недо-
статочно полным и однозначным, вследствие чего позднее разные
авторы (Д. В. Борисевич, С. К- Горелов, С. С. Коржуев, Ю. А. Ме-
щеряков, Н. И. Николаев, Н. А. Флоренсов и др.) стали вкладывать
в них неодинаковое содержание.
В предлагаемой книге под морфоструктурой понимается струк-
тура рельефа (т. е. определенное сочетание форм рельефа разного
порядка), рассматриваемая в ее зависимости от геологической
структуры земной коры. Поэтому соответствующие разделы книги
можно было бы более громоздко озаглавить как «геологическая
структура и ее выражение в рельефе земной поверхности».
Вслед за И. П. Герасимовым, Ю. А. Мещеряковым понятие
«морфоструктура» можно использовать как в общем смысле, имея
в виду морфоструктуру Земли и ее отдельных регионов, так и при-
менительно к частным морфоструктурным образованиям. Во вто-
ром смысле речь идет о формах рельефа разного порядка, рассмат-
риваемых в неразрывной связи и в соотношении с соразмерными
геологическими структурами, причем не только древними, но обя-
зательно также и новейшими. В зависимости от этих соотношений
и их развития во времени различаются разные типы морфострукту-
ры (И. П. Герасимов, С. К. Горелов, Ю. А. Мещеряков и др.) или
оротектоники (К- И. Геренчук).
По соотношению со сложившимися геологическими структурами
верхнего структурного яруса, непосредственно участвующего
в строении рельефа, различают прямые (согласные), обращенные
(несогласные) и переходные морфоструктуры. Эти соотношения
отражают роль геологических структур (тектоники) в формирова-
нии рельефа, которая может быть активной и пассивной. Активная
роль сказывается в процессе структурообразования, т. е. во время
тектонических движений, деформирующих не только земную кору,
но также земную поверхность. Пассивная роль принадлежит ранее
возникшим структурам, сложенным породами разной прочности
и проявляющимся в рельефе вследствие избирательной денудации.
Поэтому следует считать оправданным выделение активной и пас-
сивной морфотектоники (И. П. Герасимов) или активных и пассив-
ных морфоструктур (С. К. Горелов). Эти две категории морфо-
структур могут быть сопоставлены с первично-тектоническими и де-
нудационными (отпрепарированными) морфоструктурами (Д. В.
Борисевич, А. И. Спиридонов).
Конечно, приведенное деление условно, так как в открытом
(видимом, или дневном) рельефе первично-тектонические формы
обычно не сохраняются или сохраняются лишь частично, а о пассив-
ности структур можно говорить в весьма относительном смысле.
В любом районе разновозрастные геологические структуры оказы-
5
вают на рельеф и активное, и пассивное воздействие, образуя
формы как собственно тектонического, так и структурно-денудаци-
онного происхождения (И. С. Щукин). Все же оно не лишено зна-
чения, так как в целях геоморфологического анализа постоянно
приходится восстанавливать те исходные формы, которые послужи-
ли основой ныне существующего рельефа. В формировании рельефа
особенно велика роль новейшей тектоники. Однако те авторы, ко-
торые видят основную причину образования морфоструктур в но-
вейшей тектонической активности земной коры, явно недооценива-
ют роли сложившихся структурно-петрографических условий фор-
мирования рельефа. В платформенных и в складчатых областях
структуры, отпрепарированные денудацией, местами могут даже
выступать на первый план, заслоняя собой структурные формы,
созданные новейшими движениями.
Тектонически обусловленные прямые морфоструктуры пред-
ставляют собой результат унаследованного геотектонического раз-
вития, которое было или очень длительным, совершавшимся на
Восточно-Европейской платформе с некоторыми перерывами с кон-
ца протерозоя по кайнозой включительно, или же менее продолжи-
тельным, отвечающим формированию только самых верхних ярусов,
наложенных на нижние ярусы вследствие перестройки структурного
плана платформы.
Тектонически обусловленные обращенные морфоструктуры об-
разуются в результате смены знака неотектонических движений по
отношению к структурам геологического основания, причем они мо-
гут соответствовать как унаследованным, так и наложенным струк-
турам платформенного чехла. К. И. Геренчук и С. К- Горелов раз-
личают возрожденные морфоструктуры, возникшие на участках
погребенных геологических структур вследствие возрождения их
тектонической активности в новейшее время.
Пассивные морфоструктуры также могут быть прямые и обра-
щенные в зависимости от размеров денудационного среза в преде-
лах положительных и отрицательных структур. Выходы стойких
пород в осевых зонах антиклиналей способствуют образованию
прямого рельефа, а выходы легко разрушающихся пород — инвер-
сионного рельефа.
Следует заметить, что формы рельефа проектируются на струк-
туры геологического основания обычно со смещениями, изменения-
ми контуров и ориентировки, отражающими сложные пути геолого-
геоморфологического развития территории и воздействия на рель-
еф не только эндогенных, но и экзогенных процессов. Это обстоя-
тельство осложняет выделение морфоструктурных единиц разного
порядка и типа и нередко делает решение этой задачи весьма дис-
куссионным. В последующем описании каждый раз отмечается, ка-
ким геологическим структурам соответствуют формы рельефа или
на каких структурах эти формы образовались.
Под морфоскулыгтурой большинство геоморфологов понимают
преимущественно малые формы рельефа, происхождение которых
вызвано экзогенными процессами. В этой книге к морфоскульпту-
6
ре отнесены все формы рельефа независимо от их размеров и ох-
ватываемой площади, возникшие в результате перемещения веще-
ства на земной поверхности. Основные и повсеместно действующие
агенты перемещения вещества — экзогенные, создающие экзоген-
ную морфоскульптуру (денудационную, или деструктивную, и ак-
кумулятивную) .
Согласно В. В. Никольской, к элементам морфоскульптуры сле-
дует отнести и вулканический рельеф. Его образование также со-
провождается деструкцией, перемещением и аккумуляцией вещест-
ва на земной поверхности, хотя значительная часть этого вещества
и поступает из недр земли. Исключение может быть сделано для
вулкано-тектонического рельефа, образование которого сопровож-
дается структурными преобразованиями в земной коре, в свою
очередь вызванными миграцией вещества в вулканических очагах.
Говоря об элементах морфоструктуры и морфоскульптуры. ав-
торы обычно противопоставляют их друг другу, считая, что вторые
лишь накладываются на первые и представляют собой два сла-
гаемых, сумма которых есть рельеф земной поверхности. Подобный
аналитический подход должен быть дополнен синтетическим подхо-
дом, предполагающим взгляд на рельеф как на целостный резуль-
тат взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов.
При таком подходе морфоструктура и морфоскульптур а пред-
ставляют собой лишь две стороны, или два аспекта, одного и того
же рельефа. Так, морская аккумулятивная равнина — морфо-
скульптура, но это и ненарушенная или слабо нарушенная тектони-
кой морфоструктура. Возрожденные горы — это прежде всего опре-
деленный тип морфоструктуры, но это и результат интенсивного
расчленения высоко приподнятого пенеплена. Куэста — монокли-
нальная денудационная (пассивная) или тектоническая (односто-
ронний горст) морфоструктура, одновременно — это элемент эро-
зионной и склоново-денудационной морфоскульптуры.
Сказанным объясняется то обстоятельство, что характеристики
элементов морфоструктуры и морфоскульптуры трудно разграни- ,
чить друг от друга. При описании морфоструктуры неизбежно при-
ходится учитывать воздействие на рельеф экзогенных факторов,
а при описании морфоскульптуры — тектонических, обращая вни-
мание в первом случае на ведущую роль тектонических движений
и сложившихся геологических структур в формировании рельефа,
а во втором случае —- на ведущую роль экзогенных факторов
и вулканизма.
Во избежание повторений в характеристике регионов не выделен
особый раздел истории развития рельефа. Сама характеристика
дается согласно исторической последовательности формирования
рельефа, особенно в обзоре элементов морфоскульптуры.
Восточно-Европейская равнина
Общий обзор
Восточно-Европейская равнина ограничена Уралом, Кавказом,
горами Крыма, Карпат и Скандинавии. Геотектонически она в ос-
новном отвечает древней Восточно-Европейской платформе и четко
разделяется на две крупные морфоструктурные единицы: 1) цо-
кольно-денудационные равнины и холмогорья Фенноскандии на
Балтийском кристаллическом щите и 2) преимущественно пласто-
во-моноклинальные денудационные и аккумулятивные равнины на
Русской и Скифской плитах (Физико-Географический атлас Мира,
1964).
Русская плита и расположенная южнее эпигерцинская Скиф-
ская плита образуют геотектоническую основу Русской равнины
(Николаев, 1962). Автор вместе с Ю. А. Мещеряковым считает, что
к ней следует отнести и территории прилегающих предгорных про-
гибов, которые по комплексу геоморфологических признаков тяго-
теют больше к Русской равнине, а не к горам Урала, Кавказа
и Карпат.
Абсолютные высоты Восточно-Европейской равнины на терри-
тории СССР колеблются от —28 м (уровень Каспийского моря) до
1191 м (вершина горного массива Хибин на Кольском полуостро-
ве). Однако отметки более 400 м — редкое исключение для равни-
ны в целом. По данным Ю. А. Мещерякова, средняя высота Рус-
ской равнины составляет примерно 150 м. Обобщенная 200-метро-
вая изогипса служит границей между возвышенностями и низмен-
ностями, которые представляют собой наиболее крупные формы
рельефа равнины. Именно эти основные неровности рельефа выри-
совываются прежде всего на обзорной гипсометрической карте.
По высоте и характеру группировки возвышенных и низменных
элементов Восточно-Европейскую равнину в границах нашей стра-
ны можно разделить на 4 части: Кольский полуостров с Карелией,
северную, среднюю и южную полосы Русской равнины.
На Кольском полуострове и в Карелии господствуют возвышен-
ности и нагорные равнины, сильно расчлененные на отдельные
массивы и гряды с общей ориентировкой с северо-запада и северо-
северо-запада на юго-восток и юго-юго-восток. Здесь сосредоточены
наиболее значительные высоты Восточно-Европейской равнины —
400—700 м, а в горных массивах центральной части Кольского по-
луострова (Хибин, Ловозерских тундр и др.) более 1100 м. Лишь
8
и.। побережье Белого моря располагаются низменные равнины.
Северная полоса Русской равнины простирается от Балтийского
моря на юго-западе до Белого и Баренцева морей на севере, до
Пай-Хоя и Полярного Урала на северо-востоке. Вдоль ее южной
। границы протягиваются возвышенности Белорусская (Белорусская
гряда), Смоленско-Московская, Северные Увалы. Валдайская воз-
вышенность и Тиманский кряж делят северную полосу поперек на
гри неравные части, занятые в основном низменностями. На запа-
де — это обширная Прибалтийская низменность, посредине, т. е.
между Валдайской возвышенностью и Тиманом, — Верхневолж-
ская, Молого-Шекснинская, Северо-Двинская, Мезенская низмен-
ности, на северо-востоке, т. е. между Тиманом и Полярным Ура-
лом, — Печорская низменность.
Отличительная черта северной полосы Русской равнины — на-
личие среди низменностей и между ними групп расчлененных
островных возвышенностей, обособляющих бассейны рек и озер. На
западе островные возвышенности разделяют бассейны озер Ильме-
ня и Псковского, Псковского озера и Рижского залива. Для бас-
сейна Северной Двины такую же роль играют Онего-Двинская
и Двинско-Мезенская возвышенности, сильно расчлененные на от-
дельные массивы.
В ориентировке групп островных возвышенностей и долинных
понижений господствуют два направления: северо-восточное и се-
веро-западное с отклонениями до субмеридионального. Первое на-
правление характерно для цепи возвышенностей Смоленско-Мос-
ковской, Галичской и Северных Увалов, для Валдайской возвышен-
ности и ее продолжения вдоль водораздела Онежского озера
и реки Онеги, для придолинных понижений верхней Волги, Сухо-
ны, Вычегды, Средней Печоры. Второе направление свойственно
Тиманскому Кряжу, придолинным понижениям Мезени, Северной
Двины, Мологи и Шексны, Западной Двины. Именно благодаря пе-
ресечению орографических элементов указанных двух равноценных
направлений и создается картина отмеченного К. И. Геренчуком
и Ю. А. Мещеряковым дробного расчленения рельефа северной по- •
лосы Русской равнины.
Средняя полоса простирается от Карпат до Среднего и Южного
Урала. Для нее характерно ритмичное чередование по простира-
нию, т. е. при движении с запада на восток, возвышенностей и низ-
менностей. Это Украинская возвышенность, включающая Придне-
провскую, Волыно-Подольскую и Предкарпатскую возвышенности,
Полесская и Приднепровская низменности, Среднерусская возвы-
шенность и прилегающий к ней с юга Донецкий кряж, Волго-Ун-
женекая и Окско-Донская низменности, Приволжская возвышен-
ность и ее южное продолжение — Ергени, Низкое Заволжье, возвы-
шенности Высокого Заволжья и среди них Верхнекамская, Бугуль-
минско-Белебеевская, Общий Сырт. В отличие от северной возвы-
шенности и низменности средней полосы более монолитны и значи-
тельны по занимаемой площади, вытянуты в субмеридиональном
направлении. Исключение составляют Украинская возвышенность
9
и Приднепровская низменность, длинная ось которых ориентирова-
на с северо-запада на юго-восток.
Южная полоса Русской равнины прилегает к берегам Черного,
Азовского и Каспийского морей, к горам Кавказа и Крыма. Она
включает, в основном, обширные низменности: Причерноморскую,
Азово-Кубанскую и Прикаспийскую. Последние две низменности
разделены высокой Ставропольской возвышенностью.
10
Морфоструктура
Морфоструктурной характеристике Восточно-Европейской рав-
нины и отдельных ее регионов посвящены работы многих ученых.
Особый интерес представляют работы А. А. Борзова (1938), И. П.
Герасимова (1946, 1959), Я. Д. Зеккеля (1947, 1951), Н. И. Нико-
лаева (1949, 1962), К- И. Геренчука (1950, 1955, 1960), Ю. А. Ме-
щерякова (1951, 1960, 1965, 1972), осветивших важные вопросы ти-
пологии, закономерностей развития и распространения морфострук-
турных образований равнины в целом.
В последние годы появились дополнительные литературные
и картографические источники, содержащие ценный материал для
морфоструктурного анализа. Это новые тома серии «Геология
СССР», шеститомник «Геологическое строение СССР», атласы ли-
толого-палеогеографических карт Русской платформы и ее геосин-
клинального обрамления в двух томах (1962) и СССР в четырех
томах (1968), геоморфологические карты СССР, материков и ми-
ра (Физико-географический атлас Мира, 1964, монография «Рель-
еф Земли», 1967), геотектонические сводки (Виноградов и др., 1960;
Муратов и др., 1962, и пр.).
На рис. 1 представлена в границах СССР картосхема крупных
структурных форм Восточно-Европейской платформы: антеклиз,
сводов и поднятий, синеклиз, прогибов, впадин и седловин. На ней
также выделены предгорные прогибы — структурные элементы
прилегающих горных сооружений. Длительное развитие названных
структур привело к образованию крупных морфоструктурных еди-
ниц (рис. 2). Их система и границы отличаются своими особенно-
стями, обусловленными проявлением в рельефе Восточно-Европей-
ской равнины и активно развивающихся, и ранее сложившихся
(пассивных) структур, выражающихся в рельефе благодаря селек-
тивной денудации. Образованию форм селективной денудации спо-
собствуют выступающие на поверхность горные породы разной
Рис. 1. Структурная картосхема Восточно-Европейской равнины (по Т. Н. Спи-
жарскому и др.):
а — древние кристаллические щиты, кристаллические массивы в сводах антеклиз; б — аите-
клизы, своды, поднятия, крылья аитеклиз; в — аитеклизы на полупогребенном байкальском
складчатом основании; г — седловины; д — синеклизы, впадины; е — внутриплатформенные
прогибы; ж — наложенные синеклизы, впадины; з — обнаженный складчатый фундамент
эпигерцинской платформы; и — эпигерцинская (Скифская) плита; к — передовые прогибы;
л — границы. Кристаллические щиты, массивы: 1 — Балтийский, 2 — Украинский, 3 — Приазов-
ский; антеклизы: 4 — Белорусско-Литовская, 5 — Украинская, 6 — Воронежская, 7 — Волго-
Камская; своды: 8 — Токмаковский, 9 — Жигулевско-Пугачевский, 10 — Татарский, И — Перм-
ско-Башкирский, 12 — Камский, 13 — Котельнический, 14 — Сыктывкарский, 15 — Немско-
Лойненский (Коми-Пермяцкий), 16 — Оренбургский; эпибайкальские поднятия: 17 — Тимани-
ды; синеклизы: 18 — Балтийская, 19— Московская, 19а — Мезенская, 20—Печорская, 21 —
Прикаспийская; внутриплатформенные прогибы: 22 — Днепровско-Донецкий, 23 — Рязанско-
Саратовский, 24— Брестский, 25 — Крестцовскнй, 26 — Валдайско-Солигаличский, 27 — Под-
московный, 28 — Казанско-Кажимский, 29 — Сергиевско-Абдулинскнй; впадины, мульды: 30 —
Львовская, 31 — Причерноморская, 32 — Бузулукская, 33 — Мелекесская, 34 — Камская; сед-
ловины: 35 — Латвийская, 36 — Полесская, 37 — Жлобинская, 38— Казанская, 39 — Марий-
ская, 40 — Сарайлинская, 41 — Бирская, 42 — Чермозская; наложенные впадины: 43 —
Верхнекамская, 44 — Ульяновске-Саратовская; эпигерцинская платформа: 45 — Скифская
плита, 46 — складчатое поднятие Донбасса; передовые прогибы: 47 — Предтнманский, 48 —
Предуральский, 49 — Предкавказский, 50 — Предкарпатский
11
сопротивляемости размыву. Это легко денудируемые преимущест-
венно песчано-глинистые отложения кембрия, нижнего ордовика,
среднего и верхнего девона, верхней перми, мезозоя, палеогена, ми-
оцена и относительно более стойкие карбонатные породы (извест-
няки, доломиты и мергеля) верхнего ордовика, карбона, перми, ме-
ла, миоцена, кремнистые образования (трепела, опоки) палеоцена,
эоцена, песчаники средней юры, палеогена.
Основные типы морфоструктуры. В Восточной части Балтийско-
го щита развиты цокольные возвышенности и низкогорные массивы.
12
Они формировались в условиях длительных (со среднего протеро-
юя) устойчивых поднятий и! несмотря на непрерывную денудацию,
сохранили в целом господствующее положение на Восточно-Евро-
пейской } авнине и общие прямые соотношения со структурой осно-
вания. Погружение восточной окраины Карелии и Кольского полу-
острова под уровень палеозойских морей не нарушило отмеченной
тенденции развития территории». Не нарушают общую картину
рельефа и отдельные инверсионные морфоструктуры.
I Юго-восточный склон Балтийского щита спускается к Москов-
ской синеклизе, развивающейся унаследованно с позднего протеро-
зоя. В ее строении участвует мощная толща осадков венда, пале-
озоя и мезозоя. Согласно Ю. А. Мещерякову (1965), Московской
синеклизе соответствует обращенная морфоструктура, выраженная
в рельефе повышенным участком земной поверхности. Однако с та-
кой общей интерпретацией рельефа согласиться нельзя, так как
здесь, несомненно, в большей степени развиты прямые соотношения
рельефа и структуры. К ним прежде всего относятся низменности
бассейна верхней Волги, левобережья средней и нижней Оки, Су-
хоны и Вычегды, которые прослеживаются широкой полосой с юго-
запада на северо-восток вдоль осевой зоны Московской синеклизы
и подчеркиваются соответствующей ориентировкой названных рек.
Северная часть синеклизы, выделяемая некоторыми авторами под
названием Мезенской синеклизы, сливается с Предтиманским про-
гибом. Она открыта к морю и прямо выражена в рельефе низмен-
ностями Притиманья и бассейна реки Мезени.
В соответствии с отмеченным общим простиранием Московской
синеклизы с юго-запада на северо-восток в верхнем течении Вет-
луги, Вятки и Камы также прослеживается полоса низменности,
образовавшаяся на Котельническом, Сыктывкарском и Немско-
Лойненском погребенных сводах, вовлеченных в погружения Мос-
ковской синеклизы в позднем палеозое и мезозое.
На относительно приподнятых юго-западном, западном и севе-
ро-западном крыльях Московской синеклизы развиты Северная
Рис. 2. Морфоструктурная картосхема Восточно-Европейской равнины:
I. Морфоструктуры на древней платформе; прямые на унаследованных структурах: 1 —
мелкогорья, возвышенности, низменности на кристаллическом щнте, 2 — возвышенности на
обнаженном и полупогребениом кристаллическом основании антеклиз, 3 — возвышенности,
плато на антеклизах, сводах, поднятиях, 4 — возвышенности, плато на относительно при-
поднятых крыльях синеклиз, 5 — гряды, кряжи на полупогребениом байкальском складча-
том основании, 6 — низменности на синеклизах, впадина-х, прогибах; прямые на наложенных
структурах: 7 — гряды, увалы на внутриплатформенных валах, наложенных на прогибы,
моноклинали, 8 — низменности на синеклизах, прогибах, наложенных на антеклизы, своды,
структурные седловины; обращенные на унаследованно развивавшихся структурах: 9 — воз-
вышенности на синеклизах, впадинах, прогибах, 10 — наклонные низменности на падающих
в противоположную сторону крыльях антеклиз, сииеклиз, на структурных седловинах; обра-
щенные на наложенных структурах: 11 — возвышенности на синеклизах, впадинах, наложен-
ных на погребенные своды (возрожденные морфоструктуры), 12 — наклонные низменности
на падающих в противоположную сторону крыльях синеклиз, наложенных на погребенные
своды; переходные: 13 — разновысотные, преимущественно сниженные равнины на антекли-
зах, 14 — разновысотные плато внутренней части синеклиз, периферической части антеклиз.
II. Морфоструктуры на эпигерцинской платформе; прямые: /5 —кряжи на обнаженном
и полупогребениом складчатом основании, 16 — возвышенности на поднятиях, 17 — низмен-
ности на впадинах, 18 — низменности на погребенных поднятиях. III. Морфоструктуры на
передовых прогибах; прямые: 19 низменности; обращенные: 20 — возвышенности
13
часть Среднерусской возвышенности, центральная часть Смоленско-
Московской возвышенности, Валдайская возвышенность. Считать
названные возвышенности инверсионными нет оснований, так как
их господствующее положение и направление уклонов земной по-
верхности отвечает структурам платформенного чехла и кристалли-
ческого фундамента.
* Отмеченные прямые соотношения наиболее крупных форм
рельефа и структурных элементов Московской синеклизы сложи-
лись в результате дифференцированных древних и новейших текто-
нических движений. Наряду с тектоникой образованию возвышен-
ностей на крыльях синеклизы способствовали выступающие здесь
прочные карбонатные отложения верхнего палеозоя, устойчивые
против физического выветривания и механической денудации. :
Рельеф центральной части Московской синеклизы формировал-
ся в условиях относительно более слабых поднятий. Кроме того,
залегающие здесь песчано-глинистые отложения перми и мезозоя
легко поддавались денудационному воздействию экзогенных
агентов. Все это способствовало образованию обширных низмен-
ных равнин, среди которых заметно выступают останцовые пласто-
во-денудационные возвышенности. Особенно значительны Клинско-
Дмитровская и Галичская возвышенности и Северные Увалы. На
фоне преобладающих прямых соотношений рельефа и структуры
они выделяются как инверсионные формы, вытянутые полосой вдоль
осевой зоны Московской синеклизы, где от размыва сохранились
отложения триаса, юры и мела. Названные возвышенности обра-
зовались в результате длительной денудации после ухода меловых
морей. Некоторую роль при этом сыграли дифференцированные но-
вейшие поднятия. Наиболее высокая восточная часть Северных
Увалов соответствует погребенному Сыктывкарскому своду и, та-
ким образом, представляет собой пример наложенной (возрожден-
ной) морфоструктуры.
К рельефу инверсионного типа относятся низменности вдоль рек
Северной Двины и Онеги, простирающиеся до берегов Белого моря.
Их наклон на северо-запад, прямо противоположный падению по-
верхности кристаллического фундамента и палеозойских отложе-
ний, обусловлен главным образом новейшими тектоническими
движениями, с которыми было связано также формирование впа-
дин Белого и Баренцева морей. Среди низменностей выступают
Двинско-Мезенская и Онего-Двинская доледниковые остаточные
возвышенности.
Между Тиманом и Полярным Уралом располагается Печорская
низменность. Она соответствует одноименной синеклизе, а в край-
ней восточной части — Предуральскому краевому прогибу. Jleuop-
_ская синеклиза отличается глубоко опущенным байкальским (воз-
можно, более древним) Складчатым фундаментом, поверх которого
залегает мощный платформенный чехол палеозойских^мезозойских
и кайнозойских отложений. Эта область устойчивых опусканий
с запада ограничена Таманской антеклизой, которая сформирова-
лась на краевом поднятии Тимано-Печорской складчатой зоны.
14
I нманский кряж сформировался в байкальскую эпоху складчатости
н.। месте краевого прогиба рифейской геосинклинали и в после-
дующее время испытывал унаследованные тектонические деформа-
ции, сопровождавшиеся сильным размывом.
На западе Русской плиты располагается Балтийская синеклиза,
которой отвечает низменность южной Прибалтики. Наиболее опу-
щенная часть синеклизы — Калининградская депрессия — выпол-
нена мощной толщей платформенных палеозойских, мезозойских
и кайнозойских отложений. Поверхность коренных пород повсе-
местно располагается ниже уровня моря, что свидетельствует об
усиленном размыве и унаследованном тектоническом развитии де-
прессии в новейшее время.
Между прямыми формами рельефа, господствующими в преде-
лах Московской и Балтийской синеклиз, прослеживаются крупные
морфоструктурные образования обращенного и переходного типа.
Так, Южному склону Балтийского щита и Латвийской седловине
соответствует инверсионная Прибалтийская низменность, которая
на севере ограничена берегами Финского залива, Ладожского
и Онежского озер. Ложе четвертичного покрова наклонено, в об-
щем, к северу и северо-западу, тогда как пласты кембрийских, ор-
довикских, силурийских и девонских отложений падают в обратном
направлении. Общий инверсионный характер низменности обуслов-
лен развитием депрессий Балтийского моря, Ладожского и Онеж-
ского озер, а также доледниковой эрозией и денудацией. Немалую
роль сыграли экзарационные процессы во время оледенений. Сни-
жению рельефа весьма способствовали широко распространенные на
северо-западе Русской равнины легко разрушающиеся песчано-
глинистые отложения девона. Там же, где на дневную поверхность
выступают более стойкие карбонатные породы девона, силура
и, особенно, ордовика, среди низины возвышаются пластово-моно-
клинальные куэстообразные формы рельефаЗ
Белорусско-Литовской антеклизе отвечает морфоструктура пе-
реходного типа с элементами инверсии, плохо выраженная в рель-
ефе поверхности коренных пород. Это свидетельствует о слабой не-
отектонической активности антеклизы по сравнению с интенсив-
ностью размыва слагающих ее сверху рыхлых отложений девона
и мезокайнозоя. Следует отметить, что современные возвышенности
северной Белоруссии высотой до 350 м сложены мощной толщей
ледниковых отложений и поэтому скорее могут быть отнесены
к элементам морфоскульптуры Русской равнины.
Охарактеризованные выше морфоструктуры охватывают ту
часть Русской плиты, где основными структурными формами яв-
ляются синеклизы: наиболее значительная Московская — посреди-
не и Печорская и Балтийская — по краям. К югу от этой зоны
преимущественно отрицательных структур протягивается широкая
зона структур положительных — Украинская, Воронежская и Вол-
го-Камская антеклизы, разделенные узкими, глубокими прогиба-
ми — Днепровско-Донецким и Рязанско-Саратовским, -j
15
Украинская антеклиза образует структурную основу Придне-
провской возвышенности. Последняя территориально совпадает
с Украинским кристаллическим массивом, который на протяжении
длительного геологического развития испытывал устойчивые под-
нятия. Только в позднем мелу, в палеогене и в раннем неогене он
вовлекался в погружения, сопровождавшиеся аккумуляцией мало-
мощных морских и континентальных отложений. Последующие
поднятия восстановили общую тенденцию развития возвышенности
как унаследованной прямой морфоструктуры на пластово-цоколь-
ном основании.
Волыно-Подольская и Бессарабская возвышенности представ-
ляют собой инверсионные формы. Им соответствуют юго-западное,
западное крылья Украинской антеклизы и Львовская мульда. Эти
структуры с конца протерозоя до раннего карбона включительно
испытывали устойчивые погружения, которые затем продолжались
преимущественно в пределах Львовской мульды с перерывами
в позднем мезозое и в кайнозое. В последний раз погружения охва-
тили всю территорию Волыно-Подолии и Бессарабии в позднем
миоцене. Современный облик возвышенностей сложился в резуль-
тате новейших поднятий, охвативших также Предкарпатский крае-
вой прогиб, в пределах которого сформировалась инверсионная
Предкарпатская возвышенность. Поднятия, последовавшие за воз-
дыманием Карпатских гор, были настолько значительными, что ин-
версионные возвышенности оказались даже более высокими, чем
прямая Приднепровская возвышенность.
Приазовскому блоку Украинского массива отвечает Приазов-
ская цокольно-денудационная возвышенность. От Приднепровской
возвышенности она отделена Запорожской средневысотной пласто-
во-цокольной равниной, сформировавшейся на одноименной текто-
нической седловине.
Воронежская антеклиза составляет основу Среднерусской воз-
вышенности. Как особая структура она оформилась только на ру-
беже силура и девона, когда произошло заложение Днепровско-
Донецкого прогиба. До этого она вместе с Украинской антеклизой
входила в состав единого Украинско-Воронежского поднятия.
Со времени образования Воронежская антеклиза вела себя как
унаследованно развивающаяся структура, которая в связи с общи-
ми тектоническими колебаниями Русской плиты временами пол-
ностью или частично погружалась под уровень трансгрессировав-
ших морей. Так было с середины девона и до конца карбона, ког-
да в виде суши сохранились острова и полуострова в осевой части
антеклизы и с середины юры и до конца палеогена, когда значи-
тельные погружения и трансгрессии охватили главным образом
южное крыло и осевую зону антеклизы.
Современная Среднерусская возвышенность располагается
в пределах той части Воронежской антеклизы (ее осевой зоны,
южного и северного крыльев), где произошли унаследованные но-
вейшие поднятия, сформировавшие новейшую структуру Средне-
русскую антеклизу (Раскатов, 1969). На западной периклинали
16
Воронежской антеклизы и на прилегающей Жлобинской седловине
развит наложенный Брянско-Рославльский прогиб (Погуляев,
1959). Он представляет собой северную периферию расширившего-
ся в юрско-меловое и палеогеновое время Днепровско-Донецкого
прогиба. Ему отвечает низменность бассейна Десны и Днепра
к югу от Могилева, где равнинная поверхность равномерно сни-
жается к юго-западу согласно наклону пластов мела и палеогена.
Днепровско-Донецкому прогибу, выполненному мощной толщей
верхнепалеозойских и мезо- и кайнозойских отложений, отвечает
Приднепровская низменность. Она сливается с Полесской низмен-
ностью, которая в целом может рассматриваться как прямая форма
на сложно построенном прогибе. В его западной и восточной
частях располагаются Брестский и Припятский прогибы, а посреди-
не — Полесская седловина.
Воронежская антеклиза отделена от Волго-Камской антекли-
зы глубоким и узким Рязанско-Саратовским (Пачелмским) проги-
бом. Прогиб особенно интенсивно формировался в позднем проте-
розое и в раннем палеозое. Все более молодые осадки, начиная
с карбона, принимают лишь незначительное участие в его строении.
Однако временами, например в раннем мелу, Рязанско-Саратов-
ский прогиб выделялся достаточно четко.
> Северо-западной части прогиба и главным образом северо-вос-
точному крылу Воронежской антеклизы соответствует Окско-Дон-
ская (Тамбовская) низменная равнина. В новейшей структуре ей
отвечает Окско-Донская впадина, выполненная мощной толщей
морских и аллювиально-озерных неогеновых, аллювиально-флю-
виогляциальных и ледниковых четвертичных отложений. По отно-
шению к более древним структурам платформенного чехла и кри-
сталлического фундамента Окско-Донская впадина представляет
собой инверсионную форму на северо-восточном крыле Воронеж-
ской антеклизы.
С позднего протерозоя на протяжении всего последующего раз-
вития северо-восточное крыло Воронежской антеклизы вело себя
в общем как часть унаследованно развивавшейся положительной
мегаструктуры. Во время обширных трансгрессий девона, карбона,
юры, мела и палеогена эта территория находилась преимуществен-
но в мелководной прибрежной зоне затопления и временами ча-
стично или полностью выступала в виде острова или полуострова
среди моря (поздняя юра, поздний мел). С начала палеогена она
почти полностью превратилась в сушу, но в миоцене вновь частич-
но погрузилась под уровень моря на этот раз как инверсионная но-
вейшая структура прогибания, ограниченная с запада и востока
структурами новейших поднятий Среднерусской и Приволжской
возвышенностей.
Меньшая северная часть Окско-Донской низменности распола-
гается в пределах Рязанско-Саратовского прогиба и наложенного
Пензо-Муромского прогиба. Здесь же выделяется наложенная
прямая морфоструктура — плато на Окско-Цнинском вале.
2 Спиридонов А. И. 17
4 f д Е* " .т/чмым»
Волго-Камская антеклиза имеет сложное строение. Она состоит
из ряда сводов, по-разному выраженных в рельефе. Токмовский
свод и западная часть Жигулевско-Пугачевского свода образуют
ядро наиболее обширной северной части Приволжской возвышен-
ности. Эти своды выражены в поверхности кристаллического фун-
дамента и в платформенном чехле — в отложениях верхнего про-
терозоя, развитого на крыльях сводов, и верхнего палеозоя (дево-
на, карбона и перми). На размытых палеозойских породах зале-
гают юрские, меловые и палеогеновые отложения, слагающие нало-
женную Ульяновско-Саратовскую синеклизу. По отношению к ней
Приволжская возвышенность рассматривается как инверсионная
морфоструктура, а по отношению к Токмовскому и Жигулевско-
Пугачевскому сводам — как возрожденная.
Татарский свод состоит из двух поднятий — Кукморского
и Альметьевского, разделенных Сарайлинским прогибом. Свод
прослеживается в кристаллическом фундаменте, в отложениях де-
вона, карбона и, менее отчетливо, перми. Южному Альметьевскому
поднятие соответствует новейший Шкаповско-Ромашкинский свод,
представленный в рельефе Бугульминско-Белебеевской возвышен-
ностью (Рождественский, Журенко, 1962).
В восточной части Волго-Камской антсклизы по соседству
с Предуральским прогибом расположены Камский и Пермско-
Башкирский своды, разделенные Чермозской седловиной. Эти
структуры прослеживаются в глубоко погруженном кристалличе-
ском фундаменте и в мощном платформенном чехле, представлен-
ном отложениями палеозоя, начиная со среднего девона. С конца
перми, т. е. после поднятия Уральских гор, они испытывали устой-
чивые поднятия, формируя унаследованно развивающиеся возвы-
шенности. В новейшее время особенно значительно поднялся Перм-
ско-Башкирский свод, которому в рельефе соответствует Уфимское
плато и возвышенности междуречья Камы и Белой.
Для севера и юга Высокого Заволжья характерны инверси-
онные возвышенности. На севере это Верхнекамская возвышен-
ность, которая сформировалась на мезозойской Вятско-Камской
впадине. Ее наиболее высокая центральная часть наложена на юж-
ную половину погребенного Немско-Лойненского свода. Восточный
край возвышенности соответствует древней унаследованно разви-
вавшейся Верхнекамской впадине, выполненной мощной толщей
верхнего протерозоя и также хорошо выраженной в отложениях
палеозоя. Впадина прослеживается и южнее, где на ней образова-
лись инверсионные возвышенности правобережья Средней Камы.
Южное крыло Волго-Камской антсклизы осложнено Бузулук-
ской впадиной, открытой в сторону Прикаспийской синеклизы. Впа-
дина прослеживается как в фундаменте, так и в осадочном чехле,
включая отложения мезозоя. Ей отвечает инверсионная возвышен-
ность Общего Сырта, развивающаяся как положительная форма
вместе с Бугульминско-Белебеевской возвышенностью, начиная
с палеогена.
Крупными структурными единицами на юге Русской плиты
18
являются Прикаспийская синеклиза и Причерноморская впадина.
Прикаспийская синеклиза как обширная область прогибания, ве-
роятно, выделилась уже в позднем протерозое. Она интенсивно раз-
вивалась в девоне, карбоне и особенно в перми. Большая ее часть,
отвечающая Прикаспийской низменности, эти черты развития со-
хранила и в мезо- и кайнозое. Однако восточный край синеклизы
и прилегающий отрезок Предуральского прогиба в новейшее время
испытали поднятия, благодаря которым образовалось инверсион-
ное Подуральское плато.
Западная окраина Прикаспийской синеклизы, охватывающая
Саратовско-Волгоградское Приволжье, представляет собой моно-
клиналь на стыке Воронежской антсклизы и Прикаспийской сине-
клизы. Она осложнена флексурами и серией палеозойско-мезозой-
ских дислокаций (Саратовских, Доно-Медведицких), испытавших
сложное тектоническое развитие. Соответствующая часть При-
волжской возвышенности может рассматриваться как прямая мор-
фоструктура, наложенная на моноклиналь, которая в позднем про-
терозое и раннем палеозое испытывала преимущественно опуска-
ния. К тому же типу относится морфоструктура северных Ергеней,
сформировавшаяся на мезо- и кайнозойской Ергенинской флексуре.
Юго-западная часть Прикаспийской низменности простирается
в пределы эпигерцинской платформы, а еще южнее — Терско-Кас-
пийского прогиба. На юго-юго-восток от южных Ергеней в фунда-
менте эпигерцинской платформы прослеживаются складки погре-
бенного кряжа Карпинского, погрузившегося под уровень моря
(уже в начале юры) и перекрытого осадками верхнего мезозоя
и кайнозоя.
Причерноморская впадина образовалась на стыке древней Рус-
ской и эпигерцинской Скифской платформ как область устойчивых
опусканий южного крыла Украинской антеклизы, обращенного
в сторону Крымско-Кавказской геосинклинали. На юге и западе
этой территории погружения временами происходили в позднем
протерозое и в палеозое, но как целостная структура впадина об-
разовалась только в мезо- и кайнозое. В ее пределах почти повсемест-
но развиты отложения позднего мела, палеогена и неогена. Впади-
не отвечает Причерноморская низменность, отделенная впадиной
Азовского моря от однотипной Азово-Кубанской низменности. Пос-
ледней соответствует опущенный кристаллический и герцинский
складчатый фундамент, а на юго-западе — Индоло-Кубанский
прогиб.
Между Азово-Кубанской и Прикаспийской низменностями рас-
полагаются поднятия складчатого фундамента эпигерцинской плат-
формы, которые в юрское время входили в состав обширного Воро-
нежско-Ставропольского свода. На юге это Ставропольский свод,
а на севере — поднятие южных Ергеней, разобщенные Манычским
прогибом. В меловое время, в палеогене и раннем неогене эти
структуры погружались под уровень морей, но уже с неогена на
них унаследованно формировались прямые морфоструктуры возвы-
шенностей Ставрополья и южных Ергеней. Одновременно обособля-
2*
19
лась прямая морфоструктура Маиычского понижения. Наиболее
приподнятая обнаженная и полуобнаженная часть герцннского
складчатого фундамента выступает в пределах денудационных цо-
кольных и пластово-цокольных возвышенностей Донецкого кряжа
и прилегающих территорий.
Крупные структуры Восточно-Европейской платформы ослож-
нены многочисленными структурами более мелких порядков, вклю-
чая локальные образования. В сочетании друг с другом, с элемен-
тами разломной тектоники они оказывают большое воздействие да-
же на малые формы рельефа. Особенно наглядно это проявляется
20
п рисунке эрозионной сети, который очень наглядно передает си-
гемы тектонически ослабленных зон, планетарной трещиноватости
(С. С, Шульц).
История развития морфоструктуры. В истории формирова-
ния морфоструктуры Восточно-Европейской платформы раз-
личаются байкальский, каледонский, герцинский и альпийский,
включая новейший, этапы развития.
Древняя Восточно-Европейская платформа в среднем и позд-
нем рифее уже сложилась полностью в своих современных грани
цах (рис. 3, А). На северо-востоке и востоке она была ограничена
Гимано-Уральской геосинклиналью, а на юге — Крымско-Кавказ-
ской геосинклиналью. В это время только территория Прикаспий-
ской низменности, возможно, была покрыта эпиплатформенным
морем, остальная часть платформы представляла собой сушу —
Балто-Сарматский материк. В рельефе господствовали цокольно-
денудационные возвышенности и массивы — остаточные и омоло-
женные формы на месте сильно разрушенных складчато-глыбовых
сооружений раннего и среднего протерозоя. Как отмечали К- И. Ге-
ренчук (1960) и другие исследователи, рельеф не был полностью
пенепленизирован В наиболее приподнятых участках, где зарож-
дались будущие положительные платформенные структуры, он был
еще достаточно резко расчленен эрозионной сетью. Речные долины,
ныне погребенные под мощной толщей платформенных отложений,
в глубину достигали нескольких десятков и даже сотен метров, а
в ширину — нескольких километров.
Полоса аккумулятивных низменностей (Оршанская и др.), вы-
полненных красно- и пестроцветными терригенными образования-
ми, протягивалась с юго-запада на северо-восток, разделяя мате-
рик на две части. К северо-западу располагалась Балтийская воз-
вышенность, а к юго-востоку — Сарматская и Волго-Камская воз-
вышенности, разделенные поперек аккумулятивной Рязанско-Сара-
товской низменностью.
В возвышенностях и низменностях и в осложняющих их формах
меньшего размера непосредственно отражались тектонические
движения, их амплитуда и направленность. Окраинные части Вол-
го-Камской возвышенности были пересечены полосами низменно-
стей, возникших на месте Казанско-Кажимского и Верхнекамского
прогибов, Сергиевско-Абдулинской и Мелекесской впадин. Бал-
Рис. 3. Палеоморфоструктурные картосхемы Восточно-Европейской равнины:
А — средний, поздний рифей, Б — ранний кембрий, В — ранний девон, Г — сред-
ний триас:
1 — цокольно-денудационные возвышенности, массивы на кристаллическом основании, 2 —
цокольно-денудационные равнины, 3 — пластово-цокольные денудационные возвышенности,
4 пластово-денудационные возвышенности, 5 — пластово-денудационные равнины, 6 —
пластово-денудационные и аккумулятивные низменности, 7— кряжи, гряды байкальского
орогена, 8 — цокольно-денудационные равнины на байкальском складчатом основании, 9 —
остаточные гряды, кряжи на байкальском складчатом основании, 10 — кряжи, гряды на
полупогребенном байкальском складчатом основании, 11 — горы, кряжи герцинского оро-
гена, 12— впадины герцинской орогенической области, 13— эпиплатформенные моря, 14 —
геосинклинальные моря, 15 — крупные разломы
21
тайская возвышенность осложнялась Ладожской и Беломорской
низменностями на месте одноименных тектонических прогибов, вы-
тянутых с северо-запада на юго-восток.
В венде (поздний протерозой) углубление и расширение Оршан-
ского и других прогибов на его северо-восточном продолжении при-
вело к образованию единой обширной области тектонических опус-
каний— Балтийско-Московской синеклизы. Наступавшее море за-
топило тектонические депрессии, отделив от сильно сократившейся
Балтийской возвышенности Сарматский и Волго-Камский острова.
В конце венда на месте Тиманской геосинклинали в результате
начавшихся орогенических движений возникла холмистая суша,
а позднее, в алданском веке кембрия, образовалась Тиманская
складчатая гряда, которая на юго-востоке сливалась с Уральской
грядой той же байкальской эпохи складчатости. В это время меж-
ду Тиманской грядой и северной частью Уральской гряды прости-
ралась средневысотная Печорская равнина на байкальском склад-
чатом основании. Регрессии морей, начавшиеся в алданском веке,
в ленском веке кембрия завершились полным осушением Восточно-
Европейской платформы, к которой на этот раз присоединилась
и область Тимано-Печорского орогена.
В ленском веке, по сравнению со средним и поздним рифесм,
цокольно-денудационные возвышенности заметно сократились
в размерах (рис. 3, Б). Выделялись три возвышенности — Сармат-
ская, или Украинско-Воронежская, Волго-Камская и Балтийская,
разделенные обширными пластово-денудационными и аккумуля-
тивными равнинами, сложенными аллювиально-озерными и мор-
скими отложениями верхнего протерозоя и нижнего кембрия.
На месте Балтийско-Московской синеклизы простиралась акку-
мулятивная низменность, в которой уже наметилось разделение на
две самостоятельные области тектонических опусканий — Москов-
скую и Балтийскую синеклизы. Узкое Рязанско-Саратовское пони-
жение, унаследованно развившееся на месте одноименного обрам-
ленного разломами глубокого и узкого прогиба, разделяло Украин-
ско-Воронежскую и Волго-Камскую возвышенности. На юго-восто-
ке оно широко открывалось в сторону Прикаспийской низменной
равнины. С юга суша древней Восточно-Европейской платформы
омывалась Крымско-Кавказским геосинклинальным морем.
На протяжении среднего и позднего кембрия, ордовика и силура
прогибалась западная окраина платформы — юго-восточное крыло
Украинской синеклизы, Львовская мульда, Брестский прогиб, Бал-
тийская синеклиза, а также центральная часть Московской синекли-
зы. Прогибание сопровождалось трансгрессиями морей в амгин-
ское время среднего кембрия и особенно значительными в ордовик-
ское время, когда после общего осушения Русской равнины в позд-
нем кембрии море затопило большие площади в западной и цент-
ральной частях равнины, ознаменовав наступление каледонского
этапа развития платформы.
В силуре море ушло из пределов Московской синеклизы, одна-
ко продолжало существовать на западе платформы, где в это вре-
22
мя особенно значительно прогибались названные выше структуры.
Одновременно поднималась остальная часть платформы, где обра-
зовалась обширная возвышенная равнина. Восточная окраина плат-
формы в это время уже была втянута в опускания, связанные с раз-
витием Уральской геосинклинали, в пределах которой усиленные
прогибания начались в ордовике и продолжались в силуре и ран-
нем девоне.
В конце силура завершилась каледонская складчатость, с ко-
торой было связано образование гор в прилегающей Скандинавской
геосинклинали. Это вызвало общее поднятие и осушение Восточно-
Европейской платформы. Море полностью покинуло ее в раннем де-
воне. В это время рельеф равнины в основном был таким же, как
и в предшествующие этапы развития, но вместе с тем приобрел
и некоторые новые черты (рис. 3, В).
Как и в самом начале палеозоя, продолжали существовать три
области цокольно-денудационного рельефа на обнаженном кристал-
лическом основании: Балтийская, Украинско-Воронежская и Волго-
Камская. Однако заложившийся по разломам Днепровско-Донец-
кий прогиб уже разделил Украинско-Воронежское поднятие на две
самостоятельные структурные формы: Украинский и Воронежский
щиты. В виде возвышенностей существовали только Балтийский
и Украинский щиты, на остальной части Русской плиты можно
предполагать господство средневысотных и низменных равнин, ука-
зывающих на общую тенденцию к опусканию и подготовку обшир-
ной среднедевонской трансгрессии — начало герцинского этапа
развития платформы.
Полоса низменностей (Печорская, Приуральская, Прикаспий-
ская) протягивалась с севера на юг, тяготея к Уральскому геосин-
клинальному морю. Западнее простирались средневысотные пла-
стово-денудационные равнины, спускавшиеся к Балтийско-Москов-
ской и Подольско-Бессарабской аккумулятивным низменностям.
Среди пластовых равнин выделялись останцовые цокольно-денуда-
ционные равнины на Воронежском и Волго-Камском выступах
кристаллического фундамента и Тиманская остаточная гряда на
байкальском складчатом основании.
В среднем, позднем девоне и в карбоне большая часть Восточно-
Европейской платформы оказалась покрытой морем, включая Вол-
го-Камскую и Воронежскую возвышенности и Тиманскую гряду,
которые до этого времени формировались в континентальных усло-
виях. В виде суши сохранились только Украинская и Балтийская
цокольно-денудационные возвышенности да отдельные острова сре-
ди моря в вершинной части Воронежской возвышенности. В карбо-
не море затопило даже восточную окраину Балтийского щита,
вместе с тем отступив из пределов южного склона щита, Балтий-
ской синеклизы, Белорусско-Литовской, Воронежской и Украин-
ской антеклиз. С отступанием моря в этих местах возникали аккуму-
лятивные низменные равнины, которые при последующем поднятии
и расчленении преобразовались в пластово-денудационные рав-
нины.
23
..' Затопленные части платформы развивались дифференцированно
(в зависимости от структурных условий. Резко выделялись более
интенсивным прогибанием Днепровско-Донецкий прогиб, (^алтай-
ская, Московская и Прикаспийская синеклизы, Казанско-Кажим-
ский прогиб. На фоне общих опусканий Приуралья заметно высту-
пали относительно менее прогибавшиеся положительные структуры
Волго-Камской антеклизы: Токмовский и Татарский, Котельниче-
ский, Сыктывкарский, Немско-Лойненский своды.
В позднепермское время произошли орогенические движения
в Уральской и Скифской геосинклиналях. Вдоль южной окраины
древней платформы образовались складчатые кряжи, среди кото-
рых выделялся кряж Карпинского, продолжавшийся на восток до
южной оконечности Уральских гор. Образование орогена на месте
Скифской геосинклинали ознаменовало переход этой территории
на путь платформенного развития и ее причленение к древней
Восточно-Европейской платформе.
В пермское время в связи с воздыманием герцинских гор подни-
малась платформа и регрессировали покрывавшие ее моря. Внут-
ренние моря дольше всего задержались в Прикаспийской, Москов-
ской и Печорской синеклизах и Днепровско-Донецком прогибе.
В пределах площади затопления, как и ранее, выделялась относи-
тельно менее прогибавшаяся Волго-Камская антеклиза и ее отдель-
ные положительные структуры (Татарский свод и др.). Суша со-
средоточилась в западной половине платформы, где преобладали
равнинные формы без резко выраженной дифференциации на воз-
вышенности и низменности. На северо-востоке после девонской
и каменноугольной трансгрессий вновь образовалось Тиманское
кряжевое поднятие.
''В раннем и среднем триасе, когда море полностью покинуло
, территорию древней и прпчленившейся к ней эпигерцинской плат-
I форм, в рельефе суши преобладали пластовые денудационные
к и аккумулятивные равнины (рис. 3, Г). Цокольпо-дунудационные
^возвышенности сохранились только на Балтийском и Украинском
щитах, причем в самой восточной окраийе Балтийского щита можно
предполагать существование пластово-цокольного рельефа. На Во-
ронежской и вполне сформировавшейся Белорусско-Литовской ан-
тсклизах образовалась Белорусско-Воронежская пластово-денуда-
ционная возвышенность с небольшим островом цокольно-денудаци-
онного рельефа в верховьях Оки («Воронежский остров»).
Днепровско-Донецкая низменность на одноименном прогибе
разделяла Белорусско-Воронежскую и Украинскую возвышенности.
(На Балтийской синеклизе также существовала низменность, к севе-
I ро-востоку от нее простиралась пластовая возвышенность на южном
^юго-восточном склонах Балтийского щита. К востоку равнина
снижалась и переходила в Московскую, Печорскую и Прикаспий-
скую низменности на одноименных синеклизах. Московская (вместе
с Мезенской низменностью) и Печорская низменности были разде-
лены Тиманской грядой, а между Московской и Прикаспийской
низменностями существовал невысокий порог на Волго-Камской ан-
24
гсклизе. С востока Русская равнина ограничивалась Уральскими
горами, а на юге в субширотном направлении простирались склад-
чатые сооружения Скифско-Туранского орогена. Здесь четко выде-
лялся кряж Карпинского, на западном конце которого поднимался
Донецкий кряж.
Морская трансгрессия, начавшаяся на юге в ранней юре, в сред-
не- и позднеюрское время распространилась на север, затопив низ-
менные и средневысотные равнины преимущественно восточной,
а также центральной и западной частей Русской равнины. Море
затопило большую часть Воронежской антеклизы, однако прогиба-
ние ее было менее значительным по сравнению с соседними Мос-
ковской синеклизой и Днепровско-Донецким прогибом. Впервые
четко выделялась как самостоятельная морфоструктурная единица
возвышенность на Белорусско-Литовской антеклизе. В западной
части Волго-Камской антеклизы, на Токмовском своде в это вре-
мя началось формирование наложенной Ульяновско-Саратовской
синеклизы, а в восточной половине той же антеклизы поднялся Та-
таро-Башкирский свод — основа будущего Высокого Заволжья.
Та же картина обширной морской трансгрессии, охватившей
преимущественно восточную половину Русской равнины, сохраня-
лась и в раннем мелу. В конце раннего мела произошел резкий пе-
релом в тектоническом развитии платформы. В связи с прогибани-
ем альпийской геосинклинали в позднем мелу под уровень моря
погрузилась ее южная половина. Впервые оказался затопленным
почти весь Украинский щит. В это время особенно интенсивно раз-
вивались Днепровско-Донецкий прогиб, Ульяновско-Саратовская_____
синеклиза, южные части Балтийской и Прикаспийской синеклиз. J
В опускание Днепровско-Донецкого прогиба были втянуты даже
южное крыло и осевая зона Воронежской антеклизы.
В конце позднего мела море значительно отступило к югу, но
в раннем палеогене началась новая обширная трансгрессия, кото-
рая достигла максимального распространения в эоцене. Вновь
оказались затопленными значительные части Украинской и Воро-
нежской антеклиз, не говоря уже об отрицательных структурах
юга Русской платформы.
Орогенические движения в альпийской геосинклинали вызвали
поднятия юга Русской равнины. В олигоцене море, сокращаясь
в размерах, сосредоточивается в продолжающих прогибаться При-
каспийской синеклизе, в Днепровско-Донецком прогибе, Причерно-
морской впадине и в Предкавказье. Неогеновые морские трансгрес-
сии охватывали преимущественно тектонические понижения южной
окраины Русской равнины (Причерноморскую впадину, впадины
Предкавказья, Прикаспийскую синеклизу), редко выступая за их
пределы. Подавляющая часть Восточно-Европейской равнины
в неогеп-четвертичное время развивалась в континентальных усло-
виях. Именно в это время окончательно определились те основные
черты морфоструктуры, которые были охарактеризованы выше.
Таким образом, в рельефе Восточно-Европейской равнины явно
преобладают прямые морфоструктуры, унаследованно развивав-
25
шиеся с отдаленного геологического прошлого. Это обстоятельство
было отмечено Н. И. Николаевым (1949, 1965), К. И. Геренчуком
(1960) и другими исследователями. Есть на Восточно-Европейской
равнине и формы инверсионного и переходного типа, но их распро-
странение не вполне подчиняется той закономерности, о которой
писал Ю. А. Мещеряков (1951, 1965).
По преобладающим мсгаструктурам и их выражению в рельефе
различаются следующие крупные морфоструктурные зоны, которые
в общем совпадают с зонами, или поясами, выделенными выше по
чисто гипсометрическим признакам: 1 — цокольные возвышенно-
сти Балтийского кристаллического щита, 2 — пластовые низменно-
сти Балтийской, Московской и Печорской синеклиз, 3 — пластовые
и пластово-цокольные возвышенности Украинской, Воронежской
и Волго-Камской антеклиз, 4 — пластовые низменности Причерно-
морской впадины и Прикаспийской синеклизы. Каждая зона пере-
сечена прямыми морфоструктурами, ориентированными поперек по
отношению к простиранию зон, т. е. в северо-западном или в северо-
северо-западном направлениях. К ним относятся Тиманская гряда,
Мезенская низина, Беломорская, Онежская и Ладожская котлови-
ны, Приднепровская низменность и др.
Морфоструктурные зоны сложились в конце протерозоя как ре-
зультат наложения разновозрастных систем дислокаций северо-
восточного и северо-западного простираний. Зоны прослеживались
на всех последующих этапах геотектонического развития. Даже
в эпохи обширных трансгрессий, обусловленных прогибанием при-
легающих к платформе геосинклиналей (каледонский, герцинский
и альпийский циклы геотектонического развития), наблюдалось
унаследованное конседиментационное формирование основных
структурных форм. В континентальных условиях положительные
структуры также вели себя преимущественно как области поднятий
и образования возвышенного денудационного рельефа, а отрица-
тельные структуры — как области опусканий и образования акку-
мулятивных низменностей. Унаследованное развитие морфострук-
тур с некоторой перестройкой в большинстве мест совершалось
и в.новейшее время.
Особое внимание привлекают инверсионные морфоструктуры.
Как правильно отмечал Ю. А. Мещеряков, они наиболее характер-
ны для центра и северо-запада Русской равнины, но встречаются
уакже на ее южной и восточной окраинах. Основная причина инвер-
сии рельефа несомненно тектоническая. Именно с поднятиями но-
вейшего времени связано образование возвышенностей Волыно-
Подолии, Предкарпатья, Подуральского плато, Среднего При-
уралья, испытывавших до этого преимущественно нисходящие дви-
жения, а затем втянутых в поднятия вместе с прилегающими гора-
ми. Тектонически инверсионной является морфоструктура Окско-
Донской низменности, которая в миоцене выделилась как область
опусканий, морской трансгрессии и флювиальной аккумуляции.
<'""’При выяснении причин образования инверсионных морфострук-
тур не следует забывать и об экзогенных процессах. На примере
26
левобережных низменностей, сопровождающих течение крупных рек
юга Русской равнины, видно, что одним из факторов возникнове-
ния обратных соотношений рельефа и структуры могла быть сила
Кориолиса. Днепр, Дон, Волга и другие реки значительно смести-
лись вправо от места их первоначального заложения. Именно этим
и была вызвана частичная инверсия Приднепровской и Окско-
Донской низменностей, низменности Куйбышевского Заволжья,
простирающихся, соответственно, на северо-восточные крылья
Украинской и Воронежской антеклиз, на юго-восточное крыло Жи-
гулевско-Пугачевского свода.
Под воздействием экзогенных факторов, деятельность которых
контролировалась сложившимися структурно-петрографическими
условиями, сформировались широко распространенные на Русской
равнине структурно-денудационные формы и элементы рельефа
(денудационные, или пассивные, морфоструктуры). _
К выходам на поверхность песчано-глинистых образований)
обычно приурочены обширные низменности. Стойкие породы, играя
бронирующую роль, обусловливают формирование пластово-моно-
клинальных возвышенностей. Роль избирательной денудации была
особенно значительной на северо-западе и в центре Русской равни-
ны, где континентальное развитие началось с карбона и перми (се-
веро-запад) или с мела (центр). Именно здесь Ю. А. Мещеряков
отмечал преобладание инверсионных возвышенностей и низменно-
стей, образование которых он связывал в основном с новейшей тек?
тонической инверсией. _
Не отрицая тектонической природы северной и северо-западной^
покатостей Русской равнины, обращенных к Балтийскому и Бело-
му морям, следует вместе с тем признать, что образование крупных
форм рельефа обусловлено здесь также неодинаковой стойкость^
пород палеозоя и мезозоя против выветривания и денудации. Низ-
менности на рыхлых песчано-глинистых отложениях девона, перми
и мезозоя, пластово-моноклинальные плато на прочных карбонат-
ных породах ордовика, карбона и перми составляют характерней-
шую особенность рельефа этой территории. у
Надо добавить, что денудационные процессы при благоприят-
ных условиях создавали и усиливали прямые морфоструктуры, как
это произошло с рельефом в пределах Московской синеклизы.
Там же, где стойкие породы слагают ядра отрицательных структур,
они были причиной или одной из причин возникновения инверсии
рельефа. Такова, например, центральная часть Приволжской возвы-
шенности, бронированная песчаниками и опоками палеоцена
и эоцена, залегающими в ядре наложенной Ульяновско-Саратов-
ской синеклизы.
Следовательно, роль неотектоники в образовании крупных форм
рельефа Русской равнины нс следует переоценивать. Многие из
этих форм сложились уже давно и в новейшее время были лишь
омоложены, причем под воздействием не только тектоники, но
и (особенно в северной половине платформы) избирательной дену-
дации.
27
Морфоскульптура
Морфоскульптура Восточно-Европейской равнины . формирова-
лась под воздействием морской абразии и аккумуляции, водноэро-
зионных и сопряженных с ними склоновых процессов, флювпаль-
ной аккумуляции, ледниковой экзарации и аккумуляции, мерзлот-
ных, эоловых и карстово-суффозионных процессов. Эти процессы,
действуя в разное время и сочетаясь друг с другом, обусловили воз-
никновение ряда морфологических комплексов.
Древние аккумулятивные и денудационные поверхности (по-
верхности выравнивания). Морские трансгрессии, охватывавшие
Восточно-Европейскую платформу, кроме прямого воздействия на
рельеф играли важную косвенную роль в развитии континенталь-
ной поверхности региона<Уровни морей служили базисами эрозии,
применительно к которым в относительно спокойной тектонической
обстановке происходило эрозионно-денудационное выравнивание
надводного рельефа.'Общее ритмическое воздыманпе платформы
создавало благоприятные условия для формирования разновозраст-
ных поверхностей выравнивания, отделенных друг от друга замет-
ными перепадами высот.-!
Поверхности выравнивания Восточно-Европейской равнины
изучали многие авторы. Широкую известность приобрели представ-
ления Ю. А. Мещерякова (1959, 1965) о «полигенетических поверх-
ностях выравнивания», т. е. таких поверхностях, у которых элемен-
ты континентального (денудационно-аккумулятивного) и морского
(абразионно-аккумулятивного) происхождения парагенетически пе-
реходят друг в друга, составляя единый одновозрастный уровень
планации рельефа. Сходные идеи о денудационно-аккумулятивных
поверхностях развивались также и автором (Спиридонов, 1937,
1952).
Ю. А. Мещеряков полагал, что на Восточно-Европейской равни-
не сохранились реликты полигенетических поверхностей выравни-
вания, связанных с четырьмя эпохами наиболее значительных мор-
ских трансгрессий в мезо- и кайнозое. Это верхнеюрско-меловая,
эоцен-олигоценовая, сармат-понтическая и акчагыл-апшеронская
поверхности высотой, соответственно, 350—450, 280—350, 200—240
и 110—160 м.
В последнее время была проделана большая работа по обобще-
нию материалов о поверхностях выравнивания и корах выветрива-
ния СССР, результатом которой явились карта масштаба
1 -.2 500 000 (1971) и изданная позднее монография «Поверхности
выравнивания и коры выветривания СССР» (1974). На карте вы-
делены поверхности, которые сформировались в условиях: 1) дли-
тельного денудационного выравнивания и порообразования
и 2) прерывистого денудационно-аккумулятивного выравнивания
и порообразования.
К первой категории отнесены: мезозойская нерасчлсненная по-
верхность (с фрагментами палеозойского и докембрийского оста-
28
точного рельефа), позднетриасовая — раннеюрская и позднеюр-
ская —- меловая поверхности, распространенные на Балтийском щи-
те, на Тиманском и Донецком кряжах. Вторая категория включает
семь уровней планации рельефа: от позднемелового — среднепале-
огенового до позднеплиоценового — раннеплейстоценового воз-
раста, развитых в пределах Русской равнины, включая северную ее
часть, где древние поверхности погребены под чехлом ледниковых
отложений. Широкое распространение поверхностей выравнивания
на Восточно-Европейской равнине признает также Д. В. Борисевич
(1973).
Основой для палеогеоморфологических реконструкций на Восточ-
но-Европейской равнине должны служить геологические данные
о развитии морских трансгрессий. От перемещения береговых линий
зависит время вступления рельефа на путь континентального раз-
вития, сохранность первичных морских абразионно-аккумулятив-
ных равнин, условия последующего формирования и сохранность
денудационных поверхностей.
По продолжительности последнего, т. е. длящегося и поныне,
этапа континентального рельефообразования Восточно-Европей-
ская равнина отличается большой разнородностью, обусловленной
особенностями тектонического развития платформы. Ее можно раз-
делить на южную и северную половины. Каждая из них, в свою оче-
редь, подразделяется на западную и восточную части (рис. 4).
На северо-западе Русской равнины континентальное развитие
началось раньше, чем в других ее частях, — с конца девона и до
конца перми. Рельеф здесь отличается интенсивным денудацион-
ным преобразованием. Контуры современного распространения
палеозойских отложений сильно отличаются от границ соответст-
вующих морских трансгрессий.
На северо-востоке равнины последние моря ушли в раннем,
частично в позднем мелу, за исключением Тимана и северной части
Высокого Заволжья, где рельеф вступил на путь континентального
развития в различные отрезки перми.(Центр Русской равнины окон-
чательно освободился от морей лишь в конце позднего мела.
С этого времени рельеф был настолько сильно изменен эрозией
и денудацией, что от первоначального сплошного покрова меловых
отложений сохранились лишь небольшие остатки в пределах
Клинско-Дмитровской, Верхнекамской, северной части Среднерус-
ской возвышенностей и др. Эти остатки уже не могут рассматри-
ваться как фиксирующие положение исходной поверхности морской
аккумуляции, так как несут явные следы размыва. J
Юго-запад равнины вступил на путь континентального разви-
тия после обширных палеогеновых трансгрессий, а крайний юг
(Причерноморье и Приазовье) — с регрессией неогеновых морей.
Вопрос о сохранности реликтов морских аккумулятивных равнин,
оставленных палеогеновыми трансгрессиями, очень дискуссионен.
Некоторые авторы (Ю. А. Мещеряков, С. К- Горелов и др.) полага-
ют, что подобные реликты широко распространены на юго-западе
Русской равнины, на Приволжской возвышенности. Однако анализ
29
состава и геолого-геоморфологических условий залегания пале-
огеновых отложений убеждает в том, что эти отложения были силь-
но размыты и что срезающая их дневная поверхность рельефа
должна рассматриваться в большинстве мест как денудационная
и более молодая по возрасту. Лишь в отдельных местах при благо-
приятных условиях могли сохраниться реликты древнего рельефа,
близкие по своему положению к исходной аккумулятивной поверх-
ности.
30
В Приднестровье, в Нижнем Приднепровь<.частично сохрани-
лись остатки абразионно-аккумулятивных поверхностей времени
гортоно-сарматской трансгрессии, которая также охватывала широ-
кую полосу вдоль Окско-Донской низменности^На северном побе-
режье Черного и Азовского морей, в Степном Крыму хорошо сохра-
нились перекрытые лёссами абразионно-аккумулятивные равнины,
созданные во время понтической, киммерийской и куяльницкой
трансгрессий. В четвертичное время Черноморский бассейн испытал
до семи-восьми трансгрессий, из которых основными, зафиксиро-
ванными в наиболее четко выраженных морских террасах были
чаудинская, древнеэвксинско-узунларская, карангатская и ново-
черноморская (соответственно ранне-, средне-, позднечетвертичная
и голоценовая).
Самые поздние обширные трансгрессии охватывали юго-восток
Русской равнины. В Низком Заволжье, вдоль долин нижней Камы
и Белой, среднего течения Урала распространены реликты абразион-
но-аккумулятивных поверхностей времени акчагыльской и, в мень-
шей степени, апшеронской трансгрессий. Эти реликты были ча-
стично разрушены последующей эрозией или же погребены под бо-
лее молодыми континентальными осадками.
В ранне-, средне-, позднечетвертичное и голоценовое время про-
изошли (соответственно) бакинская, хазарская, хвалынская и но-
аспийская трансгрессии Каспия, из которых последние две ока-
зали прямое воздействие на формирование открытого рельефа юго-
востока Русской равнины.
На севере и северо-западе Русской равнины вдоль морских по-
бережий и по течению крупных рек выделяются неширокие поло-
сы позднечетвертичных и голоценовых морских трансгрессий с хо-
рошо выраженными абразионно-аккумулятивными формами
рельефа.
Если снять чехол четвертичных континентальных отложений, то
рельеф поверхности коренных поро/^Восточно-Европейской равни-
ны будетl преимущественно эрозионно-денудационным,} Возраст
этого рельефа очень общо можно определить по времени начала
его континентального развития. Но этого совершенно недостаточно,
чтобы судить о возрасте эрозионно-денудационных элементов
рельефа, в частности междуречных поверхностей, сложившихся
в процессе длительного континентального развития территории.
Следует учесть, что; кроме относительно спокойных геотектони-
ческих условий, образованию поверхностей выравнивания способ-
ствовала климатическая обстановка, которая складывалась} на
Восточно-Европейской равнинеГв мезозое и кайнозое.}В зависимо-
Рис. 4. Время вступления рельефа Восточно-Европейской равнины на путь кон-
тинентального развития (картосхема):
1 — послехвалынское, 2 — послеплиоценовое, 3 — послеапшеропское, 4 — послеакчагыльское,
5 — послепонтическое, 6 — послетортоно-сарматское, 7 — послеэоцен-олигоценовое, 8 — после-
меловое, 9 — послепозднеюрско-раннемеловое, 10 — послепермское, 11 — послекаменноуголь-
ное, 12 — последевонское, 13 — послесилурийское, 14 — докембрийское
31
сти от климата был разным и сам процесс выравнивания рельефа. I
I В мезозое и палеогене господствовал влажный тропический кли- I
мат.ЗФормировалась глобальная система пенепленов, фиксирован- I
вых каолиновой или латеритной корой выветривания большой мощ-
ности. В миоцене и начале плиоцена был теплый переменно-влаж-
ный климат саваннового типа. Формировались поверхности вырав- I
нивания — педиплены и маломощный карбонатный и бескарбонат- '
ный красноцветный элювий преимущественно монтмориллонитово-
го состава. После эпохи гумидного климата (плиоцен) в конце
плиоцена установились семиаридные климатические условия, ха-
рактерные для саванновых и саванно-степных ландшафтов. В этих 1
условиях происходило образование педиментов и аккумулятивных
поверхностей, сложенных красно-бурыми осадками. Начало плей-
стоцена ознаменовалось усилением сухости и похолодания, появ-
лением коричнево-бурых отложений (Дедков и др., 1977).
Уточнение возрастных характеристик рельефа путем его сопо-
ставления с рыхлыми континентальными отложениями, с корами
выветривания часто осложняется тем, что соответствующие корре-
лятные образования оказываются размытыми. Суждение об отно-
сительном возрасте разновысотных денудационных элементов по
чисто гипсометрическим и другим морфометрическим показателям
в условиях платформы, сложенной породами резко различной со-
противляемости размыву, оказывается малоубедительным.
На Восточно-Европейской равнине возвышенности и низменно-
сти нередко отвечают выходам на поверхность пород с трудом
или легко поддающихся выветриванию и денудации. Это, однако,
не исключает и того, что именно пласты стойких пород местами спо-
собствуют сохранению в открытом состоянии реликтов древнего
рельефа. Все сказанное заставляет быть очень осмотрительным при
определении возраста денудационных уровней, особенно тех, ко-
торые признаются наиболее древними.
С Позднемезозойская поверхность денудационного выравнива-
ния широко распространена в пределах Балтийского щита. Onjrcpe-
зает сложно дислоцированное кристаллическое основание, включая
верхнепалеозойские интрузииJ Местами на шей сохранилась пло-
щадная каолиновая кора вЬтветривания! в южной Фенноскандии
перекрытая осадками мелового моря.
(^Большое воздействие на рельеф здесь оказали разнообразные
экзогенные факторы, в частности ледниковые покровы. Поэтому
современный облик древней поверхности лишь в самых существен-
ных чертах можно признать сохранившимся с мезозойского време-
ни как результат длительного общего выравнивания рельефа после
основного ранне-, среднепротерозойского горообразования и послед-
него герцинского тектогенеза.
f Согласно карте поверхностей выравнивания и кор выветривания
СССР, поз днемеловая и палеогеновая поверхности сохранились^а 5)
Северных Увалах, на Валдайской, Онего-Двинской, Двинско-Мезен-
ской, Вятско-Камской, Бугульминско-Белебеевской, Приволжской
возвышенностях|'в северной половине Среднерусской, на западе J
32
Приднепровской возвышенностей, в Донбассе. Их генезис в основ-
ном денудационный. Лишь на Приволжской возвышенности пока-
заны реликты палеогеновой поверхности морского аккумулятивного
происхождения.
Выше уже отмечалась дискуссионность сохранения в современ-
ном открытом рельефе реликтов первичной поверхности морской
аккумуляции палеогенового и мезозойского возраста. Тем более
сомнительно признание широкого распространения реликтов дену-
дационного рельефа того же уровня. Названные возвышенности
подверглись интенсивному эрозионному расчленению, а в северной
части равнины — ледниково-экзарационной обработке. Прямые до-
казательства наличия здесь остатков столь древних денудационных
поверхностей отсутствуют! Господствующее высотное положение
приводораздельных участков может быть объяснено бронирующей
ролью стойких горных пород, например, на ордовикском, карбоно-
вом, пермском плато^Д. Б. Малаховский и др.).
Более обоснованным представляется выделение на Русской рав-
нине, главным образом (в ее южной внеледниковой половине, дену-
дационно-аккумулятивных поверхностей неогенового возраста,
группирующихся в два хорошо выраженных разновысотных уровня. ’
^Генетически они связаны с наиболее значительными неогеновыми
трансгрессиями южных Mopefij и были впервые установлены
А. Н. Мазаровичем, Е. В. Милановским, М. В. Пиотровским, а позд-
нее обстоятельно изучены А. П. Дедковым, Г. И. Раскатовым, А. П.
Рождественским и многими другими исследователями.
1_ Реликты верхней поверхности сохранились в Высоком Заволжье,
на Подуральском плато, на Приволжской, Среднерусской, Украин-
ской возвышенностях, реликты нижней поверхности — на тех же
возвышенностях, а также в Низком Заволжье, на Окско-Донской,
Приднепровской, Причерноморской низменностях. В обеих поверх-
ностях парагенетически сочетаются элементы денудационного,
озерно-аллювиального и морского абразионно-аккумулятивного
происхождения, в основном отвечающие времени тортоно-сармат-
ской (верхний уровень}^ понтической, куяльницкой, акчагыльской
и апшеронской трансгрессий (нижний уровень).
[Высота поверхностей колеблется в широких пределах, обуслов-
ленных главным образом разной амплитудой новейших поднятий.
Высота верхней поверхности изменяется от 240 до 500 м, причем
наибольшие отметки приурочены к центральным (сводовым) ча-
стям возвышенностей и к их предгорным (предуральской, пред-
карпатской) окраинам, испытавшим наиболее значительные новей-
шие поднятия^/ Нижняя поверхность располагается на высотах
150—280 м, значительно снижаясь в сторону крупных долин
и к морским побережьям, испытавшим относительно более слабые
поднятия, чередовавшиеся с опусканиями.
Таким образом,^на Восточно-Европейской равнине наиболее не-
сомненны реликты аккумулятивных и денудационных поверхностей
неогенового — миоценового, преимущественно позднемиоценового,
и плиоценового, преимущественно позднеплиоценового, возраста^
з Спиридонов А. И. 33
Из более древних уровней можно признать только верхнемезозой-
ский (нерасчлененный мезозойский) на Балтийском щите. Но и эти
поверхности были расчленены последующей эрозией, подверглись
денудационной обработке и в настоящее время сохранились на ог-
раниченных площадях в открытом виде или, чаще, под чехлом чет-
вертичных отложений.
Наличие палеогеновых и мезозойских реликтов рельефа на
Русской равнине (плите) нуждается в более надежном обосновании
фактическим материалом.
Крупные речные долины. Во взглядах исследователей на разви-
тие долинной сети Восточно-Европейской равнины существуют
большие расхождения. По мнению одних ученых, долинные систе-
мы в новейший (неоген-четвертичный) этап развития рельефа ко-
ренным образом перестраивались (Мирчинк, 1933; Масляев, 1955;
Квасов, 1963, и др.), а по мнению других, развивались в основном
унаследованно, претерпевая лишь частичные перестройки.
Как было отмечено выше, морфоструктурный план Русской
равнины на протяжении длительного геологического времени, вклю-
чая новейший тектонический этап, развивался преимущественно
унаследованно с господством прямых мегаморфоструктур. Это спо-
собствовало столь же унаследованному развитию систем основных
рек, на что указывали Б. Л. Личков (1934, 1936), К. И. Геренчук
(1960), Е. Ф. Станкевич (1962) и другие исследователи. Сказанное
можно проиллюстрировать на примерах долин Волги, Дона, Днеп-
ра, основных рек Севера Русской равнины.
Бассейн Волги выше Горького почти полностью совпадает с пло-
щадью Московской синеклизы, а генеральное направление реки
между Калининым и Рыбинском отчетливо контролируется осью
этой структуры (Зеккель, 1948; Спиридонов, 1954, 1957). Нижнее
течение Волги приурочено к осложненной глубинным Волгоград-
ским разломом наиболее прогнутой части Прикаспийской впадины.
Между Горьким и Саратовом река пересекает Волго-Камскую ан-
теклизу, причем использует для этого поперечные структурные по-
нижения, ослабленные разломами: Марийскую и Казанскую седло-
вины, отделяющие Токмовский свод от Котельнического и Татар-
ского сводов, Мелекесскую впадину, восточную переклиналь Жигу-
левско-Пугачевского свода, Узени-Иргизскую мульду.
В структурной характеристике Волги представляется немотиви-
рованным ее резкий поворот на восток-юго-восток ниже Рыбинска,
где ее бассейн отделен Северными Увалами от бассейнов Северной
Двины и Мезени, расположенных на северном продолжении Мос-
ковской синеклизы. По-видимому, водораздел по Северным Увалам
возник в послемезозойское время как результат интенсивной эрози-
онной деятельности, подчиненной Прикаспийской впадине, которая
в мезо- и кайнозое испытывала значительные прогибания. Как отме-
чает Г. В. Обедиентова, юго-восточное направление стока сложи-
лось уже в позднем протерозое и в дальнейшем оно восстанавлива-
лось и развивалось в эпохи континентального развития платформы
в связи с усиленной тенденцией к прогибанию ее юго-восточной
34
окраины. Столь же очевидна структурная обусловленность очерта-
ний Камы и Оки.
Следы наиболее древнего речного рельефообразования в бас-
сейне Волги из-за последующего размыва плохо сохранились.
Наиболее полно и достоверно они установлены А. В. Востряковым,
Г. И. Горецким, А. Н. Мазаровичем, Г. В. Обедиентовой и другими
только с плиоцена. В балаханское время (средний плиоцен) про-
изошло прогибание Южнокаспийской котловины, вызвавшее рез-
кое сокращение площади Каспийского водоема и падение его уров-
ня на 500—600 м ниже уровня мирового океана (Милановский,
1963). Столь значительное понижение базиса эрозии вызвало
интенсивную глубинную эрозию, в результате которой образова-
лись глубокие, ныне погребенные долины Волги, Камы, Белой, Ура-
ла, Эмбы и их притоков (рис. 5).
Основной тальвег погребенной долины протягивается вдоль
Белой, нижней Камы и далее вдоль Волги на расстоянии до
100 км и более влево от русла названных рек. Лишь в районе Жи-
гулевских ворот современный тальвег сближается с древним. Выше
Казани погребенная долина прослеживается почти до Горького.
Ее дно вскрыто на абсолютных отметках от плюс 17 у Балахны
до минус 800 м у Астрахани (Обедиентова, 1956, и др.). Устье ре-
ки в балаханское время располагалось в районе Апшеронского по-
луострова, где накапливались дельтовые отложения продуктивной
нефтеносной толщи (Батурин, 1937).
Погребенная долина выполнена кинельской свитой. Ее формиро-
вание связано с деятельностью крупной реки, которую Г. Й. Горец-
кий назвал Кинель-рекой. Свита состоит из переслаивающихся ал-
лювиальных, озерно-аллювиальных, озерных и озерно-болотных
отложений, общей мощностью до 300 м и более на юге Среднего
Поволжья. Столь значительная мощность и состав осадков объяс-
няются подпруживанием Кинель-реки наступающим акчагыльским
морем, осадки которого почти повсеместно перекрывают кинель-
скую свиту.
Акчагыльская ингрессия распространялась на север до нижней
Камы, глубоко проникая узкими заливами вверх по долинам Вол-
ги (до устья Ветлуги), нижней Вятки, Камы, предуральских отрез-
ков Белой, Уфы, Урала и вдоль других более мелких долин, уже
существовавших в доакчагыльское время.
В акчагыльское море впадали реки, в долинах которых сохра-
нился плиоценовый аллювий, не перекрытый морскими осадками.
Безусловно, существовала средняя Кама и ее приток Чусовая с ак-
чагыльской надпойменной террасой, описанной Д. В. Борисевичем.
Плиоценовая долина самой Волги прослежена до Горького. Ее раз-
меры были не так значительны, как ниже по течению. Это доказы-
вается маломощностью верхнеплиоценового аллювия, обнаружен-
ного в окрестностях Йошкар-олы, Чебоксар и в других пунктах. Су-
ществование плиоценовой Волги выше Горького еще не доказано.
Не исключено, что ее верхнее течение в плиоцене уже дренировало
центральную часть Московской синеклизы.
3* 35
После небольшой регрессии акчагыльского бассейна в конце
позднего плиоцена наступила апшеронская трансгрессия, примени-
тельно к которой в границах ранее созданных долин формирова-
лась слабо врезанная гидрографическая сеть. В это время можно
более достоверно предполагать существование палеодолины верх-
ней Волги, так как остатки сильно размытого ледниками апшерон-
ского аллювия, по данным Г. В. Обедиентовой, сохранились в Ки-
нешмском Заволжье, выше Калинина.
0’ 0^ И3 И
[•••-'16 |о°оО°|7 lz?^9
36
О раннечетвертичных долинах бассейна Волги можно судить
по распространению пятой надпойменной террасы, а также впервые
выделенной Г. И. Горецким (1964, 1966) погребенной венедской
свиты, сопоставляемой им с низким уровнем бакинского бассейна.
Венедский аллювий Г. И. Горецкий проследил вверх по Волге
до впадения Унжи. Состав и размеры погребенного аллювиального
тела свидетельствуют о том, что истоки пра-Волги лежали на не-
сколько сот километров выше. По Г. И. Горецкому, это были вер-
ховья пра-Унжи. Однако, на наш взгляд, есть основание считать,
что в раннем плейстоцене верхняя Волга уже существовала. Вдоль
нее глубоким бурением и геофизическими методами установлен
долинообразный врез, по отношению к которому современная Вол-
га несколько смещена в ту или другую сторону. И хотя в этом вре-
зе пока не обнаружен нижнеплейстоценовый аллювий, а морфологи-
чески врез сильно преобразован последующей ледниковой и водно-
ледниковой эрозией, все же его основу, надо полагать, составляет
погребенная речная долина.
Как убедительно показали исследования Г. И. Горецкого (1964,
1966), в венедское время заведомо существовала Кама, продолже-
нием которой вверх по течению служили Вишера и Колва, Белая,
Вятка (ниже Котельнича). Заслуживает внимания присутствие ве-
недской свиты в долинах притоков нижней Камы (Ика, Ижа, Мен-
зели) и даже в долинах крупных речек, впадавших в эти притоки.
Следовательно, по Г. И. Горецкому, уже в венедское время были
обозначены основные черты плейстоценовой сети камского бас-
сейна.
В долине Оки венедский аллювий прослежен от низовьев до
г. Калуги и выше. Тем самым решен вопрос о раннеплейстоценовом
возрасте этой реки. Об этом ранее писали А. А. Асеев, В. Г. Лебе-
дев, А. И. Спиридонов и др. Находки венедского аллювия в долине
реки Москвы заставляют предполагать, что и другие притоки Оки,
верхней и средней Волги того же размера могли существовать
в это время, т. е. верхневолжский бассейн, как и камский, в раннем
плейстоцене был уже достаточно развит (см. рис. 5).
В еще большей степени это подтверждается изучением лихвин-
ского (кривичского, по Г. И. Горецкому) погребенного аллювия, ко-
торый сформировался во время первого среднеплейстоценового
межледниковья и сопоставляется с регрессией нижнехазарского бас-
сейна. Да?ке очертания пра-Волги, пра-Камы, пра-Оки, пра-Москвы
и других рек в это время были очень близки к их современным
очертаниям.
Венедская и лихвинская погребенные долины, как правило,
протягиваются на левобережье современных рек, причем русло то
приближается к ним, то несколько удаляется, но в общем распола-
Рис. 5. Погребенные долинные врезы (по Г. В. Обедиентовой с дополнениями):
1 — позднепалеозойские, 2 — раннемезозойские, 3 — среднемиоценовые, 4 — раннеплиоценовые,
5— среднеплиоценовые, 6 — раннечетвертичные,' 7 — водораздел (окско-донской) современ-
ный, 8 — водораздел раннеюрский, 9 — береговая линия в раннем плиоцене
37
гается значительно ближе по сравнению с расстоянием до плиоце-
нового русла палео-Волги. Как отметил Г. И. Горецкий, сближения
приурочены, в основном, к тектонически активным положительным
структурам типа брахиантиклиналей.
Отдаленным родоначальником долины верхнего — среднего До-
на Ю. А. Мещеряков, Г. В. Обедиентова считают эрозионное пони-
жение, которое формировалось в Рязанско-Саратовском прогибе на
протяжении верхнего протерозоя и палеозоя. Согласно Н. И. Мар-
ковскому (1964), в ранневизейское время крупная долина прости-
ралась с северо-запада между Саратовом и Волгоградом, где от-
крывалась на юго-восток к морскому водоему.
В настоящее время серия глубоких эрозионных врезов неогено-
вого возраста установлена в пределах Окско-Донской равнины,
причем наблюдается закономерное смещение тальвегов более мо-
лодых погребенных долин к западу, как бы продолжающих тенден-
цию правостороннего смещения палеозойской реки. В этом, кроме
проявления силы Кориолиса, можно видеть также влияние ми-
грации оси наследуемых рекой тектонических прогибов.
Система неогеновых тальвегов палео-Дона расположена
в Окско-Донской неотектонической впадине, а современный Дон
и Воронеж протекают по границе впадины со Среднерусской анте-
клизой. К настоящему времени средний Дон сильно сместился на
юго-восточное крыло древней Воронежской антеклизы, а ниже
устья Тихой Сосны течет в направлении на восток-юго-восток по
простиранию оси антеклизы, отвечающему, в общем, простиранию
мел-палеогеновой моноклинали. Ниже устья Иловли Дон резко по-
ворачивает на юго-юго-запад, принимая ориентировку Прикаспий-
ской моноклинали (флексуры) и осложняющих ее локальных
структур.
Наконец, в нижнем течении Дон делает еще один поворот — на
запад-юго-запад в сторону Азовского моря. Очертания Дона в круп-
ном плане — это как бы огромная лука, огибающая с севера, восто-
ка и юга Воронежскую антеклизу, но относительно структуры силь-
но смещенную к югу.
Долина палео-Дона заложилась в позднеолигоценовое — ранне-
миоценовое время. Ее последующее развитие изучали М. Н. Гри-
щенко, Ю. И. Иосифова, М. И. Лопатников, Ю. А. Петрокович и др.
В начале среднего миоцена произошло интенсивное эрозионное
углубление долины. Оно было вызвано регрессией Эвксино-Каспия
и поднятиями, которые в начале миоцена охватили, по-видимому,
большой район от средней Оки до Ергеней. В настоящее время эта
среднемиоценовая долина Дона погребена. Она начинается север-
нее средней Оки, пересекает Оку и далее протягивается на юг
вдоль восточного края Окско-Донской равнины, Хоперско-Бузулук-
ской депрессии и Ергеней до Элисты, где среднеплиоценовый Дон
впадал в Понто-Каспий (Иосифова, 1961). Протяженность долины
превышает 1000 км. Абсолютные отметки тальвега уменьшаются
от плюс 70 м у Сапожка до минус 8 м у Серафимовича.
Долина выполнена среднемиоценовыми отложениями, пред-
38
ставленными в основании аллювием, сменяющимся вверх по разре-
зу озерно-болотными, а затем ингрессивными лимано-морскими
отложениями.
Наличие в среднемиоценовой долине палео-Дона морских осад-
ков является следствием тортонской трансгрессии, которая прони-
кала на север до современной средней Оки и превратила большую
часть древней долины в лиман. В конце тортонского времени осад-
конакопление прекратилось, начался новый этап эрозионной
деятельности, результатом которого было образование менее глу-
бокого, чем в среднем миоцене, долинного понижения. Это пониже-
ние выполнено мелководными морскими отложениями, накопив-
шимися в обширном неглубоком заливе Эвксино-Каспия, ингресси-
ровавшем в конкско-сарматское время.
К миоценовым аллювиальным и морским отложениям с запада
прислонены аллювиальные отложения плиоценового палео-Дона.
В раннем и частично в среднем плиоцене Дон формировал гигант-
скую дельту в районе Ергеней, отлагая на побережье Эвксино-
Каспия мощную толщу водораздельных ергенинских песков. Со
средним плиоценом связан важный этап в жизни Дона и Эвксино-
Каспийского бассейна. В результате усиления поднятий в альпий-
ской геосинклинали этот бассейн распался на несколько самостоя-
тельных водоемов, в том числе Эвксинский и Каспийский. Это при-
вело к обособлению речных систем Дона и Волги, которые даль-
ше развивались неодинаково.
Как уже отмечалось, Каспий в среднем плиоцене сильно регрес-
сировал, а затем в акчагыле вновь трансгрессировал. Эвксинский
бассейн в среднем плиоцене регрессировал менее резко, чем Кас-
пий. Поэтому в долинах рек, впадаюших в этот бассейн, значитель-
ные среднеплиоценовые переуглубления отсутствуют. Позднепли-
оценовые трансгрессии также были незначительны. Для позднепли-
оценового Дона характерны неглубокий врез, значительно уступаю-
щий среднемиоценовому, отсутствие морских фаций и неширокое
распространение осадков акчагыльского возраста.
Судя по находкам аллювия, плиоценовый Дон начинался где-то
в бассейне современной средней Оки, пересекал Окско-Донской во-
дораздел и далее тек вдоль Западной окраины Окско-Донской низ-
менности, огибал Калачскую возвышенность и направлялся вдоль
нижнего Дона в позднеплиоценовый морской бассейн. В конце
плиоцена, т. е. значительно раньше, чем полагал Г. Ф. Мирчинк,
произошло заложение долины Оки и образование Окско-Донского
водораздела.
В долине Дона развит нижне- и среднечетвертичный аллювий,
сопоставляемый с венедским и лихвинским аллювием бассейна
Волги. Он строго приурочен к современной долине и протягивается
чаще всего вдоль левобережья на некотором расстоянии от русла.
Следовательно, раннеплейстоценовый Дон от верховьев до устья
приобрел современные общие очертания. Это касается и отрезка
Дона выше впадения Воронежа, который в дочетвертичное время
лежал в стороне от магистрального направления стока. В ранне-
39
четвертичное время существовали также Воронеж, Хопер, Медведи-
ца и другие притоки Дона. Ложа венедской и лихвинской свит рас-
полагаются ниже уровня реки, свидетельствуя, как и на Волге, о бо-
лее глубоком врезе долины по сравнению с современным и менее
глубоком по сравнению с позднеплиоценовым врезом.
Долина Днепра заложилась после ухода палеогеновых морей.
Верховья реки проникают в тектонически погруженную юго-запад-
ную окраину Московской синеклизы. Отсюда река течет на юг,
используя Гомельскую (Жлобинскую) седловину, разделяющую
Воронежскую и Белорусско-Литовскую антеклизы, затем поворачи-
вает на юго-запад согласно простиранию Днепровско-Донецкого
прогиба. Река приближается здесь к Украинскому кристаллическо-
му щиту. Однако древние размывы прослеживаются далеко на ле-
вобережье вдоль осевой зоны прогиба. Ниже Днепропетровска
Днепр пересекает зону Украинского и Приазовского кристалличе-
ских щитов, используя разделяющую их Запорожскую седловину.
В низовьях, резко повернув на юго-запад, река течет по Причерно-
морской впадине. В крупных чертах течение Днепра (как и Дона)
образует большую луку, огибающую с севера, востока и юга Укра-
инскую антеклизу.
Структурно обусловлены и течения основных притоков Днепра.
В частности, Припять заложилась в Брестском и Припятском про-
гибах и разделяющей их Полесской седловине, а Десна — по накло-
ну осевой зоны наложенного Днепровско-Деснинского прогиба мел-
палеогеновой моноклинали.
Основной размыв Днепра был приурочен к Днепровско-Донец-
кому прогибу и, как уже отмечалось, он первоначально возник с от-
ступанием харьковского и полтавского морей. Дальнейшую исто-
рию Днепра изучали Д. К. Биленко, Н. И. Дмитриев, Б. Л. Личков,
А. П. Назаренко, И. Н. Ремизов, Д. Н. Соболев и др.
Формирование долины Днепра в миоцене сопровождалось чере-
дованием фаз эрозионной и аккумулятивной деятельности реки
и частичным захоронением долины под морскими осадками ранне-
тортонской и сарматской трансгрессией. В раннем и среднем
миоцене верховья Днепра лежали в Припятском прогибе, и лишь
в позднем миоцене прослеживается долинный врез вдоль основно-
го ствола реки до Орши. С регрессией плиоценовых морей река
освоила и нижний отрезок долины, где образовала обширную дель-
ту. В позднем плиоцене Днепр принимал некоторые крупные прито-
ки: Сейм, Ворсклу и др.
Изучение венедского аллювия (Борецкий, 1970) показало, что
в раннем плейстоцене Днепр (в эпоху регрессии Чаудинского бас-
сейна) существовал уже на всем протяжении, включая отрезок до-
лины под Смоленском, так называемые «Смоленские ворота». В это
же время существовали притоки Днепра: Припять, Березина, Сож,
Десна, Сейм и др., причем тальвеги погребенных долин протягива-
лись, как правило, левее современных рек.
При чередовании этапов размыва, речной и морской аккумуля-
ции в бассейне Днепра на протяжении неогена и раннего плейсто-
40
цена отмечается общая тенденция к увеличению глубины эрозион-
ного расчленения рельефа. Только в раннем плейстоцене, в ве-
недское время, эрозионный врез был на 20—55 м ниже современ-
ного уровня Днепра. До этого времени даже в этапы усиленного
размыва, предшествовавшие раннетортонской и сарматской транс-
грессиям, он располагался значительно выше.
В отличие от Днепра на Дону этапу раннеплейстоценового вре-
зания реки предшествовали этапы более глубокого эрозионного
расчленения в раннем тортоне и в середине позднего плиоцена, ког-
да тальвег палео-Дона располагался, соответственно, на 100 и 50 м
ниже современного уровня Дона.
Наконец, на Волге, где следы развития долины в миоценовое
время не сохранились, венедскому врезанию долины на 35—65 м
и более ниже уровня реки предшествовал еще более глубокий сред-
неплиоценовый врез палео-Волги — до 300—500 м ниже ее совре-
менного уровня, за которым следовал этап мощной речной и мор-
ской аккумуляции в позднем плиоцене.
Отмеченные различия в эрозионной и аккумулятивной деятель-
ности рек обусловлены прежде всего изолированностью Каспий-
ского водоема, уровень которого в плиоцене и плейстоцене более
резко реагировал на тектонические движения и изменения климата,
чем уровень Черного моря.
Здесь уместно подчеркнуть своеобразие условий развития палео-
Волги: уже отмеченные выше падение уровня балаханского бассей-
на, акчагыльскую и апшеронскую трансгрессии, последующую ре-
грессию в раннебакинское время. Соответственно и глубоко расчле-
ненный рельеф в среднем плиоцене и начале позднего плиоцена был
свойствен не всей Русской равнине, как нередко изображают,
а только бассейну Волги, особенно в ее среднем течении. В это вре-
мя палео-Днепр был врезан даже менее глубоко, чем теперь. После-
дующее все более глубокое врезание Днепра до раннего плейстоцена
включительно было вызвано общим прерывистым поднятием юго-
западной части Русской плиты. Лишь на Дону был кратковремен-
ный этап усиленной глубинной эрозии в середине позднего плиоце-
на, которому предшествовал более глубокий врез в раннем тортоне.
На севере Русской равнины рисунок речной сети сложился под
значительным воздействием древних материковых оледенений. Но
и здесь структурная обусловленность рек и их бассейнов достаточ-
но очевидна. Бассейн Печоры располагается в пределах Печорской
синеклизы и прилегающей части Предуральского прогиба; бассейн
Северной Двины и Мезени приурочен к северной части Московской
синеклизы (включая Мезенскую синеклизу) и к Предтиманскому
прогибу. В течении Сухны, Вычегды, Северной Двины сказываются
два преобладающих простирания древних и унаследованных но-
вейших тектонических структур — северо-западное и северо-во-
сточное.
Долины названных рек сложились уже в среднем плиоцене. Ба-
зисом эрозии для них служил уровень моря, регрессировавшего на
север за пределы баренцевоморского шельфа. Долины частично или
41
полностью (Печора) были затоплены во время позднеплиоценовой
трансгрессии, но затем, несмотря на эрозионную и аккумулятивную
деятельность древних ледников, реки неизменно восстанавливали
свое течение в основном по ранее проложенному пути.
В Прибалтике течение рек определяется Белорусско-Литовской
антеклизой, Балтийской синеклизой, южным склоном Балтийского
кристаллического щита и осложняющими их структурами более
мелкого порядка. Общее северо-западное направление стока сложи-
лось в доледниковое время и было подчинено впадине Балтийского
моря.
Делаются попытки реконструкции долинной сети, существовав-
шей в области древнего материкового оледенения Русской равнины
в дочетвертичное время. Особое внимание привлекают обнаружен-
ные при бурении долинообразные понижения ложа четвертичного
покрова, дно которых располагается на 50—100 м и более ниже
уровня моря. Их поперечный профиль обычно каньонообразный.
При глубине до 200—220 м и более ширина каньонов составляет
в среднем 1—2 км, а крутизна стенок достигает 30—35°.
Многие авторы интерпретируют эти формы как звенья глубоко
врезанной долинной сети, которая образовалась к началу плейсто-
цена вследствие поднятия Восточно-Европейской платформы или
понижения уровня Мирового океана. Предполагается, что особенно-
сти морфологии погребенных долин, сохраняющиеся даже там, где
они врезаны в песчано-глинистые породы, невыработанность их
поперечного и, видимо, продольного профилей свидетельствуют
о том, что речной врез был интенсивным и кратковременным.
Согласно Д. Д. Квасову, Д. Б. Малаховскому и др. (1975), по-
добные долины расчленяли весь север Европы и западной Сибири.
А. А. Асеев (1974) предполагает, что в дочетвертичное время глав-
ный водораздел Русской равнины проходил значительно южнее,
чем теперь. Он пересекал современную Волгу между Унжой и Ко-
стромой, отрезая ее верхнее течение от всего остального бассейна.
Река текла вдоль подножия северного склона Клинско-Дмитров-
ской возвышенности, где бурением установлена глубокая узкая до-
лина (Главная Верхневолжская ложбина, по А. А. Асееву) с отмет-
ками дна до минус 40—50 м. Она прослеживается до района Кост-
ромы, где ее тальвег опускается на НО м ниже уровня моря, т. е.
почти на 200 м ниже уреза реки. Отсюда древний сток шел по
Костромской низине и далее на север по Вологодской равнине, где
обнаружены глубокие депрессии поверхности коренных пород
(до минус 101 м в верховьях пра-Вохтомы).
С подобными представлениями о значительных перестройках
и большой глубине долинной сети севера Русской равнины трудно
согласиться. Для подтверждения этих взглядов материалов буре-
ния еще далеко не достаточно. Там же, где фактического материа-
ла больше, он обычно не подтверждает существования непрерывно
прослеживающихся сильно переуглубленных долин.
Как отметил Г. И. Борецкий, каньонообразная форма древних
переугдублений, к тому же лишенных древнего аллювия, совершен-
42
но не свойственна нормальным долинам равнинных рек. Их ложе
располагается значительно ниже постели венедского аллювия,
фиксирующего наиболее глубокое раннеплейстоценовое врезание
рек. Трудно представить, чтобы глубокое эрозионное расчленение за
короткий срок — с конца плиоцена до начала плейстоцена — охва-
тило север и центр Русской равнины. Д. Д. Квасов, Д. Б. Малахов-
ский и другие связывают этот врез с понижением уровня Мирового
океана. Действительно, исследования ряда авторов показывают,
что в начале плейстоцена уровень Мирового океана был на
200—240 м ниже, чем теперь. Но этого понижения все же было не-
достаточно, чтобы столь глубокие долины могли возникнуть
на Русской равнине и притом только в северной ее половине, так
как во внеледниковой ее части подобные раннеплейстоценовые вре-
зы заведомо отсутствуют.
Можно лишь констатировать, что в области древнего материко-
вого оледенения Русской равнины к началу плейстоцена несомнен-
но уже была развита густая долинная сеть, но ее тальвеги в ран-
неплейстоценовое время располагались не более чем на 60—80 м
ниже уровня рек. Что же касается отмеченных переуглублений ко-
ренного ложа четвертичного покрова, то их происхождение следует
объяснить частично неотектоническим прогибанием (Южная При-
балтика) и в основном деструктивной деятельностью древних лед-
никовых покровов.
Ледниковый рельеф. Плейстоценовые оледенения оказали очень
большое воздействие на рельеф Восточно-Европейской равнины,
создав столь характерную для ее северной части ледниковую мор-
фоскулыттуру. Изучением ледниковой скульптуры Восточно-Евро-
пейской равнины в широком общем плане занимались А. А. Асеев,
А. Б. Басаликас, А. А. Борзов, В. К. Гуделис, К. К- Марков, Г. Ф.
Мирчинк, А. И. Москвитин, Н. Н. Соколов, Н. С. Чеботарева и др.
Особо следует отметить монографии И. П. Герасимова и К. К- Мар-
кова (1939), К- К. Маркова и др. (1965, 1967), А. А. Асеева (1974).
В настоящее время многие исследователи признают не менее
чем пятикратное оледенение Восточно-Европейской равнины
в плейстоцене: два оледенения в раннем плейстоцене — варяжское
(березинское) и окское с беловежским (венедским) межледниковь-
ем, два в среднем плейстоцене — днепровское и московское с рос-
лавльским (одинцовским) межледниковьем, отделенные от окского
оледенения лихвинским межледниковьем, и одно — валдайское —
в позднем плейстоцене, отделенное от московского оледенения ми-
кулинским (мгинским) межледниковьем.
Неоднократность оледенений была вызвана ритмическими изме-
нениями климата, чередованием теплых (термократических) и хо-
лодных (криократических), влажных (гигрократических) и сухих
(ксерократических) условий. Работами М. П. Гричук и В. П. Гри-
чука было установлено, что в пределах одного ритма климатиче-
ских колебаний максимумы теплообеспеченности и увлажненности,
так же как их минимумы, во времени не совпадали — первые пред-
шествовали вторым. М. П. Гричук и В. П. Гричук выделяют в пре-
43
делах одного плейстоценового ритма четыре стадии развития
климата: 1 — криогигрократическую, 2 — криоксерократическую,
3 — термоксерократическую и 4 — термогигрократическую. Оледе-
нения развивались в основном на протяжении двух первых стадий,
а межледниковья — двух последних.
Каждый ледниковый покров осуществлял деструктивную и ак-
кумулятивную деятельность. По интенсивности ее, обусловленной
гляциодинамическими причинами, различаются: центральноледни-
ковая зона относительно слабой экзарации, зона преобладания
экзарации, приуроченная к склонам щитов, и зона с преобладанием
аккумуляции основной морены, развитая в нижней части леднико-
вых щитов и в пределах их сниженной краевой части. По интенсив-
ности экзарации и аккумуляции последние зоны могут быть разде-
лены на подзоны (Асеев, 1966, 1974).
Зональные различия сильно осложнялись воздействием на рель-
ефообразующую деятельность древних ледниковых покровов геоло-
гического строения и рельефа их ложа. Особенно большое влияние
оказывали геоморфологические условия, сложившиеся на Восточ-
но-Европейской равнине к началу плейстоцена. Прямо или косвен-
но они сказывались в формировании рельефа при всех последую-
щих оледенениях.
Рельеф ложа четвертичного покрова. Выше уже была дана об-
щая характеристика морфоструктуры и дочетвертичной морфо-
скульптуры Восточно-Европейской равнины. Следует дополнитель-
но осветить чисто внешние черты доледникового рельефа, о кото-
рых можно судить по рельефу поверхности коренных пород. Безу-
словно, на ложе четвертичного покрова немалое воздействие ока-
зали сами ледники, потоки талых вод, тектонические движения, но
все же основные неровности коренного ложа с известной долей
приближения можно считать существовавшими уже в предледнико-
вое время (рис. 6).
К началу плейстоцена в средней полосе Русской равнины сло-
жились Приднепровская, Среднерусская и Приволжская возвышен-
ности, разделенные Днепровской и Окско-Донской низменностями.
Высота ложа четвертичного покрова колеблется от 60 м и менее
(низменности) до 320 м и более (возвышенности).
В северной полосе Русской равнины, где повсеместно развит
неравномерный чехол ледниковых отложений, поверхность корен-
ных пород также очень неровная. В Прибалтике, Припятском По-
лесье, в бассейне верхней Волги, Северной Двины, Мезени, Печоры,
т. е. там, где господствуют прямые морфоструктуры на сильно раз-
мытых песчано-глинистых отложениях позднего палеозоя и мезо-,
кайнозоя, преобладают высоты 50—120 м. Расположенные в этой
полосе пластовые и пластово-моноклинальные возвышенности
(Смоленско-Московская, Валдайская, Онежско-Двинская, Двинско-
Мезенская, Беломорско-Кулойская, Клинско-Дмитровская, Север-
ные Увалы и др.), как правило, имеют коренной цоколь с абсо-
лютными отметками 160—200 м, местами (Смоленско-Московская,
44
Валдайская возвышенности и др.) до 240 м. На Тиманском кряже
поверхность коренных пород достигает высоты 300 м и более.
К берегам морей, к долинам крупных рек ложе четвертичного
покрова спускается до уровня моря и нередко имеет даже отрица-
тельные отметки. Особенно значительное поле малых высот отме-
чается в северной и западной Прибалтике (Волховская, Псковско-
Чудская, Земгальская, Нижненеманская низины). Отсюда ложе
четвертичного покрова с отметками менее 50 м и нередко ниже
уровня моря простирается через Онежско-Ладожский перешеек
вдоль Онеги, Северной Двины, Нижней Мезени, Печоры, значи-
тельной части морского побережья.
Как отмечалось, палеогеоморфологическая интерпретация по-
гребного рельефа должна учитывать воздействие ледника на свое
ложе, которое было очень неравномерным. Оно заключалось пре-
имущественно в усилении существовавших неровностей за счет бо-
лее интенсивной ледниковой и водно-ледниковой эрозии в пониже-
ниях, сложенных обычно легко разрушаемыми песчано-глинистыми
породами.
Разрушительная деятельность древних ледников особенно ярко
сказалась в образовании описанных выше глубоких долинообраз-
ных понижений ложа четвертичного покрова. Г. И. Горецкий (1968,
1972) считает, что эти понижения (ложбины) возникли вследствие
ледникового выпахивания и размыва. Он различает два типа лож-
бин, приуроченных преимущественно к полосам краевых образова-
ний: ложбины прорыва, перпендикулярные к полосам конечных мо-
рен, и ложбины обтекания, параллельные им.
В преобразовании ложа ледника важную роль играли талые во-
ды. Скапливаясь в понижениях ложа, нередко наследующих долед-
никовые долины, они могли создавать глубокие эрозионные пони-
жения. Этому способствовали огромный гидростатический напор,
крутой уклон впадающих внутриледниковых каналов, серии водопа-
дов. По-видимому, особенно благоприятные условия для водной
эрозии складывались перед высокими уступами коренного ложа,
обращенными против движения льда.
Обращает внимание приуроченность наиболее глубоких и протя-
женных долинообразных понижений к подножию глинта (Предглин-
товая ложбина), уступа карбонового плато (Предвалдайская лож-
бина), северного склона Клинско-Дмитровской возвышенности
(Шошинско-Нерльская или Главная Верхневолжская ложбина).
Эти ложбины врезаны преимущественно в песчано-глинистые поро-
ды верхнего рифея, кембрия и нижнего ордовика (Предглинтовая
ложбина), верхнего девона (Предвалдайская ложбина), верхней
юры, нижнего триаса (Верхневолжская ложбина). Их дно распола-
гается на отметках до минус 100—150 м, а протяженность измеряет-
ся сотнями километров. Уступы создавали подпор для талых вод,
циркулирующих в краевой зоне ледника. При достаточно выров-
ненном подножии разгрузка талых вод шла вдоль уступа и сопро-
вождалась усиленным размывом коренного ложа.
Таким образом, следует признать широкое распространение на
46
Русской равнине глубоких долинообразных форм не только лед-
никового выпахивания, но также форм размыва коренного ложа
талыми подледниковыми водами. Это заставляет более осторожно
оценивать, во-первых, динамическую активность ледников и их
способность глубоко эродировать свое ложе даже в перифериче-
ской части ледникового покрова и, во-вторых, амплитуду новейших
тектонических движений, которая может оказаться преувеличен-
ной, если придерживаться мнения о весьма глубоком дочетвертич-
ном расчленении Русской равнины.
Раннеплейстоценовая ледниковая скульптура. Первое ранне-
плейстоценовое оледенение (варяжское, по Л. Н. Вознячуку и А. А.
Асееву, березинское, по Г. И. Горецкому) распространялось, веро-
ятно, до северного Полесья и центра Русской равнины. Его морена
вскрыта преимущественно в глубоких долинообразных врезах на
территории Прибалтики и Белоруссии. От последующего окского
оледенения оно было отделено беловежским (по Л. Н. Вознячуку
и А. А. Асееву), или венедским (по Г. И. Горецкому), межледни-
ковьем. К этому времени относятся озерные и аллювиальные отло-
жения, сохранившиеся от последующего размыва в некоторых по-
нижениях на северо-западе Русской равнины.
Как уже отмечалось, по периферии области древнего оледене-
ния и во внеледниковых областях Русской равнины венедская ал-
лювиальная свита прослеживается во многих речных долинах.
Ее постель залегает на 40—60 м, а в низовьях рек на 70—80 м ниже
их современного уровня, свидетельствуя об усиленной глубинной
эрозии раннеплейстоценовых рек, вызванной понижением базиса
эрозии и поднятиями Восточно-Европейской платформы.
Окское (эльстерское, краковское) оледенение распространялось
шире, чем варяжское (рис. 7). В районе Львова окский ледник
продвигался даже несколько южнее днепровского, но в целом усту-
пал ему. От верховьев Стыри и Горыни его граница направлялась
к Каневу, отсюда вдоль западного склона Среднерусской возвы-
шенности к Рославлю и Калуге. Она огибала Среднерусскую возвы-
шенность с севера и с востока по линии Михайлов, Воронеж и на-
правлялась к Шацку и далее на север к Кинешме, Галичу, устью
Северной Двины. Таким образом, по Днепровской и Окско-Донской
низменностям ледник выдвигался двумя лопастями, но более
скромных размеров, чем при последующем максимальном оледе-
нении.
Окская морена обнаружена в большом количестве мест на се-
веро-западе и в центре Русской равнины, преимущественно в глу-
боких долинообразных понижениях, иногда также и на между-
речьях.
Как теперь установлено (Асеев, 1974), варяжское и особенно
окское оледенения оказали большое воздействие на рельеф. По-ви-
димому, значительная часть известных котловин ледникового вы-
пахивания, гляциодислокаций и отторженцев возникла уже в ниж-
нем плейстоцене. Деятельность ледников привела также к заполне-
нию наносами и нивелировке глубоких понижений рельефа, к обра-
47
Рис. 7. Границы оледенений Восточно-Европейской равнины:
В — валдайского, М — московского, Д — днепровского, О — окского;
1 — граница вечной мерзлоты, 2 — граница бореальной трансгрессии, 3 — распространение
лесса (по карте четвертичных отложений СССР, 1966)
зованию некоторых аккумулятивных форм на междуречьях. В При-
балтике и Белоруссии окская морена местами достигает 50—60 м
мощности, приобретая значение главного рельефоформирующего
горизонта четвертичной толщи. К периферии ледники становились
малоактивными. Так, на западе Украины окский ледник оказал
лишь незначительное воздействие на коренное ложе, создав слабо
выраженные гляциодислокации, которые не сопровождались обра-
зованием конечных морен напора.
48
Лихвинские отложения, преимущественно аллювиальные и озер-
ные, залегают на окской морене, продуктах ее размыва или же на
более древних горизонтах четвертичной толщи и коренного основа-
ния. Это пески, суглинки и глины с прослоями торфа и гиттии об-
щей мощностью 30—40 м. В некоторых долинах во внеледниковой
области, по периферии, реже внутри области древнего оледенения
хорошо сохранившийся лихвинский (кривичский) аллювий обычно
залегает гипсометрически выше венедского, свидетельствуя о про-
должающейся общей тенденции повышения базиса эрозии и текто-
нического опускания платформы в лихвинское время, отмеченного
морской (гольштинской) трансгрессией. Уменьшение глубины эро-
зионных форм сопровождалось нивелировкой рельефа путем акку-
муляции озерных осадков в депрессиях л еднпково-аккумулятивного
рельефа.
Днепровская ледниковая скульптура. Днепровское (Заале,
Среднепольское) оледенение началось в условиях более сглажен-
ного рельефа по сравнению с тем, который существовал в начале
плейстоцена. Это обстоятельство, а также относительно мягкие
климатические условия ледниковья, возможно, послужили причи-
ной особенно значительного распространения днепровского ледника
к югу (Величко, 1969; Асеев, 1974).
На западе Украины край днепровского ледника простирался
субширотно до Овруча, огибая Волынскую возвышенность с севера.
Затем он спускался к югу до Житомира и далее протягивался по
правобережью Днепра почти до Днепропетровска. От Днепропет-
ровска граница ледника круто поворачивала на север и шла вдоль
западного склона Среднерусской возвышенности на Сумы, Брянск,
образуя язык в долине Сейма. На севере Среднерусской возвышен-
ности днепровский ледник распространялся до Мценска, Белева
и Плавска, вдаваясь широким языком в долину верхней Оки. В пре-
делах Окско-Донской низменности и на прилегающих склонах
Среднерусской и Приволжской возвышенностей располагалась ши-
рокая донская лопасть днепровского ледника, край которой прохо-
дил примерно от Ельца на Россошь, далее вдоль Дона к устью Мед-
ведицы и отсюда на Пензу, Саранск, Ардатов. Северо-восточнее
граница ледника шла на Козьмодемьянск, Котельнич, Киров и за-
тем вдоль реки Чепцы, южнее Глазова к устью Чусовой. На крайнем
северо-востоке Русской равнины днепровский ледник сливался с
покровным оледенением Тимана, Северного Урала и Новой Земли.
То обстоятельство, что днепровский ледниковый покров не пере-
крывал Среднерусской возвышенности и выдавался вперед по Днеп-
ровской и Окско-Донской низменностям, заставляет предположить,
что в периферической зоне, примерно южнее границы московского
оледенения, его мощность не превышала 500—700 м. Подвижность
ледника при такой сравнительно небольшой мощности обеспечива-
лась тем, что лед был «теплый», высоко пластичный, сильно обвод-
ненный, особенно у основания. Это снижало трение ледника о ло-
же, к тому же отличавшееся малой шероховатостью вследствие
предшествующего выравнивания рельефа в условиях тектоническо-
4 Спиридонов А. И.
49
го опускания Русской плиты (Спиридонов, 1964; Асеев, 1966).
К центру оледенения, который располагался над территорией Бот-
нического залива, мощность ледника сначала быстро, а затем более
постепенно нарастала до 4900 м при высоте поверхности около
3800 м. Таким образом, ложе ледника в центральной области было
изостатически прогнуто примерно на 1000 м (см. «Палеогеография
Европы в позднем плейстоцене», 1973).
Экзарационная деятельность днепровского ледника осуществля-
лась не только на территории Балтийского щита, но и на прилегаю-
щей части Русской плиты. Днепровская морена здесь очень мало-
мощна и нередко отсутствует совсем. Зона наиболее интенсивного
аккумулятивного рельефообразования примерно совпадает с пери-
ферией областей московского и валдайского оледенений, где днеп-
ровская морена мощностью 20—25 м, местами до 40 м залегает
в основании многих моренных гряд и возвышенностей. Главные
гляциодислокации и отторженцы в этой зоне также были созданы
преимущественно днепровским ледником.
Южнее мощность морены уменьшается до 5 м и менее, поэтому
аккумулятивные формы в периферической зоне днепровского оледе-
нения очень редки. Преобладают плоско-волнистые моренные рав-
нины, которые на охваченных днепровским оледенением возвышен-
ностях приобретают вид моренно-эрозионных и даже сильно пере-
сеченных эрозионных равнин. Однако это расчленение нельзя пол-
ностью рассматривать как результат интенсивного преобразования
первоначального холмисто-моренного рельефа. Днепровский лед-
ник в своей периферической зоне, особенно в пределах эрозионных
возвышенностей, был слабо активен, быстро омертвел и отложил
сравнительно маломощный слой морены. Поэтому рельеф, остав-
ленный ледником, с самого начала характеризовался большими пе-
репадами высот и общим моренно-эрозионным обликом. Это спо-
собствовало быстрому формированию в таких местах вторичных
моренно-эрозионных равнин (Спиридонов, 1938, 1950 и др.; Асеев,
1962, 1966 и др.).
Местами (в Южном Полесье, на юге Окско-Донской низменно-
сти) активный край ледника близко подступал к расположенным
южнее возвышенностям, отложив морену повышенной мощности
и создав более четко выраженные холмисто-моренные и озово-ка-
мовые формы.
Экзарационная деятельность днепровского ледника на перифе-
рии также была ослаблена. Только на склонах благоприятно ори-
ентированных долин или сужающихся на юг низменностей возни-
кали крупные гляциодислокации и морены напора (Каневские, Се-
щинские дислокации и др.).
Отличительная особенность днепровской морены в пределах
днепровского и донского языков — ярко выраженное деление на
два горизонта. Верхний горизонт — абляционная морена мощно-
стью 0,5—3 м, представленная желто-бурой, бурой и красно-бурой
супесью с валунами главным образом кристаллических пород. Ниж-
ний горизонт — донная морена мощностью 2—4 м. Она более свет-
50
лых тонов, плотная, сланцеватая, суглинистого состава с включе-
ниями обломков преимущественно местных коренных пород.
Поверх морены широко распространен чехол водно-ледниковых
отложений мощностью в среднем 2—4 м. В пределах низменностей
это песчаные отложения потоков талых вод, а на более высоких
плоских поверхностях — пылевато-суглинистые образования за-
стойных и слабо проточных водоемов. Отложения — результат
сильной обводненности периферии днепровского ледника. Лед был
мертвый, подверженный интенсивной абляции сверху, особенно
вдоль путей миграции и в местах скопления талых вод.
При протаивании из-под льда отдельных возвышенностей на них
первоначально возникали сезонные разливы талых вод и внутрилед-
никовые озерные водоемы, в которых отлагался тонкий материал
лёссовидных суглинков и других покровных образований. В даль-
нейшем мертвый лед распадался на отдельные глыбы, талые воды
собирались в протаявшие древние долины, формировались долин-
ные зандры. На обширных низменностях, где потоки талых вод
были особенно обильны и активны, образовывались флювиогляци-
альные равнины, характерные для современных полесий.
Общий отток талых вод происходил по долинам крупных рек
южного направления (Волги, Дона, Днепра и их притоков). Реки,
не справляясь с избыточным твердым стоком, создавали гляцио-
аллювиальные отложения IV надпойменной террасы; этому способ-
ствовали и тектонические опускания Русской плиты в раннем
и среднем плейстоцене. В долинах Волги, Днепра, Дона относи-
тельная высота террасы увеличивается вниз по течению от 30 до
80 м. В ее строении принимают участие тонкозернистые пески
и алевриты мощностью до 60 м.
На встречных склонах возвышенностей, особенно Среднерус-
ской, по границе днепровского ледникового покрова развиты об-
ходные и проходные долины. Они образовались в то время, когда
реки, подпруженные ледником, были вынуждены течь вдоль его
края в поисках путей стока к морю.
После днепровского оледенения рельеф характеризовался не-
большими врезами, общей сглаженностью, широким развитием
зандровых равнин. Это было следствием не только особого перигля-
циального режима рек, но и общего тектонического опускания
Русской плиты (Асеев, 1974).
Во время рославльского (одинцовского) межледниковья эрози-
онно-денудационная переработка рельефа происходила в условиях
продолжающегося относительно низкого тектонического положе-
ния Русской плиты. На междуречьях совершалась озерно-болотная
аккумуляция, а в долинах после небольшого врезания рек формиро-
вался аллювий, который в настоящее время местами выступает
в основании уступа III надпойменной террасы.
Московская ледниковая скульптура. Московское (вартинское)
оледенение распадалось на две крупные стадии — раннюю сожскую
и позднюю московскую, разделенные костромским межстадиалом.
В межстадиал ледник отступал, возможно, до границ балтийского
4*
51
щита (Писарева, 1965). Московская стадия, по-видимому, была
максимальной. Граница ледника предположительно проходила от
Бреста на Мозырь, Новозыбков, Рославль, Калугу, Подольск, Брон-
ницы. Отсюда она протягивалась на Иваново, пересекала Волгу
в районе Кинешмы и далее проходила по восточному склону Галич-
ской возвышенности, северному склону Северных Увалов, направ-
ляясь к западному склону Тиманского кряжа в верховьях Вычегды,
где к скандинавскому ледниковому покрову примыкал ледник, рас-
пространившийся из уральского центра и в московское время за-
нимавший Печорскую низменность.
Вдоль стратиграфической границы московского оледенения
в полосе шириной до 30 км и более мощность московской морены
колеблется от 3 до 10 м, причем наблюдается преобладание абля-
ционной морены. Краевые аккумулятивные и напорные образова-
ния сравнительно редки и незначительны. Более внушительные
формы есть в районе Овруча, Мозыря, Солигорска, Рославля
и в других пунктах, где они приурочены обычно к структурным
уступам фундамента. Некоторые из них первоначально были созда-
ны еще днепровским ледником.
Основной пояс краевых образований охватывает широкую поло-
су от Белорусской возвышенности на западе, Смоленско-Москов-
ской возвышенности в центре и до возвышенностей в бассейне верх-
ней Вычегды на северо-востоке. Мощность московской морены воз-
растает в этой зоне до 30—40 м. Далее, в тылу краевой зоны, она
вновь уменьшается до 5 м и менее, особенно в пределах низменно-
стей и возвышенностей Онежско-Двинского и Двинско-Мезенского
междуречий. В то же время на некоторых островных возвышенно-
стях Прибалтики московская морена достигает мощности 20—40 м
и составляет основу ледниково-аккумулятивного рельефа.
Коренной цоколь Валдайской и Вяземской возвышенностей раз-
делял московский ледниковый покров на два основных потока. За-
падный устремлялся на юг по Прибалтийской девонской низине
и формировал дуги мощных напорных и аккумулятивных морен
в Белоруссии. Восточный поток пересекал карбоновый уступ, пере-
крывал низины верхней Волги, создавал краевые формы вдоль
Клинско-Дмитровской и Галичской возвышенностей. На востоке
край ледника примыкал и частично перекрывал Северные Увалы,
вдоль северного подножия которых прослеживается холмисто-мо-
ренный рельеф.
Краевые образования морфологически и генетически очень раз-
нородны. Это свидетельствует о частой смене гляциодинамических
условий во времени вдоль ледникового края, в значительной сте-
пени обусловленных рельефом коренного ложа. Цепи холмов и гряд
то дугообразно выгибаются по прилегающим понижениям, то рас-
ходятся, то сходятся и сливаются. Для них характерно сочетание
форм активного и мертвого льда, напорных и аккумулятивных ко-
нечных морен, озов и камов.
Там, где ледник достигал обширных плоских понижений со сво-
бодным стоком в дистальном направлении (Припятское Полесье,
52
Средневолжская низменность), у его края формировались зандро-
вые равнины. Там, где сток был затруднен, возникали плотинные
и приледниковые водоемы (бассейн Северной Двины, Печоры) или
же обходные ложбины стока талых вод (на северном склоне Сред-
нерусской возвышенности, Северных Увалов).
В большинстве случаев отступание ледника сопровождалось
омертвением его периферии и формированием напорных и насып-
ных конечноморенных гряд по контакту активного и мертвого льда.
С дистальной стороны к таким грядам обычно не примыкают раз-
витые зандровые равнины. Широко распространены плоскохол-
мистые моренные поверхности с чехлом водно-ледниковых лёссовид-
ных суглинков на возвышенных участках, озерно-ледниковые терра-
сы и равнины на склонах и днищах депрессий, ложбины стока та-
лых вод и долинные зандры.
Ложбины стока талых вод соединяются в более крупные эрози-
онные понижения, наследующие погребенные речные долины. В до-
линах Волги, Днепра, Оки и других больших рек прослеживается
III надпойменная терраса высотой от 30 до 45 м, сложенная гля-
циоаллювиальными песками и алевритами времени таяния москов-
ского ледника. Вдоль Волги эта терраса причленяется к водораз-
дельным зандрам у границы московского оледенения, пересекаю-
щей реку в районе Кинешмы — Плеса.
Отложения III надпойменной террасы с очень слабым размывом
залегают на днепровских ледниковых и водно-ледниковых образо-
ваниях. Это свидетельствует о продолжающемся опускании земной
коры в московское время. Следует, однако, отметить, что местами
наблюдаются два уровня московских долинных зандров. Скорее
всего их образование связано со стадиями отступания московского
ледника, но не исключено также, что они являются следствием не-
которой активизации поднятий в позднемосковское время.
Микулинское (мгинское, эмское) межледниковье, которое было
по радиоуглеродным датировкам более 130—70 тыс. лет назад,
ознаменовалось эрозионным расчленением рельефа. Аллювий это-
го возраста выполняет небольшие переуглубления современных до-
лин (на 10—15 м ниже уровня рек). Врез был обусловлен глу-
биной эрозий, оживившейся в самом начале микулинского времени.
Позднее на севере и северо-западе Русской равнины происходи-
ла бореальная (эмская) трансгрессия. Она затопила наиболее по-
ниженные части Печорской, Прибеломорской, Прибалтийской низ-
менностей и проникла в глубь суши по придолинным понижениям
крупных рек (Северной Двины и др.). Темноцветные песчано-гли-
нистые морские осадки мощностью 20—30 м, местами до 50 м
и более, заметно снивелировали рельеф, существовавший до
трансгрессии. Береговая линия максимума бореальной трансгрес-
сии в настоящее время прослеживается на абсолютной высоте
70—120 м в низменностях, 120—150 м на севере Тимана, на полу-
острове Канине, свидетельствуя о неравномерных поднятиях в позд-
нем плейстоцене и голоцене. По новым данным В. М. Смирновой
(1976), на высотах до 150 м распространены отложения поздне-
53
московской трансгрессии, видимо, обусловленной гляциоизостатиче-
ским прогибанием под тяжестью московского ледникового покрова.
Собственно бореальные осадки залегают на высотах не более 50 м,
редко до 110 м.
Валдайская ледниковая скульптура. В позднем плейстоцене, по
мнению некоторых исследователей, было два оледенения: калинин-
ское и осташковское (С. Л. Бреслав, И. И. Краснов, А. И. Москви-
тин, Л. Р. Серебрянный и др.). На данной стадии изучения вопро-
са более обоснованно представление об одном валдайском оледене-
нии, разделенном глубоким интерстадиалом (А. А. Асеев, Д. Б. Ма-
лаховский, К- К- Марков, Н. С. Чеботарева и др.).
Валдайское (вислинское, балтийское, северопольское) оледене-
ние охватывает отрезок времени, события которого датированы
с помощью радиоуглеродного метода. Согласно сводной интерпре-
тации имеющегося фактического материала (Асеев, 1974; Чебота-
рева, Макарычева, 1974) первая (поморская) стадия оледенения
закончилась 50 тыс. лет назад (ранневалдайское время). На интер-
вал времени 50—26 тыс. лет назад приходится средневалдайский
интерстадиал. В это время ледник далеко отступил и сохранялся,
по-видимому, лишь в Скандинавских горах и кое-где на Балтийском
щите. Поздневалдайская стадия была, вероятно, более значитель-
ной, чем ранневалдайская, и своего максимума достигла 20 тыс. лет
назад, после чего ледник начал деградировать. Деградация ледника
чередовалась с кратковременными стационарными положениями
и осцилляциями его края. Отмирание льда в восточной части Бал-
тийской котловины датируется временем 10 800—10 200 лет назад
(т. е. началом голоцена), когда на контакте активного и мертвого
льда формировались гряды Сальпаусселькя.
В поздневалдайское время граница ледника проходила субши-
ротно от Вильнюса к Смоленску, затем на северо-восток к Селижа-
рову, Рыбинскому водохранилищу, Дубенскому озеру и далее на
Вельск, Верхнюю Тойму (на Северной Двине) и отсюда вдоль юго-
западного и северо-западного края Двинско-Мезенской возвышен-
ности к р. Цильме в районе пересечения ею Тиманского кряжа.
Здесь ледниковый покров, распространявшийся из Фенноскандии,
сливался с огромным ледником, покрывавшим шельф Баренцева
моря (см. сб. «Палеогеография Европы в позднем плейстоцене»,
1973).
На Русской равнине баренцевоморский ледник занимал се-
верную часть Печорской низменности, выдаваясь вперед по долине
Печоры и в бассейне Долвы (Лавров, 1974).
Вершина валдайского ледникового щита располагалась в рай-
оне Ботнического залива, где его мощность достигала 3500 м, а вы-
сота поверхности над современным уровнем моря — 2800 м. Следо-
вательно, изостатическое прогибание в центре оледенения достигло
700 м. С удалением от центра поверхность ледникового щита стано-
вилась все более крутой, приобретая в разрезе форму полуэллип-
тической кривой. У самой периферии валдайский ледник, так же,
как и предшествующие, сильно выполаживался и в полосе шири-
54
пой в несколько десятков километров его мощность не превышала
500 м.
Рельеф, созданный валдайским ледником, отличается хорошей
сохранностью форм, которую обычно объясняют их молодостью.
Немаловажное значение имело и то обстоятельство, что валдайское
оледенение развивалось в условиях особенно сурового климата,
усилившихся поднятий и расчленения рельефа. Это способствовало
более четкому обособлению в ледниковом покрове структурных эле-
ментов разного порядка, сопоставляемых со столь же четко выра-
женными гляциоморфологическими структурными единицами
(см. сб. «Палеогеография Европы в позднем плейстоцене», 1973;
Асеев, 1974).
По петрографическому составу руководящих валунов в послед-
нем ледниковом покрове выделяются секторы или области питания
ледниковых потоков: Норвежский, Шведско-Финско-Карельский
и Баренцевоморский. На территории Русской равнины располага-
лись последние два сектора, которые разделялись на ледниковые
потоки и далее на лопасти и языки. Такая структура ледникового
покрова определялась, прежде всего, подледным рельефом. Потоки,
лопасти и языки обычно были приурочены к депрессиям разных раз-
меров, а ледоразделы — к погребенным положительным формам.
Шведско-Финско-Карельский сектор включал Балтийский, Чуд-
ский, Ладожский, Онежско-Карельский и Беломорский ледниковые
потоки. Балтийский поток был главным в последнем европейском
ледниковом покрове. Областью сноса для него служили главным об-
разом территории Швеции и Финляндии. Его движение было под-
чинено впадине Балтийского моря. Восточная часть потока распо-
лагалась на территории СССР, где по одноименным депрессиям
выдвигались Куршская и Рижская ледниковые лопасти.
Чудской поток был значительно уже Балтийского. Он занимал
Псковско-Чудскую низменность и оканчивался Дисненской и По-
лоцкой лопастями.
Ладожский поток разделялся на Ловатскую и Мологскую ло-
пасти. Первая выдвигалась далеко к югу по одноименной низмен-
ности, вторая была слабо выражена и существовала только на ран-
них этапах оледенения.
Онежско-Карельский поток на ранних максимальных стадиях
оледенения не расчленялся на четко выраженные структурные еди-
ницы. Позднее хорошо обособились две лопасти: Онежско-Белозер-
ская, приуроченная к Онежской и Белозерской котловинам, и Во-
жеско-Лачская.
Беломорский поток располагался между Ветреным поясом
и Тиманом. Он разделялся на Беломорско-Онежскую, Северодвин-
скую, Кулойскую, Мезенскую и Варшскую лопасти, которые зани-
мали одноименные депрессии довалдайского рельефа. Лопасти раз-
вивались’не одновременно и были выражены менее четко, чем в за-
паднее расположенных потоках.
К Баренцевоморскому сектору относится Печорский поток с Пе-
чорской и Колвинской лопастями.
55
Ледниковые потоки и лопасти очерчены краевыми образования-
ми, фиксирующими этапы их дегляциации. Повсеместно наблюдает-
ся сочетание краевых форм активного и мертвого льда. Первые
представлены дугами напорных и насыпных конечноморенных
гряд, срединными массивами, возникшими в местах сочленения лед-
никовых языков и лопастей, котловинами ледникового выпахива-
ния, гляциодислокациями и отторженцами. Среди вторых (озов,
камов, камовых террас) особенно характерны для области послед-
него оледенения лимногляциальные камы. Это — холмы и массивы
с плоской вершиной, сложенной озерно-ледниковыми тонкозерни-
стыми песками, алевритами и глинами. Их формирование происхо-
дило в проталинах, окруженных полями мертвого льда.
На большей части Русской равнины выделяются следующие
пояса краевых форм: 1) Бологовско-Едровский пояс — перифериче-
ский, морфологически относительно слабо выраженный, свидетель-
ствующий о малой активности края ледника во время максимально-
го распространения ледникового покрова; 2) Вепсовско-Крестец-
кий пояс, очерчивающий очень извилистый (фестончатый) край
ледника; представлен морфологически наиболее резко выраженны-
ми формами, отвечающими этапу интенсивного морфогенеза у края
преимущественно активного льда; 3) Л ужско-Невский пояс — от-
мечен системой разобщенных холмисто-грядовых образований
и господством форм мертвого льда. Различия в рельефе трех круп-
ных поясов объясняются в первую очередь динамическими причи-
нами и темпами дегляциации, переходом от фронтальной дегля-
циации к ареальной.
В связи с преобладающим уклоном поверхности на север и се-
веро-запад у края валдайского ледника в большинстве мест возни-
кали приледниковые плотинные озера. Их уровни на разных этапах
дегляциации и в разных частях краевых зон отличались большим
непостоянством. Самые крупные озера были в Прибалтике, в бас-
сейне Северной Двины и Печоры.
Только в максимальную стадию ледник приближался к главно-
му водоразделу, и сток талых вод осуществлялся в дистальном на-
правлении. Так формировались водораздельные и долинные зандры
северного Полесья, верхней Волги, Днепра. Обычно они быстро
втягиваются в ложбины стока, свидетельствуя о сильном эрозион-
ном расчленении приледниковой зоны.
В ранне- и поздневалдайское время образовались, соответствен-
но, I и II надпойменные террасы высотой в среднем 17—20
и 8—12 м. Разделяющий их уступ возник в начале средневалдай-
ского интерстадпала. Позднеледниковый врез, усиленный климати-
ческими факторами, способствовал четкому обособлению I надпой-
менной террасы от поймы. Постель древнего аллювия II и I над-
пойменных террас ступенями спускается к постели современного
аллювия, свидетельствуя об общей тенденции увеличения глубины
эрозионного расчленения рельефа в связи с тектоническими под-
нятиями позднего плейстоцена и голоцена. Только на северо-запа-
де и севере Русской равнины, где с тектоническими движениями со-
56
Рис. 8. Общая мощность четвертичных отложений (в метрах):
7 — 0—25, 2 — 25—50, 3 — 50—100, 4 — 100—150, 5 — 150—200, 5 — 200—250, 7 — более 250
четались лимногляциальный, эвстатический и изостатический фак-
торы, сформировалась более сложная поздне- и послеледниковая
лестница террас.
Общие черты ледниковой морфоскульптуры Русской равнины.
Ледниковая морфоскульптура Русской равнины отражает совокуп-
ную деятельность всех ледниковых покровов. Отмеченные выше
гляциодинамические зоны, выделяемые на территории каждого оле-
денения, накладываясь друг на друга, дали интегральную гляцио-
динамическую зональность ледникового рельефа равнины (Спири-
донов, 1971).
Вне общей для всех оледенений области преобладания леднико-
вой экзарации (Фенноскандии) на территории Русской равнины
можно различать (рис. 8):
1. Зону перехода от области экзарации к области ледниковой
аккумуляции с маломощным чехлом четвертичных отложений —
в среднем 10—15 м.
2. Зону оптимальных условий ледниковой аккумуляции с отло-
жениями повышенной мощности — от 50 до 300 м. Она охватывает
полосу краевых образований московского и валдайского оледене-
ний, нередко насаженных на более древние ледниковые формы.
Ледниковые отложения наиболее значительной мощности сосредо-
точены в северной Белоруссии и Литве. Это лишний раз свидетель-
ствует о том, что основное направление движения ледников в этой
57
зоне было подчинено впадине Балтийского моря и примыкающим
к ней с запада низменным и средневысотным равнинам, ограни-
ченным с востока уступом карбонового плато. Двигаясь на боль-
шом протяжении по легко разрушаемым рыхлым отложениям де-
вона, ледники обогащались ими, формировалась морена, которая
вытаивала в полосе краевой аккумуляции.
При движении в центральную часть Русской равнины ледники
были вынуждены преодолевать карбоновое плато, которое оказы-
вало экранирующее влияние на перенос обломочного материала
в придонном мореносодержащем слое и вызывало уменьшение об-
щей мощности четвертичных отложений до 50 м.
3. Зону ослабленной ледниково-аккумулятивной деятельности
с четвертичными отложениями общей мощностью обычно менее
25 м. Она охватывает периферическую часть московского, днепров-
ского и раннеплейстоценовых оледенений, где ледники были дина-
мически ослаблены и приносили мало обломочного материала. Они
рано становились мертвыми и не оставляли резко выраженных ак-
кумулятивных форм.
Характерная особенность второй и третьей зон — широко рас-
пространенный поверх морены чехол водно-ледниковых лёссовид-
ных суглинков. Они формировались за счет продуктов перемыва мо-
рены, но основной источник мелкозема был другой. По-видимому,
древние ледники наряду с грубообломочными массами внутренней
морены вмещали и переносили большое количество рассеянного
тонкодисперсного материала, который вытаивал и накапливался
поверх морены в тех местах, где сток талых вод и удаление мелко-
зема были затруднены.
Общее ослабление активности древних ледников происходило
не только в пространстве (к периферии ледниковых покровов), но
и во времени. В регрессивную фазу оледенения наблюдалось ди-
намическое омертвение древних ледниковых покровов. Этому спо-
собствовали: 1) общее утонение льда вследствие абляции (ареаль-
ной дегляциации), 2) разобщение льда вытаивающими неровностя-
ми коренного ложа, 3) разобщение льда наледниковыми, внутри-
и подледниковыми потоками талых вод, 4) вытаивание мелкозема
и внутренней (абляционной) морены на поверхность льда.
В ледниковом рельефе Русской равнины отмечается еще один
вид ярко выраженной морфологической зональности, обычно сопо-
ставляемой с границами оледенений.
К области последнего оледенения приурочена зона наиболее
ярко выраженного ледникового рельефа с характерным ландшаф-
том «поозерий», очень слабо переработанным эрозионными и скло-
новыми процессами.
Область распространения московской морены отвечает зоне хо-
рошо сохранившегося ледникового рельефа, но уже значительно
переработанного эрозионными и склоновыми процессами, местами
превращенного во вторичные моренные и моренно-эрозионные рав-
нины. На поверхности широко распространен чехол элювиальных,
склоновых, аллювиальных и озерных отложений.
58
Область распространения днепровской морены отвечает зоне
плохо выраженного ледникового рельефа, сильно переработанного
эрозионными процессами, во многих местах превращенного во вто-
ричные моренно-эрозионные и эрозионные равнины.
Эти зоны отчасти можно связать с отмеченной выше гляциодина-
мической зональностью, но большую роль в их образовании сыгра-
ла разновозрастность первичного ледникового рельефа и вытекаю-
щая из этого неодинаковая продолжительность его переработки
последующими флювиальными, склоновыми и другими процессами.
Рельеф перигляциальной зоны. Овражный и карстовый рельеф.
Ритмические изменения климата с чередованием отмеченных выше
криогигрократической, криоксерократйческой, термоксерократиче-
ской и термогигрократической стадий обусловили ритмические из-
менения характера и интенсивности рельефообразующих процессов
в перигляциальной зоне. На эти процессы большое прямое и кос-
венное воздействие оказали оледенения и ранее сложившиеся мор-
фоструктуры и четвертичные тектонические движения.
Важным фактором рельефообразования в перигляциальной зо-
не была вечная мерзлота. В настоящее время она сохранилась
только на крайнем севере Восточно-Европейской равнины, где ши-
роко распространены формы современного мерзлотного рельефооб-
разования. к ним относятся морозобойные трещины, ограничиваю-
щие структурные формы от мелких ячей до крупных полигонов по
несколько десятков метров в поперечнике, пятна-медальоны, камен-
ные многоугольники, гряды, разнообразные формы пучинного
мерзлотного рельефа, включая крупнобугристые торфяники с буг-
рами высотой до 4 м, многолетние бугры пучения типа булгуннях.
Ближе к южной границе мерзлоты увеличивается роль термокар-
стовых процессов с образованием форм западинно-бугристого мик-
рорельефа.
Во время ледниковых эпох, особенно в их второй половине, от-
вечающей криоксерократическому климату, граница вечной мер-
злоты проходила значительно южнее. Согласно А. И. Попову
и А. Г. Костяеву, максимальное оледенение сопровождалось про-
движением мерзлоты до низовий Волги, Дона и Днепра, а валдай-
ское оледенение — до Камышина, Воронежа и Гомеля. А. А. Велич-
ко (1965 и др.) считает, что наиболее интенсивное и обширное про-
мерзание было в позднем плейстоцене, а его пик приходился на
поздний валдай. В это время мощность вечной мерзлоты превыша-
ла 150 м; ее граница проходила через Волгоград и Днепропетровск.
Южнее до Кавказа и берегов морей простиралась территория глу-
бокого сезонного промерзания. Распространению вечной мерзлоты
способствовали очень суровые, резко континентальные климатиче-
ские условия с низкими температурами и слабо развитым снежным
покровом.
На переходе от позднего плейстоцена к голоцену вечная мерзло-
та очень быстро (в течение 1000—1500 лет) деградировала, оставив
после себя трещинно-полигональные образования, клиновидные
структуры — реликты первичных льдо-грунтовых жил, криотурба-
59
ции, термокарстовые западины, озерные ванны и другие формы
криогенной морфоскульптуры, широко развитые на Русской равни-
не (рис. 9).
А. А. Величко (1975) выделяет на Русской равнине три основ-
ных зоны реликтовой криогенной скульптуры. В северной зоне,
простирающейся между границей современной вечной мерзлоты
и приблизительно широтой Москвы, хорошо выражен свежий тре-
щинно-полигональный рельеф с блоками размером 15—20 м, редко
60
до 50—80 м. Многие озерно-болотные котловины связаны с этим
рельефом, имеют термокарстовое происхождение. В средней зоне,
ограниченной с юга примерно широтой Днепропетровска, развит
полигональный и бугристо-западинный рельеф. Бугры местами об-
разуют четкую полигональную сеть. В южной зоне преобладает
мелкозападинный рельеф, возможно, связанный с происходившими
в прошлом процессами глубокого сезонного промерзания и от-
таивания грунтов. Внутри каждой зоны криогенный рельеф лучше
выражен в низменностях, чем на возвышенностях. Кроме того, на-
блюдается общее ослабление признаков криогенной скульптуры
с запада на восток, что, по мнению А. А. Величко, обусловлено
ослаблением океаничности древнего климата в том же направ-
лении.
Суровые климатические условия перигляциалов, преобладание
слабо развитого тундрово-степного почвенно-растительного покро-
ва весьма благоприятствовали эоловым процессам. На зандровых,
аллювиально-зандровых равнинах (Полесья, Мещеры, левобе-
режья средней Волги и др.), на боровых террасах рек наблюдаются
многочисленные эоловые формы (параболические дюны, продоль-
ные и поперечные гряды) чаще всего поздневалдайского возраста.
Их преобладающая ориентировка свидетельствует о том, что пески
перевевались господствующими ветрами западных румбов. Во мно-
гих местах при уничтожении или разрежении почвенно-раститель-
ного покрова (вследствие чрезмерного выпаса скота и по другим
причинам) пески оказались оголенными и в настоящее время под-
вергаются интенсивному перевеванию с образованием свежих форм
бугристо-грядового и западинного рельефа.
По представлению многих ученых, с деятельностью ветра свя-
зано также образование лёссового покрова, широко распространен-
ного в перигляциальной области Русской равнины. Он почти пол-
ностью одевает Украинскую и Бессарабскую возвышенности,
Приднепровскую и Причерноморскую низменности, Среднерусскую
и Смоленско-Московскую возвышенности, Окско-Донскую равнину,
Ергени, Ставропольское плато, Азово-Кубанскую низменность, спо-
радически встречается на Приволжской возвышенности. Его север-
ная граница очень извилиста. Она окаймляет лишенные лёссов алю-
виально-зандровые равнины Припятского и Деснинского полесий,
Мещеры, Сурско-Мокшинской низменности.
Рис. 9. Схема распространения реликтовой криогенной (перигляциальной) морфо-
скульптуры на Русской равнине (по А. А. Величко):
1 •— южная граница современной зоны вечной мерзлоты, 2 — южная граница позднеплейсто-
ценовой зоны вечной мерзлоты, 3 —- граница валдайского оледенения, 4 — криогенный рельеф
в зоне современной вечной мерзлоты; реликтовый (позднеплейстоценовый) криогенный
и термокарстовый рельеф: 5 — свежий полигональный, бугристо-западинный, с многочислен-
ными западинами и озерными ваннами термокарстового происхождения, 6 — полигональ-
ный и слитно-полигональный, с полигонально-сетчатыми термокарстовыми образованиями
(западинами), 7 — слитно-полигональный плоско-западинный, 8 — плоско-за падинный, 9 —
рельеф возвышенностей, веерная бороздчатость склонов и мелкие западины на участках,
слабо затронутых эрозией, 10 — бугристо-западинный рельеф на песчаных террасах крупных
речных долин, 11 — крупные термокарстовые озеровидные ванны, 12 — южная граница ре-
ликтовых форм термокарста
61
Типичные лёссы палевого цвета, пылеватые с небольшой при-
месью мелкого песка и глины, почти полностью состоящие из лег-
ких минералов (кварца, полевых шпатов, слюд, главным образом
вторично образованных карбонатов), пористые, лишенные ясно ви-
димой слоистости. Однако в основании лёссовых горизонтов неред-
ко наблюдается более отчетливая слоистость материала, обогаще-
ние его песчаными или глинистыми фракциями.
Лёссовая толща может достигать 50—70 м мощности и, следова-
тельно, она играет важную рельефоформирующую роль. Она рас-
падается на несколько горизонтов, разделенных погребенными поч-
вами. М. Ф. Веклич (1968) выделяет до 18 лёссовых горизонтов.
А. А. Величко и Т. Д. Морозова различают лишь восемь основных
лёссовых горизонтов. Начиная сверху, выделяются: валдайский
лёсс, состоящий из трех подгоризонтов, днепровский лёсс с москов-
ским и днепровским подгоризонтами, первый (окский), второй
и третий доднепровские. Наиболее распространен валдайский лёсс
мощностью до 10 м.
По мнению М. Ф. Веклича, А. А. Величко и других авторов, об-
разование лёсса происходило в особо континентальных и холодных
климатических условиях приледниковья, способствовавших эоло-
вой аккумуляции мелкозема и его последующей трансформации
при участии главным образом процессов физического выветри-
вания.
Следует, однако, отметить, что выветривание и почвообразова-
ние трансформировало в лёсс не только эоловый материал, но и до-
статочно распространенные (особенно по периферии областей мо-
сковского и днепровского оледенений) мелкоземистые отложения
водно-ледникового и водно-снежникового происхождения (Спири-
донов, 1960). На склонах долин и балок облёссовыванию подверга-
лись также делювиально-криосолифлюкционные образования,
а в окраинных (предгорных) областях Русской равнины — аллю-
виально-пролювиальные отложения. В зависимости от генезиса
материала лёссовых горизонтов по-разному должен интерпретиро-
ваться и генезис сложенных ими элементов и форм рельефа.
Характернейшая особенность Русской равнины, особенно ее юж-
ной внеледниковой половины, — долинно-балочный рельеф. Эрози-
онное расчленение равнины в основных чертах сложилось уже к на-
чалу плейстоцена. К этому времени сформировались не только до-
лины, но даже крупные балочные формы, о чем свидетельствует
плащеобразное залегание днепровской, более древних морен и все-
го комплекса четвертичных отложений на неровностях кровли ко-
ренных пород.
В зоне ярко выраженной ледниковой скульптуры доплейстоцено-
вый рельеф, частично преобразованный ледниковым выпахиванием
и размывом, был сильно замаскирован толщей ледниковых наносов
и сказался преимущественно в самых крупных формах открытой
поверхности — возвышенностях и низменностях. Молодым эрозион-
ным расчленением охвачена лишь южная часть этой зоны и притом
в сравнительно узких полосах вдоль крупных речных долин.
62
Рис. 10. Густота (в км/км2) долинно-балочного расчленения юга Русской
равнины (по А. Г. Доскач):
1 — 0.2—0,5; 2— до 1,2; 3 — до 1,5; 4 — до 2,0; 5 — до 2,4; 6— до 2,9
В южной половине Русской равнины эрозионный рельеф форми-
ровался на протяжении всего плейстоцена, прерываясь кратковре-
менной и сравнительно маломощной ледниковой аккумуляцией
лишь в областях днепровской и донской ледниковых лопастей.
Здесь образовалась разветвленная долинно-балочная сеть, глубина
и густота которой в значительной степени контролируются морфо-
структурой.
Согласно А. Г. Доскач (рис. 10), густота долинно-балочного
расчленения на юге Русской равнины колеблется от 0,2 до
2,9 км/км2. Сильнее всего расчленены возвышенности, особенно Во-
лыно-Подольская, Среднерусская, Бугульминско-Белебеевская,
слабее — низменности, особенно Прикаспийская и Азово-Кубан-
ская. Соответственно и глубина долинно-балочного расчленения из-
меняется от 80 до 310 м на возвышенностях и до 25—40 м в преде-
лах низменностей (рис. 11).
В формировании долинно-балочного рельефа перигляциальной
зоны наряду с эрозией и аккумуляцией постоянных и временных
водотоков важную роль играли склоновые процессы, преимущест-
венно плоскостной смыв и солифлюкция. В условиях термоксерокра-
тического и особенно термогигрократического климата межледни-
ковья живая сила водотоков в значительной степени расходовалась
на глубинную и боковую эрозию. Эта работа завершалась выработ-
кой продольного профиля долин и формированием перстративного
аллювия нормальной мощности, состоящего из горизонтов русло-
63
Рис. 11. Глубина (в м) местных базисов эрозии юга Русской равнины (по
А. Г. Доскач):
/ — от 4 до 25; 2 — 30—60; 3 — 60—80; 4 — 80—100; 5— 100—150; 6 — 130—170; 7 — 180—
200; 8 — от 100 до 270—310
вого и пойменного аллювия с включениями старичного аллювия.
В перигляциальной обстановке, которая характеризовалась
криогигрократическим и криоксерократическим климатом, склоно-
вые процессы резко усиливались. К плоскостному смыву присоеди-
нялась криосолифлюкция, под воздействием которой происходил
интенсивный снос обломочного материала. Этот материал частично
отлагался у подножия склонов, формируя делювиально-криосо-
лифлюкционные шлейфы, частично поступал в реки. Не справляясь
с переносом всего материала, реки аккумулировали значительную
его часть в своих долинах, увеличивая их уклоны. Так происходило
общее сглаживание рельефа перигляциальной зоны, сопровождав-
шееся аккумуляцией перигляциального аллювия повышенной
мощности и сопряженных с ним мощных делювиально-криосолиф-
люкционных шлейфов (Дедков, 1970; Кожевников, 1972; Василь-
ев, 1973).
При последующем изменении климата и наступлении межлед-
никовья процессы денудации на междуречьях ослабевали, чему
особенно способствовал плотный дерново-растительный покров.
Живая сила водотоков освобождалась от переноса избыточных масс
обломочного материала, происходило их врезание, а затем, по мере
выработки продольного профиля долины, образование новой, более
молодой генерации перстративного аллювия. Одновременно в при-
речных частях формировалась более молодая генерация эрозион-
64
ных склонов, подверженных главным образом гравитационным
склоновым процессам. С наступлением нового оледенения вновь
усиливались процессы речной и склоновой аккумуляции, а ранее
сформированный межледниковый аллювий погребался под перигля-
циальным аллювием (Г. И. Горецкий, 1974, и др.).
Кроме ритмических изменений климата, на рельефообразующие
процессы перигляциальной зоны большое влияние оказывали об-
щие тектонические движения Восточно-Европейской платформы
и колебания уровня водоприемных бассейнов — Каспийского
и Черного морей.
Как было установлено многими учеными, колебания уровня
замкнутого Каспийского водоема в плейстоцене были обусловлены
главным образом ритмическими изменениями климата. Однако
максимум трансгрессий приходился не на вторую, а на первую по-
ловину ледниковых эпох с их наиболее холодным и влажным
климатом. Следовательно, трансгрессии зависели не от количества
притекающих талых ледниковых вод, как считают некоторые уче-
ные (В. А. Николаев, П. В. Федоров и др.), а от соотношения ко-
личества осадков и величины испарения в бассейне водоема
(Г. П. Калинин, К. К. Марков и др.). Эти представления были
в последнее время подтверждены палеоботаническими исследова-
ниями Т. А. Абрамовой (1974).
В настоящее время принято выделять следующие основные
трансгрессии Каспия: ранне- и позднебакинскую (ранний плейсто-
цен), ранне- и позднехазарскую (средний плейстоцен) и ранне-
и позднехвалынскую (поздний плейстоцен). На основании резуль-
татов своих палеоботанических исследований, а также материалов
других ученых Т. А. Абрамова сопоставляет эти трансгрессии, соот-
ветственно, с березинским, окским, днепровским, московским оледе-
нениями, с ранне- и поздневалдайским стадиалами (оледенения-
ми?). Трансгрессии Каспия, особенно хвалынская, дополнительно
усиливались стоком из приледниковых плотинных водоемов, возни-
кавших в бассейнах северных рек во время оледенений.
Основные трансгрессии Черного моря были следующие: чаудин-
ская (ранний плейстоцен), древнеэвксинская (средний плейсто-
цен), карангатская и сурожская (поздний плейстоцен), древнечер-
номорская (голоцен). Проблема сопоставления трансгрессий Чер-
ного моря с трансгрессиями Каспия до сих пор остается весьма
дискуссионной. По данным Г. И. Горецкого, М. В. Муратова, В. А.
Николаева, П. В. Федорова и др., чаудинская и древнеэвксинская
трансгрессии отвечают бакинской и нижнехазарской трансгрессиям
Каспия. Черноморский бассейн имел с ним хорошую связь по Ма-
нычу, но был, как и Каспий, изолирован от открытого океана, т. е.
представлял собой озеро — море.
Во второй половине среднего плейстоцена (узунларский бас-
сейн) Черное море изолировалось от Каспия, одновременно полу-
чив свободное сообщение через Босфор и Дарданеллы со Средизем-
ным морем и открытым океаном. С этого времени колебания уровня
Черного моря стали согласными с колебаниями уровня Мирового
5 Спиридонов А. И.
65
океана, т. е. оказались в зеркальных соотношениях с колебаниями
уровня Каспия — трансгрессии приходились на межледниковья,
а регрессии — на ледниковья. Карангатская трансгрессия происхо-
дила во время микулинского межледниковья, а сурожская транс-
грессия— во время средневалдайского межстадиала (межледни-
ковья?). Гирканская регрессия, разделяющая названные выше
трансгрессии, отвечает ранневалдайскому времени, а новоэвксин-
ская регрессия между сурожской и древнечерноморской трансгрес-
сиями — поздневалдайскому времени.
Ритмические изменения климата и (в основном) согласные с ни-
ми колебания уровня Каспийского и Черного морей явились при-
чиной в общем синхронного формирования террас в долинах рек
и даже в крупных балках перигляциальной зоны независимо от
того, происходил по ним сток талых ледниковых вод или нет. Как
правило, наблюдаются хорошо выраженные в рельефе четыре
основные надпойменные террасы: IV — днепровская, III — москов-
ская, II и I — ранне- и поздневалдайская.
Необходимо отметить, что на формирование морских и речных
террас Восточно-Европейской равнины кроме изменений климата
большое воздействие оказывали тектонические движения. Общие
колебания Восточно-Европейской платформы и местные дифферен-
цированные движения вносили существенные изменения в спектры
речных и морских террас, нередко отличающихся появлением до-
полнительных уровней, деформациями террас, их более значитель-
ными относительными высотами.
IV и III террасы формировались в условиях общего тектониче-
ского опускания Восточно-Европейской платформы, начавшегося
вслед за раннеплейстоценовым поднятием. Это дополнительно спо-
собствовало накоплению мощного перигляциального аллювия и за-
полнению глубоких раннеплейстоценовых эрозионных врезов. Од-
новременно междуречья снижались и выполажпвались в результате
усиленного делювиально-криосолифлюкционного сноса и накопле-
ния. Последующие поднятия Восточно-Европейской платформы со-
провождались оживлением глубинной и регрессивной эрозии и об-
разованием более молодых генераций склонов эрозионных форм,
преимущественно делювиально-криосолифлюкционных, сопряжен-
ных с низкими надпойменными террасами, и склонов плоскостного
смыва и гравитации, опирающихся на пойму или непосредственно
подмываемых реками.
Перигляциальная обстановка оказала решающее воздействие на
выработку асимметрии балок и небольших речных долин, ориенти-
рованных субширотпо или с северо-запада на юго-восток. У таких
форм склоны северной экспозиции обычно пологие и длинные, при-
крытые мощными делювиально-криосолифлюкционными шлейфа-
ми. Противоположные склоны более крутые, расчлененные оврага-
ми. Асимметрия склонов — следствие того, что слабо прогреваемые
склоны северной экспозиции с насыщенным влагой маломощным
деятельным слоем были более подвержены криосолифлюкции и вы-
полаживанию, чем лучше прогреваемые и более сухие склоны юж-
66
Рис. 12. Густота (в км/км2) овражного расчленения Восточно-Европейской рав-
нины (по Б. Ф. Косову, Г. С. Константиновой и М. Н. Губанову):
1 — 0,01; 2 — 0,01—0,1; 3 — 0,1—0,2; 4 — 0,2—0,4; 5 —0,4—0,6; 6 —0,6—0,8; 7 —0,8—1,0 и более,
8 — горы
5*
ной экспозиции. Аналогичные процессы образования асимметрии
эрозионных форм наблюдаются и в областях современной вечной
мерзлоты.
Долинно-балочное расчленение Русской равнины во многих
местах сочетается с овражным расчленением, сводную характери-
стику которого можно найти в работах А. С. Козменко, Б. Ф. Косо-
ва, В. П. Лидова, Е. А. Мироновой, Е. И. Сильверстова, С. С. Собо-
лева и др. Развитию оврагов способствовало хозяйственное освое-
ние, сопровождавшееся уничтожением естественного растительного
покрова и распашкой земель. Изменение режима поверхностного
стока с усилением его неравномерности, ослабление противоэрози-
онной сопротивляемости почв вызвали резкое усиление размыва,
образование оврагов и многочисленных более мелких форм на-
чальной линейной эрозии (промоин, водороин).
Кроме распаханности территории на развитие оврагов оказа-
ли большое воздействие эрозионный рельеф, сложившийся ко вре-
мени интенсивного хозяйственного освоения (глубина расчленения,
крутизна склонов), малая противоэрозионная стойкость грунтов
(покровных лёссовидных суглинков, лёсса), широко распростра-
ненных на Русской равнине, неравномерное, нередко ливневое вы-
падение осадков.
Наиболее сильно поражены оврагами возвышенности южной
половины Русской равнины, где при сильной распаханности терри-
тории велика глубина долинно-балочной сети, значительны укло-
ны, а на поверхности почти повсеместно залегают легко размывае-
мые лёссовидные суглинки и лёсс. Густота (протяженность) овраж-
ной сети в среднем составляет 0,4—0,6 км/км2, местами увеличи-
вается до 1 км/км2 и более, а количество (плотность) оврагов на
100 км2 колеблется от 50 до 100 и более (рис. 12). Здесь также очень
высок процент смытых почв, достигающий 10—20 и даже 30—40%
от площади пашен и пастбищ.
Низменные равнины юга Русской равнины, где глубина долин-
но-балочного расчленения меньше и где большие площади занима-
ют плоские междуречья, поражены оврагами слабее: от 0,1 до
0,4 км/км2 при плотности от 10 до 50 оврагов на 100 км2.
В северной половине Русской равнины с господствующим лед-
никовым и водноледниковым рельефом овраги развиты сравнитель-
но слабо. Это объясняется меньшей распаханностью территории,
сохранившимся на больших площадях лесным покровом и общей
менее значительной, чем на юге, интенсивностью долинно-балочно-
го расчленения. Только отдельные возвышенности, в хозяйственном
отношении хорошо освоенные, расчлененные долинно-балочной
сетью, с покровом лёссовидных суглинков на морене бывают доволь-
но сильно поражены оврагами. Их густота в таких местах достигает
0,4—0,6 км/км2, а плотность 25—50 на 100 км2. В то же время сло-
женные песками аллювиально-зандровые низменные равнины ока-
зываются почти полностью лишенными оврагов.
На Русской равнине широко распространены карстовые формы,
изучавшиеся многими исследователями. Соответствующий матери-
68
ал обобщен в работах А. С. Баркова, Н. А. Гвоздецкого, Г. А. Мак-
симовича, И. В. Попова, Н. В. Родионова, А. В. Ступишина, А. Г.
Чикишева, И. С. Щукина, А. Ф. Якушевой и др. Новейшая краткая
сводка по карсту Русской равнины содержится в монографии Н. А.
Гвоздецкого (1972), который отмечает, что на Русской равнине раз-
виты карстующиеся толщи большого возрастного диапазона. Шире
всего распространены палеозойские карстующиеся толщи, затем ме-
зозойские и неогеновые (рис. 13). В западной половине равнины
преобладает карбонатный карст (в известняках, доломитах и мелу),
а в восточной — гипсовый. Карбонатный карст встречается также
на востоке, а гипсовый — на юго-западе, в Приднестровской По-
долии. В южной половине Русской равнины распространен преиму-
щественно меловой карст, на юго-востоке (в Прикаспийской низ-
менности и соседних с нею районах Предуралья), а также в Дон-
бассе и в Закарпатье — соляной карст.
В северной половине Русской равнины карстующиеся породы
перекрыты ледниковыми и водноледниковыми отложениями, а
в южной половине — осадками морских трансгрессий, чехлом лёс-
сов и лёссовидных суглинков разного генезиса. Поэтому почти по-
всеместно развиты формы покрытого карста, а также древнего
ископаемого (погребенного) карста.
Из карстовых форм для Русской равнины наиболее характерны
воронки просасывания и провалы (с оседанием некарстующихся
покровных отложений, редко — также и карстующихся пород), кот-
ловины, карстовые овраги и слепые балки, карстовые озера, исче-
зающие под землю ручьи и реки. В отдельных местах встречаются
пещеры.
На юге Русской равнины часто встречаются просадочные
(суффозионные) формы рельефа (различной формы западины,
блюдца), связанные с выщелачиванием солей (карбонатов, гипса
и др.), содержащихся в песчано-глинистых отложениях. В их образо-
вании принимает участие также и механический вынос тонкозерни-
стого материала просачивающимися поверхностными и циркули-
рующими на глубине грунтовыми водами. Карстовые и суффозион-
ные процессы заметно оживлялись в перигляциальной обстановке
при таянии ледничков и снежников.
Антропогенный рельеф. Выше уже отмечалось влияние человека,
особенно его сельскохозяйственной деятельности, на развитие
эолового рельефа, овражной сети Русской равнины. Это влияние
сказалось также в активизации склоновых (смыв, оползание), кар-
стовых, абразионных и других природных рельефообразующих про-
цессов. Помимо косвенного влияния человек оказывал и оказы-
вает прямое воздействие на рельеф. Промышленное и сельскохо-
зяйственное производства, строительство промышленных и граж-
данских объектов и другие виды деятельности населения сопровож-
даются искусственным перемещением больших масс рыхлого мате-
риала, приводят к образованию выработанных, аккумулятивных
и просадочных форм, которые принято называть антропогенными,
или техногенными.
69
Рис. 13. Схема районирования карста Русской равнины (по Н. А. Гвоздецкому и
А. Г. Чикишеву):
1 — граница карстовой страны, 2 — границы карстовых областей, 3 — границы карстовых
провинций, 4 — границы карстовых округов, 5 — известняки и доломиты, 6 — карбонатно-
сульфатные породы, 7 — мел и мело-мергельные породы, 8 — гипсы и ангидриты, 9 — соль;
карстовые области: А — Белорусско-Прибалтийская; Б —• Московско-Двинская; В — Тиманско-
Печорская; Г — Средневолжско-Камская; Д — Полесско-Приволжская; Е — Молдавско-Укра-
инская; Ж — Украинско-Донская; 3 — Нижневолжско-Уральская
Русская равнина отличается широким распространением и боль-
шим разнообразием антропогенного рельефа (Чикишев, 1976).
Особенно значительные антропогенные формы отмечаются в рай-
онах горнодобывающей промышленности (Донбасс, Кривой Рог,
Курская магнитная аномалия и др.), где они возникли в результа-
те подземной и открытой добычи полезных ископаемых. Это тер-
70
расы, карьеры, котлованы, отвалы горных пород в виде холмов
и гряд. Особо выделяются терриконы — конические насыпные фор-
мы высотой 30—50 м, в отдельных местах до 100 м. В Донбассе сей-
час насчитывается более 1000 терриконов, а занятая ими площадь
превышает 8 тыс. га.
Крупные карьеры железорудных месторождений Курской маг-
нитной аномалии достигают 3 км в поперечнике и 100 м глубины.
Большие карьеры и отвалы возникли при добыче каменного угля
в Подмосковном угольном бассейне, в Башкирии, при добыче из-
вестняков и доломитов и других видов полезных ископаемых.
Заброшенные карьеры часто заполняются водой, превращаются
в искусственные озера. Многочисленные озера заполняют карьеры
в местах выработок соляных залежей К ним, в частности, относит-
ся озеро Развал глубиной 20 м, в поперечнике до 300 м, располо-
женное в центральной части Пленного соляного купола.
Во многих местах распространены просадочные и провальные
формы, связанные с подземными выработками полезных ископае-
мых: провальные воронки вблизи угольных шахт, на участках под-
земной добычи железных руд, в местах добычи карбонатных
и сульфатных пород.
Образованию провалов способствуют усиливающиеся под влия-
нием человека карстовые процессы. Особенно активен антропоген-
ный карст в районах подземной добычи каменной соли. Он приво-
дит к образованию просадок, провальных котловин и мульд над
старыми и ныне действующими шахтами (Илецкое месторождение,
Бахмутская котловина и др.). Крупные просадки и провалы обра-
зуются также в результате искусственного подземного выщелачи-
вания каменной -соли или откачки природных рассолов для нужд
солеваренной и химической промышленности (Соликамское место-
рождение и др.), в результате подземной газификации углей
и сланцев.
Существенное воздействие на рельеф оказывает интенсивно
развивающееся на Русской равнине гражданское, промышленное,
дорожное, гидроэнергетическое и другое строительство. В населен-
ных пунктах, особенно в крупных городах, широко распространены
так называемые селитебные формы рельефа: выровненные и терра-
сированные площадки, искусственно сположенные склоны, создан-
ные путем срезания положительных и засыпания отрицательных
элементов рельефа. Вместе с целенаправленным изменением форм
земной поверхности нередко создается большое количество котлова-
нов, траншей и карьеров, засоряющих территорию строительства,
нередко способствующих нежелательному усилению эрозионных,
склоновых, карстовых и других природных рельефообразующих
процессов. Так, в Курске, Брянске, Горьком, Саратове, Волгограде,
Киеве и других городах отмечается рост оврагов, образование
оползней, просадочных форм.
Создание на русской равнине крупных водохранилищ (Рыбин-
ского, Горьковского, Куйбышевского, Саратовского, Волгоградско-
го, Камского, Киевского, Каневского, Кременчугского, Днепродзер-
71
жинского, Днепровского, Каховского, Воронежского, Краснодар-
ского и др.) было причиной начала энергичных абразионных про-
цессов в их береговой зоне, что, в свою очередь, вызвало усиление
эрозии, оползания, суффозии и карста. Скорость абразионного от-
ступания берегов на Цимлянском, Каховском и Камском водохра-
нилищах в некоторых местах достигла 100—220 м за первые
10—50 лет.
Все сказанное свидетельствует о необходимости весьма осмотри-
тельного воздействия на рельеф и ландшафты Русской равнины,
как и других областей нашей страны. На землях, пришедших в не-
годность, должны быть осуществлены мероприятия по рекультива-
ции, включающие и преобразование самого антропогенного рельефа
(его выравнивание, террасирование и пр.).
Геоморфологическое районирование
Восточно-Европейской равнины
Геоморфологическим районированием Восточно-Европейской
равнины занимались Б. Ф. Добрынин (1934), И. П. Герасимов
(1939), Н. Н. Соколов (1948), М. В. Карандеева (1957), А. И. Спи-
ридонов (1969), А. А. Асеев и А. Г. Доскач (1974). Кроме того, сле-
дует назвать опыты геоморфологического районирования европей-
ской части СССР в составе всей территории нашей страны К- К-
Маркова (1947), Н. И. Николаева (1956, 1962), С. С. Воскресенско-
го (1968), В. Г. Лебедева (1972), Ю. А. Мещерякова (1972).
Восточно-Европейская равнина была выделена нами (Спиридо-
нов, 1969) в ранге геоморфологической страны, отвечающей геотек-
тонически единой Восточно-Европейской платформе. Однако, учи-
тывая существенные морфоструктурные различия Фенноскандии
и Русской равнины с отвечающими им Балтийским щитом и Рус-
ской плитой, а также территориальный ценз названных крупных
регионов, целесообразно оба их выделить в ранге геоморфологиче-
ских стран, как это было предложено ранее А. А. Асеевым, А. Г.
Доскач, В. Г. Лебедевым и другими авторами.
При дальнейшем делении Восточно-Европейской равнины на
геоморфологические провинции А. А. Асеев и А. Г. Доскач учиты-
вают в первую очередь морфоструктурные признаки, группируя про-
винции Русской равнины в два морфоскульптурных пояса: север-
ный пояс, в скульптуре которого особенно сильно отразилось влия-
ние древних оледенений, и южный пояс, где рельефообразующее
воздействие оледенений не было непосредственным, но влияло на
рельеф вследствие периодических изменений климата, жидкого
и твердого стока.
На наш взгляд, общее геоморфологическое районирование
любой территории должно основываться на комплексе морфострук-
турных и морфоскульптурных признаков. Однако в зависимости от
72
специфики территории и ранга выделяемых регионов предпочтение
может быть отдано тому или иному ведущему признаку. Морфо-
структурный подход к районированию наиболее применим в гор-
ных странах, где дифференциация территории даже в деталях обыч-
но непосредственно обусловлена древней и новейшей тектоникой.
На равнинах роль ведущего признака районирования нередко при-
ходится отдавать морфоскульптуре, если формы рельефа, создан-
ные экзогенными факторами (например, покровным оледенением),
оказываются соразмерными даже с крупными морфоструктурами
и местами превосходят их.
По комплексу геоморфологических признаков Восточно-Евро-
пейскую равнину в пределах нашей страны следует разделить на
четыре провинции:
1. Кольско-Карельскую провинцию восточной окраины Фенно-
скандии, рельеф которой сформировался на Балтийском кристалли-
ческом щите под воздействием длительной деструкции, а в четвер-
тичное время также под воздействием экзарации. Эта провинция
входит в состав геоморфологической страны Фенноскандии.
2. Северорусскую провинцию дочетвертичных пластово-денуда-
ционных возвышенных и низменных равнин с наложенными на них
формами ледниковой и водноледниковой скульптуры.
3. Среднерусскую провинцию относительно приподнятых в но-
вейшее время пластово-денудационных возвышенных равнин с фор-
мами долинно-балочно-овражного расчленения и низменных равнин
с преобладанием форм водноледниковой и речной аккумуляции и с
подчиненными им долинно-балочными и овражными формами.
3. Южнорусскую провинцию преимущественно низменных рав-
нин, в новейшее время испытавших опускания, отличающихся широ-
ко развитыми формами морского происхождения и подчиненными
им формами водной эрозии и. аккумуляции. Вторая, третья и четвер-
тая провинции входят в состав геоморфологической страны Русской
равнины.
Деление Восточно-Европейской равнины на провинции в основ-
ном соответствует тому, которое предлагалось раньше И. П. Гера-
симовым, Б. Ф. Добрыниным, М. В. Карандеевой, Н. Н. Соколовым
и др. Оно учитывает важнейшее событие в истории рельефа терри-
тории — четвертичное оледенение, благодаря которому северные
ледниковые и южные внеледниковые части равнины приобрели
настолько существенные различия в строении рельефа и четвертич-
ного покрова, что их внутренние различия, обусловленные структур-
ными факторами, отступили на второй план.
В качестве довода в пользу предлагаемого провинциального
деления Восточно-Европейской равнины добавим, что оно в об-
щем хорошо согласуется с крупными региональными (зональными)
различиями этой территории в отношении почвенно-растительного
покрова и всего комплекса ее природных (ландшафтных) условий.
Все это имеет важное значение при районировании Восточно-Евро-
пейской равнины для оценки условий ее хозяйственного использо-
вания.
73
Lr'""?6 E3r
Провинции далее разделяются на геоморфологические области
и подобласти, обоснование выделения которых дается в последую-
щих разделах этой книги (рис. 14).
Кольско-Карельская провинция
Кольский полуостров (включая его материковое продолжение
до государственной границы) и Карелия располагаются в восточ-
ной части Балтийского кристаллического щита. По индивидуаль-
74
Рис. 14. Картосхема геоморфологического районирования европейской террито-
рии СССР и Кавказа:
а — границы геоморфологических стран, б — границы провинций, /з — границы подпровинций,
г — границы областей; ^страна Феиноскандия, Кольско-Карельская провйнцйяЗ области —
1 — Кольская, 2 — Карельская; страна Русская равнина. Северорусская провинция, об-
ласти — 3 — Балтийско-Валдайская (низменности и возвышенности северо-запада Русской
равнины), 4 — Минско-Московская (возвышенности и низменности центра и запада Русской
равнины), 5 — Двинско-Мезенская (низменности и возвышенности Северной Покатости Рус-
ской равнины);- 67-Тима^скдя, .7— Печорская; Среднерусская провинция, области — 8 —
Украинская возвйЙениость, 9— Полесская и Приднепровская низменности, 10— Среднерус-
ская возвышенность, 11 — низменности Волжско-Окско-Донского междуречья, 12 — Приволж-
ская возвышенность и Ергени, 13 — Низкое Заволжье, 14 — Высокое Заволжье, 15 — Донец-
кий кряж; Южнорусская провинция, Азово-Черноморская подпровинция; области — 16 —
Причерноморская низменность, /7 — Приазовско-Кубанская низменность, 18 — Ставрополь-
ская возвышенность; Каспийская подпровинция, областит—19 — Прикаспийская низменность,
20 — Подуральское плато; Крымско-Кавказская страна, провинция Большого Кавказа и гор-
ного Крыма, области: 21 — Северо-Западный Кавказ, 22—-Западный и Центральный Кавказ,
23 — Восточный Кавказ, 24— Юго-Восточный Кавказ, 25 — Горный Крым, 26—Керченский
и Таманский полуострова; провинция Закавказской депрессии, области — 27 — Рионская низ-
менность, 28 — Верхне-Среднекуринская, 29 — Курско-Араксинская низменность; страна Мало-
азиатских иагорий, провинция Закавказского нагорья, подпровинция гор Малого Кавказа,
области — 30 — Аджаро-Триалетская, 31 — Сомхето-Карабахская, 32 — Карадагско-Талыш-
ская; подпровинция Армянского нагорья, области —33 — Джавахетская, 34 — Центрально-
Армянская, 35 — Среднеараксинская; Карпатско-Динарская страна, провинция Карпатских гор,
область—36 — Центральные (Украинские) Карпаты, провинция Большой Венгерской
(Среднедунайской) равнины, область — 37 — Закарпатская низменность
ным признакам они выделяются как геоморфологические области.
Далее они характеризуются вместе с подчеркиванием своеобраз-
ных черт каждой области.
Самые высокие массивы, до 600 м и более, располагаются
в центре и в западной половине Кольского полуострова. Особенно
резко выделяются массивы Хибин (наибольшая высота 1191 м),
Ловозерских тундр и Монче-Тундры, разобщенные котловинами озер
Имандры, Умбозера и Ловозера. Восточная половина Кольского
полуострова несколько ниже западной и отличается более выдер-
жанным по площади полем высот 200—300 м. Линейно вытянутая
с северо-запада на юго-восток возвышенность Кейвы превышает
300 м (380 м над ур. м.).
В Карелии наибольшие высоты приурочены к возвышенности
Манселькя, которая протягивается вдоль государственной границы
в субмеридиональном направлении. На севере ее высота достигает
658 м (Северокарельская возвышенность). Заметно выделяется
в рельефе юго-западный отрог Манселькя — Западнокарельская
возвышенность высотой до 413 м над ур. м. Во внутренней Карелии
простираются обширные холмисто-грядовые низменные равнины,
которые переходят в плоскую Прибеломорскую низменность.
На крайнем юге территории в Приладожье поднимается островная
Олонецкая возвышенность (до 313 м над ур. м.), а на юго-западе
Балтийского щита, преимущественно за пределами собственно Ка-
релии, с северо-запада на юго-восток протягивается кряж Ветреный
Пояс высотой до 350 м.
Изучением геоморфологии Кольского полуострова и Карелии
занимались: А. Д. Арманд, Г. С. Бискэ, М. К- Граве, А. А. Григорь-
ев, Б. И. Кошечкин, М. А. Лаврова, Г. Ц. Лак, С. И. Макиевский,
Ю. А. Мещеряков, Н. И. Николаев, А. А. Никонов, Г. Д. Рихтер,
А. В. Сидоренко, С. А. Стрелков и многие другие ученые.
75
Морфоструктура. В геологическом строении Балтийского щита
участвуют мощные толщи архея и протерозоя, которые состоят из
четырех структурных комплексов горных пород: архейского,
нижнепротерозойского, среднепротерозойского и верхнепротеро-
зойского; из них первые три образовались во время геосинклиналь-
ного развития, а самый последний верхний — в условиях плат-
формы.
Наиболее древние архейские образования относятся к беломор-
скому тектоно-магматическому циклу. Они представлены сильно
метаморфизованными интенсивно дислоцированными гнейсами,
гранито-гнейсами и гранитами, которые слагают складчатые систе-
мы беломорид. Породы выходят на дневную поверхность в зонах
крупных положительных структур (блоков).
Нижнепротерозойские отложения залегают несогласно на глу-
боко эродированной поверхности нижнего структурного яруса. Это
сильно дислоцированные основные и средние эффузивы, метадиаба-
зы, слюдяные, филлитовидные, карбонатные и другие сланцы, квар-
циты, частично гнейсы и параамфиболиты, содержащие магнетито-
вые кварциты.
Отложения среднего протерозоя залегают на архее и среднем
протерозое со структурным несогласием. Они начинаются конгло-
мератами, аркозами и полимиктовыми песчаниками, выше которых
залегают кварцевые конгломераты, кварциты, кварцито-песчаники,
глинистые и шунгитовые сланцы, а также карбонатные породы.
В районе северного побережья Онежского озера и кряжа Ветреный
Пояс в верхней части протерозоя главную роль играют основные
и ультраосновные эффузивы с подчиненными им кремнисто-глини-
стыми сланцами.
Нижне- и среднепротерозойские структурные образования от-
носятся к карельскому тектоно-магматическому циклу и объеди-
няются под общим названием карелид. Карельская складчатость
в нижнем протерозое сопровождалась интрузиями ультраосновных,
основных, средних и гранитоидных пород, позднее — гранитов, миг-
матитов, плагиогранитов. Породы среднего протерозоя содержат
небольшие интрузии основных, реже ультраосновных гипабиссаль-
ных пород.
В конце среднего протерозоя завершилась карельская складча-
тость и установился платформенный режим, в условиях которого
формировались отложения самой молодой иотнийской серии сред-
него протерозоя. Они сохранились на ограниченной площади Бал-
тийского щита — в западном Прионежье, в северном Приладожье,
где представлены базальными конгломератами, серыми аркозовы-
ми и кварцевыми песчаниками с прослоями алевролитов и гли-
нистых сланцев, шокшинскими красн©цветными кварцито-песчани-
ками. Отложения слагают пологие впадины типа платформенных
синеклиз.
К концу среднего протерозоя относятся и интрузии гранитов
рапакиви, развитые у южной окраины Балтийского щита (Карель-
ский перешеек, северо-восточное Приладожье). До недавнего вре-
76
мени эти интрузии, как и породы иотнийской серии, относили к верх-
нему протерозою.
Верхнепротерозойские отложения обнаружены лишь в неболь-
ших тектонических депрессиях по окраинам Балтийского щита, ко-
торый в это время сформировался как самостоятельная структура.
Конгломераты, гравелиты, песчаники, туфы и эффузивы выполняют
впадины района Ладожского озера, Беломорской синеклизы; кон-
гломераты, песчаники, песчано-глинистые сланцы, доломиты покры-
вают полуостров Средний, остров Кильдин.
В палеозое продолжал сохраняться платформенный режим.
Во время формирования каледонского и герцинского складчатого
обрамления щит реагировал на движения разломами, магматически-
ми явлениями. Каледонские интрузии представлены телами цен-
трального типа, сложенными ультраосновными, щелочными и кар-
бонатитовыми породами. К герцинской группе интрузий принадле-
жат крупнейшие конфокальные многофазные массивы (субвулка-
ны) нефелиновых сиенитов — Хибинский, Ловозерский и небольшой
Контозерский массивы. Они приурочены к мощной зоне разломов
северо-восточного простирания.
После работ А. А. Полканова в восточной части Балтийского
щита принято различать следующие мегаструктуры (мегаантикли-
нории и мегасинклинории): Мурманский блок, Кольский мегасин-
клинорий, Беломорский мегантиклинорий, Главную синклинорную
зону карелид Карелии и Свеко-Феннский блок. Блок простирается
преимущественно в Финляндии и в Швеции и лишь небольшая часть
его находится на территории юго-западной Карелии. В пределах
мегаструктур наблюдается закономерное чередование антиклино-
риев и синклинориев, вытянутых в общем северо-западном направ-
лении (рис. 15). Антиклинории, как правило, представляют собой
одноярусные сооружения, сложенные породами архея, а синклино-
рии — двух- и трехъярусные с залегающими поверх архея комплек-
сами пород нижнего и среднего протерозоя. ["Крупные структуры
ограничены глубокими разломами, осложнены многочисленными
линейными и изометричными складками.
Кроме глубинных разломов между мегаструктурами очень ши-
роко распространены менее значительные дизъюнктивные наруше-
ния, разделяющие структуры первого и более мелкого порядков.
Они ориентированы преимущественно в северо-западном направле-
нии, т. е. вдоль основного простирания складчатости. Важную роль
играет также система поперечных разломов основного северо-вос-
точного направления. Ориентировка продольных и поперечных раз-
ломов может изменяться в связи с местными отклонениями скла-
док от указанного их генерального простирания.
Отмеченные тектонические структуры проявляются в соразмер-
ных им формах рельефа по-разному (Граве, Макиевский, 1966; Ма-
киевский, 1969; Лак, 1972; Стрелков, 1973). Мегаструктуры на-
ходят преимущественно общее прямое выражение в рельефе. На
фоне общего длительного воздымания Балтийского щита Беломор-
ский блок испытывал относительно более интенсивные поднятия,
77
особенно в его северо-западной материковой части. В эти движения,
по-видимому, были вовлечены и прилегающие части Кольского ме-
гасинклинория. Именно здесь на дневную поверхность выведены
самые низкие горизонты геологического разреза, а рельеф отличает-
ся большими высотами и глубоким расчленением. К зоне смыкания
мегаструктур приурочены разломы, значительные интрузии. В част-
78
ности, очень хорошо выражены в рельефе меридиональный разлом
по линии река Нива — Кольский залив, интрузивные массивы Глав-
ного хребта, Хибинских и Ловозерских тундр. Менее приподнятыми
оказались восточная часть Кольского мегасинклинория и особенно
карелиды Карелии, где в рельефе господствуют низменные и воз-
вышенные равнины с относительно небольшими участками холмо-
горий.
Согласно С. И. Макиевскому, совершенно иные, преимуществен-
но обратные соотношения характерны для структур первого поряд-
ка и соразмерных с ними форм рельефа. Мурманскому блоку отве-
чает северное плато и возвышенная равнина Мурманского берега,
представляющая собой древний пенеплен, отдельные части которо-
го по разломам подняты на различную высоту. Наиболее высока
и расчленена северо-западная часть плато, где и структуры отли-
чаются общей приподнятостью. Особо выделяются полуострова Ры-
бачий и Средний, остров Кильдин, равнинный рельеф которых обу-
словлен пологим залеганием осадочных пород иотния.
Южнее располагаются низкогорные массивы Печенгского рай-
она— Печенгские тундры (631 м) и другие, отвечающие западным
частям Печенгско-Варзугского и Кольско-Кейвского синклинориев,
сближенным вследствие погружения шарнира Центр ал ьнокольско-
го антиклинория. К восточной половине Кольско-Кейвского син-
клинория приурочена гряда горных Кейв высотой 300—320 м. Юж-
нее гряды Кейв располагается Центральнопонойская депрессия,
совпадающая с Центральнокольским антиклинорием. К ней примы-
кает возвышенная равнина на северной окраине Печенгско-Варзуг-
ского синклинория, которая образует водораздел между реками
Поноем и Паной, Варзугой, Стрельной и др.
Так же отчетливо проявляется связь рельефа со структурами
первого порядка и в пределах Беломорского мегантиклинория. Ни-
зина Терского берега совпадает с юго-восточной частью Терско-Но-
тозерского антиклинория, тогда как его северо-западной части соот-
ветствует Лоттинско-Нотозерская низина.
Сальнотундрово-Кольвицкому синклинорию отвечает срединная
полоса горных массивов, которая протягивается на юго-восток
к массиву Сальные тундры (997 м) и далее к району Колвицких
тундр.
Рис. 15. Схема тектоники восточной части Балтийского щита (по С. И. Макиев-
скому) :
а —границы структур высшего порядка; б— границы структур первого порядка; в — границы
иотнийских и палеозойских отложений; г — антиклинории первого порядка; д — синклинории
первого порядка; е —иотнийские граниты; тектонические структуры: I — Мурманский блок;
II — Кольский мегасинклинорий — 1 «—> Кольско-Кейвский синклинорий, 2 — Центральнокольский
антиклинорий, 3 — Печенгско-Варзугский синклинорий; III — Беломорский магантиклино-
рий — 4 — Терско-Нотозерский антиклинорий, 5 — Сальнотундрово-Колвицкий синклинорий,
6 — Кандалакшский антиклинорий, 7 — Енско-Лоухский синклинорий, 8 — Ковдозерский анти-
клинорий; IV—Главная сииклинорная зона карелид-—9 — Северокарельский синклинорий,
10 — Северокарельский антиклинорий, 11 — Восточнокарельский синклинорий, 12 — Феиио-Ка-
рельский (Центральнокарельский) антиклинорий, 13 — Западнокарельский синклинорий, 14 —
Восточнофинляндский антиклинорий, 15 — Восточнофинляндскнй синклинорий; V — Свеко-
Фениский блок
79
На северо-запад от Кандалакшского залива протягивается Юж-
нокольская депрессия, совпадающая с Кандалакшским антиклино-
рием. С юго-запада к ней примыкает Ковдозерская группа горных
массивов на Енско-Лоухском синклинории. Наконец, Ковдозерско-
му антиклинорию соответствует Ковдозерско-Топозерская плоская
равнина и ее юго-восточное продолжение — Прибеломорская низ-
менность.
В главной синклинорной зоне карелид господствуют прямые со-
отношения основных форм рельефа и геологической структуры: се-
верный возвышенный район, Западнокарельская возвышенность —
области ранней консолидации карелид, котловины Белого моря, Ла-
дожского и Онежского озер, унаследование сохранившие орографи-
ческий облик, близкий к современному (Лак, Лукашов, 1972). Од-
нако в деталях очень характерны инверсионные типы морфострук-
туры. На Центральнокарельском и Северокарельском антиклино-
риях господствуют преимущественно невысокие, слабо расчленен-
ные равнины внутренней Карелии. Расположенный между назван-
ными структурами Восточнокарельский синклинорий в рельефе
почти не выражен. По данным Г. С. Бискэ (1959), с ним связаны
лишь небольшие участки грядового рельефа и отдельные возвы-
шенности севернее озёр Тунгудского и Выгозера. Значительно от-
четливее сказывается в рельефе центральная часть Западнокарель-
ского синклинория — в виде одноименной возвышенности с высо-
тами до 400 м и более.
Южный отрезок Восточнофинляндского антиклинория и его
участок, примыкающий к Лексозеру, в рельефе выражены инвер-
сионными понижениями, разделенными отрогом Западнокарель-
ской возвышенности, который совпадает с погружением шарнира
антиклинория и, следовательно, сохраняет обратное соотношение со
структурой.
Северокарельский синклинорий со сложными складками и дизъ-
юнктивными нарушениями субширотного направления охватывает
наиболее возвышенный и расчлененный рельеф Карелии (до 650 м
и более). Такой же инверсионный характер сохраняет гряда Вет-
реного Пояса.
Из сказанного ясно, что структуры первого порядка отличаются
ярко выраженными обратными соотношениями с рельефом. Такие
же соотношения хорошо выдерживаются в морфоструктурах второ-
го порядка и более дробных образованиях. Обусловлено это двумя
причинами: 1) инверсией самих тектонических движений и 2) се-
лективной денудацией — препарировкой относительно более проч-
ных горных пород, залегающих в ядрах синклиналей. И та и дру-
гая причина играют важную роль в преобразовании древнего мор-
фоструктурного плана восточной части Балтийского щита. Однако
эта роль оказывается неодинаковой при формировании морфострук-
тур разных порядков.
Выступающие на поверхность комплексы архейских и протеро-
зойских горных пород обладают резко различной стойкостью про-
тив выветривания и денудации. Толщи архейских гранитов, гней-
80
со-гранитов и подчиненных им пород в общем менее стойки, чем
протерозойские комплексы, и потому способствуют образованию
сниженных мягких форм рельефа. Но это не значит, что можно го-
ворить о прямой однотипной связи между рельефом и свойствами
горных пород.
Как показали исследования Б. И. Кошечкина (1969), в пределах
Кольского полуострова на одних и тех же породах наблюдаются
значительные колебания высот земной поверхности, свидетельст-
вующие об отсутствии корреляционной связи между прочностью'
горных пород и рельефом. Это дает основание говорить о тектони-
ческой активности крупных структур, которые выражаются в рель-
ефе как целостные морфологические единицы независимо от их
петрографического состава.
Большинство исследователей связывают рельеф восточной части
Балтийского щита (особенно Кольского полуострова) с дифферен-
цированными движениями блоков. [Как было указано выше, одни
блоки имеют антиклинальное строение, другие — синклинальное..
Первые испытывают погружения и в рельефе выражены пониже-
ниями, вторые поднимаются и соответствуют положительным фор-
мам рельеф a. JTaKHM образом, крупные морфоструктуры (первого-,
порядка) имеют тектонически инверсионную глыбовую природу.
По мнению С. И. Макиевского (1969), о том же свидетельству-
ют данные глубинного сейсмического зондирования и изучения ано-
малии силы тяжести. По этим данным поверхность базальтового
слоя (граница Конрада) под мегасинклинориями располагается'
выше, чем под мегантиклинориями. Соответственно мощность гра-
нито-гнейсового слоя у первых меньше, чем у вторых.
В Карелии крупные блоки пликативных структур с разнона-
правленными движениями по разломам выделяются не столь опре-
деленно, как на Кольском полуострове. Зато здесь местами очень-
четко выражены формы более дробной дизъюнктивной тектоники.
Таково происхождение, например, закономерно вытянутых в севе-
ро-западном направлении узких гряд и разделяющих их понижений
в пределах Заонежского полуострова и всего северного побережья
Онежского озера. Строение рельефа здесь почти точно отражает
структуру молодых горстов и грабенов (Биеке, 1959).
Таким образом, Балтийский щит, начиная с верхнего протеро- !
зоя, кроме общего сводового поднятия испытывал еще дифферен-
цированные глыбовые движения, которые продолжались и в новей-
шее время, определив основные черты пластики земной поверх-
ности.
Основная причина длительных дифференцированных поднятий
щита, безусловно, тектоническая. На это, в частности, указывает
распределение мощности земной коры в пределах Балтийского щи-
та и прилегающих каледонид. Согласно карте, составленной
Л. Е. Шустовой (1966), мощность земной коры в западной части
щита достигает 40—42 км, причем изогипсы поверхности МОХО вы-
тянуты в северо-восточном направлении, согласном с простиранием
каледонид Скандинавского полуострова. В восточной части щита
6 Спиридонов А. И.
81
мощность коры колеблется в пределах 34—38 км, а изогипсы по-
верхности МОХО вытянуты на северо-запад — согласно с прости-
ранием докембрийских складчатых сооружений. Такое строение
земной коры, по мнению С. И. Макиевского (1969), может быть
обусловлено только тектоникой. По-видимому, большая приподня-
тость западных частей щита объясняется поднятиями и поныне со-
вершающимися в скандинавских каледонидах.
Тектонически обусловленное длительное поднятие Балтийского
щита в четвертичное время осложнялось гляциоизостатическими ко-
лебаниями, вызванными чередованием ледниковых нагрузок и раз-
грузок. Интенсивное гляциоизостатическое поднятие совершалось
в голоцене и, судя по высоте береговой линии Иольдиева моря,
в центре щита оно достигало 400 м, уменьшаясь к периферии щита
до 0 м. Однако и это поднятие не было монолитным. Оно сопровож-
далось дифференцированными движениями по разломам, подчиня-
ясь ранее сложившемуся структурному плану.
Формы рельефа, отвечающие структурам второго и более мел-
кого порядка, часто контролируются физико-механическими свой-
ствами горных пород. Подобные формы селективной денудации
широко распространены на территории Кольского полуострова, где
они изучены Б. И. Кошечкиным (1969).
В пределах Кольско-Кейвской синклинорной зоны в рельефе
ясно проступают чередования более стойких амфиболитов, габбро-
анортозитов и менее стойких против денудации гнейсов. Первым от-
вечают цепи возвышенностей массивной формы с плоскими вер-
шинами и крутыми склонами. Элементы древней складчатой струк-
туры особенно выразительно запечатлены в рельефе горных Кейв.
Вдоль оси синклинория протягиваются системы параллельных воз-
вышенностей — «кейвы», которые образовались вследствие препа-
рировки очень прочных кристаллических сланцев и кварцитов, сла-
гающих крылья второстепенных складок. Вдоль простирания склад-
чатых структур вытянуты также и речные долины.
Горный массив Печенгских тундр, в целом соответствующий
одноименному синклинорию, деталями своего рельефа очень чутко
реагирует на изменения структурного плана и петрографического
состава пород. В пределах северного крыла структуры горный
рельеф почти полностью совпадает с площадью распространения
протерозойских пород. Здесь располагаются наиболее значительные
горные группы, которые обычно приурочены к второстепенным
синклинальным складкам (мульдам). Сальные, Кандалакшские,
Колвицкие тундры также очень близко совпадают с площадью рас-
пространения протерозойских образований, а самые высокие их
горные группы соответствуют выходам на поверхность наиболее
прочных горных пород.
В Карелии формы избирательной денудации наблюдаются по-
всеместно, но особенно характерны они для возвышенностей. Так,
наибольшие высоты полосы возвышенностей северной Карелии (до
650 м и более) связаны со стойкими протерозойскими вулканоген-
ными породами и сланцами, слагающими ядра синклиналей. Такие
82
же инверсионные формы на синклинальных структурах, брониро-
ванных очень прочными породами, главным образом кварцитами
протерозоя, прослеживаются на Западно-Карельской возвышенно-
сти. Они имеют вид узких гряд относительной высотой до 200 м
(370-—400 м над ур. м.), вытянутых тремя параллельными цепями
в юго-восточном направлении.
Повсеместно встречаются еще более мелкие формы структурно-
денудационного рельефа, нередко прямые по отношению к отпрепа-
рированным локальным структурам. s'*
Морфоскульптура. В условиях длительного унаследованного
поднятия в восточной части Балтийского щита непрерывно совер-
шались денудационные процессы. Рыхлые продукты уносились
за пределы щита, поэтому оценить общую величину денудацион-
ного сноса очень трудно. Это можно сделать по косвенным при-
знакам.
Как известно, земная кора восточной части щита — типичная
континентальная, мощностью 30—40 км. Мощность верхнего («гра-
нитного») слоя колеблется от 0 до 10 км, что значительно меньше
мощности гранитного слоя в пределах Русской плиты (в среднем
10—15 км). Эту разность можно отнести за счет денудационного
сноса. А. В. Сидоренко считает, что за все время платформенного
развития с Кольского полуострова были снесены породы общей
мощностью до 15 км и обнажены наиболее глубокие корни земной
коры.
Такая значительная денудация сопровождалась разрушением
горного рельефа, возникшего в эпоху карельской складчатости,
и формированием на месте гор региональной поверхности выравни-
вания. О ее существовании свидетельствуют повсеместно развитые
холмисто-грядовые, местами (например, в восточной части Коль-
ского полуострова) обширные плосковолнистые поверхности
междуречий, срезающие сложно дислоцированные структуры кри-
сталлического основания. О том же говорит наличие коры выветри-
вания, залегающей на кристаллических породах под чехлом чет-
вертичных отложений.
В восточной части Балтийского щита кору выветривания изу-
чали А. П. Афанасьев, И. В. Бельков, Г. И. Горецкий, А. А. Нико-
нов, А. В. Сидоренко и др. Она сохранилась на ограниченной пло-
щади, преимущественно в депрессиях поверхности коренных пород,
в карманах и углублениях, на склонах возвышенностей, обращен-
ных в сторону движения древних ледниковых покровов. Особое вни-
мание привлекает площадная кора выветривания, которая фиксиру-
ет реликты поверхностей выравнивания. Она развита на разных по-
родах: на гранитах и гранито-гнейсах, сланцах, массивах основных
и ультраосновных пород и т. п. Встречаются коры мощностью в не-
сколько десятков метров, которые отличаются хорошо развитым
профилем и наличием продуктов глубокого химического разложе-
ния материнских горных пород (каолиновые и др.). Они могли об-
разоваться только в условиях влажного жаркого климата и выров-
ненного рельефа.
6*
83
Поверхность выравнивания сформировалась не ранее начала
мезозоя, так как она выработана не только в породах архейского
и протерозойского возраста, но и на среднепалеозойских щелочных
и ультраосновных интрузиях. Так, щелочные интрузии Хибин и Ло-
возерских тундр имеют возраст вплоть до верхнего карбона, а се-
кущие их некоторые дайки даже более молодые. Для вывода этих
глубинных пород на земную поверхность потребовалась длитель-
ная денудация, продолжавшаяся скорее всего до начала — середи-
ны мезозоя, после чего могла сформироваться мощная площадная
кора выветривания. Выветривание продолжалось и в палеогеновое
время, так как продолжали сохраняться благоприятные клима-
тические и геоморфологические условия.
В новейшее время единая мезозойская поверхность выравнива-
ния подверглась дроблению и была приподнята на различную вы-
соту, образовав сглаженные вершинные поверхности горных мас-
сивов, плато и возвышенностей. Одновременно по линиям разломов
произошли опускания; возникли депрессии-грабены, занятые река-
ми и озерами, поэтому реликты поверхности выравнивания оказа-
лись на абсолютных отметках от минус 120 до плюс 1000 м.
Наиболее значительные поднятия испытали Хибинский и Лово-
зерский массивы. То обстоятельство, что они сложены нефелиновы-
ми сиенитами, значительно легче поддающимися разрушению и де-
нудации, чем гранито-гнейсы и другие вмещающие породы, не
позволяет рассматривать их как монадноки. По мнению А. Д. Ар-
манда (1960), их происхождение скорее всего связано с кольцевы-
ми разломами, по которым щелочные интрузии и венчающая их
древняя поверхность выравнивания были приподняты над окружаю-
щей местностью.
Хибинский массив окружен кольцевой зоной компенсационных
погружений, в которую входят впадины: Б. Имандра и Умбозеро,
Куна — Симбозеро — на севере, губа Белая — Умбозеро — на юге.
Под Хибинскими горами кора менее мощная, чем на окружающей
территории. В сочетании с низким удельным весом щелочных пород
и характером гравитационного поля это может рассматриваться
как признак «всплывания» массива (С. А. Стрелков, 1973).
Кроме широко распространенной мезозойской (мезозойско-пале-
огеновой) поверхности выравнивания в западной части Кольского
полуострова, полосой к югу от Кандалакшской губы вплоть до
Онежского и Ладожского озер локально развита еще неогеновая
поверхность более низкого (100—150 м) гипсометрического уров-
ня (Лак и Лукашов, 1972; «Карта поверхностей выравнивания и кор
выветривания СССР», 1972).
На склонах массивов, в долинах рек, в котловинах озер под чет-
вертичными осадками кое-где обнаружены продукты континенталь-
ного переотложения древней коры выветривания — делювиальные
брекчии, гравелиты и песчаники, аллювиальные и озерные пески
мощностью до нескольких десятков метров. Эти отложения интерес-
ны как свидетели доледникового этапа развития рельефа и как воз-
можные вместилища россыпных полезных ископаемых, при поис-
84
ках которых большую помощь может оказать палеогеоморфологи-
ческий метод исследования.
Так, древние отложения были найдены на дне долин Туломы,
Кольского залива, в бассейне рек Иоканьги, Стрельны, в депрес-
сиях Понойской, Нивы — Имандры, Олонецкой и др. Залегание
осадков в долинах на 50—100 м ниже уровня моря говорит о том,
что в доледниковое время береговая линия проходила значительно
ниже, чем теперь, а рельеф был более глубоко расчленен долинной
сетью.
Можно полагать, что основные формы рельефа и даже многие
его детали, определяемые морфоструктурным планом, новейшей
тектоникой и эрозионно-денудационными процессами, уже сложи-
лись к началу плейстоцена. В последующее время они были преоб-
разованы под воздействием ледниковых покровов, но степень пре-
образования оценивается по-разному. Одни авторы считают, что
ледники удалили с Фенноскандии мощный слой горных пород, су-
щественно определив характер ее рельефа. Другие полагают, что
выпахивающая деятельность ледников была ничтожна, так как
в области питания ледниковых покровов даже при их большой
мощности скорость придонного течения льда была очень мала и да-
же равна нулю, а сопротивление коренных пород ложа эрозии
очень велико.
Представление об очень слабой экзарационной деятельности
ледниковых покровов как будто находит подтверждение в сохранив-
шихся на Кольском полуострове и в Карелии остатках площадной
коры выветривания и доледниковых континентальных отложений.
Однако эти находки обычно приурочены к глубоким и узким депрес-
сиям, нередко ориентированным поперек к основным направлениям
движения льда, к дистальным склонам возвышенностей, на кото-
рые ледники не могли оказать серьезного динамического воздей-
ствия.
За пределами Балтийского щита в составе ледниковых отложе-
ний участвует большое количество обломочного материала из не-
выветрившихся кристаллических горных пород, в то же время
продукты коры выветривания не играют существенной роли. Это
говорит о том, что ледниковая эрозия на Балтийском щите была
действенной и сыграла существенную роль в формировании рель-
ефа. Объем этих отложений достаточен, чтобы ими заполнить впа-
дину Балтийского моря, котловины Ладожского, Онежского и дру-
гих озер, и покрыть всю территорию Фенноскандии слоем, мощность
которого оценивается от 10 до 120 м (Н. С. Шатский) и даже не-
скольких сотен метров (Е. В. Рухина). По Н. И. Николаеву и А. И.
Медянцеву (1966), мощность слоя пород, снесенных с Балтийского
щита, была немногим более 30 м.
Это средние величины. При общем умеренном воздействии лед-
ника на свое ложе в области питания (в центре оледенения) его
экзарационная деятельность была очень неравномерна, так как на
нее большое влияние оказывали неровности дочетвертичного рель-
ефа, пестрые структурно-петрографические условия.
85
Хотя в четвертичное время Кольский полуостров и Карелия бы-
ли областью ледникового сноса, здесь также развиты и аккумуля-
тивные образования как собственно ледникового, так и водноледни-
кового, аллювиального, озерного и морского происхождения. Соот-
ветствующие отложения образуют прерывистый неравномерный че-
хол мощностью от 5 до 20 м, а в депрессиях кристаллического фун-
дамента и в зонах краевых образований — до 100 м и более.
Наиболее древняя морена, сохранившаяся в глубоких долинах
рек Качковки, Поноя, Бабьей и др., имеет московский возраст
и большой рельефообразующей роли не играет. Между нею и комп-
лексом верхнеплейстоценовых образований залегают межледнико-
вые морские отложения бореальной трансгрессии. Изучение этих
отложений показывает, что после стаивания московского ледника
в результате изостатического погружения Балтийского щита и эвста-
тического поднятия уровня Мирового океана бореальная трансгрес-
сия затопила восточную окраину щита и по понижениям проникла
далеко в глубь суши, образовав узкие ингрессионные заливы.
Широкая полоса побережья Баренцева и Белого морей, Ладож-
ского и Белого озер, водоразделы между ними, Понойская депрес-
сия, северо-западная часть Кольского полуострова покрывались
морем. Белое и Балтийское моря, Кандалакшская губа и Барен-
цево море были соединены проливами. Морские песчано-глинистые
отложения в основном выполнили глубокие эрозионно-тектониче-
ские депрессии, сильно снивелировав рельеф. Мощность этих отло-
жений достигает 100 м (в Понойской депрессии), а их кровля рас-
полагается на высоте 120—170 м, в центральной части Кольского
полуострова до 200 м над ур. моря.
Последнее (позднеплейстоценовое) оледенение оказало наибо-
лее заметное воздействие на рельеф. С ним связано образование
экзарационных и аккумулятивных форм рельефа.
На приподнятых оголенных поверхностях скальных пород по-
всеместно наблюдаются хорошо сохранившиеся следы ледниковой
полировки и штриховки. Отмечаются признаки и более значительно-
го механического воздействия ледника на свое ложе. В Карелии
этому способствовало то обстоятельство, что простирание складча-
тых и разрывных нарушений, а также созданных в дочетвертичное
время холмисто-грядовых форм рельефа совпадало с общим юго-
восточным направлением движения ледника и усиливало его актив-
ность, особенно в начале и в конце оледенения.
Ледниковые лопасти и языки, которые сосредоточивались в по-
нижениях вдоль ослабленных зон дробления кристаллического
основания, создавали экзарационные углубления, активно препа-
рировали прочные геологические тела, усиливая ранее созданные
формы селективной денудации. Ванны характерных для Карелии
многочисленных озер, выработанные в коренных породах и вытяну-
тые с северо-запада на юго-восток, несомненно, предопределены
тектоникой, но в то же время они несут следы неравномерной лед-
никовой эрозии. По берегам озер, между озерами, на побережье
Белого моря наблюдаются оглаженные и отполированные ледником
86
холмистые формы типа бараньих лбов, местами создающие ланд-
шафты курчавых скал. С ними же связано образование шхерных
берегов Белого моря (к югу от Кандалакшской губы), Ладожского
озера (северное побережье).
Для северного побережья Ладожского и Онежского озер харак-
терны узкие невысокие гряды —сельги, сложенные прочными кри-
сталлическими породами и вытянутые с северо-запада на юго-
восток. В прибрежной части они образуют цепи островов и полуост-
ровов, а на суше разделены узкими продольными понижениями.
Эти формы, созданные в дочетвертичное время под воздействием
тектоники и селективной денудации, затем были существенно обра-
ботаны ледниками.
На Кольском полуострове бараньи лбы, полированные скалы
и ледниковая штриховка развиты слабее, чем в Карелии, что, по
мнению А. Д. Арманда, обусловлено меньшей мощностью и пони-
женной активностью восточной окраины скандинавского ледника,
в свою очередь обусловленной климатическими условиями. С повы-
шенной континентальностью климата было связано образование
в восточной части Кольского полуострова малоактивного автоном-
ного периферического щита.
Хотя на восточной окраине Балтийского щита преобладал лед-
никовый снос, на заключительных этапах последнего оледенения
здесь возникли и специфические формы ледниковой и водноледни-
ковой аккумуляции, сложенные мореной, флювио- и лимногляци-
альными отложениями.
Состав осадков очень сильно зависит от подстилающих корен-
ных пород. Повсеместно преобладают песчаные и супесчаные раз-
ности морены со значительным содержанием гальки и валунов из
местных пород. Этим особенно отличается основная морена. Не-
редко залегающий поверх нее горизонт абляционной морены более
рыхлый, содержит много валунов, принесенных из отдаленных рай-
онов.
Состав водно-ледниковых отложений менее зависит от пород
коренного ложа и в значительной степени определяется условиями
и способом их образования.
Сложно и дробно расчлененная поверхность кристаллического
основания способствовала тому, что в регрессивную фазу леднико-
вый покров становился менее активным и, наконец, распадался на
отдельные части, занимавшие понижения и разобщенные протаяв-
шими положительными формами рельефа. Многие исследователи
геоморфологии Карелии и Кольского полуострова (А. Д. Арманд,
Г. С. Биеке, А. А. Никонов и др.) отмечают широкое распростране-
ние форм рельефа, созданных при таянии мертвого льда по пери-
ферии ледникового покрова во время его отступания. Этим объяс-
няется плохая выраженность краевых образований, фиксирующих
положение активного ледника. Кроме того, они нередко подавляют-
ся резко выраженными неровностями коренного основания и ослож-
няются формами рельефа, возникающими при таянии уже омертвев-
шего льда. Поэтому выделение стадиальных и осцилляционных
87
краевых образований связано с большими трудностями, тем более
что находки межстадиальных отложений здесь очень редки.
По морфологическим и литолого-стратиграфическим данным
Г. С. Бискэ (1961) выделяет в Карелии следующие группировки
ледникового рельефа.
Самая ранняя подвижка последнего верхнеплейстоценового лед-
ника фиксируется краевыми образованиями, ограничивающими ла-
дожский и онежский ледниковые языки. Они отвечают лужской
и более поздней невской стадиям, когда в северной Прибалтике
ледник продвигался даже за пределы Балтийского щита. Эти обра-
зования из Ленинградской области протягиваются к озеру Долгому,,
затем, огибая возвышенности Онежско-Ладожского водораздела, —
на Петрозаводск (через Ведлозеро), далее к южному и юго-вос-
точному побережьям Онежского озера и оттуда в Архангельскую
область, где соединяются с кенозерским краевым комплексом.
В Карелии комплекс стадиальных краевых форм представлен
преимущественно скоплениями камов и озов, занимающими пони-
жения поверхности докембрийского фундамента. Они прерываются
выходами кристаллических пород, моренными и озерно-ледниковы-
ми равнинами. О первоначальной активности ледника в краевой
зоне свидетельствуют напорные и аккумулятивные холмисто-гря-
довые формы с признаками гляциодислокаций, смятые слои меж-
стадиальных озерно-ледниковых отложений, несогласно перекры-
тые мореной.
Ледниковые и водно-ледниковые формы этого комплекса осо-
бенно хорошо выражены между Ведлозером и Петрозаводском
и несколько севернее. Они занимают здесь обширное понижение
кристаллического фундамента, ограниченное с юго-востока масси-
вом йотнийских кварцито-песчаников, а с севера, северо-востока
и с запада — холмисто-грядовым рельефом, сложенным породами
раннего и среднего протерозоя. Здесь широко развиты камы с мо-
ренным чехлом и без чехла высотой до 70—80 м, озы; реже встре-
чаются моренные холмы и гряды.
По-видимому, во время таяния последнего ледникового покро-
ва массив йотнийских песчаников препятствовал продвижению лед-
ника на этом участке, и льды во время невской стадии продвину-
лись далеко к югу по котловинам Ладожского и Онежского озер.
По западному побережью Онежского озера, где протягивается вы-
сокий уступ, сложенный йотнийскими кварцито-песчаниками
с диабазами, ледниковые и водно-ледниковые аккумулятивные
формы почти не выражены. По-видимому, они были размыты при-
ледниковыми и послеледниковыми озерами.
Ледниковый язык беспрепятственно продвигался на юго-восток
от Онежского озера, оставив краевые формы близ среднего течения
Водлы.
По представлениям Г. С. Бискэ, после активного продвижения
ледника невской стадии его последующая деградация сопровож-
далась образованием и отделением обширных участков мертвого
льда. При его таянии возникли многочисленные скопления камов
88
и озов, приуроченные преимущественно к понижениям поверхности
кристаллического фундамента.
Вторая — финская — стадия наступания последнего ледника па
территории Карелии выражена в виде северо-восточного окончания
финской конечной морены Сальпауселькя I. Эта гряда тянется на
север вдоль государственной границы нашей страны, западнее воз-
вышенности Манселькя. По мнению Г. С. Бискэ, во время форми-
рования гряды Сальпауселькя I северные районы Карелии были по-
крыты льдом, деградация которого замедлялась вследствие подто-
ка новых порций льда из области питания.
Следующая хорошо выраженная полоса краевых образований
начинается между Онежской губой и кряжем Ветреный пояс; далее
она прослеживается на запад через камовые комплексы у Выгозера
и Ругозера, откуда поворачивает па север к озерам Нижнее Куйто
и Тикшозеро. В этом краевом комплексе также преобладают озы
и камы высотой до 20—30 м, чередующиеся с небольшими запади-
нами и более обширными понижениями, с песчаными и моренными
равнинами.
Во время отступания из южной Карелии ледник был, по-видимо-
му, разделен возвышенностью Манселькя на два языка: финский,
лучше связанный с областью питания и потому более активный,
и карельский. В дальнейшем от льда освободилась северная часть
Манселькя, отделившая карельский язык от области питания. Это
способствовало полному омертвению остаточных масс льда, кото-
рые занимали северную Карелию и котловину Белого моря. После-
дующая деградация остаточного ледникового массива сопровожда-
лась его утонением и распадением на менее значительные участки
мертвого льда. Этот процесс сопровождался образованием озов
и камов, озерных котловин и широко распространенных в северной
Карелии аккумулятивных озерно-ледниковых равнин.
Как уже отмечалось, в восточной части Кольского полуострова
во время последнего оледенения существовал автономный леднико-
вый щит, который препятствовал проникновению скандинавского
ледникового покрова и в районе Ловозера заставлял его распадать-
ся на две ветви. Согласно А. Д. Арманду (1969), одна ветвь круто
поворачивала на северо-восток и достигала берега, где сливалась
с шельфовым ледником восточной мелководной части Баренцева
моря. Другая ветвь двигалась на юго-восток вдоль Кандалакшской
губы, заполняла впадину Белого моря и далее вдоль горла Белого
моря поворачивала на северо-восток. Это движение ледников под-
тверждается данными о распространении руководящих валунов
(в частности, из нефелиновых сиенитов), ориентировкой леднико-
вых шрамов, штриховки и других характерных форм рельефа.
Во время начальных стадий ледниковый покров был более мощ-
ный. Он полностью перекрывал массивы Хибинских и Ловозерских
тундр, о чем свидетельствуют эрратические валуны на их вершинах.
В районе названных массивов распространены друмлины и друм-
линоподобные формы рельефа, которые образовались во время
этой максимальной стадии последнего оледенения. В большинстве
89
других мест Кольского полуострова очень хорошо сохранившиеся
ледниковые формы относятся, несомненно, к более поздним стадиям
(осцилляциям) последнего оледенения.
В это время ледник оставил сплошной покров холмистой море-
ны лишь в нижних частях склонов горных массивов — в Ловозер-
ских тундрах до 300—400 м над ур. м., в Хибинах, на западе и юго-
западе полуострова — до 550—700 м. Следовательно, мощность лед-
никового покрова была порядка 500 м. Выступавшие над ним гор-
ные массивы были центрами локального горно-долинного оледе-
нения.
Краевые формы заключительных фаз оледенения формирова-
лись в своеобразной обстановке — преимущественно на стыке двух
покровных ледников — скандинавского и понойского и на стыке
скандинавского и горно-долинных ледников. Лишь на севере полу-
острова прослеживается полоса краевых образований, фиксирую-
щих границу активного ледника у перигляциальной зоны.
Судя по рельефу и разносу валунов, скандинавский ледник
не распространялся на северное побережье Кольского полуострова
восточнее населенного пункта Ворзино. Восточная часть северного
побережья полуострова находилась под воздействием Понойского
ледникового щита, краевые образования которого прослеживаются
в виде полосы холмистого и грядово-кольцевого рельефа. Для нее
особенно характерны моренные гряды, часто изогнутые в дуги
и кольца, внутренние понижения, занятые озерами и болотами.
Часто встречаются озы и камы. По мнению А. Д. Арманда, подоб-
ный рельеф образовался в результате таяния глыб мертвого льда.
До омертвения Понойский щит был достаточно активен и по от-
дельным понижениям от него к морю спускались выводные
языки.
Своеобразная обстановка для образования краевых форм сло-
жилась в зоне смыкания Скандинавского и западной окраины По-
нойского щитов, где ледниковая аккумуляция была особенно мощ-
ной. Полоса четко выраженного холмисто-моренного и камового
рельефа протягивается восточнее Ловозера к югу, огибает Панские
тундры и затем поворачивает к юго-востоку согласно направлению
долин Паны и Варзуги. Вдоль оси зоны сочленения двух щитов про-
слеживается полоса моренных гряд, озов, чередующихся с ложби-
нами и замкнутыми западинами. К ним примыкают озерно-леднико-
вые формы рельефа, высота и положение которых ясно указывает
на то, что некоторые приледниковые водоемы были подпружены
льдом с двух сторон — с запада и с востока.
Вдоль южной окраины Понойского щита расположены Терские
кейвы — две аккумулятивные гряды (северная и южная), сложен-
ные частично мореной, частично водно-ледниковыми осадками. Осо-
бенно четко выражена гряда Северная Кейва, вытянутая между
приустьевыми отрезками рек Поноя и Варзуги. О происхождении
этих гряд высказывались различные мнения.
Детальные исследования позволили А. Д. Арманду и Н. Н.
Арманд значительно уточнить строение и происхождение Северной
90
Кейвы. По представлениям названных авторов, общая характерная
черта этой гряды — наличие следов ледникового подпора с обеих
сторон, что, прежде всего, проявилось в ее симметрии. По обе сто-
роны от нее встречаются участки зандров, указывающих на сток
в северном и в южном направлениях, камовые плато и моренные
гряды, ограниченные крутыми склонами ледникового контакта.
С севера и с юга к гряде подходят озы, сливающиеся с ней своими
расширенными окончаниями. По обе стороны от гряды располагает-
ся холмисто-моренный рельеф. Таким образом, Северная Кейва от-
личается явными признаками ледникового воздействия с обеих сто-
рон. Она образовалась на контакте Скандинавского ледникового
потока, двигавшегося по впадине Белого моря, и Понойского лед-
никового щита в максимальную фазу развития второй стадии пос-
леднего оледенения. Менее четко выраженная гряда Южная Кейва
образовалась, возможно, в более позднюю стадию последнего оле-
денения как боковая морена сузившегося беломорского ледниково-
го потока. Более молодые краевые образования отмечены также на
северо-западе Кольского полуострова, где ледник дольше всего со-
хранял активность.
Во время поздних фаз последнего оледенения в горных масси-
вах Кольского полуострова существовали долинно-каровые ледни-
ки, которые спускались по долинам, местами выходили в предгорья
и во время максимального распространения смыкались с окружаю-
щими массивы ледниковыми щитами. На их контакте также форми-
ровались хорошо выраженные краевые формы с явными признака-
ми активного двустороннего воздействия льда. При последующей
деградации горно-долинные и покровные ледники разомкнулись и в
долинах горных массивов при отступании ледников образовалась
серия конечных морен, сопровождаемых с дистальной стороны
зандровыми конусами, флювиогляциальными террасами, а с про-
ксимальной -— равнинами и террасами озерно-ледникового проис-
хождения. Следы экзарационной деятельности ледников сохрани-
лись в виде морфологически прекрасно выраженных многочислен-
ных трогов и каров.
На северо-западе Кольского полуострова ледниковые потоки,
двигавшиеся на северо-восток по депрессиям Лотты и Туломы и на
юго-восток к впадине Белого моря, долго сохраняли свою актив-
ность. Для остальной большей части полуострова характерно, как
и в Карелии, раннее омертвение ледникового покрова. На склонах
Хибинских гор камовые террасы, камы и озы располагаются на от-
носительной высоте до 300 м, что говорит о мощности омертвевшего
ледникового покрова. Последующее его таяние происходило путем
абляции с поверхности и одновременного отступания от берегов
в глубь полуострова под термическим воздействием позднеледнико-
вых трансгрессий.
В позднеледниковое время в Карелии и на Кольском полуостро-
ве формировались равнины озерного и морского происхождения.
Озерные равнины, преимущественно аккумулятивные, сложенные
глинами, а. евритами и песками, развиты вблизи современных
91
крупных водоемов: Ладожского, Онежского, Сямозера, Выгозера,
Сегозера и др. — в Карелии; Имандры, Ловозера, Умбозера и др. —
на Кольском полуострове. Их поверхность обычно плоская, затор-
фованная, осложненная береговыми валами, по краям ограничен-
ная озерными и озерно-ледниковыми террасами.
Эти равнины образовались в результате сокращения площади
озерно-ледниковых и послеледниковых озерных водоемов как след-
ствие позднеледникового поднятия Балтийского щита. Некоторые
озера полностью или почти полностью исчезли, и на их месте в бас-
сейнах рек Поноя, Варзуги и других расстилаются плоские заболо-
ченные понижения.
В позднеледниковье, когда Балтийский щит находился еще в со-
стоянии значительного изостатического погружения, а ледниковый
покров уже сильно сократился, побережья Карелии и Кольского
полуострова и даже многие внутренние депрессии были затоплены
морем. На Кольском полуострове море проникало глубоко по Но-
тозерско-Туломской депрессии, а в депрессии рек Колы и Нивы
существовал пролив между Баренцевым и Белым морями. При по-
следующих поднятиях на берегах образовалась серия морских
террас, высота которых на Кандалакшском, Беломорском и Мур-
манском побережьях- полуострова закономерно снижается с северо-
запада на юго-восток. Наиболее высоко, до 250 м, террасы подни-
маются в окрестностях Кандалакши, на склонах Колвицких тундр.
К юго-востоку они снижаются до 7 м.
В Карелии морская абразионно-аккумулятивная равнина протя-
гивается вдоль всего берега Белого моря. Ее поверхность очень
плоская, по большей части заболоченная, от моря постепенно повы-
шается до 100 м. Равнина сложена хорошо сортированными песка-
ми, осложнена многочисленными береговыми валами, террасами.
На песчаных поверхностях морского и флювиогляциального про-
исхождения местами наблюдаются древние материковые дюны, ко-
торые возникли в суровых условиях позднеледпиковья, когда пески
еще не были скреплены растительностью и могли свободно переве-
ваться ветром. Они имеют форму бугров, невысоких гряд и пара-
болических дюн высотой в несколько метров. Их скопления можно
видеть на Беломорской низменной равнине и в других местах.
В послеледниковое время в моделировке рельефа заметную роль
играли и продолжают играть нивалъно-солифлюкционные процес-
сы. В горных массивах Кольского полуострова под воздействием
снежников продолжают развиваться ледниковые цирки. На вер-
шинах склонов образуются формы рельефа типа нагорных террас.
Интенсивно протекает солифлюкция, приводящая к вынолажива-
нию рельефа, образованию неправильных ступеней и натечных язы-
ков на склонах, полос течения на вершинных платообразных по-
верхностях. На крутых склонах горных массивов совершаются об-
вально-осыпные и лавинные процессы.
Реки, заложившиеся в тектонических депрессиях, в ложбинах
стока талых вод и в озерных котловинах, отличаются невыработан-
ным продольным профилем: отрезки относительно слабого паде-
92
ния и бокового блуждания русла, приуроченные к озерным котлови-
нам, перемежаются со скалистыми порожистыми участками. В свя-
зи с поднятиями Балтийского щита реки преимущественно вре-
заются, формируя эрозионные цокольные террасы.
СЕВЕРОРУССКАЯ ПРОВИНЦИЯ
Северорусская провинция охватывает территорию, общей осо-
бенностью которой является господство ледниковой и водно-ледни-
ковой морфоскульптуры. Провинция отличается и определенным
морфоструктурным единством — в ней преобладают пластовые низ-
менности на Балтийской, Московской и Печорской синеклизах
с останцовыми пластово-моноклинальными и кряжевыми возвышен-
ностями, с характерной ориентировкой положительных и отрица-
тельных морфоструктур в северо-западном и северо-восточном на-
правлениях, подчеркнутых рисунком гидрографической сети.
Провинция в основном совпадает с территорией, которая покры-
валась ледниковыми покровами во время московского и валдайско-
го оледенений. На этом основании ее можно было бы разделить
вслед за М. В. Карандеевой на подпровинции со свежими леднико-
выми формами эпохи валдайского оледенения и с ледниковыми фор-
мами времени московского оледенения, измененными последующи-
ми эрозионными процессами. Однако геоморфологические усло-
вия внутри провинции с запада на восток изменяются настолько
значительно, что ледниковые формы одного и того же возраста
(валдайского или московского) оказываются в разных местах, на-
пример в Прибалтийской и Печорской низменностях, мало сопоста-
вимыми между собой. Объединять их в одну подпровинцию нецеле-
сообразно.
Используя комплекс признаков (возраст ледниковых форм, сте-
пень их последующего преобразования под воздействием эрозионно-
денудационных процессов, специфические особенности местного
экзогенного рельефообразования и наряду с ними морфоструктур-
ные черты), подпровинцию можно разделить на пять областей:
Балтийско-Валдайскую (низменности и возвышенности северо-за-
пада Русской равнины), Минско-Московскую (низменности и воз-
вышенности центра и запада Русской равнины), Дейнеко-Мезен-
скую (низменности и возвышенности северной покатости Русской
равнины), Таманскую и Печорскую (см. рис. 14).
Низменности и возвышенности северо-запада
Русской равнины
Область охватывает площадь распространения последнего (вал-
дайского) оледенения на северо-западе Русской равнины. Геомор-
фологическое своеобразие территории обусловлено прежде всего
расположением в позднем плейстоцене непосредственно к югу от
93
Балтийского щита динамически целостного массива последнего
ледникового покрова, питавшегося из Фенно-Скандинавского цент-
ра. Он полностью занимал обширную Прибалтийскую низменность
и оставил по периферии системы краевых форм, которые широкой
извилистой дугой протягиваются от государственной границы до
реки Онеги.
Подавляющую часть области занимает Прибалтийская низмен-
ность, которая рассматривается в границах, установленных еще
А. А. Тилло, Д. Н. Анучиным и А. А. Борзовым, т. е. от берегов Бал-
тийского моря до Валдайской возвышенности. Внутренними остров-
ными возвышенностями она разделена на отдельные субмеридио-
нально ориентированные участки. Это Приильменская низменность,
которая продолжается на север вдоль реки Волхова; Псковско-
Чудская низменность, открывающаяся на север к Финскому заливу
по течению Нарвы; низменности к югу от Рижского залива (Сред-
нелатвийская и Среднелитовская); наконец, Нижненеманская низ-
менность и ее северное продолжение в виде узкой Приморской низ-
менности в западной Литве и Латвии.
На юге и юго-востоке области протягивается полоса возвышен-
ностей. Среди них наиболее значительна Валдайская возвышен-
ность, юго-восточная часть которой располагается за пределами
области. В границах площади последнего оледенения ее наиболь-
шая высота 312 м. На юго-запад от Валдайской возвышенности
располагаются разобщенные поперечными понижениями Витебская
(295 м), Невельско-Городокская (255 м) возвышенности, Свенцян-
ская гряда и, наконец, Балтийская гряда, которая продолжается на
территории Польши и в пределах нашей страны имеет наибольшую
высоту 284 м.
Геоморфологию области изучали многие ученые: К- К- Марков
и Н. Н. Соколов, работы которых сохранили значение до сего вре-
мени, А. Б. Басаликас, В. К- Гуделис, Д. Б. Малаховский, Б. Н. Мо-
жаев, А. Раукас, Н. С. Чеботарева и многие другие.
Морфоструктура. Область расположена в основном на моно-
клинали южного склона Балтийского щита, переходящей на юго-
востоке в северо-западное крыло Московской синеклизы, а на юго-
западе в северное крыло Балтийской синеклизы. Крайний юг терри-
тории занимает северо-западная часть Белорусско-Литовской анте-
клизы. В зоне сочленения названных четырех крупнейших структур
Русской плиты располагается Латвийская седловина. Согласно
Б. Н. Можаеву (1973), на северо-западе Русской плиты выделяют-
ся структуры 1-го порядка, широко развиты структуры 2-го поряд-
ка и многочисленные локальные структуры, приуроченные преиму-
щественно к подвижным зонам сочленения более крупных струк-
турных единиц. Среди локальных структур выделяются линейно
вытянутые поднятия и брахиантиклинальные формы (рис. 16).
Как показывают результаты геотектонического и структурно-
геоморфологического анализа (Шульц, 1958; Можаев, 1973), струк-
турный план северо-запада Русской плиты развивался преимущест-
венно унаследованно на протяжении длительного времени, вклю-
94
Рис. 17. Геологический разрез юго-западного
1 — кристаллические породы, 2 — песчано-глинистые породы,
чая новейший геологический этап. Это привело к тому, что не толь-
ко крупные структуры, но и большинство локальных структур при-
обрели прямое выражение в рельефе.
Общий морфоструктурный тип территории — денудационная
пластово-моноклинальная равнина. В связи с тем, что на поверх-
ность выступают моноклинально залегающие пласты палеозоя, сло-
женные породами разной стойкости против денудации, здесь четко
обособились моноклинальные куэстообразные возвышенности (пла-
то), разделенные низинами (рис. 17).
Поверхность коренных пород наиболее приподнята вдоль вос-
точной границы области, образует цоколь Валдайской возвышенно-
сти, Тихвинской гряды и Вепсовской возвышенности. Это карбоно-
вое плато с высотами до 200—240 м, бронированное карбонатными
породами нижнего и среднего карбона, особенно прочными окскими
и серпуховскими известняками визейского яруса. Плато составляет
часть прямой мегаморфоструктуры — моноклинальной возвышенно-
сти на тектонически относительно приподнятом северо-западном
крыле Московской синеклизы.
Расположенную западнее обширную Прибалтийскую низмен-
ность в целом, согласно Ю. А. Мещерякову (1965), можно отнести
к инверсионному типу мегаморфоструктуры. Инверсия возникла
в результате длительного денудационного воздействия на рельеф
(с конца палеозоя), а также вследствие новейших тектонических
движений при образовании впадины Балтийского моря. На этой
моноклинали, сложенной кембрийскими, ордовикскими, силурий-
скими и девонскими породами разной стойкости, вследствие селек-
тивной денудации образовались следующие крупные морфострук-
туры.
Вдоль южного побережья Финского залива и Ладожского озе-
ра протягивается неширокая полоса Балтийско-Ладожской низи-
ны, сформировавшейся благодаря денудации песчано-глинистых
пород верхнего протерозоя, нижнего и среднего кембрия, нижнего
96
крыла Балтийской антеклизы (по Д. Б. Малаховскому и др.):
3 — карбонатные породы, 4 — четвертичные отложения
ордовика (кембрийская низина). Поверхность коренных пород рас-
полагается на абсолютных отметках от —10 до —75 м, а в глубоко
врезанных долинообразных формах, погребенных под мощными
четвертичными толщами, даже до минус 100—150 м.
Южнее в широтном направлении протягивается ордовикское
плато, бронированное прочными карбонатными породами ордови-
ка, а на западе и силура. С севера оно ограничено высоким обры-
вом (глинтом). Наиболее высокие части плато — Ижорская возвы-
шенность до 140 м и плато Пандивере высотой до 100 м и более.
К юго-востоку четвертичные отложения подстилаются легко под-
дающимися денудации преимущественно песчано-глинистыми от-
ложениями среднего и верхнего девона, на которых образовалась
обширная девонская низина. В структурном плане она отвечает
южному и юго-восточному склону Балтийского щита и Латвийской
седловине. Около озер Псковского, Чудского, Ильменя, долин Ло-
вати, Волхова, Великой располагаются наиболее значительные по-
нижения, где поверхность коренных пород не превышает 50 м.
В южной части девонской низины на Латвийской седловине по-
верхность коренных пород поднимается до 120 м над уровнем мо-
ря, образуя коренное основание Видземской, Латгальской, Бежа-
ницкой возвышенностей. Этим подчеркивается общий инверсион-
ный характер рельефа низины. Ее поверхность осложнена куэстопо-
добными грядами, бронированными плотными карбонатными поро-
дами верхнего девона. Уступ одной куэсты прослеживается от Кур-
земского полуострова к Рижскому заливу и далее по южной окра-
ине Псковского озера к среднему течению Волхова (Исаченков,
1970). Уступ другой куэсты, бронированной бурегскими известняка-
ми верхнего девона, вытянут вдоль юго-западного берега Ильменя
и правобережья нижнего течения р. Шелони.
С востока девонская низина ограничена хорошо выраженным
уступом карбонового плато относительной высотой до 75—100 м.
Лишь местами, где уступ сложен однородными песчано-глинистыми
7 Спиридонов А. И.
97
породами, он становится морфологически менее заметным. У под-
ножия карбонового уступа, так же как и у подножия глинта и в не-
которых других местах девонской низины, обнаружены погребен-
ные долинообразные врезы глубиной до 100—150 м и более.
Самая западная часть территории отличается прямым типом
морфоструктуры на Балтийской синеклизе. Наиболее прогнутая
ее часть — Калининградская депрессия — выполнена мощной тол-
щей рыхлых отложений, включая мезозой и палеоген. Поверхность
коренных пород здесь почти повсеместно ниже уровня моря (на
100 м и более), что свидетельствует об унаследованном тектониче-
ском развитии депрессии в новейшее время, а также об интенсив-
ной эрозионной деятельности ледников и водных потоков. На север-
ном крыле синеклизы, где ложе четвертичного покрова слагают
преимущественно девонские породы, его поверхность выше — до
100 м над уровнем моря.
На этот общий фон накладываются морфоструктурные единицы
менее значительных размеров, которые обусловливают субмеридио-
нальную ориентировку понижений и повышений Прибалтийской
низменности, отмеченных выше при общей характеристике рельефа
территории.
Тартуский выступ южного склона Балтийского щита и Двинская
ступень Латвийской седловины могут быть сопоставлены с относи-
тельно приподнятой поверхностью дочетвертичных пород в мери-
диональной полосе, охватывающей коренное основание возвышен-
ностей Пандивере, Сакала, Отепя, Ханья, Видземской и Латгаль-
ской с высотами до 160 м. Почти каждая из этих возвышенностей
прямо отвечает положительным структурам 2-го или 3-го порядков.
Пандивере образовалась на Северо-эстонском поднятии, Ханья —
на восточном окончании Валмиерско-Локновского вала (на Ханья-
Локновском поднятии), Видземская —на Эрглинском поднятии
2-го порядка и на локальных положительных структурах 2-го и 3-го
порядков.
С запада и с востока, т. е. со стороны Балтийского моря и Чуд-
ского и Псковского озер, эта полоса возвышенностей ограничена
прямо выражающимися в рельефе тектоническими депрессиями.
В частности, между возвышенностями Пандивере и Ижорской, со-
ставляющими части единого ордовикского плато, располагается
Нарвское понижение рельефа, которое отвечает одноименному тек-
тоническому прогибу. Ордовикские известняки здесь несколько опу-
щены и несогласно перекрыты девоном. Глинт в этом месте выра-
жен плохо.
Ижорская и Лужская возвышенности находятся в прямых соот-
ношениях — первая с Ижорским поднятием, вторая со Струго-
Красненскон тектонической ступенью. Самая южная в этой полосе
Бежаницкая возвышенность в коренном основании отвечает суб-
широтному Бежаницкому валу.
Курземская возвышенность, отделяющая впадину Рижского за-
лива и Среднелатвийскую низменность от Балтийского моря, обра-
зовалась на Курземском выступе Балтийской синеклизы. Впадины
98
Рижского залива и Среднелатвийской (Земгальской) низменности
отвечают одноименным отрицательным структурам, а наиболее
погруженная часть Прибалтики в устье Немана — Неманскому
и Усть-Пр era л ьско му прогибам. Интересно, что в основе приподня-
того коренного основания Валдайской возвышенности под г. То-
ропцом, где бронирующие каменноугольные известняки размыты,
лежит Торопецкое тектоническое поднятие, прямо выраженное
в рельефе.
Б. Н. Можаев (1973) приводит сведения о многочисленных ло-
кальных морфоструктурах, среди которых инверсионные морфо-
структуры встречаются как редкое исключение. Так, по данным
Д. В. Малаховского, котловина озера Ильменя образовалась в раз-
мытом ядре одноименной брахиантиклинали, сложенной рыхлыми
породами верхнего девона. Однако эта же котловина Б. Н. Мо-
жаевым интерпретируется как неотектонический прогиб, так же
как’и расположенный севернее Грузинский тектонический прогиб,
отвечающий Грузинской котловине в среднем течении Волхова.
Морфоскульптура. Рельеф большей части области вступил на
путь континентального развития с конца палеозоя. Только ее за-
падная окраина покрывалась морями в более позднее меловое
и палеогеновое время. Естественно, что исходные поверхности
морской аккумуляции подверглись здесь интенсивному размыву,
и рельеф, сложившийся к началу плейстоцена, был эрозионно-де-
нудационный с хорошо выраженными элементами морфоструктуры
разного порядка.
Выше было показано, что характерные для области крупные
ступени рельефа представляют собой результат длительной дену-
дационной препарировки моноклинально залегающих пластов па-
леозоя разной прочности. Уступы между разновысотными уровня-
ми приурочены к выходам на поверхность наиболее стойких пород,
и, как было доказано буровыми работами последних лет, не яв-
ляются тектоническими. Это представление поддерживают Д. Б.
Малаховский, К. К. Марков, Н. Н. Соколов, А. И. Яунпутнинь и др.
В то же время некоторые исследователи полагают, что на форми-
рование рельефа территории более существенное влияние оказали
тектонические движения — прерывистые новейшие поднятия, при-
ведшие к образованию ряда разновысотных поверхностей вырав-
нивания.
Ю. А. Мещеряков (1965), Б. Н. Можаев (1973), В. А. Исаченков
(1975) выделяют на северо-западе Русской равнины поверхности
мезозойского, палеогенового, миоценового и плиоценового возраста,
однако обоснование такого выделения остается пока весьма дискус-
сионным.
Точно так же дискуссионна проблема долинного расчленения
области в доледниковое время. Несомненно, сеть доледниковых до-
лин существовала. Д. Д. Квасовым, Д. Б. Малаховским и другими
проделан опыт реконструкции древней долинной сети, составляв-
шей часть бассейна Балтийского моря. Однако, как отмечалось вы-
ше, к этой реконструкции следует отнестись с большой осторож-
7*
99
костью, так как глубокие понижения поверхности коренных пород
могли быть выпаханы ледником и промыты подледниковыми пото-
ками талых вод. О достаточно интенсивной экзарационной деятель-
ности ледниковых покровов на территории области свидетельствуют
петрографический состав морены, содержащей значительную при-
месь обломков местных коренных пород, крупные отторженцы,
гляциодислокации. Соответствующие данные приводятся в работах
В. А. Исаченкова, А. Н. Маккавсева, Д. Б. Малаховского, Б. Н. Мо-
жаева, Е. В. Рухиной, Н. С. Чеботаревой и др. По расчетам В. А.
Исаченкова, А. Н. Маккавеева, поверхность коренных пород на се-
веро-западе Русской равнины была понижена в результате ледни-
ковой эрозии в среднем на 60 м.
Несмотря на эти явные признаки активного воздействия древ-
них ледников на свое ложе, их аккумулятивная деятельность на
территории области также была значительной. О ее результатах
можно судить по общей мощности четвертичных отложений без
учета отложений, выполняющих отмеченные выше глубокие эрози-
онные врезы (см. рис. 8).
В пределах Ловатско-Ильмеиской, Псковско-Чудской, Средне-
латвийской низменностей мощность четвертичных отложений.
(е5 основном верхнеплейстоценовых) невелика — всего 10—15 м.
Местами, как на Ижорской возвышенности, она падает до несколь-
ких метров. С юга эти низменности ограничены дугообразно изог-
нутыми формами повышенной ледниковой аккумуляции — Балтий-
ской, Свенцянской грядами, где мощность четвертичных отложений
достигает 200 м и более.
Точно так же повышенной мощностью ледниковых отложений
отличаются субмеридионально ориентированные ряды островных
возвышенностей, разделяющих названные выше низменности: Луж-
ская, Судомская и Бежаницкая, Отепя, Ханья, Видземская и Лат-
гальская, Курземская и Жямайтская. Общая мощность четвертич-
ных отложении возрастает на этих возвышенностях до 150—200 м
и даже более.
В пределах Валдайской возвышенности мощность четвертичного
покрова наиболее значительна вдоль ее проксимального (западно-
го) склона (уступа) — 50—80 м, местами до 100 м. На вершинной
поверхности карбонового плато и на его дистальном (восточном)
склоне мощность четвертичных отложений уменьшается до 50 и да-
же 25 м.
Как отмечалось, большая часть возвышенностей Прибалтики
имеет цоколь из коренных пород. Однако есть и такие формы, ко;
торые возникли исключительно вследствие избыточной ледниковой
аккумуляции. Таковы Балтийская и Свенцянская гряды, Жямайт-
ская и Судомская возвышенности, где ледниковые образования ле-
жат на плоской и даже несколько прогнутой поверхности коренных
пород. Судомской возвышенности отвечает одноименная тектониче-
ская депрессия.
В строении возвышенностей принимают участие, как правило,
отложения всех плейстоценовых оледенений, но в разной степени.
100
Ледниковые аккумулятивные образования Балтийской гряды, Вал-
дайской, Видземской, Жямайтской возвышенностей и других нача-
ли формироваться во время ранне- и среднеплейстоценовых оледе-
нений. Некоторые, как Лужская, Судомская, Бежаницкая возвы-
шенности, по-видимому, образовались в основном во время послед-
него оледенения.
Детали ледниковой и водно-ледниковой морфоскульптуры об-
ласти повсеместно обусловлены последним ледниковым покровом.
Наблюдается большое разнообразие классически развитых хорошо
сохранившихся ледниковых и водно-ледниковых форм, которые по-
зволяют с большой подробностью восстановить историю развития
рельефа, связать ее с историей развития самого ледникового покро-
ва, особенно во время его деградации.
Большой интерес представляют конечные морены и моренные
массивы, примыкающие к ним с дистальной стороны зандры и лож-
бины стока талых вод, а с проксимальной стороны — гляциодеп-
рессии, озерно-ледниковые равнины. Эти формы образуют системы
взаимосвязанных краевых образований, изучением которых долго
занимался Н. Н. Соколов, а в последние годы А. Б. Басаликас,
В. К- Гуделис, Ч. П. Кудаба, Д. Б. Малаховский, А. В. Раукас, Н. С.
Чеботарева и многие другие исследователи (рис. 18).
Конечные морены представляют собой формы грядового и хол-
мисто-грядового рельефа протяженностью от нескольких сотен
метров до нескольких десятков километров, относительной высо-
той от нескольких метров до 100 м и более. В плане они нередко
имеют дугообразную форму, отвечающую очертаниям края ледни-
ка. В тех местах, где отдельные ледниковые лопасти и языки вы-
ступают далеко вперед, дугообразные конечные морены могут пе-
реходить в боковые морены.
О краевом ледниковом происхождении этих гряд, кроме чисто
морфологических признаков, свидетельствует повышенная мощ-
ность слагающего их материала, в котором валунные суглинки обыч-
но перемежаются с валунными грубозернистыми песками. У некото-
рых гряд осадки, перемытые талыми водами, в разрезе даже преоб-
ладают. Участие активного льда в образовании гряд подтверждает-
ся наблюдаемыми в разрезах гляциодислокациями и ледниковыми
отторженцами. Небольшие конечные морены возникали во время
кратковременных задержек края ледника, а крупные грядово-хол-
мистые образования формировались при длительных задержках
ледников, фиксирующих положение края во время не одной стадии,
а нескольких стадий или осцилляций. Более того, они могли фор-
мироваться при участии не только последнего, но и предшествую-
щих ледниковых покровов. Именно таково, по-видимому, проис-
хождение самых крупных на северо-западе Русской равнины крае-
вых образований Валдайской возвышенности, Балтийской гряды
и др.
Моренные массивы располагаются на стыках дугообразных ко-
нечных морен, и потому их нередко называют межлопастными мо-
ренными массивами. Самые простые небольшие массивы обычно
101
имеют форму клина, обращенного острием против движения лед-
ника. Крупные массивы приобретают вид островных моренных воз
вышенностей, отличающихся неровным фестончатым краем. В их
поверхности прослеживаются системы крупных гряд и холмов, уча-
стки холмисто-западинного и плоскохолмистого моренного рельефа,
чередующиеся с зандрами.
Как уже отмечалось, в строении большинства островных возвы-
шенностей участвуют ледниковые отложения нескольких оледене-
ний. Верхнеплейстоценовые отложения представлены валунными
суглинками, слагающими возвышенные плоско холм истые морен-
ные равнины, среди которых резко выделяются грядово-холмистые
формы, сложенные преимущественно валунными супесями с вклю-
чениями гравия и гальки. Ледниковые отложения нередко дислоци-
рованы под напором ледника, содержат отторженцы подстилающих
горных пород.
Крупные возвышенности — массивы формировались на стыках
ледниковых лопастей, которые выдвигались по широким понижени-
ям ложа ледника, разделенным поднятиями. Последние служили
для ледника первоначальными упорами, около которых начиналось
формирование ледникового ядра возвышенностей и затем продол-
жалось в последующие оледенения.
Наряду с отмеченными признаками участия активного льда
в образовании конечных морен и межлопастных моренных массивов
для их рельефа также весьма характерны формы, созданные при
участии мертвого льда: камы, озы, моренные депрессии. Наиболее
выразительны среди них камы, которые обычно группируются на
самых больших высотах, занимая господствующее положение над
окружающей местностью. Это холмы в плане округлые или вытяну-
тые с плоской или куполовидной вершиной, с вогнутыми склонами
крутизной 15—25°, ограниченными сверху четко выраженной бров-
кой. Камы как бы насажены на более плоские вершины моренных
холмов и массивов, возвышаются над ними на 10—15 м, нередко на
30—40 м.
Различают два генетических типа камов: флювиогляциальные
(флювиокамы) и лимногляциальные (лимнокамы). Первые сложе-
ны главным образом горизонтально- и косо-слоистыми песками
с прослоями и включениями гравия и гальки. Слои залегают гори-
зонтально и лишь по бортам приобретают некоторый наклон, со-
пряженный с микросбросами, форма которых ясно говорит о их
возникновении вследствие растяжения и гравитационного смещения
материала. Флювиогляциальные камы образовались в трещинах
и проталинах мертвого льда, заполнявшихся материалом, приноси-
мым потоками талых ледниковых вод. Накопление осадков проис-
ходило в условиях полупроточных внутриледниковых водоемов.
Лимногляциальные камы отличаются значительно большими
размерами в плане. Их площадь может достигать нескольких де-
сятков квадратных километров, относительная высота до 50 м,
а высота над уровнем моря 280—300 м. В этом случае может идти
речь о лимногляциальных камовых возвышенностях или плато.
103
Лимногляциальные камы сложены горизонтально-слоистыми тон-
козернистыми песками, алевритами, глинами нередко с хорошо вы-
раженной ленточной текстурой. Условия залегания и характер ма-
териала ясно говорят о том, что его накопление происходило
во внутриледниковых застойных водоемах, возникавших при про-
таивании перекрытых ледником возвышенностей ложа.
Лимногляциальные камы широко распространены на Валдай-
ской возвышенности, на Лужской, Судомской, Бежаницкой, Лат-
гальской возвышенностях и др.
Среди холмисто-грядовых форм на возвышенностях и в низинах
широко распространены озы, обычно вытянутые в субмеридиональ-
ном направлении, соответствующем общему направлению движе-
ния ледника и возникающей в нем радиальной трещиноватости.
Они сложены грубообломочным валунно-гравийпо-галечным мате-
риалом, косо-слоистыми песками и с поверхности местами перекры-
ты маломощными валунными суглинками. Длина некоторых озов
в низинах достигает нескольких километров и даже десятков кило-
метров. От боковых морен, возникших у края активного льда, их
отличают симметричный поперечный разрез, отсутствие напорных
гляциодислокаций. Наблюдающиеся нарушения в залегании мате-
риала, как и у камов, связаны с пассивным гравитационным смеще-
нием по мере вытаивания из-под ледника. Следовательно, озы опи-
сываемой территории, как и в Карелии, образовались в результате
эрозионно-аккумулятивной деятельности бурных подледниковых
потоков талых вод, пронизывавших валдайский ледник в заключи-
тельную фазу его деградации.
Между моренными холмами и грядами, озами и камами повсе-
местно наблюдаются отрицательные формы рельефа в виде запа-
дин и котловин в поперечнике от нескольких сотен метров до не-
скольких километров и десятков километров. Очень многие из них
заняты озерами.
Краевые холмисто-грядовые формы на местности иногда мор-
фологически слабо выражены, прерываются, замещаются скопле-
ниями валунника. Перерывы, вороятно, объясняются неблагоприят-
ными условиями образования или последующим размывом краевых
форм.
Работы Н. Н. Соколова (1946 и др.) и последующие деталь-
ные полевые исследования геоморфологии и геологии четвертичных
отложений, проведенные на северо-западе Русской равнины, позво-
лили установить основные этапы развития ледникового покрова
и ледникового рельефа в позднем плейстоцене. Различаются сле-
дующие стадии позднеплейстоценового оледенения и отвечающие
им краевые формы (см. рис. 18)
Бологовская стадия (грудакская, или бранденбургская). Это —
самая ранняя и одновременно максимальная стадия второй поло-
вины валдайского оледенения. В это время в Литве и Белоруссии
ледниковые лопасти выдвигались к югу от Средненеманской, На-
рочано-Вилейской, Полоцкой и Лучесинской низменностей. Бас-
сейн верхнего течения Западной Двины, Каспли и Межи занимала
104
Двинско-Касплинская ледниковая лопасть, перегороженная с юто-
вое гока Смоленской возвышенностью.
На Валдайской возвышенности край ледника перекрывал карбо-
новое плато и был сравнительно мало извилист. Ледник огибал
высокий массив плато в районе г. Андреаполя и к северо-востоку
отсюда, возможно, продвигался вперед до Вышневолоцко-Ново-
торжского вала — мощной напорной морены московского оледене-
ния. Далее на северо-восток край ледника предположительно
фиксируется Покров-Коноплинской грядой, от которой граница
проводится условно по северо-западному краю Рыбинского водо-
хранилища.
Краевые образования бологовской стадии морфологически да-
леко не везде хорошо выражены, чем и объясняется некоторая неоп-
ределенность ее границы.
Едровская стадия (жегяльская, или франкфуртская). Краевые
образования едровской стадии располагаются поблизости от боло-
говских, отличаются массивностью форм: гряды около городов
Друскининкай и Вильнюс в южной Литве, Северонарочанская
и Мядельская гряды в северной Белоруссии, гряды Невельско-Го-
родокской и Витебской возвышенностей. На Валдайской возвышен-
ности едровские краевые образования выражены плохо, и граница
стадии здесь проводится в значительной степени условно.
Вепсовская стадия (аукштайтская, или померанская). Граница
ледника проходила по дистальному краю Балтийской гряды, далее
по южной окраине Латгальской возвышенности и по Освейской
гряде. Между Латгальской и Валдайской возвышенностями вепсов-
ские краевые формы образуют две дуги, обращенные выпуклостью
к югу и фиксирующие положение Псковско-Чудской и Ловатской
лопастей ледника. На Валдайской возвышенности граница менее
извилиста — проходит вдоль карбонового плато, охватывая котло-
вины озер Охват, Сиг, Селигер, далее по крупным грядово-хол-
мистым формам близ населенных пунктов Удомля и Пестово.
Крестецкая стадия (южно-, среднелитовская). В эту стадию на
территории Прибалтики ледник выдвигался к югу тремя лопастя-
ми — в дельте Немана, между Жямайтской и Аукштайтской возвы-
шенностями и по Восточнолатвийской низменности. Хорошо выра-
женные краевые формы прослеживаются на Жямайтской возвы-
шенности, на Нижне- и Средненеманской низменностях, на север-
ной окраине Латгальской и Бежаницкой возвышенностей. Отсюда
краевые формы огибают дугой с юга Ловатскую низину и далее на-
правляются на северо-восток вдоль западного склона Валдайской
и Вепсовской возвышенностей, где край ледника упирался в уступ
карбонового плато.
Лужская стадия (северолитовская). Краевые формы лужской
стадии огибают с юга Куршский залив, далее тянутся вдоль бере-
га Балтийского моря, огибают Курземскую возвышенность и спу-
скаются к югу на Среднелатвийскую низменность. Далее на во-
стоке краевые формы огибают с севера возвышенности Видземскую,
Ханья, Лужскую и направляются к югу вдоль реки Гауи, Великой
105
Луги. Отсюда граница идет к Онежско-Ладожскому перешейку
вдоль Олонецкой возвышенности.
Невская стадия (стадия Пандивере в северной Эстонии).
Краевые формы начинаются на Западноэстонской низменности,
далее прослеживаются по северному краю плато Пандивере, спу-
скаются на юг по котловине Чудского озера и вновь поднимаются
на север к Ижорской возвышенности, вновь спускаются южнее Ла-
дожского и Онежского озер, фиксируя Ладожскую и Онежскую
лопасти. Между озерами краевые формы прослеживаются по север-
ному борту Олонецкой возвышенности.
Во время длительной остановки ледника формировались водо-
раздельные и широкие долинные зандры. Они формировались лишь
в тех местах, где к краю ледника примыкали перигляциальные
поверхности с общим наклоном в дистальном направлении. Подоб-
ные условия возникали во время максимального продвижения
позднеплейстоценового ледникового покрова в бассейны рек Наре-
ва, Березины, Днепра, Волги, Шексны и Мологи. В этих местах
простираются обширные зандровые поверхности, уходящие за пре-
делы Балтийско-Валдайской области. В долинах рек они образуют
их вторую и первую надпойменные террасы высотой 20—25
и 12—15 м.
Зандровые поверхности нередко осложнены многочисленными
западинами, возникшими в результате таяния погребенных линз
мертвого льда и придающими рельефу холмистый вид. Следователь-
но, малоактивная периферия ледникового покрова простиралась
несколько дальше той границы, которая зафиксирована холмисто-
грядовыми краевыми образованиями.
После отступления края позднечетвертичного ледникового по-
крова в пределы Прибалтийской низменности, имеющей общий
наклон поверхности к северу и северо-западу, сток талых вод стал
затруднен. Подпертые на севере ледником, а на юге и юго-востоке
высокими грядами и возвышенностями, эти воды образовывали
приледниковые плотинные водоемы, уровень которых колебался
вместе с колебаниями края ледника. В связи с общей тенденцией
к сокращению площади ледникового покрова от одной стадии
к другой образовалась серия озерно-ледниковых террас и равнин.
Различаются абразионные и аккумулятивные формы. Абразионные
обычно сложены мореной, усеянной вымытыми из нес валунами,
аккумулятивные — тонкозернистыми песками, алевритами и гли-
нами.
Во время максимального распространения позднечствертичного
оледенения плотинные водоемы были изолированными, занимали
небольшие участки на высоте 180—200 м лишь в тех местах, где
край ледника упирался в водораздельные возвышенности (Ошмян-
скую, Смоленскую и др.). Избыток воды сбрасывался через пороги
стока в бассейны Черного, Каспийского и северных морей. По ме-
ре сокращения ледника возникали новые, все более расширяющие-
ся плотинные водоемы, из которых сток мог осуществляться только
в западном направлении. Согласно Б. Н. Можаеву (1973), на этой
106
стадии возникли Привалдайская, Рижская, Южнобалтийская
и Вентская системы приледниковых озер. В их развитии прослежи-
вается общая тенденция к последовательному снижению уровня,
сопровождавшемуся сначала увеличением, а затем сокращением их
площади. На месте этих озер в настоящее время простираются
озерно-ледниковые террасы и плоские равнины, сложенные тонко-
зернистыми песками, алевритами и глинами и ступенчато снижаю-
щиеся в северном и северо-западном направлениях.
Заключительный этап развития приледниковых водоемов озна-
меновался образованием единого Балтийского приледникового
озера, которое в голоцене последовательно сменялось Иольдиевым
морем, Анциловым озером и Литориновым морем.
Наряду с озерно-ледниковыми равнинами на Прибалтийской
низменности широко распространены усеянные валунами плоские
моренные равнины с островами плоско- и мелкохолмистого рельефа
Они тяготеют преимущественно к повышениям между озерно-лед-
никовыми низинами и примыкают к краевым образованиям. Места
мп (например, с проксимальной стороны крестецких краевых форм)
донноморенные равнины развиты на более низком гипсометриче-
ском уровне, чем окружающие аккумулятивные равнины и терра-
сы, возникшие на дне локальных и региональных плотинных озер.
Как отмечает Д. Б. Малаховский, аккумуляции озерно-ледниковых
осадков в таких местах могли препятствовать только останцы
мертвого льда.
В заключение следует отметить, что на динамику последнего
ледникового покрова оказали большое влияние неровности его
ложа. Основное направление движения ледника было южное, под-
чиненное впадине Балтийского моря и примыкающей к ней низ-
менности, ограниченной с востока уступом карбонового плато.
Двигаясь на большом протяжении по легко поддающимся разру-
шению и захвату рыхлым породам девона, ледник обогащался за их
счет донной и внутренней мореной, которая в избытке вытаивала
затем в зоне краевой аккумуляции. Ледниковый массив двигался
тремя основными потоками — Балтийским, Чудским и Ладож-
ским,— распадавшимися на ряд лопастей и языков (Асеев, 1974).
Наиболее значительные лопасти вытягивались вдоль меридиональ-
но ориентированных низменностей: Приильменской, Псковско-
Чудской, Земгальской, Нижненеманской (см. рис. 18). В пределах
самих низменностей ледник осуществлял значительную эрозионную
работу и только при деградации отложил здесь сравнительно мало-
мощный слой морены.
С юга низменности ограничены дугообразно изогнутыми форма-
ми повышенной краевой аккумуляции. Повышенной мощностью
ледниковых отложений характеризуются и зоны сочленения ледни-
ковых лопастей, где на выступах коренного ложа и, реже, помимо
их сформировались островные аккумулятивные возвышенности
Лопасти испытывали небольшие кратковременные подвижки, дро-
бились на более мелкие по размерам ледниковые языки, у края ко-
торых формировались дуги осцилляционных конечных морен
107
и межязыковых клиновидных массивов, хорошо изученных литов-
скими геоморфологами.
На распространение последнего ледникового покрова к юго-
востоку существенное влияние оказало карбоновое плато, обра-
зующее цоколь Валдайской возвышенности. Только в максималь-
ную бологовскую и в последующую едровскую стадии ледник
преодолевал плато и продвигался по его пологому юго-восточному
склону до района Рыбинского водохранилища. Во время вепсовской
и крестецкой стадий ледник упирался в карбоновый уступ и пере-
крывал лишь самый край плато. Именно здесь и располагается зо-
на его избыточной аккумуляции, которая, однако, по ширине
и мощности ледниковых отложений заметно уступает южной суб-
широтной краевой зоне.
Прогрессивная фаза оледенения (динамически активное состоя-
ние ледникового покрова), сопровождавшаяся формированием
донных поверхностей экзарации и умеренной аккумуляции, зон по-
вышенной краевой аккумуляции, сменялась регрессивной фазой
оледенения, его деградацией. Дальнейшая моделировка рельефа
с образованием озерно-ледниковых, камовых террас, озов, проса-
дочных котловин, моренных и озерно-ледниковых равнин шла уже
в условиях омертвевшего льда. Сменой фаз объясняется почти
повсеместно наблюдаемое сочетание в одном и том же районе
форм, созданных при участии как активного, так и мертвого льда.
В этом отношении особенно примечательны лимногляциальные
столообразные камы, фиксирующие, по Б. Н. Можаеву, самый
верхний (третий) уровень ледниковой аккумуляции. Их господст-
вующее высотное положение в рельефе свидетельствует о том, что
они образовались на возвышенных участках ложа уже мертвого
^ледника.
'Ледниковый и водно-ледниковый рельеф еще очень слабо осво-
ен эрозией и склоновыми процессами. Речная сеть густая, но речные
долины морфологически слабо развиты. Они образовались путем
освоения ложбин стока талых вод и котловин приледниковых пло-
тинных озер. В полосе краевых образований, особенно на их прокси-
мальном склоне, долины сравнительно узки, глубоко врезаны, со
спорадически развитыми двумя-тремя надпойменными цокольны-
ми террасами. Пересекая возвышенные моренные и озерно-леднико-
вые равнины, долины расширяются, по сторонам наблюдаются
останцы второй и третьей надпойменных террас. В пределах низких
озерно-ледниковых и озерных равнин реки очень слабо врезаны,
меандрируют, лишены надпойменных террас.
Всего в долинах таких рек прослеживается до пяти-шести ло-
кальных террас, которые последовательно, начиная с самой верх-
ней, выклиниваются вниз по течению на уровне приледниковых пло-
тинных водоемов. Эти уровни служили для зарождающихся рек
местными базисами эрозии, и по мере их понижения и общего ото-
двигания береговых линий происходило врезание и устьевое удлине-
ние рек. После окончательного освобождения территории из-под
ледника и плотинных водоемов последующее образование террас
108
контролировалось колебаниями уровней Балтийского моря и круп-
ных озер.
Первичные формы моренно-камового холмисто-грядового рель-
ефа почти не переработаны склоновыми процессами и не перекры-
ты шлейфами склоновых отложений, поэтому непосредственно с по-
верхности они сложены мореной или водно-ледниковым материа-
лом. Большие площади усеяны валунами, затрудняющими машин-
ную сельскохозяйственную обработку земли. Повсюду сохранились
многочисленные малые неровности рельефа, еще не сглаженные
и не уничтоженные эрозией и плоскостной денудацией, — запади-
ны, бугры, холмы, ступени, перегибы склонов, создающие большую
пестроту геоморфологических и общегеографических условий.
Особенно следует отметить обилие озер, которые еще не успели
заилиться, зарасти или оказаться в сфере деятельности эрозионных
врезов. Больше всего озер в периферической зоне краевых образо-
ваний, где их площадь в среднем составляет 6%, достигая местами
20—30% (Л. Р. Серебренный и И. Н. Чукленкова, 1973). Однако
наиболее крупные озера (Псковское, Чудское, Ильмень, Белое)
располагаются среди моренных и озерно-ледниковых равнин. Они
представляют собой реликты приледниковых плотинных водоемов,
сохранившиеся в обширных плоских котловинах, созданных в ре-
зультате экзарационной деятельности крупных ледниковых ло-
пастей. Формированию озерных котловин способствовали структур-
но-тектонические и геоморфологические условия, сложившиеся
в доледниковое (довалдайское) время.
Повсюду разбросано множество сравнительно небольших округ-
лых и округло-лопастных озер, обусловленных неравномерной ак-
кумуляцией ледникового материала или же просадками при таянии
глыб мертвого льда. В полосах краевых образований преобладают
узкие и длинные ложбинные озера. Одни из них образовались
вследствие ледникового выпахивания, другие, по-видимому, более
многочисленные, — вследствие довольно энергичной эрозии под-
ледниковых потоков талых вод. Ложбинные озера нередко образу-
ют извилистые и ветвящиеся цепочки, приуроченные к более круп-
ным ложбинным понижениям, переходящим в дистальном направ-
лении в долинные или водораздельные зандры. Крупные озера
в верховьях Волги (Селигер, Волге, Пено) относятся к ложбинно-
му типу Частично они наследуют доледниковые долинные пони-
жения, рассекающие поверхность карбонового плато.
Характерными формами позднеплейстоценовой морфоскульпту-
ры являются древние материковые дюны, развитые на поверхности
водораздельных и долинных зандров. Они имеют параболическую
в плане форму, с концами и пологим наветренным склоном, обра-
щенными против господствовавших во время перевевания песка за-
падных ветров. Относительная высота дюн несколько метров, дли-
на по гребню может достигать нескольких километров. У некото-
рых дюн сильно вытянутые рога (концы) имеют вид продольных по
отношению к направлению господствующих ветров песчаных гряд.
Обширные площади с древними дюнами простираются в Ленин-
109
градской области между Лугой и Нарвой и в других местах. Пере-
вевание песков происходило, по-видимому, в условиях позднелед-
никовья до того, как пески успели закрепиться лесной растительно-
стью (Марков, 1928).
На близко подступающих к дневной поверхности карбонатных
породах ордовика, силура, девона и карбона развиты формы по-
крытого карста, поноры, воронки (просасывания и провальные),
исчезающие реки и ручьи (на Ижорской, Валдайской и других
возвышенностях северо-западного крыла Московской синеклизы).
Возвышенности и низменности Центра и Запада
Русской равнины
Область непосредственно примыкает к Балтийско-Валдайской
области, охватывая южную периферию территории московского
оледенения. Для нее характерны ледниковые и водно-ледниковые
формы рельефа, созданные во время московского оледенения и под-
вергшиеся заметной переработке в послемосковское время эрози-
онными и склоновыми процессами. Однако в большинстве мест пер-
вичные ледниковые и водно-ледниковые формы выражены доста-
точно отчетливо.
На самом западе области находится Белорусская возвышен-
ность (гряда). Она состоит из отдельных крупных частей, которые
занимают северную и среднюю полосы Белоруссии и также носят
название возвышенностей. Самая высокая из них Минская возвы-
шенность (346 м). От нее на юго-запад (в виде дуги, обращенной
выпуклостью к югу), протягиваются четыре возвышенности: Ново-
грудская, Слонимская, Волковысская и Гродненская. На запад от
Минской возвышенности отходит Ошмянская возвышенность
(320 м), а на востоке располагается Оршанская возвышенность
(277 м).
На восток-северо-восток от Днепра протягивается Смоленско-
Московская возвышенность. Ее западная (смоленская) половина
наибольшей высоты (319 м) достигает в окрестностях г. Вязьмы,
где располагается важный орографический узел — Вяземская воз-
вышенность. В этом месте, т. е. в верховьях Днепра и реки Вазузы
(правый приток Волги), Смоленско-Московскую возвышенность
пересекает субмеридиалыю ориентированная полоса возвышенно-
стей, переходящих на севере в Валдайскую возвышенность, а на
юге и юго-востоке — в Среднерусскую возвышенность.
Наиболее значительная и морфологически хорошо выраженная
часть восточной половины Смоленско-Московской возвышенно-
сти— Клинско-Дмитровская возвышенность (290 м). Между река-
ми Нерлью и Волгой поверхность снижается, но и здесь распола-
гается небольшая по площади островная Борисоглебская возвышен-
ность (294 м). От Волги на северо-восток протягиваются Галичская
возвышенность (294 м) и менее высокая Даниловская возвышен-
ность (228 м), разделенные широкой Костромской низиной.
НО
Отличительная особенность рельефа северо-восточной полови-
ны области — наличие обширных низменностей — Верхневолжской,
Молого-Шекснинской и небольших грядовых возвышенностей —
Калининской, Бежецкого верха и др.
Наиболее полные данные о геоморфологии области содержатся
в работах А. А. Асеева, А. А. Борзова, С. Л. Бреслава, Л. Н. Воз
нячука, Б. Н. Бурского, В. А. Дементьева, Н. Е. Дика, М. В. Каран-
деевой, В. К- Лукашева, А. И. Москвитина, В. М. Мотуза, В. А. Нев-
ского, Б. В. Нуждина, Д. И Погуляева, И. Н. Салова, Н. Н. Соко-
лова, А. И. Спиридонова, М. М. Цапенко, Н. С. Чеботаревой, П. Г.
Шевченкова, С. М. Шика и др.
Морфоструктура. Большая часть области расположена в преде-
лах осевой зоны Московской синеклизы. На западе она захваты-
вает северо-западную часть Воронежской антеклизы, вершину
и южное крыло Белорусско-Литовской антеклизы. Последние две
мегаструктуры разделены Жлобинской седловиной, от которой на
северо-восток и далее на восток-северо-восток (вдоль западного
и северо-западного бортов Московской синеклизы) протягиваются
погребенные рифейские прогибы (авлакогены): Оршанско-Крест-
цовский, Валдайско-Солигалический, наследующие глубокие впа-
дины (грабены) кристаллического фундамента. В южной части
Московской синеклизы глубоким бурением установлен Подмосков
ный прогиб.
' Московская синеклиза выполнена комплексом осадочных обра-
зований. Наиболее древние из них — осадочно-вулканогенные обра-
зования волынской серии вендского комплекса, слагающие прогибы
над зонами развития рифейских авлакогенов. Выше залегают вал-
дайские отложения, выполняющие широкое тектоническое пони-
жение между Балтийским щитом и Воронежским массивом. Менее
развиты отложения кембрия и ордовика. Все додевонские отложе-
ния несогласно перекрываются девонскими образованиями, выкли-
нивающимися на склонах Балтийского щита и Воронежской анте-
клизы. Выше залегает комплекс терригенных и карбонатных отло-
жений карбона, перми, триаса и несогласно перекрывающие их об-
разования мезо- и кайнозоя. Суммарная мощность платформенного
чехла достигает 3000 м.
В структуре осадочного покрова Синеклизы в пределах области
выделяется приосевая зона, которая простирается на северо-восток
через Волоколамск, Ярославль, Галич. В окрестностях Галича, Да-
нилова, Костромы, Ярославля и Грязовца находится центральная
часть синеклизы, которая испытала наибольшее погружение и мощ-
ное осадконакопление. Ложе четвертичного покрова слагают пе-
строцветные континентальные песчано-глинистые отложения ниж-
него триаса, верхнеюрские темные глины и пески с маломощными
прослоями песчаников и мергелей, песчано-глинистые породы
нижнего мела и сохранившиеся островками (Клинско-Дмитровская
возвышенность) песчано-глинистые и кремнистые отложения верх-
него мела. Западное и северо-западное крылья синеклизы сложены
преимущественно карбонатной толщей нижнего и среднего карбо-
111
на: известняками, доломитами и мергелями с пластами песков
и глин. Местами на северо-западном крыле из-под мезозоя высту-
пают известняки верхнего карбона и красноцветныс песчано-гли-
нистые образования верхней перми.
Крупные структурные элементы Московской синеклизы ослож-
нены многочисленными структурами II и III порядков. Среди них
в пределах области выделяются следующие наиболее значитель-
ные зоны поднятий, представляющие собой системы валообразных
и купольных структурных форм: Волго-Мстинская (на правобе-
режье Волги между Осташковом и Ржевом), Зубцово-Кимрская
(в районе Зубцова, Ржева, Кимр), Боровичско-Сандовская, Ростов-
ско-Костромская, Рыбинско-Сухонская (Сухоно-Солигаличская).
Последняя зона поднятий — одна из самых значительных,
осложняющих осадочный чехол Московской синеклизы. Она начи-
нается недалеко от Бежецка и протягивается через Рыбинск, Лю-
бим, Росляти-но и далее за пределы данной области до Котласа.
Основные поднятия зоны находятся в районе Молокова, Рыбин-
ска, Данилова, Любима, Чухломы, Рослятина и Солигалича. С се-
веро-запада Рыбинско-Сухонские поднятия подчеркиваются Грязо-
вецко-Тарножским прогибом, выполненным пермскими и мезо- и кай-
нозойскими отложениями, и с юго-востока — Угличско-Никольским
прогибом. В южной части синеклизы прослеживается зона подня-
тий от г. Гагарина через Подольск на Шатуру^
Большинство локальных структур сложено каменноугольными
и пермскими отложениями. Их развитие происходило в разное вре-
мя на протяжении перми и мезо- и кайнозоя преимущественно с ин-
версией по отношению к структурам фундамента.
В пределах Белорусско-Литовской антеклизы кристаллический
фундамент располагается на глубине 100—500 м. Выше в централь-
ной и западной частях антеклизы залегают верхний протерозой,
триас, юра, мел и палеоген, а в восточной — верхний протерозой,
девон, мел и палеоген. Отмечается несогласие между верхним про-
терозоем и девоном, между девоном и мезо- и кайнозоем. На северо-
западе антеклизы поверх кристаллических пород, кроме того, зале-
гают нижнепалеозойские отложения. В своде кристаллического мас-
сива выделяются выступы: Щучинский, Моринский, Белицкий, Сло-
нимский, Новогрудский, Бобовнянский. Выступам отвечают поло-
гие локальные структуры платформенного чехла.
Ложе четвертичного покрова Белорусско-Литовской антеклизы
по линии Осиповичи, Минск, Молодечно резко делится на две части.
На северо-востоке залегают песчано-глинистые образования с про-
слоями мергелей и доломитов среднего девона, которые далее на
восток и северо-восток сменяются известняками, доломитами и мер-
гелями верхнего девона, содержащими прослои песков, песчаников,
алевролитов и глин. На юго-западе преобладают песчано-алевро-
литовые породы и глины нижнего, основания верхнего мела, пере-
крытые широко развитыми мелом и мелоподобными мергелями
верхнего мела. Южнее распространены глины, пески и песчаники
палеогена.
112
Рис. 19. Схематический геологический разрез Московской синеклизы
Геологические структуры осадочного чехла оказали большое
влияние на формирование доледникового рельефа, основные чер-
ты которого отражены в формах ложа четвертичного покрова. Смо-
ленская возвышенность, особенно ее наиболее приподнятая часть —
Вяземская возвышенность, а также ответвления к северу и к югу
в сторону Валдайской и Среднерусской возвышенностей отвечают
западному крылу Московской синеклизы, сложенному механически
стойкими карбонатными породами нижнего и среднего карбона.
Это южная часть более обширного карбонового плато, образующе-
го коренной цоколь Валдайской и других возвышенностей, протя-
гивающихся далеко на северо-северо-восток по простиранию севе-
ро-западного крыла Московской синеклизы. В пределах данной
области высота плато обычно превышает 160 м, а на водоразделе
между бассейнами Днепра, Западной Двины и Волги достигает
240 м (рис. 19). Согласно Д. И. Погуляеву и П. Г. Шевченкову, эта
полоса значительных высот представляет собой прямую положи-
тельную морфоструктуру на западном крыле Московской синекли-
зы, осложненном Смоленско-Орловским тектоническим поднятием.
Вдоль осевой зоны синеклизы простираются обширные пласто-
во-денудационные низменные равнины: Верхневолжская, Молого-
Шекснинская, Ярославско-Костромская. Их коренное основание
возвышается всего на 80—110 м, снижаясь к долинам рек до 50 м
и ниже. В пределах низин бурением обнаружены глубокие погре-
бенные врезы с абсолютными отметками дна ниже уровня моря.
Рельеф центральной части Московской синеклизы формировал-
ся в условиях относительно более слабых поднятий, чем на крыль-
ях. Кроме того, залегающие здесь рыхлые песчано-глинистые поро-
ды верхней перми и мезозоя легко поддавались денудационному
воздействию экзогенных агентов. Все это способствовало образо-
ванию низменных равнин, среди которых располагаются пластово-
денудационные останиовые возвышенности.
Особенно значительны Клинско-Дмитровская и Галичско-Чух-
ломская возвышенности. На фоне преобладания прямых соотноше-
ний рельефа и структуры они выделяются как инверсионные мор-
фоструктурные единицы, вытянутые полосой вдоль осевой зоны
Московской синеклизы, где от размыва сохранились отложения
верхнего триаса, верхней юры и мела. Эти отложения слагают ко-
ренной цоколь высотой 120—160 м, а местами (Клинско-Дмитров-
8 Спиридонов А. И. ИЗ
ская возвышенность) до 200 м и более. Возвышенности образова-
лись в результате длительной денудации после ухода меловых мо-
рей. Возможно, что некоторую роль сыграли слабо дифференциро-
ванные новейшие поднятия.
Локальные структуры ^Московской синеклизы обычно прямо вы-
ражаются в рельефе ложа четвертичного покрова. Особенно ясно
сказывается Рыбинско-Сухонская зона поднятий. Даниловское,
Любимское, Солигаличские поднятия лежат в основе Даниловской
л Галичской возвышенностей с коренным цоколем высотой
130—160 м и выше. Согласно П. Г. Шевченкову, в пределах Смо-
ленской возвышенности локальные положительные структура
группируются в четыре зоны, прямо выраженные в рельефе: Вязем-
скую, Сафоновско-Ельнинскую, Духовщинско-Рославльскую и Де-
мидовскую. С ними чередуются зоны отрицательных структур: Сы-
чевская, Днепровско-Угринская, Вопьско-Остерская, Монастырщип-
ско-Слободская и Гусинско-Велижская.
Белорусско-Литовская антеклиза в рельефе коренного основа-
ния четвертичной толщи выражена слабо и даже инверсионно
с признаками значительного размыва слагающих ее сводовую
часть рыхлых толщ девона и мезо- и кайнозоя. Наиболее высокие от-
метки ложа четвертичного покрова располагаются в пределах Ор-
шанской впадины. На северо-востоке антеклизы, где, как было от-
мечено, четвертичный покров подстилают преимущественно легко
поддающиеся разрушению породы среднего девона, поверхность
коренных пород неровная, останцово-холмистая высотой 50—80 м.
В юго-западной части антеклизы, которая вместе с Балтийской
синеклизой была втянута в погружения и оказалась перекрытой
осадками мезозоя и палеогена, ложе четвертичных отложений более
низкое, в большинстве мест не превышает 50 м. Самые низкие здесь
Средне- и Верхненеманская депрессии с отметками + 20 м и ниже
уровня моря. На этом общем фоне выделяются отдельные остров-
ные формы поверхности коренных пород: Волковыская, Слоним-
ская, Козловская, Новогрудская, Минская, Плещеницкая, Бего-
мельская, Докшицкая и другие высотой от 80 до 120 м. Эти формы,
как правило, отвечают локальным структурным поднятиям плат-
форменного чехла (3. А. Горелик, 1965, 1967; Б. Н. Гурский, 1973;
В. Я- Коженов, 1976, и др.).
Морфоскульптура. Большая часть области вступила на путь
континентального развития после регрессии верхнемеловых морей.
Лишь в северо-западной части Московской синеклизы это развитие
началось значительно раньше — с позднего карбона, а на юге Бе-
. лорусско-Литовской антеклизы позже — со среднего и, возможно,
позднего палеогена.
За время континентального развития первичные морские акку-
мулятивные равнины были сильно расчленены и снижены под воз-
действием денудации. Однако в некоторых ограниченных участках,
где этот снос был менее значителен, можно предполагать наличие
остаточных поверхностей, по своему уровню ближе всего соответст-
вующих первичному рельефу морского происхождения. Так, на са-
114
мых высоких вершинах Клинско-Дмитровской возвышенности со-
хранились отложения самой последней сантонской морской транс-
грессии в центральной части Московской синеклизы.
Все же интенсивность денудационного сноса повсеместно была
настолько значительна, что в доледниковое время рельеф успел при-
способиться к сложившимся структурно-петрографическим услови-
ям с образованием охарактеризованных выше морфоструктур. Не-
которые авторы (С. Л. Бреслав, В. А. Исаченков, Ю. А. Мещеря-
ков и др.) считают, что на территории области образовались поздне-
мезозойская, палеогеновая (эоцен-олигоценовая) и миоцен-ранне-
плиоценовая поверхности выравнивания, аккумулятивные и дену-
дационные остатки которых сохранились на доледниковых водораз-
делах. Более несомненны реликты выровненной денудационно-ак-
кумулятивной поверхности позднего плиоцена, к которой относится
(по Б. Н. Бурскому, 1973) добрушская поверхность Белоруссии.
Рисунок древней долинной сети разными авторами восстанав-
ливается неодинаково. С. Л. Бреслав, В. А. Исаченков, С. М. Шик
вслед за Г. Ф. Мирчинком считают, что в доледниковое время до-
линная сеть бассейна верхней Волги, Верхнего Днепра существенно
отличалась от современной и что она претерпела изменения под
воздействием оледенений. Так, по С. Л. Бреславу (1970), доледни-
ковый сток из бассейна верхнего Днепра шел не в Черное море, как
теперь, а в Балтийское море. Древняя долина начиналась в вер-
ховьях современной Угры и текла на север, последовательно пере-
секая Днепр около Дорогобужа, Днепровско-Двинский водораздел
и верхнее течение Межи. Далее эта долина пересекала истоки За-
падной Двины и принимала направление этой долины ниже впаде-
ния Торопы.
Г. И. Борецкий (1970) изображает рельеф ложа четвертичного
покрова в бассейне верхнего Днепра совсем иначе. На основании
тех же буровых материалов он считает, что погребенные долины
Днепра и его главных притоков (Сожа, Березины) в общем совпа-
дают с современными и по остаткам нижнеплейстоценового («ве-
недского») аллювия прослеживаются далеко вверх по течению.
Данные Л. Н. Возянчука (1960, 1961), Б. В. Обедиентовой (1962)
и других также свидетельствуют о том, что к началу оледенения до-
линная сеть области была достаточно развита и в основных чертах
сходна с современной. Вдубина вреза речных долин обычно не пре-
вышала 50 м, а их русло в венедское время располагалось нг
30—40 м ниже современного уровня рек.
Ледниковая морфоскульптура области связана с ранне- и сред-
неплейстоценовыми ледниковыми покровами, с их экзарационной
и, в основном, аккумулятивной работой. Ледниковое выпахивание
и подледниковый размыв сказались в формировании глубоких ло-
кализованных понижений, заполненных мощной толщей четвертич-
ных отложений. Доказательством интенсивного воздействия ледни-
ков на свое ложе служат ледниковые отторженцы и гляциодислока-
ции, обнаруженные по бортам и с дистальной стороны многих гля-
циогенных депрессий в Рославльско-Сещинском, Краспинско-Смо-
8*
115
.ленском, Оршанско-Дубровненском, Копысско-Шкловском, Соли-
-горском, Бродненско-Щучинском, Слонимско-Шаровском, Клинско-
Дмитровском и в других районах Белоруссии, Смоленской и других
(Областях (Борецкий, 1968).
В пределах описываемой территории сохранились отложения
днепровского и более древних ледников, однако созданные ими
-аккумулятивные формы рельефа были разрушены во время меж-
ледниковий, при последующих оледенениях и лишь местами отме-
чаются в ископаемом состоянии. Современный рельеф был сфор-
мирован в основном при участии самого последнего на данной
территории .московского оледенения. Он был значительно перера-
ботан последующими эрозионно-денудационными процессами, но
во многих местах хорошо сохранился. Особенно четко выделяются
.холмистые и холмисто-грядовые, моренно-камовые формы, которые
возникли вследствие избыточной неравномерной аккумуляции об-
ломочного материала в краевой зоне ледника. Общая мощность
четвертичных отложений в таких местах составляет 80—140 м, а
в Белоруссии достигает даже 300 м, тогда как на участках морен-
ных и зандровых равнин она обычно не превышает 50 м.
Холмисто-моренный рельеф отличается сглаженностью и мяг-
костью форм. Холмы в плане округлые или овальные от нескольких
сотен метров до 2 км в поперечнике, относительной высотой до 30 м.
Вершины их плосковыпуклые, склоны длинные пологие. Среди бес-
порядочно разбросанных холмов протягиваются холмисто-грядовые
формы, которые возвышаются над подножием на 50—60 м, места-
ми на 80—100 м. В их строении нередко участвует супесчаная раз-
.ность морены, что придает рельефу более неровный облик по
сравнению с теми местами, где преобладают валунные и покров-
•ные бсзвалунные суглинки.
На фоне моренно-холмистого рельефа еще более резко высту-
пают камы — округлые или продолговатые в плане холмы с плос-
,кой или с плосковыпуклой вершиной и сравнительно крутыми
(до 25°) склонами. Они сложены преимущественно песками, содер-
жащими включения и прослои гравийно-галечного и валунного ма-
териала. Одни камы как бы насажены на вершины моренных хол-
мов, другие, образуют самостоятельные крупные всхолмления, при-
обретающие местами характер камовых массивов протяженностью
в несколько километров.
Между моренными холмами и камами повсюду разбросаны мо-
ренные западины или же прихотливо извиваются широкие плоско-
донные ложбины. Сбегая со склонов моренных гряд и возвышенно-
стей, они сливаются с более обширными понижениями — котлови-
нами спущенных и заросших озер и с долинными зандрами.
Участки холмистого и холмисто-грядового рельефа разобщены
моренными и зандровыми равнинами. Их трудно объединить в оп-
ределенные системы форм, фиксирующие положение края ледника
в различные стадии его развития. Это объясняется тем, что ледни-
ковый покров не всегда и не всюду был активным Велика была
рельефообразующая роль мертвого льда. Поэтому прослеживание
116
Рис. 20. Краевые образования московского оледенения:
1 — граница валдайского оледенения, 2 — краевые образования московского оледенения
краевых форм на большом расстоянии неизбежно оказывается про-
блематичным.
На западе области мощные насыпные и напорные образования
московского ледника представлены возвышенностями Белоруссии.
Здесь выделяется до пяти стадий московского оледенения, которые
некоторыми исследователями (Л. Н. Вознячуком и др.) относятся
лишь к этапам московской стадии днепровского оледенения. Мак-
симальная стадия — московская (вартинская), последующие — оси-
повическая, минская, верхненеманская и ошмянская (рис. 20).
Ледник выдвигался далеко на юг по Всрхне- и Средненеманской,
по Нарочанской и другим доледниковым депрессиям, образуя ши-
рокие лопасти и языки, по периферии которых сформировались
дуги конечных морен: Бобруйская и Солигорская, Копыльская, Но-
вогрудская, Волковысская и Гродненская, Ошмянская и Минская.
На стыках краевых морен образовались межлопастные моренные
возвышенности — массивы, к которым относятся северная и юго-
западная части Новогрудской возвышенности, северо-восточные
части Волковысскоп и Гродненской, западная часть Ошмянской, се-
верная часть Слонимской возвышенностей, Волосовичская (Лу-
комльская) возвышенность. Почти все эти моренные возвышенности
и даже отдельные гряды приурочены к четко выраженным подня-
тиям кровли коренных пород, а также к расчлененным крутым ска-
там и уступам северной экспозиции.
117
Краевые образования московской, минской и ошмянской стадий
формировались во время подвижек края активного ледника и пото-
му отличаются особенно хорошо выраженными холмисто-грядовы-
ми напорными моренами, гляциодислокациями и отторженцами,
а также межлопастными возвышенностями. Для других стадий
московского оледенения в северной Белоруссии более характерны
аккумулятивные морены, озово-камовые комплексы.
Граница максимального распространения московского ледника
на границе Смоленской и Брянской областей отмечена напорными
моренами в виде Шумячско-Рославльской, Кочевской и Асельской
гряд высотой до 292 м с гляциодислокациями и отторженцами
юрских и меловых пород. Гряды разделены глубокими котловинами
ледникового выпахивания (Сещинской и др.).
В Калужской области наблюдаются группы моренно-камовых
холмов восточнее Мещевска и по левобережью реки Суходрева.
Под Москвой ледник выдавался вперед до г. Бронниц, западнее
которого в районе Домодедова на фоне плоской равнины выделяют-
ся группы невысоких моренных холмов и моренно-озовые гряды.
Такая же ледниковая лопасть спускалась по Нерльской низине на
юг до Владимира, но заметных холмисто-грядовых форм она не
оставила. По-видимому, московский ледник у границы своего мак-
симального распространения был мало активен и задержался очень
недолго.
Основной пояс холмистых и холмисто-грядовых форм протяги-
вается несколько севернее и северо-западнее. В Смоленской обла-
сти он начинается у границы с Белоруссией на левобережье Днеп-
ра. До меридиана Смоленска рельеф преимущественно равнин-
ный с группами холмов. Восточнее к г. Ельне прослеживается цепь
крупных холмов и гряд, возвышающихся до 280 м. На северных
склонах Ельнинской возвышенности ледником были созданы конеч-
ные морены напора (Погуляев, 1955). Отсюда одна группа морен-
но-камовых холмов и гряд прослеживается на северо-восток к До-
рогобужу и далее к Вязьме (Шевченков, 1963), а другая, по-види-
мому, основная — почти без перерыва протягивается к Спас-Де-
минску и далее к Масальску и Юхнову (Заррпна, Краснов, 1965).
Особенно ясно выделяются в рельефе Спас-Демин ские гряды. Их
абсолютная высота 250—280 м, превышение над подножием
20—40 м, а над уровнем рек до 60 м.
Угринский долинный зандр разрывает краевые образования
и лишь севернее, в окрестностях Медыни, вновь выступают группы
моренных холмов, которыми начинается полоса значительных хол-
мисто-грядовых форм, заполняющих все западное и северо-запад-
ное Подмосковье — окрестности Вереи, Можайска, Уваровки, Ру-
зы, Волоколамска, Солнечногорска (Дик и др., 1949; Соколов,
1954). На этой территории расположен важный узел в цепи крае-
вых образований по периферии московского оледенения. В целом
полоса холмистого и холмисто-грядового рельефа простирается
здесь меридионально, но отдельные цепи холмов и гряды, дугооб-
разно изгибаясь и разветвляясь в западном направлении, приобре-
ла
тают широтную и даже западно-северо-западную ориентировку. Та-
ковы Уваровская и Княжьегорская гряды. Их абсолютные высоты
колеблются от 240 до 310 м, а относительные достигают 60 м
и более.
Наиболее значительным западным ответвлением полосы Ве-
рейско-Волоколамских краевых форм является система холмов
и гряд, заполняющих широкие междуречья в верховьях Гжати,
Касни, Вазузы, Вязьмы и верхнего Днепра. На Вяземской возвы-
шенности расположен своеобразный узел холмисто-грядовых обра-
зований с абсолютными высотами 280—320 м и относительными
превышениями 30—40 м и более. Отсюда одна система ледниково-
аккумулятивных и напорных морен прослеживается на северо-за-
пад, а другая — на юго-запад в сторону Дорогобужа на соединение
с Ельнинской моренной возвышенностью.
На Клинско-Дмитровской возвышенности ледниковые холмисто-
грядовые формы группируются преимущественно вдоль ее северно-
го края между Клином и Переславлем-Залесским. Они распола-
гаются на высоком коренном цоколе и глубоко рассечены эрозион-
ной сетью. В окрестностях озера Неро находится важный узел крае-
вых образований. Отсюда одна (главная) их система простирается
почти непрерывной широкой полосой через окрестности Писцова,
Фурманова, Судиславля, Галича, Чухломы. Группы крупных хол-
мов и гряды чередуются здесь с участками более плоского рельефа,
широкими ложбинами стока талых вод, округлыми заболоченными
котловинами спущенных и заросших озер (Берендеево болото
и др.), котловинами с еще сохранившимися озерами (Плещееве,
Неро, Галичское, Чухломское). Абсолютные высоты в среднем
160—180 м, относительные 25—30 м. Ледниково-аккумулятивные
формы особенно резко выражены на Галичско-Чухломской возвы-
шенности, где водораздельные моренные массивы, холмы и гряды
часто превышают 200 м, достигая 294 м к западу от Чухломского
озера. Относительные высоты нередко 40—60 м, до 120 м над уров-
нем озер Галичского и Чухломского.
Вторая менее четко выраженная система краевых образований
начинается западнее озера Неро Борисоглебской возвышенностью
и далее со значительными разрывами продолжается в окрестностях
Тутаева, Данилова, Грязовца. В этой цепи наиболее резко выде-
ляется Борисоглебская возвышенность с абсолютными высотами
250—290 м и относительными высотами холмов и гряд от 20 до 70 м.
Возвышенность сложена мощной толщей валунных суглинков, су-
песей и песков, что подтверждает ее ледниково-аккумулятивное
происхождение (Новский, 1966).
В тылу отмеченных краевых форм на территории Калининской
области установлено еще несколько рядов крупных моренно-камо-
вых холмов и гряд. К ним, прежде всего, относятся Калининская,
Горицкая и Кесовогорская гряды, которые почти без перерыва про-
тягиваются на большом расстоянии. Северо-западнее прослежи-
вается система холмов и гряд, которая включает Ильины горы,
Торжковскую гряду, сложенную ледниковыми наносами с крупны-
119
ми отторженцами каменноугольных пород, Калашниковскую гряду,
гряды и холмы в окрестностях Моркиных гор, Бежецка, Красного
холма.
К границе максимального распространения валдайского ледни-
ка ближе всего расположены моренно-камовые всхолмления в Кув-
шиновском районе (Свиные горы и др.) и Покров-Коноплинская
гряда. Последняя протягивается почти от Максатихи через окрест-
ности Покров-Коноплина, Сандова и еще далее на северо-восток..
Возможно, однако, что эти формы образовались во время макси-
мальной (бологовской) стадии верхнеплейстоценового оледенения..
Если посмотреть на рисунок московских краевых образований;
в целом, то можно заметить, что при общем их простирании с юго-
запада на северо-восток они то сближаются, то дугообразно расхо-
дятся. Такой рисунок определяется рельефом коренного ложа лед-
ника.
Клинско-Дмитровская возвышенность — это место сближения
цепей холмисто-грядовых форм. Очевидно, здесь длительное время
располагался край московского ледника, для которого дочетвертич-
ная возвышенность служила существенным препятствием. Непос-
редственно к западу от нее ледник выдвигался далеко вперед вдоль
понижения коренного ложа и при отступании отложил здесь мощ-
ные толщи валунного материала, образовав отмеченные выше гир-
лянды краевых гряд. На одной из стадий отступания московского
ледника упором для него служила Вяземская возвышенность, кото-
рая разделяла широкие ледниковые лопасти, спускавшиеся на юг
вдоль Гжатско-Москворецкого понижения и в бассейн верхнего
Днепра с Ярцевской котловиной.
Московский ледник обтекал Клинско-Дмитровскую возвышен-
ность и с востока. Во время его длительной задержки у северного
борта возвышенности широкая ледниковая лопасть выдавалась по
Молого-Шекснинской и Верхневолжской низинам, образовав дуги
Галичских и Даниловских краевых форм и Борисоглебскую межло-
пастную возвышенность. В Калининской области дугообразные из-
гибы краевых форм также приурочены к понижениям доледнико-
вого рельефа в бассейнах верхней Волги, Тверцы и Мологи (Спи-
ридонов, 1938).
Значительно большие площади, чем острова холмистого и хол-
мисто-грядового рельефа, занимают моренные и зандровые рав-
нины.
Моренные равнины плоски и мелкохолмисты, усеяны многочис-
ленными моренными западинами, изборождены ложбинами стока та-
лых вод. В местах, не освоенных эрозионной сетью, моренные пони-
жения играют роль местных базисов денудации. Плоские всхолмле-
ния возвышаются над ними всего на несколько метров. Однако на
больших расстояниях колебания высоты моренных равнин могут
измеряться десятками метров. Так, на Смоленско-Московской воз-
вышенности приводораздельные моренные равнины поднимаются
до 250 м и более над уровнем моря, а в пределах Верхневолжской
низменности спускаются до 150 м и ниже.
120
Встречаются равнины с оголенной мореной, местами прикрытой
лишь маломощным прерывистым слоем песков, и равнины
со сплошным чехлом безвалунных суглинков. Собственно моренные
равнины расстилаются на западе и северо-западе Калининской
области близ границы валдайского оледенения и пятнами по пери-
ферии области распространения московского оледенения: в преде-
лах Волго-Шошинской, Нерльско-Клязьминской низин. Моренные
равнины с покровными суглинками распространены значительно
шире, занимая преимущественно возвышенные междуречья в бас-
сейнах Днепра, Западной Двины, Волги.
Моренные равнины образовались вследствие относительно рав-
номерной ледниковой аккумуляции в условиях спокойного корен-
ного ложа ледника и местами путем заполнения (нивелировки)
ранее существовавших или созданных самим ледником глубоких
понижений. Например, понижения вдоль северного подножия Клин-
ско-Дмитровской возвышенности.
Покровные суглинки в основном, по-видимому, образовались
в процессе распадения московского ледника на отдельные глыбы
мертвого льда, залегавшие в понижениях (Спиридонов, 1948, 1957).
О том, что в это время создавались условия, благоприятные для
накопления мелкозема талыми водами на вершинах даже самых
высоких водоразделов, свидетельствуют лимногляциальные отло-
жения, обнаруженные при геологической съемке на Духовщинской
возвышенности и в других местах области московского оледенения.
В послемосковское время морена и чехол водно-ледникового мел-
козема подверглись выветриванию, частично были переотложены
под воздействием флювиальных и склоновых процессов, что еще бо-
лее способствовало сглаживанию рельефа.
Зандровые равнины (водораздельные и долинные) могли возни-
кать у края ледникового покрова во время его максимального рас-
пространения и во время последующих стадий в тех местах, где та-
лые воды имели свободный сток в дистальном направлении. Таким
условиям полнее всего удовлетворяли понижения с общим уклоном
к югу и юго-востоку.
В Белоруссии к краевым образованиям московского оледенения
непосредственно примыкают Полесская и Березинская зандровые
равнины. Обширные приледниковые зандры простираются на юг
от Ельнинской и Спас-Деминской краевых возвышенностей, зани-
мая междуречья в верховьях Десны, Болвы, Сожа и их притоков;
на юг и юго-восток от полосы конечных морен, вытянутой по линии
Ростов, Фурманов, Судиславль, Галич, где зандровые поверхности
занимают большие площади в Нерльско-Клязьминской и Мешер-
ской низинах, на левобережье Волги выше впадения Унжи. Все эти
поверхности обычно плоскоравнинны, отличаются выдержанным на
большом протяжении однообразным уклоном, сложены хорошо
сортированными флювиогляциальными песками. Они образовались
в условиях однонаправленного жидкого и твердого стока, начинав-
шегося у края ледника и свободно осуществлявшегося в экстрагля-
циальной обстановке.
121
На междуречьях Москвы и Пахры, Пахры и Угры по периферии
области московского оледенения развиты лишь долинные зандры
в виде широких ложбин стока талых вод в верховьях Протвы,
Исьмы, Нары, Пахры, Десны. В среднем и нижнем течении рек до-
линные зандры продолжаются в виде их третьей надпойменной
террасы. Граница максимального распространения московского
ледника в этих местах отмечена узкой полосой зандров, пересе-
кающих водоразделы Пахры и Нары, Нары и Протвы, Протвы
и Суходрева и продолжающихся далее по широкой долине Сухо-
древа. Очевидно, талые воды на юго-западе от Москвы, где перед
краем ледника рельеф был возвышенный и расчлененный, не могли
формировать обширных зандровых равнин и стекали строго лока-
лизование по существовавшим долинным понижениям. Такие же
условия были перед краем московского ледника на Клинско-Дмит-
ровской возвышенности. Талые воды текли здесь по сквозным до-
линам Истры, Яхромы и других рек, оставив в них долинные
зандры, открывающиеся в Мещерскую низину.
Обширные зандровые поверхности, возникшие во время более
поздних стадий московского оледенения, распространены по тече-
нию Угры, Москвы (в верховьях), Гжати, верхней Волги с прито-
ками Тьмой, Тверцой, Шошей, Медведицей. Отчасти они могут
быть сопоставлены с определенными краевыми формами: Угрин-
ский зандр с Вяземско-Медынскими грядами и всхолмлениями,
Верхнемоскворецкий зандр — с Волоколамско-Шаховскими гряда-
ми, Волго-Шошинский зандр с Калининской и Горицкой грядами,
Волжско-Тверцовский зандр с Луковниковской и Торжковской гря-
дами. Однако нельзя утверждать, что эти зандровые поверхности
полностью и повсеместно образовались в экстрагляциальной об-
становке у края активного льда. Они не обладают однообразным
уклоном от предполагаемого края ледника. Обычно их поверхность
волниста с уклонами к речным долинам и их даже небольшим раз-
ветвлениям. Некоторые зандры наклонены к северу, как, напри-
мер, правобережные части УТринского и Шошинского зандров,
Гжатский зандр. В бассейне верхней Волги и Тверцы существует
сеть разнонаправленных долинно-зандровых понижений, которые-
большей частью использованы реками, но местами пересекают и во-
доразделы (Спиридонов, 1949).
Подобные зандровые понижения, долинные и ложбинные занд-
ры с поверхности сложены флювиогляциальными песками мощ-
ностью 2—3 м, местами прикрытыми водно-ледниковыми суглинка-
ми. На фоне их плоскоравнинной и волнистой поверхности заметно
выделяются озовые гряды высотой до 20 м. Так целые системы озов
прослеживаются по оси и по бортам Гжатского зандра, в Шошин-
ской низине. Это свидетельствует о значительной обводненности
ледника в тех местах, где он заполнял обширные понижения своего
ложа. Талые воды способствовали таянию ледника. Отлагая грубо-
обломочный материал в подледниковых каналах и между глыбами
мертвого льда, они формировали озы и слабо развитые зандровые
поверхности.
122
Таким образом, формирование рельефа Минско-Московской об-
ласти, так же как и Балтийско-Валдайской, происходило в услови-
ях как активного, так и мертвого льда, но в разные фазы оледене-
ния перевес был на стороне то одной, то другой динамической об-
становки. Холмисто-грядовые формы с повышенной мощностью
моренного материала первоначально возникали у края активного
ледника. Окончательная моделировка их рельефа с образованием
многочисленных камов, озов, моренных западин осуществлялась
уже при таянии мертвого льда.
Глыбы мертвого льда особенно долго таяли в крупных пониже-
ниях с затрудненным стоком. Они способствовали возникновению
приледниковых плотинных озер, от которых остались серии озерно-
ледниковых террас. Так, около Рыбинского водохранилища значи-
тельную площадь занимает озерно-ледниковая терраса высотой
135—140 м. Она сложена горизонтально-слоистыми глинами, алев-
ритами и тонкозернистыми песками, отложенными на дне плотинно-
го озера в то время, когда Молого-Шекснинская низменность еще
была занята крупной глыбой мертвого льда. Аналогичные озерно-
ледниковые отложения выстилают юго-западный край Шошинской
низины.
На склонах Ярославско-Костромской низменности установлены
четыре озерно-ледниковые террасы высотой 160—165, 142—155,
131 —137 и 120—128 м. Верхние две террасы абразионные, нижние
абразионно-аккумулятивные, сложенные глинами, суглинками
и песками мощностью до 10 м. На бортах древней котловины озера
Неро развиты три озерно-ледниковые террасы высотой 142—145,
135—137 и 125—127 м. Террасы сложены песками и алевритами
мощностью до 12 м.
Ниже озерно-ледниковых террас в котловинах располагаются
собственно озерные и озерно-аллювиальные террасы, формировав-
шиеся уже после окончательного стаивания глыб мертвого льда.
По берегам наиболее крупных современных озер (Плещеева, Неро,
Галичского, Чухломского) образовались две позднечетвертичные
и одна голоценовая террасы. Они сливаются с одновозрастными
речными террасами. Так, в котловине озера Неро хорошо выраже-
ны ранне- и поздневалдайская озерные террасы относительной вы-
сотой 16—18 и 10—11 м. Они сложены песками, суглинками и гли-
нами мощностью до 20 м. Ниже вокруг озера располагается совре-
менная терраса. Общая их ширина к северу от озера достигает
15 км и более. По берегам Галичского озера озерные террасы не-
широкие и возвышаются над ним на 15—17, 5—7 и 2—3 м.
В Ярославско-Костромской низине существует широкая озерная
терраса высотой 100—ПО м, или около 20—30 м над Волгой. Она
сложена суглинками, песками и глинами мощностью до 18 м. При
сочленении с более высокими озерно-ледниковыми террасами или
с коренными берегами, где преобладала абразионная деятельность
древнего водоема, мощность озерных осадков сокращается до 2 м.
Эта терраса формировалась в микулинское и ранневалдайское вре-
мя. Поздневалдайская (более низкая) терраса имеет аллювиаль-
123
ное происхождение. Это свидетельствует о том, что в конце позд-
него плейстоцена Ярославско-Костромское озеро было уже спу-
щено.
Очень широко распространены котловины полностью спущен-
ных, заиленных и заросших озер. Таковы многие моренные запади-
ны, выполненные микулинскими, валдайскими и голоценовыми
озерно-болотными отложениями, с поверхности обычно сильно за-
болоченные и заторфованные. Некоторые котловины достигают
больших размеров в поперечнике (например, Берендеево болото
в Ярославской области).
Формирование крупных речных долин в плейстоцене происходи-
ло в основном унаследованно, хотя вследствие ледниковой экзара-
ции и мощной ледниковой аккумуляции создавались условия для
некоторой перестройки речной сети. В среднеплейстоценовое время,
когда формировались аллювиальные свиты и погребенные террасы
лихвинского и рославльского межледниковий, рисунок речной сети
приблизился к современному. В поздне- и послемосковское время
началось образование открытых речных долин и террас.
Самая высокая III надпойменная терраса формировалась под
воздействием потоков талых вод при отступании московского лед-
ника. Ее относительная высота в долинах крупных рек (Волги,
Днепра) 30—40 м, а в небольших долинах 20—25 м. Терраса сло-
жена флювиогляциальными разнозернистыми песками, залегающи-
ми чаще всего на московской морене. Мощность песков 2—3 м,
редко 5—7 м. Терраса представляет собой долинный зандр, вложен-
ный в более высокие ледниковые и водно-ледниковые поверхности
водоразделов. Там же, где долины пересекают низменности, она
обычно сильно расширяется и охватывает даже прилегающие меж-
дуречья. В таких местах в ее строении принимают участие ленточ-
ные глины, что свидетельствует о сложном характере гидрографи-
ческой сети во время убывания московского оледенения, когда на-
ряду с водными потоками в низинах существовали застойные
(озерные) водоемы.
В долине Волги московская терраса появляется выше Ржева.
Ниже старицкого сужения долины она сильно расширяется, очень
нечетко отделяясь от зандров на междуречьях Тьмаки и Волги, Вол-
ги и Тверды, а также от зандров Волго-Шошинской низины. Ниже
Калязина терраса сливается с поверхностью озерно-ледниковой
равнины, прилегающей с юга к Рыбинскому водохранилищу. Меж-
ду Рыбинском и Ярославлем наблюдаются лишь неширокие остат-
ки московской террасы, которые близ Ярославля вновь сливаются
с озерно-ледниковой террасой, развитой по бортам Ярославско-
Костромской низины. При пересечении московских краевых обра-
зований у Плеса терраса сужается и далее вновь сильно расши-
ряется, сливаясь с приледниковыми зандрами левобережья Волги.
В долине Днепра московская терраса появляется почти у самых
верховьев, прослежпваясь то на правом, то на левом берегу реки
до резкого сужения долины у Смоленска. Отсюда она продолжает-
ся на юг через водораздел на верховья Хмары, Остра и далее по
124
широкому Сещинскому протоку между грядами напорных морен,,
где сливается с московской террасой Десны. По-видимому, при
деградации московского оледенения происходил временный сток
талых вод из долины Днепра в бассейн Десны. Основной сток, как
и теперь, направлялся по узкой долине Днепра у Смоленска, не-
сомненно существовавшей уже в раннем плейстоцене (Горецкий,,
1970).
Ранневалдайская терраса установлена в долинах всех основных
рек и их главных притоков. Ее относительная высота у крупных рек
20—25 м, у малых рек 10—15 м. В большинстве мест терраса со-
хранилась в виде разрозненных площадок. В низменностях она
сильно расширяется и менее четко отделяется от выше- и нижеле-
жащих террас. Она также расширяется вверх по течению Западной
Двины, Волги и Тверцы, где сливается с долинными и водораздель-
ными зандрами. Это свидетельствует о ранневалдайском возрасте-
террасы и ее отложений, что подтверждается и палеонтологически-
ми находками.
Терраса сложена преимущественно разнозернистыми песками
мощностью до 6 м, залегающими на цоколе из ледниковых, реже-
дочетвертичных отложений. В эрозионных углублениях цоколя
под ранневалдайским аллювием местами залегает аллювий погре-
бенной микулинской террасы, представленный песками, суглинка-
ми и глинами с линзами старичных илов, богатых органическими
остатками. Постель микулинского аллювия уходит под уровень рек
и общая мощность аллювиальных отложений достигает 20 м
и более.
Поздневалдайская терраса развита в долинах всех рек, включая
многие балочные и овражные долинки ручьев. От последующего-
размыва в большинстве мест сохранились только отдельные об-
рывки ее в излучинах рек, возвышающиеся над водой на 10—15 м,
а в небольших долинах на 6—8 м. Терраса сложена разнозернисты-
ми песками, которые в верхней части разреза содержат прослои су-
песей и суглинков. Изредка встречаются линзы иловатого старич-
ного аллювия. Общая мощность аллювия обычно 10—15 м, у круп-
ных рек в пределах низменностей возрастает до 20—25 м. Таким
образом, цоколь террасы чаще всего скрыт под уровнем рек, но
в небольших развилках речной сети и в узких долинах с размы-
тыми берегами он выступает над водой на высоту в несколько’
метров.
Пойма прослеживается непрерывно вдоль тальвегов эрозион-
ных форм, причем в самых мелких разветвлениях эрозионной сети
ее аналогом является современное дно балок и оврагов. У неболь-
ших рек и ручьев пойма всего несколько десятков, реже сотен мет-
ров шириной. У крупных рек расширяется до 1,5 км, а в отдельных
местах до 15 км и больше. Таковы значительные расширения поймы
Волги и Костромы в Ярославско-Костромской низине, Днепра
в Ярцевской котловине. Расширения резко контрастируют с узкими
отрезками долин (например, Днепра у Смоленска, Волги выше
Ярославля и ниже Костромы), где реки пересекают зоны возвышен-
125
ных краевых ледниковых образований и породы, более стойкие про-
тив эрозии.
Развитие долин и особенно более мелких долинно-балочных
врезов, внедряющихся в междуречья, сопровождалось общим эро-
зионным преобразованием первоначального ледниково-аккумуля-
тивного и водно-ледникового рельефа. Степень подобного преобра-
зования колеблется в значительных пределах в зависимости от
местных условий.
Зандрово-аллювиальные и озерно-ледниковые низменные рав-
нины, например Верхневолжская низменность, освоены эрозионной
сетью незначительно. Средневысотные моренные равнины расчлене-
ны интенсивнее, но и здесь обширные междуречья обычно слабо
освоены эрозией и развиваются применительно к местным базисам
денудации — моренным западинам и заболоченным озерным котло-
винам. По краям междуречий выделяются полосы хорошо выра-
женного эрозионного рельефа в виде системы долин и балок с под-
чиненными им склонами.
Наиболее сильно расчленены возвышенности, особенно их края,
прилегающие к большим рекам. Глубина эрозионных врезов воз-
растает от 30 до 70 м и более. Так, правые притоки Днепра выше
Смоленска расчленили южный край Духовщинской возвышенности
на ряд увалистых друмлинообразных форм, вытянутых в субмери-
диональном направлении. Черты первичного ледникового рельефа
здесь полностью утрачены в полосе шириной от 10 до 50 км. Сильно
изрезан («в бахрому», по выражению С. Н. Никитина) северный
склон Клинско-Дмитровской возвышенности, который поднимает-
ся над своим подножием на 100 м. Также глубоко изрезан притока-
ми Костромы западный склон Галичско-Чухломской возвышен-
ности.
Одновременно с развитей эрозионных форм происходило пре-
образование рельефа под воздействием склоновых процессов.
Первоначальный ледниково-аккумулятивный рельеф во многих
местах был настолько неровный, что создавал благоприятные воз-
можности для разнообразных склоновых процессов, в особенности
для плоскостного смыва и солифлюкации. Со склоновыми процес-
сами в первую очередь было связано преобразование первоначаль-
ного ледниково-аккумулятивного рельефа. С вершин гряд и холмов
материал сносился, а в нижней части склонов, в моренных запади-
нах и в озерных котловинах он накапливался, образуя склоновые
и озерные отложения. Это приводило к общему сглаживанию
рельефа, которое при благоприятных условиях завершалось обра-
зованием на междуречьях вторичной моренной равнины (Борзов,
1922 и др.; Дик, 1946).
Как показывает изучение разрезов, склоновые процессы ожив-
лялись во время оледенений, когда в перигляциональной зоне фор-
мировались криосолифлюкционные и делювиальные шлейфы.
Во время межледниковий склоновые процессы (дефлюкция и плос-
костной смыв) были сильно ослаблены сплошным растительным
покровом. В геологических разрезах моренных западин и депрес-
126
сий это зафиксировано в виде погребенных почвенно-элювиальных
и озерно-болотных образований. Разрезы свидетельствуют о перво-
начальной значительной заозеренности территории и о последую-
щих процессах заиления, зарастания и сокращения количества
озер.
Расчленение рельефа эрозионной сетью способствовало образо-
ванию совершенно особой системы склонов, опиравшихся в своем
развитии на общие уровни денудации, в виде серии взаимосвязан-
ных древних и современных речных террас. Выположенная нижняя
часть таких склонов перекрыта делювиально-криосолифлюкционны-
ми суглинками мощностью до 5 м и более. Их делювиально-криосо-
лифлюкционное происхождение и в основном средне- и верхнеплей-
стоценовый возраст доказывается наблюдаемыми местами парал-
лельной склону тонкой слоистостью, пластическими мерзлотно-де-
формационными текстурами, соотношениями с погребенными рос-
лавльскими и микулинскими почвенно-элювиальными и озерно-бо-
лотными образованиями, характером сочленения с речными терра-
сами. Все эти склоновые отложения долин и междуречий входят
как составная часть в сложный комплекс политеистических покров-
ных образований.
Долины и балки, которые в поздневалдайское и голоценовое
время подвергались глубинной или боковой эрозии, обычно отли-
чаются более крутыми склонами гравитации, плоскостного смыва
и струйчатого размыва. На них часто наблюдаются оплывины
и оползни, образованию которых способствует то обстоятельство,
что морена и делювиально-криосолифлюкционные суглинки после
врезания балок и долин становятся неустойчивыми и легко сме-
щаются вниз по наклонным контактным поверхностям, к тому же
ослабленным грунтовыми водами.
На зандровых равнинах и на боровых речных террасах распро-
странены многочисленные эоловые формы: бугры, гривы, гряды.
Их относительная высота колеблется от 1 до 6 м. Чаще всего бу-
гристый эоловый рельеф не отличается определенной упорядочен-
ностью, но местами эоловые образования приобретают четкую
форму материковых дюн. Одни дюны — прямолинейные, другие —
параболические, выгнутые на восток или юго-восток, с пологим
западным или северо-западным (неветренным) и более крутым
(до 25°) противоположным (подветренным) склонами. Это указы-
вает на преобладающее западное и северо-западное направления
господствующих ветров. Некоторые эоловые взбугрения распола-
гаются на прирусловых валах, гривах, близ уступов речных террас,
лишь осложняя формы речного или водно-ледникового происхоя -
дения.
Много эоловых форм развито на Верхневолжской, Ярославско-
Костромской, Молого-Шекснинской низинах, на долинных зандрах
и террасах Волги, Днепра, Угры и других рек. Это преимуществен-
но древние формы, в настоящее время покрытые лесом. По-види-
мому, основной этап их образования был приурочен ко времени,
когда заканчивалось накопление песков водным путем, и они еще
127
'lie были скреплены почвенно-растительным покровом. Преимуще-
ственно это происходило в валдайское и московское позднеледни-
ковье.
На Москворецко-Окском междуречье, на западном и северо-за-
падном крыльях Московской синеклизы в окрестностях Андреаполя,
Селижарова, Торжка, Старицы, Вязьмы и в других местах Смолен-
ской и Калининской областей, где известняки и доломиты карбона
близко подступают к дневной поверхности, встречаются карстовые
формы рельефа: поноры, воронки, суходолы, исчезающие реки. Они
обычно приурочены к долинам и балкам, где некарстующиеся ме-
зозойские и четвертичные отложения размыты и не препятствуют
карстовому процессу.
Низменности и возвышенности Северной покатости
Русской равнины
Область занимает ту часть Русской равнины, которую А. А. Бор-
зов выделил под названием ее Северной покатости, включающей
бассейны Северной Двины, Мезени и Онеги. Она простирается от
Северных Увалов до берегов Белого моря и с запада ограничена
Балтийским щитом, а с востока — Тиманским кряжем.
Вдоль южной границы, т. е. в полосе Волжско-Двинского водо-
раздела, протягиваются Северные Увалы высотой до 294 м. Значи-
тельные массивы островных возвышенностей располагаются на
междуречьях Онеги, Северной Двины, Пинеги, Мезени и их прито-
ков с высотами до 250 м и более, но основной гипсометрический
фон поверхности составляют низменности, закономерно снижаю-
щиеся на северо-запад в сторону Белого моря. Общий наклон под-
черкнут направлением течения Онеги, Северной Двины, Пинеги,
Мезени и прилегающими к ним низинамй. Северо-западная ориен-
тировка гидрографической сети сочетается с северо-восточной, ко-
торой подчинены Сухона, нижняя Вычегда, нижняя Сысола и дру-
гие реки. Подобная взаимно перпендикулярная ориентировка от-
рицательных элементов рельефа усиливает островной характер
междуречных возвышенностей.
Геоморфологию области изучали Е. Н. Былинский, Э. И. Девято-
ва, В. А. Дедеев, О. М. Знаменская, И. И. Краснов, А. С. Лавров,
М. А. Лаврова, Л. М. Потапенко, Н. В. Рябков, Е. И. Сахарова
и многие другие ученые.
Морфоструктура. Кроме Мезенской и северной части Москов-
ской синеклизы область охватывает восточный склон Балтийского
кристаллического щита, Предтиманский прогиб (желоб) и север-
ный край Волго-Камской антеклизы. Кристаллический фундамент
погружается на восток и юго-восток, располагаясь в Предтиман-
ском прогибе на глубине 3000 м и более. Платформенный чехол,
сложенный мощной толщей рифейских, палеозойских и мезозой-
ских отложений, залегает с наклоном в том же направлении, так
128
что при движении на восток и юго-восток в основании ложа чет-
вертичного покрова выходят все более молодые коренные породы.
На Онежском полуострове, в долине нижней Онеги на поверх-
ность выступают тонкослоистые преимущественно зеленовато-се-
рые глины валдайской серии рифея. Вдоль восточного побережья
Белого моря они перекрываются более пестроокрашенными глина-
ми балтийской серии нижнего кембрия с прослоями алевролитов
и песчаников. Юго-западнее, в Прионежье, рифсйские образования
непосредственно перекрыты терригенно-карбонатными породами
верхнего девона. Выше залегают каменноугольные отложения, ко-
торые образуют ложе четвертичного покрова вдоль всей западной
границы области. В основании нижнего карбона залегают пески,
глины. Выше они сменяются известняками, доломитами, которые
в основном слагают более полно развитые средний и верхний от-
делы карбона.
Восточнее каменноугольные отложения последовательно сме-
няются выходами на поверхность гипсов, ангидритов, доломитов
нижней перми, огипсованных красноцветных алевролитов, песков
и глин уфимского яруса, известняков, мергелей и доломитов казан-
ского яруса и, наконец, пестроцветной толщи татарского яруса
верхней перми. Нижняя часть татарского яруса сложена песчани-
ками, алевролитами, аргиллитами и мергелями, а верхняя — крас-
но-коричневыми глинами и алевритами с прослоями песков. Татар-
ские отложения очень широко распространены на территории об-
ласти. Лишь на юге и в Притиманье, т. е. вдоль наиболее прогнутой
части кристаллического фундамента и платформенного чехла, они
перекрыты пестроцветными песчано-глинистыми образованиями
нижнего триаса, содержащими прослои алевролитов и песчаников-
Поверх триаса местами сохранились от размыва континентальные
среднеюрские и морские верхнеюрские пески и глины.;
Восточный склон Балтийского щита охватывает область погру-
жения кристаллического фундамента, в пределах которой мощ-
ность осадочного чехла не превышает в среднем 1000—1500 м,
и лишь в осложняющих структуру грабенах возрастает до 3 км.
Выделяются следующие крупные структурные формы: Кулойский
выступ, который является продолжением структур Кольского полу-
острова; Архангельский мегавал, охватывающий устье Северной
Двины и Двинскую губу; с северо-востока и юго-запада к нему
примыкают Керецкая и Онежская депрессии с общим северо-запад-
ным простиранием; Онежский выступ, соответствующий Карель-
ской складчатой зоне Балтийского щита; Воже-Лачская и Белозер-
ская депрессии-грабены. Склон Балтийского щита сочленяется
с Московской и Мезенской синеклизами-по разломам и флексурам.
Мезенская синеклиза вытянута в северо-западном направлении,
где сильно сужается между Кулойским выступом Балтийского щи-
та и Северным Тиманом. Здесь расположена наиболее глубокая
часть синеклизы —Лещуконская впадина глубиной до 4,0 км. Юго-
восточнее протягиваются Вашкинский и Косланский валы, выра-
женные в фундаменте и в палеозойском чехле. На юго-запад от них
9 Спиридонов А. И.
129
между реками Башкой и Северной Двиной располагаются крупные
субмеридиональные поднятия фундамента — Покшангское, Карпо-
горское, Уфтюгское и др. Отвечающие им структуры осадочного
чехла пока не известны.
Притиманский желоб глубиной до 4,0 км сочленяется с Таман-
ской грядой по системе разломов большой амплитуды. Он осложнен
Сафоновским и Вычегодским прогибами. По борту последнего про-
тягивается Кельтменский вал с системой локальных поднятий, сло-
женный породами девона, карбона и перми.
Мезенская и Московская синеклизы разделены Сухонской сед-
ловиной, которая осложнена валами и прогибами северо-восточного
простирания. К ним относятся Киземский и Сухонский валы, вытя-
нутые вдоль нижнего течения Сухоны. Сухонский вал расположен
на северо-восточном окончании обширной полосы поднятий, про-
должающейся от Великого Устюга на Солигалич и далее на Ры-
бинск. Он имеет вид пологой складки с расположенными вдоль
нее небольшими локальными поднятиями. Валы разделены текто-
нической депрессией, на северо-восточном продолжении которой
вдоль Вычегды протягивается Иранский прогиб, а к юго-востоку
вдоль верхней Сухоны — Грязовецко-Тарножский прогиб.
Крайний юго-восток области, отмеченный обширным полем ме-
зозойских осадков (включая нижний мел), соответствует погребен-
ной северной части Волго-Камской антеклизы. В фундаменте ри-
фейских и нижнепалеозойских отложений выражены Сыктывкар-
ский (Сысольский) и Немско-Лойненский (Коми-Пермяцкий) сво-
ды, разделенные протяженным Казанско-Кажимским прогибом^
Однако в более молодых горизонтах эти структуры не выражены.
Каменноугольные, пермские и мезозойские отложения на Сыктыв-
карском своде залегают моноклинально с наклоном к западу и се-
веро-западу. Они слагают северо-восточный борт Московской сине-
клизы, испытавшей значительные погружения в конце палеозоя и в
мезозое. На Немско-Лойненском своде заложилась Верхнекамская
впадина, а на разделяющем погребенные своды прогибе — инверси-
онный Вятский мегавал.
Мегаструктуры области находятся преимущественно в соглас-
ных соотношениях с рельефом.^ Мезенской синеклизе и Предтиман-
скому желобу отвечают бассейн Мезени, значительная часть бас-
сейна Северной Двины с тяготеющими к ним обширными низинами.
В частности, прямые морфоструктуры развиты на Лещуконской
впадине, на Сафоновском и Вычегодском прогибах. Южной части
синеклизы, выполненной мезозоем, соответствует инверсионная
Двинско-Мезенская возвышенности, но и здесь наиболее высокие
водораздельные узлы представляют собой прямое выражение на-
званных выше отдельных локальных поднятий: Покшангского в
верховьях Покшанги, Уфтюгского в верховьях Пинеги и др. Также
прямо сказывается в рельефе Вашкинский вал, составляющий осно-
ву водораздельной возвышенности Башки и Мезени.
Вдоль восточного склона Балтийского щита протягивается пря-
мая морфоструктура на моноклинально залегающих пластах верх-
130
него палеозоя. Она обусловлена бронирующей ролью стойких про-
тив механической денудации известняково-доломитовых и мергель-
ных толщ среднего и верхнего карбона, нижней перми, казанского
яруса верхней перми. Каменноугольные породы (карбоновое плато)
составляют коренной цоколь Андомской возвышенности, а перм-
ские породы (пермское плато) — севернее расположенных возвы-
шенностей на междуречье Онеги и Ваги и Беломорско-Кулойского
плато. Эти возвышенности находятся на Онежском и Кулойском
выступах восточного склона щита, чем подчеркивается прямой тип
их морфоструктуры. Также прямо выражены в открытом рельефе,
хотя и несколько замаскированы ледниковыми наносами, Воже-
Лачская и Белозерская тектонические депрессии, расположенные
на южной окраине Онежского выступа Балтийского щита.
Низина приустьевого отрезка Северной Двины и Двинская гу-
ба отвечают Архангельскому мегавалу, т. е. являются инверсион-
ными. Причины инверсии рельефа — новейшие спускания по разло-
мам северно-западного простирания, охватившие также Канда-
лакшскую губу Белого моря. Однако существенной причиной ин-
версии была также избирательная неледнпковая и ледниковая
деструкция выведенных по оси мегавала на поверхность легко под-
дающихся разрушению глинистых пород верхнего рифея и нижнего
кембрия. Тектоническим депрессиям, вытянутым по бокам Архан-
гельского мегавала, отвечают формы рельефа, которые скорее сле-
дует отнести также к инверсионному типу. Это особенно касается
Онежской депрессии. Она занимает междуречье приустьевых отрез-
ков Онеги и Северной Двины и далее протягивается вдоль Онеж-
ского полуострова.
Все отмеченные/морфоструктуры имеют, в основном, северо-за-
падную и субмеридиональную ориентировку В южной части обла-
сти господствуют морфоструктуры другого — северо-восточного
и субширотного простирания; Именно так ориентированы Северные
Увалы, вытянутые вдоль наиболее прогибавшейся в мезозое осевой
зоны Московской синеклизы. По отношению к позднепалеозойско-
мезозойскому структурному плану эта возвышенность явно инвер-
сионная, но она может рассматриваться и как прямая возрожден-
ная, если ее сопоставить со структурами более древних ярусов. За-
падный отрезок Северных Увалов проектируется (правда, со сме-
щением к югу) на Сухонскую седловину, а значительно большая
остальная часть — новейший Сысольский свод — на погребенные
Сыктывкарский и Немско-Лойненский своды.
В пределах Сухонской седловины и прилегающих частей Мос-
ковской и Мезенской синеклиз очень заметно сказываются в рель-
ефе структуры типа валов и прогибов, совпадающие с зоной разло-
мов фундамента. Сухона и прилегающая к ней полоса низин почти
па всем протяжении вытянуты вдоль Грязовецко-Тарножского про-
гиба и далее между Сухонским и Киземским валами. Только в ниж-
нем течении близ Великого Устюга река пересекает Сухонский вал.
Отсюда в том же северо-восточном направлении протягивается
придолинное понижение вдоль Вычегды, которое совпадает
9*
131
с Яренским прогибом, а еще восточнее — с Вычегодским прогибом
Предтиманского желоба. Сухонскому валу на правобережье сред-
него течения Сухоны соответствует полоса высот до 200 м и более,
которая тянется вдоль зоны Сухоно-Солигалических поднятий и на
юго-западе сливается с Галичской возвышенностью.
Отмеченные соотношения крупных форм рельефа и структур
характерны не только для открытой (дневной) поверхности, но
и для ложа четвертичного покрова, так как их неровности в основ-
ных чертах соответствуют друг другу. Несомненно, па эти соотно-
шения оказала влияние новейшая тектоника, но роль последней
сильно преувеличивается теми авторами, которые считают, что
в четвертичном покрове территории (Мезенской синеклизы, Пред-
тиманского желоба) значительное участие принимают морские
и ледниково-морские отложения (Е. Н. Былинский, В. А. Дедеев
и др.). Неровности кровли или ложа отдельных четвертичных гори-
зонтов принимаются этими авторами за опорные структурные по-
верхности, а колебания их высоты интерпретируются как результат
весьма молодых неравномерных тектонических движений. На самом
деле четвертичный покров сложен преимущественно ледниковыми
наносами. Они чехлом обволакивают крупные неровности того
рельефа, который в основном сложился еще в дочетвертичное вре-
мя. Неровности представляют собой результат проявления как тек-
тоники (в частности разломной), так и избирательной денудации,
начавшейся в позднем палеозое на западе и в центре области, и в
конце мезозоя — на востоке и юге. \
Морфоскульптура. Длительность континентального развития
территории дает основание предполагать существование реликтов
древнего рельефа, погребенных под четвертичным покровом, —
позднемеловой, палеогеновой и неогеновой поверхностей денудаци-
онного выравнивания, сохранившихся от последующего размыва
на междуречьях (см. карту поверхностей выравнивания и кор вы-
ветривания СССР, 1971). Однако это предположение пока не под-
креплено достаточно убедительными доказательствами. На данной
стадии исследований разновысотные водораздельные поверхности
можно рассматривать в немалой степени как следствие приспособ-
ления денудационной морфоструктуры к моноклинально-пластово-
му основанию, а рельеф ложа четвертичного покрова в целом —
как суммарный эффект его континентального развития, сложив-
шийся в основном к началу плейстоцена.
В рельефе ложа четвертичного покрова отмечаются несомнен-
ные признаки ледникового выпахивания и водно-ледникового раз-
мыва./ Так, близ устья Вычегды, в Северодвинской низине установ-
лены строго локальные переуглубления коренного ложа — до
160 м, т. е. значительно глубже нормального залегания постели
нижнечетвертичного аллювия Русской равнины (Горецкий, 1964,
и др.). Однако приведенные и другие признаки активного преобра-
зования ледником рельефа своего ложа не дают основания рассмат-
ривать рельеф, как полностью утративший черты доледникового
эрозионно-денудационного происхождения. Об этом свидетельст-
132
вуют опыты реконструкции форм дочетвертичной поверхности
(Саммет и др., 1967; Потапенко, 1975, и др.).
Можно считать установленным, что в начале плейстоцена уже
существовали главные возвышенности территории с абсолютными!
отметками современного коренного цоколя до 200 м и более: Ан-
догская, Беломорско-Кулойская, Онежско-Важская, Важско-Двин-
ская, Двинско-Мезенская, Северные Увалы и др. (см. рис. 8) Воз-
вышенности были расчленены долинами прарек Северной Двины,
Онеги, Мезени, Ваги, Сухоны, Вычегды и многих их притоков. Сле-
довательно, современный открытый рельеф отличается высокой сте-
пенью унаследованное™ крупных форм доледниковой поверх-
ности.
На формирование рельефа и рыхлого покрова в четвертичное-
время большое влияние оказал общий наклон местности на север..,
Как известно, этим же отличались условия ледникового осадко-
и рельефообразования в Балтийско-Валдайской области. Однако»
там валдайский ледник полностью перекрывал Прибалтийскую низ-
менность и его край очень близко подходил к главному водораз-
делу Русской равнины и даже частично переваливал через него..
Здесь же/валдайский ледник останавливался значительно севернее-
главного водораздела/ проходящего по Северным Увалам.,Поэтому'
во время последнего оледенения подпор водного стока распростра-
нялся на очень большую площадь, создавая специфическую обста-
новку приледникового рельефа- и осадкообразования.
Аналогичные условия возникали и при наступании московского,
днепровского и более древних ледников, обуславливая закономер-
ное чередование в геологическом разрезе аллювиальных, морских,
озерно-ледниковых и ледниковых отложений. Межледниковье ха-
рактеризовалось развитием речной сети. Далее наступала ингрес-
сия северных морей, сопровождавшаяся образованием в долинах
частично или полностью опресненных водоемов. Развитие оледене-
ния приводило к возникновению приледниковых плотинных озер.
При дальнейшем надвигании ледника приледнпковые водоемы вы-
теснялись, а их осадки перекрывались мореной.'
Эта общая схема осадко- и рельефообразования использована
А. С. Лавровым (1970) для того, чтобы разделить четвертичную,
толщу на ряд пачек, отражающих цикличность, или ритмичность,
развития земной поверхности. Устанавливается шесть таких цик-
лов: первый и второй раннеплейстоценовые, третий и четвертый-
среднеплейстоценовые, пятый и шестой позднеплейстоценовые.
Несмотря на работы многих исследователей (И. И. Краснова,
М. А. Лавровой, И. М. Покровской, Ю. А. Савинова, С. А. Яковле-
ва, А. И. Яунпутниня и др.), строение четвертичного покрова на се-
вере Русской равнины изучено еще недостаточно, чтобы осветить,
историю его формирования. Особенно мало данных о самых ниж-
них, к тому же плохо сохранившихся горизонтах.
'Аллювиальные отложения конца плиоцена — начала плейстоце-
на и венедского межледниковья выполняют глубокие погребенные
долины, унаследованные современными реками. Выше аллювия за-
133
легает мощная толща озерных отложений. Морена окского оледене-
ния представлена темно-серыми валунными суглинками и обнару-
жена скважинами в некоторых глубоких долинах (Вычегды, Север-
ной Двины и др.)х
Погребенный лихвинский аллювий мощностью 10—17 м зале-
гает гипсометрически еще выше венедского. Его подошва распола-
гается на абсолютной высоте от +148 м в верховьях до —6 м в ни-
зовьях Вычегды., Озерные отложения перекрывают долины и сни-
женные участки водоразделов. Их мощность достигает нескольких
десятков метров; абсолютная высота кровли превышает 150 м. Ши-
роко развитая днепровская морена представлена темно-серыми
валунными суглинками./ Судя по петрографическому составу
я ориентировке валунов, ледник наступал из Фенноскандии, а
в Притиманье также из Урало-Пайхойского центра оледенения
(Лавров, 1974).
'В подавляющей части области днепровская морена перекрыта
более молодыми ледниковыми отложениями.' Лишь на крайнем
юге — в приводораздельной полосе и на южном склоне Северных
Увалов — она непосредственно слагает рельеф дневной поверхно-
сти. Однако мощность ее здесь невелика — от 1 до 5 м, что отчасти
объясняется последующим размывом, отчасти может быть связано
с ослабленной ледниковой аккумуляцией. Приподнятый коренной
цоколь возвышенности, протянувшейся в виде субширотного порога
на пути движения ледника к югу, создавал заметное препятствие
для разноса материала донной морены.
Высота Северных Увалов колеблется от 200 до 240—260 м;
высшая отметка 294 м. Водораздел очень извилистый, пересечен-
ный древними долинами. Высшие отметки поверхности коренных
пород смещены несколько к югу от современного водораздела, где
они достигают местами 280 м. Современный рельеф можно опреде-
лить как плосковолнистый моренно-эрозионный. Степень эрозион-
ного расчленения усиливается к долинам рек южного склона, где на-
блюдается интенсивное долинно-балочное, местами овражное рас-
членение.
В рославльское'(одинцовское) межледниковье происходило эро-
зионное расчленение Северной Покатости и накопление в долинах
песчано-галечного аллювия мощностью до 15 м и более. Аллювий
перекрыт озерными отложениями мощностью до 50 м, образование
которых происходило в условиях подпора водного стока наступав-
шим московским ледником.
В границах московского оледенения озерные отложения пере-
крыты мореной, а вне ее формируют открытую аллювиально-озер-
ную террасу/ По данным Л. М. Потапенко, в верховьях Вычегды
и на Вычегодско-Печорско-Камском водоразделе эта терраса дости-
гает ширины 20 км, располагается на абсолютной высоте
140—160 м, или на высоте от 20 до 55 м над уровнем рек.
Московский ледник полностью перекрывал Северную покатость
Русской равнины. На юге он достигал Северных Увалов, но не
переваливал через них, образуя лишь короткие языки по придолин-
134
ным понижениям северного склона возвышенности. Его граница
прослеживается от с. Усть-Кулом (верховья Вычегды) на с. Кажим
(верховья Сысолы) и далее на г. Никольск (верховья Юга).
/Московская морена представлена красно-бурыми валунными
суглинками/ причем петрографический состав и ориентировка валу-
нов свидетельствуют о поступлении материала из Фенно-Сканди-
навского центра оледенения. Вместе с флювиогляциальными и по-
кровными образованиями морена формирует два уровня рельефа.
Нижний — придолинный, высотой 120—150 м над уровнем моря;
совпадает с участками распространения погребенных озерно-лед-
никовых отложений; отличается преимущественно плоскоравнин-
ным и плоскохолмистым рельефом. Верхний уровень приурочен
к водораздельным поверхностям высотой более 150 м, нередко отли-
чается холмистым моренным и моренно-эрозионным рельефом.
'Скопления моренно-камовых холмов и гряд в виде разорванных
звеньев краевых образований наблюдаются в пограничной полосе
области московского оледенения'вдоль окраины Северных Увалов
(в верховьях Вычегды,.Сысолы, Юга и в других местах), на право-
бережье средней и нижней Сухоны, на Важско-Двинской, Двинско-
Мезенской и других возвышенностях.'Эти формы сопоставляются
со стадиями отступания московского ледника/и по-разному увязы-
ваются между собой различными авторами.
'Позднемосковское время и микулинское межледниковье ознаме-
новались развитием трансгрессии, отложением толщи морских пес-
ков и глин. Береговая линия бассейна была очень извилистой. Море
проникало в пределы суши, образуя эстуарии и мелководные опрес-
ненные заливы по долинам Северной Двины, Онеги, Пинеги, Мезе-
ни и других рек. Широкая полоса приморских низин до высоты
80—100 м была полностью покрыта морем, поэтому уступ со сторо-
ны Онего-Двинской и Двинско-Мезенской возвышенностей, ограни-
чивающий низины с юго-востока, подвергся значительному воздей-
ствию абразии бореального водоема/
'Наступившее валдайское оледенение перекрыло полосу прибе-
ломорских низин, а также возвышенности Онего-Двинского между-
речья'и юго-восточного Прионежья. В общей структуре валдайско-
го ледникового щита на Двинско-Мезенскую область приходятся
Онежско-Карельский и Беломорский ледниковые потоки с ледораз-
делом между ними, проходящим от Ветреного пояса по северо-во-
сточной окраине Онего-Двинской возвышенности (Асеев, 1974; Па-
леогеография Европы в позднем плейстоцене, 1973). По данным
О. М. Знаменской, Б. А. Пырерко и В. П. Романовой (1973), Онеж-
ско-Карелъский поток в максимальную стадию не образовывал чет-
ко выраженных лопастей (рис. 21). Выделялись только ледниковые
языки: Шекснинский, Кубенский и Вагский, которые занимали не-
большие дочетвертичные депрессии. Ледник достигал западного-
склона Важско-Двинской возвышенности. Его дальнейшему рас-
пространению мешали большие высоты коренного рельефа с отмет-
ками до 200 м. Краевые образования максимальной стадии преры-
висты. 'Встречаются как насыпные конечные морены, так и напор-
135
Рис. 21. Границы валдайского оледенения в раз-
личные этапы деградации (по О. М. Знаменской,
Б. А. Пырерко и др.):
,( — максимального распространения льдов бологовской
(бранденбургской) стадии, 2 — вепсовского (поморского)
этапа деградации, 3 — лужского (кенозерского) этапа
.деградации, 4 — прочих этапов деградации, 5 — основные
ледоразделы, 6 — основные межлопастные массивы
возвышенностей с абсолютными отметками
ные с деформирован-
ными водно-леднико-
выми толщами и оттор-
женцами коренных по-
род./
В вепсовское и кре-
степкое время Онеж-
ско-Карельский поток
разделился на две ло-
пасти: Онежско-Бело-
зерскую и Воже-Лач-
скую.
Узкая Онежско-
Белозерская лопасть
вытягивалась по Онеж-
ской и Белозерской
впадинам доледниково-
<го рельефа. Так, в кот-
ловине Белого озера
поверхность коренных
пород снижена до 80 м,
тогда как коренной цо-
коль прилегающей Ан-
догской возвышенности
поднят до 160 м над
уровнем моря. По краю
лопасти возникли мор-
фологически хорошо
выраженные подково-
образные в плане ак-
кумулятивные и напор-
ные формы Кириллово-
Белозерских гряд, Ан-
догской и Андомской
до 250—300 м, до 200 м
высоты над уровнем озера.
Воже-Лачская лопасть была более широкой и вначале выдава-
лась вперед одним Воже-Лачским языком. Позднее выделились еще
.Волошский и Мошенский языки, разделенные выступами коренных
пород. Краевые образования выражены здесь полосой холмисто-
моренных и водно-ледниковых форм, приуроченных к Коношско-
Няндомской и южной части Лепшинской возвышенностей. Наблю-
дается чередование моренных холмов и гряд, камов и озов с участ-
ками моренных равнин. Относительные высоты колеблются от 15
до 100 м (Девятова, 1969; Савинов, 1969). Северо-западнее, на гра-
нице с Карелией, морфологически очень четко выражена Кенозер-
ская гряда, возникшая в лужскую стадию деградации валдайского
оледенения.
136
Беломорский ледниковый поток разными авторами реконструи-
руется неодинаково. Согласно А. С. Лаврову, Л. М. Потапенко,
В. П. Романовой (1973), в максимальную стадию на территории
Двинско-Мезенской области располагались две его лопасти: Севе-
родвинская и Мезенская (рис. 21).
Северодвинская лопасть продвигалась наиболее далеко вперед
по Северодвинскому придолинному понижению, образуя одноимен-
ный ледниковый язык. Он оканчивался у с. Верхняя Тойма, где по-
ложение его северо-восточного края отмечено холмисто-моренным
рельефом. Далее лопасть огибала Двинско-Пинегский водораздел
и снова выдавалась вперед в виде языка до депрессии реки Пинеги.
В последующие (вепсовскую, крестецкую, лужскую) стадии
валдайского оледенения отступание Северодвинского языка сопро-
вождалось образованием нескольких систем краевых форм актив-
ного и мертвого льда. Из них самые молодые прослеживаются
вдоль побережья Двинской губы. С крестецкого времени на запа-
де территории обособилась Беломорско-Онежская ледниковая ло-
пасть, распространявшаяся от Онежской губы по Прионежской
депрессии. С отступанием этой лопасти также связано образова-
ние стадиальных краевых форм, включая цепочку гряд и холмов,,
дугообразно изогнутую вдоль побережья Онежской губы.
Краевые образования Мезенской ледниковой лопасти представ-
лены преимущественно холмисто-грядовым и холмистым рельефом,
в плане имеющим вид поясов шириной от 4 до 15 км, очерчиваю-
щих границы Кижминского, Ирасского, Омского и Кымского лед-
никовых языков.
•'Валдайский ледник, подпрудив водный сток на север, создал
благоприятные условия для образования в долинах рек аккумуля-
тивных озерно-аллювиальных и озерно-ледниковых террас шириной
до 50 км. Соответственно двум основным этапам оледенения наблю-
даются две надпойменные террасы: ранне- и поздневалдайская:
(Потапенко и Лавров, 1970; Потапенко, 1971) ’.
Ранневалдайская терраса в основании сложена погребенным1
микулинским аллювием, морскими и озерно-аллювиальным отло-
жениями времени бореальной трансгрессии моря, а выше—гори-
зонтально-слоистыми тонкозернистыми песками, супесями и суглин-
ками времени ранних стадий валдайского оледенения. Общая мощ-
ность отложений возрастает вниз по долинам. Абсолютная высота-
площадки террасы у тылового шва мало изменяется вдоль рек,
соответствуя уровню приледниковых озерных водоемов. Соответ-
ственно, высота террасы над уровнем рек резко возрастает вниз по.
течению. Так, в долине Вычегды она равна в верховьях 7—8 м,_
а в низовьях 40—50 м.
Уровень водоемов определялся высотой порога стока из них.
Так. урез Двинско-Вычегодского озера не превышал 135 м, так
как на этой высоте располагался порог стока из него по сквозной,
Кельтменской долине в бассейн Камы. Уровень Мезенского озера
1 По новым данным тех же авторов эти террасы формировались в ранний,
в более поздний этапы поздневалдайского времени.
137
достигал 150 м. Сток из него происходил по сквозной долине рек
Ирвы и Елвы Вымской в Двинско-Вычегодский водоем.
Поздневалдайская терраса образовалась во время поздних ста-
дий валдайского оледенения. Абсолютная высота ее тылового шва,
‘соответствующего уровню плотинных водоемов, в долинах Север-
ной Двины и Вычегды около 100 м, в долинах Мезени и Вашки —
НО—115 м. По геологическому строению терраса в зоне подтопле-
ния талых вод аналогична более высокой террасе. Вне этой зоны
озерно-ледниковый материал выклинивается и полностью заме-
щается аллювием. Вверх по долинам продолжается чисто аллю-
виальная терраса, абсолютная высота которой закономерно воз-
растает в сторону водоразделов. Относительная высота террасы,
наоборот, увеличивается сверху вниз по течению до 20 м и более.
На побережье Белого моря наблюдается серия поздневалдай-
ских и голоценовых морских террас высотой 80 м и ниже. На побе-
режье Двинской, Онежской и Чешской губ особенно значительной
ширины (30-—50 км) достигаю) голоценовые террасы.
С морскими террасами сопоставляются поздневалдайские и го-
лоценовые речные террасы (две-три надпойменные) относительной
высотой до 27 м, высокая и низкая поймы высотой 3,5—5
и 1,5—2,0 м (Сахарова, 1961; Девятова, 1960; Савинов, 1971).
Возвышенный рельеф междуречий, особенно вне границ валдай-
ского оледенения, интенсивно расчленен долинно-балочной, а ме-
стами и овражной сетью. Глубина расчленения достигает 120 м.
'К механической эрозии и денудации на Онежско-Двинской возвы-
шенности'И на Беломорско-Кулойском плато присоединяются кар-
стовые процессы в карбонатных и гипсово-ангидритовых породах,
с которыми связано образование понор, воронок, котловин и дру-
гих поверхностных и подземных форм карстового рельефа.-*
Печорская низменность и Тиман
Области располагаются в северо-восточной части Русской рав-
нины, где развитие рельефа в отличие от соседней Двинско-Мезен-
ской области происходило на эпибайкальском платформенном
основании.
Печорская низменность в плане имеет форму широкого клина,
суживающегося к югу по мере сближения Тиманского кряжа
аг Уральского хребта. В этом же направлении увеличивается ее вы-
сота.'В приморской части и вдоль долин рек Печоры, Ижмы, Усы
высоты колеблются в пределах 50—120 м. В средней части низмен-
ности они возрастают до 160 м, на крайнем юге, а также близ
Урала и Тимана — до 200 м., На этом среднем гипсометрическом
фоне выделяются отдельные возвышенности (Лемьюнская, Мало-
кожвинская и др.), многочисленные гряды и холмы высотой до
250 м. В пределах Тиманского кряжа прослеживается полоса вы-
сот более 200 м, до 300—470 м,
138
Геоморфологию Тимана и Печорской низменности изучали
А. М. Берлянт, В. А. Варсанофьева, И. А. Данилов, В. А. Дедеев,
Н. Г. Загорская, М. С. Калецкая, И. И. Краснов, К- С. Лазаревич,
В. В. Ламакин, Ю. А. Ливеровский, А. И. Попов, П. Н. Софронов,
А. А. и Г. А. Черновы и многие другие исследователи.
Морфоструктура. Печорская низменность в основном отвечает
Печорской синеклизе; ее восточная часть охватывает также Пред-
уральский краевой прогиб. По данным А. К. Войтовича, В. А. Де-
деева, А. К. Запольнова, М. П. Молчанова, 3. И. Цзю и др., назван-
ные структуры ограничены системой крупных разломов, опреде-
ляющих линейность и угловатость внешних границ Печорской низ-
менности и ее внутренних морфоструктур.
Печорская синеклиза открывается на север и продолжается да-
лее на дне Печорского моря. Ее кристаллический фундамент зале-
гает на глубине 1—6 км и более. Некоторые исследователи полага-
ют, что он полностью или частично представлен архейско-карель-
скими образованиями. Однако более вероятно, что синеклиза сфор-
мировалась на байкальском складчатом фундаменте, т. е., как
и Тиман, возникла в заключительную фазу рифейского тектогенеза.
С венда — раннего кембрия ее развитие происходило в платфор-
менных условиях.
Платформенный чехол развит очень полно и подразделяется на
несколько структурных ярусов, отвечающих определенным этапам
развития синеклизы. Среди них особо выделяется этап, связанный
с заключительными фазами Уральского тектогенеза^ В это время
(от верхней перми до триаса) оформились главные черты современ-
ной тектоники Печорской синеклизы и ее обрамления, а также
в основном завершилось образование большинства осложняющих
ее платформенных дислокаций. .
Последующие тектонические движения существенно не преоб-
разовали тектонического плана, однако изменили региональный на-
клон Тимано-Печорской плиты!. Если в домезозойские этапы Пе-
чорская синеклиза имела наклон на восток к Уральской геосинкли-
нали, то в результате герцинского тектогенеза общий наклон сине-
клизы изменился на северный и северо-западный. Начиная со сред-
ней юры, на территории Печорской синеклизы периодически возни-
кают трансгрессии северных морей.
Предуральский краевой прогиб образовался в конце карбона —
начале перми на прилегающей к Уральской геосинклинали краевой
части Русской плиты. Он отличается асимметричным строением —
в восточной части его фундамент погружен на 9—10 км, а в запад-
ной— на 5—6 км. Прогиб выполнен мощной толщей терригенных
отложений перми и триаса, х
Ложе четвертичного покрова в пределах низменности сложено
преимущественно нижнемеловыми песками и песчаниками с про-
слоями глин и фосфоритовых конгломератов. На юге низины,
в Приуралье и Притиманье из-под нижнего мела выступают верх-
пеюрские глины, пески и песчаники, а на крайнем северо-западе
и юго-востоке — пестроцветкые аргиллиты, песчаники и конгломе-
139
рати триаса. В самой южной оконечности низины по течению верх-
ней Печоры под четвертичными отложениями непосредственно за-
легают терригенные и карбонатные отложения верхней перми. Об-
щая мощность платформенных образований увеличивается во впа-
динах складчатого фундамента (до 4—6 км и более) и сильно со-
кращается на тектонических поднятиях.
Изменения мощности и фаций платформенного чехла, его де-
формации свидетельствуют о сравнительно слабой консолидации
байкальского фундамента и о последующих преимущественно унас-
ледованных тектонических движениях. Фундамент разбит разлома-
ми северо-западного и северо-восточного простираний, реже субме-
ридионального и субширотного. Разломы отражаются в плат-
форменном чехле в виде валов, флексур и других структурных
форм.
В пределах Печорской синеклизы выявлены крупные линейные
структуры, которые группируются в антиклинальные зоны и раз-
деляющие их прогибы главным образом северо-западного простира-
ния (Дедеев и др., 1969). С востока непосредственно к Тиману при-
мыкает широкая Ижма-Печорская (Печорская) впадина. По верх-
ним горизонтам осадочного чехла — это плоская и асимметричная
структурная форма, слабо наклоненная на восток и северо-восток.
По сочленению ее с Тиманом и Печоро-Кожвинским мегавалом про-
тягиваются системы разломов фундамента, которым в осадочном
чехле соответствуют флексуры, осложненные локальными подня-
тиями.
Вдоль восточного борта Печорской впадины расположен Печо-
ро-Кожвинский вал (Печорская гряда) протяженностью более
•300 км и шириной 40—50 км. Это инверсионная структура, нало-
женная на авлакоген. В карбоне и ранней перми произошла общая
инверсия тектонического развития, в результате которого в левобе-
режье Средней Печоры на дневную поверхность были выведены от-
ложения нижнего карбона и верхнего девона.
К востоку от Печорской гряды протягивается Денисовский про-
гиб и далее—Колвинский, Верхнеколвинский валы — горсты (гря-
ды), Вар андейский вал— горст (гряда Сорокина), разделенные
Хорейверским прогибом и Песяковской депрессией.
Предуральский краевой прогиб также разделяется на ряд под-
чиненных структурных форм. К северу от Полюдова кряжа вдоль
Урала протягиваются Верхнепечорский прогиб, Большесынинская
впадина, Косью-Роговский прогиб, разделенные поперечными под-
нятиями. С северо-запада Косью-Роговский прогиб ограничен гря-
дой Чернышева — сложно построенной горст-антиклинальной струк-
турой, сложенной в основном средне- и верхнепалеозойскими
:и триасовыми отложениями. Пласты смяты в крутые и даже опро-
кинутые асимметричные складки общего северо-восточного прости-
рания. Современный структурный план, образовавшийся в середи-
не юры, резко несогласен с более древним нижне- и среднепалеозой-
ским, которому свойственно ясно выраженное северо-западное
яростирание структурно-фациальных зон.
140
Рис. 22 Сопоставление новейших и древних структурных форм на севере Печор-
ской низменности (по А. М. Берлянту):
/ — зоны новейших поднятий, 2 — зоны новейших опусканий, 3 — контуры валов, горстов,
гряд, прогибов и синклинориев фундамента, 4— складчатый Урал и Пай-Хой; структуры
фундамента: А — Печорская впадина, Б — Малоземельский свод, В — Печорская гряда
(авлакоген), Г — Денисовский прогиб, Д — Мшпвапьское горстообразное поднятие. Е — Кол-
винский вал, Ж — Хорейверский прогиб, 3 — Верхнеколвинский вал, И — Песяковский про-
гиб, К — В а ранд ейский вал, Л — Хайпудырский прогиб, М — горст Гамбурчсва, л' — гряда
Чернова, О — Коротаихияский синклинорий, П — гряда Чернышева, Р Усннский син-
клинорий
В самой северной части прогиба выделяются Коротаихинская
впадина, Верхнеадзвинская котловина и Хайпудырская депрессия,
разделенные горстами Чернова и Гамбурцева с общим северо-за-
падным и субмеридиональным простиранием структур.
Несмотря на значительную мощность четвертичного покрова
(во многих местах более 100 м), отмеченные структуры Печорской
синеклизы и Пр ед уральского прогиба, а также осложняющие их
локальные структурные формы отчетливо проявляются в современ-
ном открытом рельефе (рис. 22). К северной части Печорской впа-
дины приурочено нижнее течение Печоры. Общему восточному
и северо-восточному наклону мезозойского платформенного чехла
впадины, осложненного рядом структурных ступеней, соответствует
направление течения левых притоков Печоры, расположенные здесь
141
отдельные небольшие возвышенности: Вельская (232 м) на Волью-
Тэбукской структурной ступени, Люмьюнская (200 м) на Люмыо-
Израельской ступени, Тобышская возвышенность (223 м) на То-
бышской ступени и др.
Южная часть Печорской гряды на левобережье Средней Печоры
прямо выражена в рельефе Малокожвинской возвышенности
(250 м). Наибольшие высоты совпадают с осью гряды, где выходят
породы верхнего девона. На крыльях, сложенных нижнекаменно-
угольными и верхнепермскими отложениями, рельеф понижается..
Хорошо прослеживаются отдельные локальные антиклинально-гря-
довые формы. Ниже с. Подчерья Печора пересекает гряду в текто-
нической седловине, образуя серию врезанных меандров с дефор-
мированными террасами, что, по В. В. Ламакину (1945), Л. Л. Ро-
занову (1968), свидетельствует об унаследованных молодых под-
нятиях Печорской гряды. Далее река поворачивает на северо-во-
сток, следуя сначала вдоль подножия восточного крыла Печорской
гряды, а затем Денисовского прогиба. Ниже устья Усы Печора
плавно поворачивает на юго-запад и вновь пересекает Печорскую
гряду в том месте, где шарнир складки резко погружается к северу
и девонские породы уходят под верхнеюрские и нижнемеловые от-
ложения. Это погружение, как и весь отрезок долины Печоры меж-
ду Усть-Усой и Усть-Цильмой, приурочено к разлому фундамента
и линейным структурам осадочного чехла, вытянутым в северо-
восточном направлении.
Менее отчетливо сказывается в рельефе северный отрезок Пе-
чорской гряды, как и отмеченные другие структуры северо-западно-
го простирания, расположенные на территории Болыпеземельской
тундры. Ранее здесь предполагался субширотный Большеземель-
ский, или Земляной, хребет, однако более поздние геоморфологиче-
ские исследования и новейшие картографические материалы не под-
твердили существования такого хребта как целостной орографиче-
ской единицы. Отдельные вытянутые холмы и гряды (мусюры) и ок-
руглые возвышенности (мыльки) объединяются в зоны относительно
приподнятого рельефа, разделенные зонами понижений общего се-
веро-западного простирания. Они находятся преимущественно
в прямых соотношениях со структурами платформенного чехла, ин-
терпретируются А. М. Берлянтом (1969) как зоны унаследованно
развивавшихся новейших тектонических поднятий и опусканий. Вы-
деляются новейшие поднятия на месте Печорской гряды, Колвпн-
ского и Верхнеколвинского валов, объединенные в общий Больше-
земельский свод. Поднятия разделены опусканиями на месте Дени-
совского, Хорейверского прогибов, подчеркнутых обширными боло-
тами и продольными отрезками рек Лаи, Колвы, Черной и др.
На фоне крупных морфоструктур выделяются локальные струк-
турные формы, которые надежно устанавливаются по геолого-гео-
морфологическим данным и даже но рисунку гидрографической се-
ти. Так, в северной части Печорской низменности радиально расхо-
дящиеся и концентрические (серповидные и облекающие) долины
рек оконтуривают Ярбиягинскую, Лаявожскую, Сядухинскую, Та-
142
бысьягинскую и другие структуры типа валов, куполов п перикли-
налей (Ференц-Сороцкий и др., 1972).
Следует заметить, что северо-западная ориентировка зон подня-
тий и опусканий Печорской синеклизы заметно осложнена новейши-
ми деформациями северо-восточного направления, т. е. параллель-
ными простиранию Полярного Урала. Это сказывается в образова-
нии обширных перемычек и седловин между зонами, в ориентировке
разрывных нарушений и локальных форм, в частности, в уже отме-
ченной ориентировке реки Печоры ниже Усть-Усы. Некоторые авто-
ры (П. Н. Сафронов и др.) даже считают, что именно северо-вос-
точное простирание новейших структур является основным на севе-
ре Печорской синеклизы. Ему подчинены Малоземельская и Боль-
шеземельская области поднятий, разделенных Сульским и Усть-
Печорским прогибами. Однако названные структуры хорошо вписы-
ваются и в систему структурных форм северо-западного простира-
ния. В частности, новейший Усть-Печорский прогиб может рассмат-
риваться как унаследованно развившийся на одноименном прогибе
фундамента и платформенного чехла северной части отмеченного
выше Денисовского прогиба.
Ближе к Северному и Полярному Уралу северо-восточная и суб-
меридиональная ориентировка морфоструктур становится главен-
ствующей. Она полностью соответствует простиранию Предураль-
ского прогиба и его отдельных структурных элементов. Верхнепе-
чорская низменность и течение Верхней Печоры отвечают Верхне-
печорскому прогибу. Придолинное понижение и долина Средней
Печоры выше Усть-Усы приурочены к Большесынинской впадине.
Досью-Роговское понижение и гряда Чернышева (200—253 м)
представляют собой прямое выражение в рельефе одноименных тек-
тонических структур.
В северной части Предуральского прогиба структурные элементы
и отвечающие им прямые формы рельефа вновь приобретают па-
раллельное Пай-Хою и Тиману северо-западное и северо-северо-за-
падное простирание. Это Коротаихинская, Верхнеадзвинская и Хай-
пудурская низины на одноименных тектонических котловинах; гря-
ды Чернова и Гамбурцева на одноименных валах-горстах.
Прямые соотношения рельефа и глубинных структур Печорской
низменности не всегда бывают полными. Нередко наблюдаются не-
которые несоответствия и смещения их плановых очертаний. Более
редко формы рельефа оказываются полностью или частично обра-
щенными по отношению к структурам фундамента и платформенного
чехла, что обычно интерпретируется как следствие инверсии новей-
ших тектонических движений по отношению к древнему структурно-
му плану. Так, полностью или частично инверсионными являются
Лайское поднятие, которое частично проектируется на Денисовский
прогиб, Хоседаюсское поднятие, ориентированное в северо-восточ-
ном направлении, т. е. вкрест простиранию глубинных структур,
Верхнеколвинское поднятие, частично совпадающее с Песяковской
депрессией. Как отмечает А. М. Берлянт (1969), все эти инверсион-
ные морфоструктуры приурочены к шовным зонам разломов фунда-
143
мента, оконтуривающим Большеземельский свод: Лайской, Пахан-
ченско-Кочемасской и Чиркаю-Куйской. С разломной зоной Пред-
уральского прогиба совпадает также полностью инверсионная Кон
комыльская грядообразная возвышенность высотой до 224 м, ко-
торая соответствует наиболее погруженной части Косью-Роговского
(Усинского) прогиба.
Все сказанное заставляет предположить, что в развитии морфо-
структуры Печорской низменности решающую роль играли унасле-
дованные тектонические движения. В то же время отмеченные ин-
версии рельефа, наложенные формы северо-восточного простирания
в Большеземельской и Малоземельской Тундрах свидетельствуют
и о некоторой перестройке новейшего структурного плана по отно-
шению к древнему (Сафронов, 1969; Тумаков и др., 1971; Ференц
Сороцкий, 1972). Следует добавить, что роль древней и новейшей
тектоники в формировании рельефа Печорской низменности сильно
замаскирована мощной ледниковой аккумуляцией в плейстоцене.
В южной части Печорской синеклизы и в Предуральском прогибе,
где мощность четвертичных отложений невелика, на рельеф оказа-
ла воздействие разная стойкость коренных пород против выветри-
вания и денудации (Печорская гряда, гряда Чернышева и др.).
Тиманский кряж, обстоятельно изученный в последнее время
К- С. Лазаревичем (1976 и др.), протягивается от Чешской губы до
верховьев Вычегды с северо-запада на юго-восток. Продолжением
и частью этого кряжа служит хребет Пае (Канин Камень) на севе-
ре полуострова Канина. По Тиману проходит водораздел бассейнов
рек Мезени и Пеши на западе, Печоры и Индиги на востоке.
Основные черты тектоники Тиманского кряжа сложились в позд-
не- и постгерцинский этапы развития Русской плиты, унаследовав
структуры складчатого сооружения, возникшего в результате про-
явления байкальского тектогенеза на юго-западном борту внутри-
континентальной Тимано-Печорской геосинклинали (Цзю, 1964).
Рифейские отложения выступают на дневную поверхность в ядрах
наиболее приподнятых структур Тиманской гряды. Они представле-
ны метаморфическими сланцами, кварцитами, песчаниками, карбо-
натными породами (мраморизованными известняками и доломи-
тами).
Метаморфические породы складчатого фундамента перекры-
ваются платформенными палеозойскими и мезозойскими отложе-
ниями, которые образуют верхний структурный надкомплекс, со-
стоящий из каледонского, герцинского и альпийского комплексов.
Герцинский комплекс (от среднего девона до триаса включительно)
сильно отличается от байкалид и каледонид. После длительного от-
носительно спокойного тектонического развития в раннем и в сред-
нем палеозое, сопровождавшегося нивелировкой рельефа до ста-
дии остаточно-денудационной равнины, на рубеже нижне- и верхне-
пермской эпох произошло общее поднятие Тимана. В завершающем
этапе герцинского тектогенеза в триасе произошли крупные глыбо-
вые движения с образованием сбросов и флексур. Они заметно при-
подняли Тиманский кряж, который в последующее время вновь
144
испытал денудационно-абразионное выравнивание. Верхнеюрская
трансгрессия затопила и снивелировала почти весь Тиман. Лишь
отдельные его массивы-поднятия сохранялись в виде островов
(Цзю, 1969).
В позднем мелу, палеогене и значительной части неогена Тиман
был областью сноса и нивелировки рельефа. Окончательное форми-
рование современного рельефа связано с дифференцированными но-
вейшими тектоническими движениями, которые развивались в ос-
новном унаследованно, в соответствии с древним структурным пла-
ном и придали Тиману вид асимметричной гряды с более крутым,
осложненном разломами и флексурами западным склоном.
Таманская гряда включает ряд валов и депрессий, ограниченных
разрывными нарушениями. Валы расположены кулисообразно
и ориентированы на северо-запад. На Северном и Среднем Тима-
не различаются Северотиманский и Четласско-Цплемский валы.
Южнее протягиваются Обдырско-Синдорский, Вымско-Вольский,
Ухто-Ижемский, Джежим-Парминский и Ксенофонтовский валы.
На южном Тимане выделяются Вымская, Тобысская и Вольская
тектонические депрессии. Кроме того, различаются многочисленные
локальные структуры, положительные и отрицательные.
Валообразные структуры осевой зоны Тимана приподняты по
разломам в виде косых (односторонних) сильно эродированных
горстов. Крылья валов часто осложнены флексурами, сводовые их
части, как правило, плоские, что характерно для складок сундучно-
го типа.
В строении валов участвуют платформенные осадки девона, кар-
бона, нижней перми, реже силурийские и более древние образова-
ния. В эродированных сводовых частях отдельных валов выступает
складчатый комплекс рифея. Тектонические депрессии сверху обыч-
но выполнены красноцветными осадками верхней перми.
Перечисленные структуры прямо выражаются в рельефе Тима-
на. На крыльях они обычно осложнены грядовыми структурно-дену-
дационными формами, возникшими в результате препарировки от-
носительно более стойких пластов осадочного чехла.
Тиман делится на Северный, Средний и Южный. Северный Ти-
ман отвечает Северотиманскому валу. Его граница со средним Ти-
маном орографически хорошо выражена — проходит по реке Циль-
ме выше устья Тобыша, заложившейся по линии субширотного раз-
лома, который продолжается далее на восток вдоль субширотного
отрезка Печоры. На Северном Тимане прослеживаются четыре
субпараллельные гряды, разделенные продольными понижениями.
Самая западная гряда Косьминский Камень орографически слабо
выражена. Восточнее протягивается Тиманский Камень, давший
название всему кряжу. Западная граница этой гряды совпадает
с линией разлома, отделяющей обширное поле терригенных отло-
жений верхнего девона на западе от протерозойских отложений, от-
ложений среднего девона, базальтов и туфов верхнего девона. Ти-
манский камень сложен преимущественно кварцевыми песчаниками
среднего девона. На его южном продолжении находится возвышен-
Ю Спиридонов А. И.
145
ность Хайминский Камень. На севере вдоль восточного края Тиман-
ского Камня протягивается короткий Печкин хребет. Это цепь ува-
лов, также сложенных среднедевонскими песчаниками. У южного
конца Печкина хребта поднимается массив Коврига с наиболее вы-
сокой вершиной Северного Тимана — 303 м.
Восточнее Тиманского Камня протягивается Чайцинский Ка-
мень, в сложении которого большую роль играют базальты верхне-
го девона. В южном направлении его продолжает цепь невысоких
Катагарских сопок. Восточнее Чайцинского Камня условно выде-
ляется Каменноугольная гряда, которая совпадает с полосой выхо-
дов на поверхность круто падающих пластов карбонатных пород
каменноугольного и нижнепермского возраста. Выходы этих пород
в долинах рек образуют высокие обрывы. На междуречьях гряда
орографически выражена очень слабо или совсем не выражена.
Грядовые формы Северного Тимана разделены продольными по-
нижениями. Среди них выделяется Косминская низменность, вытя-
нутая по течению Космы между Катагарскими сопками и Космин-
ским Камнем.
Средний Тиман от Южного отделяет не вполне четко выражен-
ная граница, которая проходит по южной окраине Вымской низмен-
ности. Его геотектоническое ядро составляет Четласско-Цилемский
вал, которому в рельефе отвечает Среднетиманская возвышенность.
Здесь расположен орографически очень четко выраженный наибо-
лее высокий массив всего Тимана — Четласский Камень (463 м, по
карте м-ба 1 : 2,5 млн. — 471 м), сложенный прочными породами
протерозоя.
С севера и северо-востока к Четласскому Камню примыкает
Валсовская возвышенность с высотами более 250 м. Она в основном
включает площади распространения среднедевонских песчаников,
верхнедевонских базальтов, а на юге пород протерозоя. Однако эти
породы распространены и за пределами возвышенности, что подчер-
кивает ее глыбовую природу. На восток и северо-восток от Чет-
ласского Камня расположена Ямозерская возвышенная равнина,
а на юг протягивается Обдырская гряда (до 286 м), соответствую-
щая Обдырскому поднятию. К Среднему Тиману относится север-
ная наиболее высокая часть Вымско-Вольской гряды на одноимен-
ном тектоническом поднятии — Верхневымская, или Кедвинская,
гряда высотой более 300 м. Между нею и Обдырской грядой протя-
гивается широкая Вымская низменность, которая отвечает одно-
именной тектонической депрессии.
К Южному Тиману относится возвышенность Джежим-Парма
(248 м) на одноименном валу, сложенном в ядре породами проте-
розоя. На ее южном продолжении находится Немская возвышен-
ность, которая далее смыкается с Полюдовым кряжем Среднего
Урала. Со Среднего Тимана на Южный переходит продолжение
Вымско-Вольской гряды, которое К- С. Лазаревич предлагает назы-
вать Коинской грядой. По ее оси, так же как и на Среднем Тима-
не, выходят метаморфические сланцы рифея, но высоты гряды
меньше — до 216 м^ В самой южной части гряды четко выделяется
146
возвышенность Очытарма — наиболее высокая на Южном Тима-
не — до 323 м. В основном она соответствует площади выходов ри-
фейских метаморфических пород.
Территория, соответствующая Ухто-Ижемскому валу, сложенно-
му в основном породами верхнего девона и расположенному запад-
нее Тобысской депрессии, выполненной осадками казанского яруса
верхней перми, занята сравнительно слабо расчлененной Ухтинской
ступенчатой равниной высотой 120—140 м на востоке и до 180 м на
западе. С юго-востока к ней примыкает Сойвинская возвышенность
на Омра-Сойвинском тектоническом поднятии, сложенная в основ-
ном известняками карбона. Между Очытармой, Джежимпармой
и Сойвинской возвышенностью находится Верхневычегодская низ-
менность, сложенная карбонатно-терригенными отложениями
перми.
Морфоскульптура. Предполагается, что на Тимане сохранились
реликты очень древней морфоскульптуры — поверхности денудаци-
онного выравнивания, которые группируются в два высотных яруса.
Верхняя поверхность приурочена к осевым частям Тимана (абс.
выс. 350—400 м) и кряжу Канин Камень (около 200 м). Преобла-
дающие высоты нижней поверхности 200—260, редко до 300 м.
М. С. Калецкая и др. (1974) относят эти поверхности к раннему
и позднему мезозою, однако К- С. Лазаревич (1976) не исключает
того, что они одновозрастные (мезозойские), так как уступ между
ними проходит по разломам.
Тиманский кряж, возродившийся в результате герцинского
тектогенеза, в среднемезозойское время, несомненно, был уже силь-
но денудирован. Об этом свидетельствуют переотложенные каоли-
нитовые коры выветривания в среднеюрских отложениях, но со-
хранность древних поверхностей в современном рельефе все же
дискуссионная. Позднеюрское море затопило почти весь Тиман, за
исключением наиболее высоких массивов, которые возвышались
над морем в виде островов (Цзю, 1971). Отсутствие верхнеюрских
отложений на самом Тимане — следствие последующего денудаци-
онного сноса на протяжении мела и всего кайнозоя. Снос должен
был затронуть и более древние геологические образования, т. е.
значительно омолодить рельеф гряды.
Наблюдаемые в настоящее время сглаженные холмисто-грядо-
вые формы на междуречьях скорее всего представляют собой релик-
ты неогеновых поверхностей денудационного выравнивания, в част-
ности позднеплиоценовой. Последняя поверхность могла образо-
ваться применительно к уровню позднеплиоценовой морской транс-
грессии, которая омывала Тиманский кряж и расчленяла его на
ряд обособленных островов и полуостровов. Эти поверхности в но-
вейшее время испытали дифференцированные глыбовые поднятия,
амплитуда которых на Среднем Тимане достигала 250 м, а на Се-
верном и Южном —- 150 м.
Поднятия способствовали усилению глубинной эрозии рек и рас-
членению междуречий, образованию узких каньонообразных долин
рек Печорской и Мезенской Пижмы, Четласа, Верхнего и Каменно-
10*
147
го Валса и др. Одновременно более резко выявились элементы как
тектонической, так и денудационной (литоморфной) морфострук-
туры.
Кайнозой был временем в основном континентального развития
Печорской синеклизы и Предуральского прогиба. В среднем пли-
оцене уже образовались долины Печоры и Усы. Древний аллювий
(русловые галечники и пески мощностью 10—20 м, выше тонкие
пески и алевриты мощностью до 60—70 м) вскрыт в некоторых
пунктах на Средней и Нижней Печоре, где он залегает в глубоких
погребенных врезах. Поздний плиоцен ознаменовался морской
трансгрессией, которая охватила всю Печорскую низменность и ча-
стично даже Тиман.
По поводу событий в плейстоцене взгляды исследователей резко
расходятся, что связано с разной трактовкой генезиса четвертичных
отложений Печорской низменности, в частности, генезиса валунных
суглинков. Одна группа исследователей (Попов, 1961; Попов и др.,
1969; Данилов, 1962, 1971; Волоссович, 1966; Дедеев и др., 1966; Ту-
маков и др., 1971, и др.) считает, что валунные суглинки представ-
ляют собой ледниково- и ледово-морские отложения морских транс-
грессий, развивавшихся с плиоцена до среднего плейстоцена. Гру-
бообломочный материал попадал в них с припайными льдами и ай-
сбергами. Этот взгляд мотивируется тем, что в валунных суглинках
встречаются обломки, реже целые экземпляры морских моллюсков,
фораминифер, различного рода конкреций, признаваемых аутиген-
ными. Соответственно и рельеф Печорской низменности рассматри-
вается как ледниково- и ледниково-морской аккумулятивный, кото-
рый распадается на несколько высотных уровней. Самый верхний,
отвечающий максимуму трансгрессии, поднимается до 200—250 м.
Ниже располагаются морские террасы и равнины, возникшие во
время трансгрессивно-регрессивных фаз позднего плейстоцена —
голоцена.
Другая группа исследователей (Станкевич, 1964, Лавров, 1970;
Кузнецова, 1971; Астахов, 1974 и др.) вслед за В. А. Варсанофьевой,
И. И. Красновым, Ю. А. Ливеровским, А. А. Черновым, Г. А. Черно-
вым, С. А. Яковлевым и другими рассматривают валунные суглин-
ки как морену ледниковых покровов плейстоцена.
О ледниковом происхождении валунных суглинков свидетельст-
вуют петрографический состав и строго ориентированное располо-
жение валунов (указывают центры оледенения и направление лед-
никовых потоков), наблюдаемые в морене гляциодинамические тек-
стуры, экзарационный характер контакта с подстилающей поверх-
ностью, гляциодислокации, многочисленные отторженцы коренных
пород (юрских, меловых). Что же касается остатков плейстоцено-
вых морских организмов, то они встречаются главным образом
в приморских районах Печорской низменности, очень разнородны
по возрасту и условиям местообитания и в большинстве случаев яв-
ляются переотложенными. Южнее они сменяются остатками пере-
отложенных дочетвертичных (мезозойских и палеозойских) орга-
низмов.
148
Наконец, и сам рельеф Печорской низменности, обстоятельно
изученный в последнее время в поле и путем дешифрирования аэро-
фотоматериалов, обнаруживает убедительные признаки ледниково-
го происхождения. В то же время следует отметить, что на северо-
востоке Русской равнины оледенения развивались в своеобразных
условиях общего тектонического прогибания Печорской синеклизы,
частичного ее затопления бореальным, поздневалдайским и голоце-
новым морями, подтопления талыми ледниковыми водами, которые
ввиду встречного уклона низменности скапливались перед ледни-
ками в виде обширных плотинных водоемов. Поэтому в составе чет-
вертичного покрова очень большое место занимают водно-леднико-
вые отложения.
Четвертичному оледенению предшествовал этап континенталь-
ного развития в конце позднего плиоцена — начале плейстоцена.
В это время сформировался эрозионный рельеф, который изучен
пока еще очень слабо. Судя по неровностям ложа четвертичного
покрова, он в крупных чертах унаследован современным открытым
рельефом. Поверхность коренных пород снижается в общем с юга
на север и в приморской части Печорской низменности распола-
гается на 50—100 м, а в некоторых депрессиях (Устьпечорской,
Сульской, Ижемской, Хайпудырской и др.) на 130—170 м ниже
уровня моря. На севере низменности отмечены и положительные
формы коренного ложа: на Малоземельском своде до плюс 40 м,
а в восточной части Болыпеземельского свода— 100—160 м и вы-
ше уровня моря. На юге низменности, в Притиманье и Приуралье,
где мощность четвертичных отложений значительно сокращается,
неровности коренного ложа еще более согласуются с открытым
рельефом. На Вельской и Малокожвинской возвышенностях высоты
ложа достигают 200 м над уровнем моря.
Колебания высот коренного рельефа частично были усилены
унаследованными дифференцированными движениями земной коры,
но в основном они отражают неровности того рельефа, который
сформировался в дочетвертичное время. К началу плейстоцена
вновь образовались долины Печоры, Усы и других рек. В формиро-
вании дочетвертичного рельефа принимали участие процессы кар-
бонатного, гипсово-ангидритового и соляного карста на верхне-
пермских породах (в долинах Печоры, Колвы, на их водоразделе).
Общая мощность четвертичного покрова колеблется в широких
пределах в зависимости от неровностей коренного ложа и от форм
открытой (дневной) поверхности. В середине низменности она до-
стигает 120 м, а севернее — в Ижма-Печорской впадине-—воз-
растает до 300 м.
В Печорской низменности и западном Притиманье, кроме древ-
нечетвертичных ледниковых отложений, сохранившихся фрагмен-
тарно в погребенных речных долинах, ложбинах ледникового выпа-
хивания и других локальных депрессиях, развиты три горизонта ва-
лунных суглинков, относимых к днепровскому, московскому и вал-
дайскому оледенениям. Согласно сводным работам А. С. Лаврова
(1970, 1973, 1974) и других исследователей, строение ледниковых
149
I
I
I
I
I
I
I
I
Рис. 23. Древнее оледенение Северо-востока Русской равнины (по
А. С. Лаврову):
границы ледников — 1 — в днепровское время; 2—3 в московское время (2 —
Уральского центра, 3 — Скандинавского центра), 4— осцилляционные краевые
образования, 5 — в ранневалдайский этап, 6 — в поздневалдайский этап; на-
правление движения ледников по замерам валунов — 7 — в днепровское вре -
мя, 8 — в московское время, 9 — в ранневалдайский этап; реконструкции дви-
жения ледников—10— в днепровское время, 11— в московское время, 12 —
в валдайское время; ледниковые лопасти — А — Мезенская, Б — Кулойская,,.
В — Варшская, Г — Печорская, Д — Малоземельская, Е — Колвинская. В круж-
ках — 1 — Мылвинская гряда, 2 — Вевхнепечорская гряда
отложений и форм рельефа Печорской низменности таково
(рис. 23).
Днепровская морена, представленная серыми и голубовато-се-
рыми плотными валунными суглинками мощностью до 60 м, про-
слеживается в основании береговых обрывов почти на всех реках
бассейна Печоры. Судя по петрографическому составу и ориенти-
ровке валунов, движение днепровского ледника в восточной части
Печорской низменности было субмеридиональным из района По-
лярного и Приполярного Урала. Заполнив Печорскую низменность,
ледник продвинулся далее на юг до Северных Увалов. При этом
он переваливал с востока на запад через Тиманский кряж, исполь-
зуя широкие поперечные понижения, разделяющие Тиман на Се-
верный, Средний и Южный. В этих понижениях ледник проделал
большую экзарационную работу, о которой свидетельствует значи-
тельное количество местных (таманских) валунов в западном При-
тиманье.
Московская морена отделена от днепровской глубокими эрози-
онными врезами, заполненными аллювиально-озерными отложения-
ми рославльского межледниковья и эпохи наступания московского
ледника. Она представлена серыми или бурыми валунными суглин-
ками мощностью до 30 м и больше. Сверху обычно залегают жел-
тые пески с линзами галечников и валунных суглинков мощностью
20—30 и до 50 м, перекрытые грубым валунно-галечным слоем
мощностью не более 3 м.
В московское время Печорская низменность перекрывалась лед-
никами из Уральского и Скандинавского центров. Край уральского
ледникового покрова очерчивается Верхнепечорской и Мылвинской
конечноморенными грядами, состоящими из напорных и аккумуля-
тивных холмов относительной высотой 30—50 м, с абсолютными
отметками от 180 до 300 м и более. Широко распространены лимно-
гляциалъные и флювиогляциальные камы, озы длиной до 17 км,
меридиональной и юго-восточной ориентировки (Астахов, 1972,
1974).
Край Скандинавского ледника, также отмеченный краевыми
холмисто-грядовыми образованиями, пересекал Джежимпарму на
Южном Тимане и далее протягивался вдоль правобережья Ижмы
и левобережья субширотного колена Печоры. В районе Усть-Усы,
где наблюдается налегание скандинавской морены на Урало-Пай-
хойскую, располагалась зона стыка двух ледниковых щитов.
С внешней стороны к конечным моренам обоих ледников в вер-
ховьях Печоры и Вычегды примыкают долинные зандры с абсолют-
ными высотами поверхности до 180 м. Они образовались во время
максимального продвижения ледников, когда потоки талых вод
могли течь на юг, пересекая Камско-Печорско-Вычегодский водо-
раздел.
В тылу максимальных конечных морен развиты системы осцил-
ляционных краевых форм, а также обширные моренные, флювиог-
ляциальные и лимногляциальные равнины двух высотных уровней:
низкого высотой 120—150 м, приуроченного к придолинным участ-
151
кам, и верхнего высотой более 150 м на водоразделах. Нижний
уровень вдоль Печоры переходит в поверхность третьей надпоймен-
ной террасы относительной высотой 20-—25 м.
Ледниковые формы московского возраста повсеместно подверг-
лись заметной переработке последующими эрозионно-денудацион-
ными и мерзлотными процессами.
Валдайская морена распространена на севере Печорской низ-
менности. Она перекрывает морские отложения бореальной транс-
грессии, береговая линия которой достигала абсолютных отметок
105—ПО м. Морена представлена двумя системами морфологически
очень хорошо выраженных краевых образований: внешней ранне-
валдайской и внутренней поздневалдайской (Лавров, 1974). Ран-
невалдайские краевые формы возникли в результате деятельности
Печорского ледникового потока, областью питания которого был
Баренцевоморский (Новоземельский) сектор, а ледоразделом слу-
жили возвышенности Канина полуострова и Северный Тиман.
По придолинным понижениям Печоры и Колвы поток продвигался
на юг, образуя две ледниковые лопасти: Печорскую и Колвинскую.
Печорская лопасть продвигалась вверх по Печоре до Усть-Циль-
мы и разделялась на Низевскпй, Ерсинский и Созвинский ледни-
ковые языки. Их неровный край очерчивают дугообразно изогнутые
системы холмисто-грядовых форм и межъязыковых (угловых) мас-
сивов со сложной холмистой поверхностью. Относительная высота
холмов 20—40 м. Краевые образования Колвинской лопасти про-
тягиваются в виде гигантской дуги протяженностью более 300 км.
Отдельные холмистые гряды и валы достигают 40—70 м относи-
тельной высоты и отличаются более крутым проксимальным
склоном.
Ранневалдайские краевые формы сложены ледниковыми отло-
жениями общей мощностью до 50 м. Они возникли преимуществен-
но вследствие напора активного края ледника. В тылу конечных мо-
рен, в языковых депрессиях нередки формы мертвого льда — камы
и термокарстовые озерные котловины. Полосы краевых образова-
ний пересекают рытвинные озера длиной до 8 км, от которых в ди-
стальном направлении отходят ложбины стока талых ледниковых
вод. Ложбины опираются на поверхность обширной террасы, сло-
женной осадками приледникового плотинного водоема. Абсолютная
высота террасы в бассейне Средней Печоры 90—100 м. Под озерно-
ледниковыми отложениями залегает микулинский аллювий. Вверх
по течению Печоры озерно-ледниковые осадки выклиниваются
и полностью замещаются микулинско-ранневалдайским аллювием
Печоры, слагающим ее вторую надпойменную террасу относитель-
ной высотой 15—20 м.
В поздневалдайское время ледник перекрывал лишь приустьевой
отрезок долины Печоры и формировал краевой холмисто-грядовый
рельеф в пределах Малоземельской Тундры и крайней северо-за-
падной части Большеземельской Тундры. Судя по составу валунов,
это был ледник Скандинавского центра, двигавшийся по криволи-
нейной траектории в обход Тимана и отжимавшийся к югу под на-
152
пором Баренцевоморского ледникового щита (Лавров, 1974). Перед
надвинувшимся ледником вновь образовался плотинный приледни-
ковый водоем, о существовании которого говорит терраса высотой
около 65 м над уровнем моря, сложенная поздневалдайскими озер-
но-ледниковыми осадками. Вверх по течению реки озерно-леднико-
вые отложения замещаются средне-поздневалдайским аллювием,
слагающим первую надпойменную террасу Печоры относительной
высотой 10—12 м.
По новым данным X. А. Арсланова, А. С. Лаврова и др. (1975),
поздневалдайское время — начало голоцена ознаменовалось рез-
кой активизацией ледникового покрова. Она проявилась в двукрат-
ном наступании ледника и образовании мощных напорных морен
главного и внутреннего поясов Малоземельской лопасти, а западнее
также Варшской и Кулойской лопастей.
При отступании поздневалдайского ледника внутрилопастные
гляциодепрессии заполнялись водами приледниковых плотинных
озер, которые затем превращались в мелководные заливы Печор-
ского моря. Абразионно-аккумулятивная деятельность моря
в позднем плейстоцене — голоцене выразилась в образовании об-
ширных террасовых поверхностей высотой 50—70 м и ниже. Непос-
редственно вдоль берега тянется широкая полоса заболоченных
морских террас высотой до 16 м, пляжи, бары, лайды. С морскими
террасами сопоставляются террасы Печоры, ее высокая и низкая
поймы.
Мерзлотная скульптура составляет характерную особенность
Тимано-Печорской области. Северный Тиман, Малоземельская
и Большеземельская Тундры охвачены вечной мерзлотой, с которой
связаны ныне формирующиеся активные полигонально-трещинные
и пучинные формы микрорельефа. Южнее широко распространены
свежие полигональные и бугристо-западинные формы с многочис-
ленными западинами и озерными ваннами термокарстового проис-
хождения.
Печорская низменность и особенно Тиман отличаются широким
распространением карстовых форм. По Н. П. Торсуеву, на Тимане
закарстованные территории занимают в среднем 34%, а на Южном
Тимане — до 50% всей площади. Развитию карста способствуют
карбонатные породы рифея, известняки девона и карбона, особенно
кунгурские и верхнедевонские гипсы.
СРЕДНЕРУССКАЯ ПРОВИНЦИЯ
Среднерусская провинция как особый крупный регион харак-
теризуется закономерным сочетанием эрозионно-денудационных
пластовых и моноклинально-пластовых возвышенностей и аккуму-
лятивных низменностей, вытянутых преимущественно в меридио-
нальном и субмеридиональном направлении. Указанная особен-
ность провинции обусловлена чередованием волн новейших подня-
тий и относительных опусканий. Провинция обладает четко выра-
153
женным морфоструктурным единством. Ее рельеф образовался на
длительно унаследованно развивавшихся Украинской, Воронеж-
ской и Волго-Камской антеклизах. Формирование началось в позд-
нем протерозое, когда заложились Сарматская и Волго-Камская
возвышенности — щиты.
Провинция разделяется на восемь областей, из которых три
охватывают в основном низменности, и пять — возвышенности
(см. рис. 14). Попытка объединить возвышенности и низменности
в две самостоятельные провинции, как это сделала М. В. Каран-
деева, встречает затруднения, так как отдельные возвышенности
и низменности настолько глубоко разобщены, что не обладают тре-
буемым для целостного региона единством территории.
Приднепровская и Полесская низменности
Граница области, за исключением юго-запада, примерно совпа-
дает с 200-мстровой изогипсой. П риднепровская низменность рас-
полагается к востоку от Днепра между Могилевом и Днепропетров-
ском. Близ Днепра ее высота уменьшается с севера на юг от
140—180 до 100—150 м. К Приднепровской низменности в широких
границах следует также относить Полтавскую равнину высотой
от 150 до 200 м, расположенную между Сеймом и Самарой и огра-
ниченную юго-западным краем Среднерусской возвышенности.
Огромная Полесская низменность простирается на 500 км от
Буга до Сожа. В ней выделяются большая и основная северная
часть — Северное (Белорусское) Полесье и южная часть — Юж-
ное (Украинское) Полесье, которые в свою очередь подразделяют-
ся на более дробные регионы.
Северное Полесье снижается от 150—180 м на севере и западе
до 100—140 м на востоке и юго-востоке. Оно включает следующие
менее значительные по площади полесья (с запада на восток):
Брестское, Пинское, Гомельское, Жлобинское, Черниговское, причем
последнее полностью располагается на территории Украины. Юж-
ное Полесье включает Волынское, Житомирское и Киевское по-
лесья, высота которых достигает 200 м, в Житомирском Полесье
230—250 м, а в Овручском останцовом массиве — даже 315 м.
Бассейн нижнего Сожа и Десны занимает Брянское, или Деснин-
ское, Полесье.
Изучением рельефа области занимались В. Г. Бондарчук, В. Л.
Виленкин, Н. Г. Волков, В. И. Галицкий, Л. С. Гирилович, 3. А. Го-
релик, В. И. Гридин, Ю. Л. Грубнин, П. К. Заморий, С. С. Коржуев,
Б. Л. Личков, А. М. Марннич, С. И. Проходский, Д. Н. Соболев,
И. Л. Соколовский, Л. С. Сонкин, И. Г. Черванев и многие другие.
Морфоструктура. Геоморфологическую дифференциацию терри-
тории в основном определяют геологические структуры. По значе-
нию в формировании рельефа среди них первое место занимает
Днепровско-Донецкая впадина (синеклиза), которая простирается
в северо-запад — юго-восточном направлении, разделяя Украин-
154
скую и Воронежскую антеклизы. Осевую часть впадины занимает
узкий и длинный Днепровско-Донецкий прогиб (грабен). В его пре-
делах кристаллический фундамент погружен по системам разломов
на глубину до 5000 м и более. С северо-востока и юго-запада к гра-
бену примыкают бортовые части синеклизы, переходящие далее
в склоны соседних массивов (антеклиз).
На западном продолжении Днепровско-Донецкого прогиба рас-
полагается П рипятский прогиб, отделяющийся Черниговским вы-
ступом фундамента. С севера и юга он ограничен глубинными раз-
ломами, по которым кристаллическое основание опущено на глуби-
ну до 5000 м. Оба прогиба выполнены мощной толщей осадочных
пород палеозоя (начиная с девона), мезозоя и кайнозоя.
Еще далее на запад Припятский прогиб, постепенно вынолажи-
ваясь, переходит в Полесскую седловину, за которой располагается
Брестская впадина. В пределах седловины кристаллический фунда-
мент залегает на глубине 450—600 м и перекрыт осадочной толщей
верхнего протерозоя, мела и кайнозоя. Брестская впадина глубиной
до 1600 м поверх осадочных и вулканогенных образований верхнего
протерозоя заполнена отложениями палеозоя (начиная с кембрия),
мезозоя и кайнозоя.
На прилегающих с севера частях Белорусско-Литовской и Во-
ронежской антеклиз и на разделяющей их Жлобинской седловине
глубина кристаллического фундамента, перекрытого отложениями
девона, мезозоя и кайнозоя, сокращается до 400 м и менее. К югу
от Припятского прогиба, отделяясь от него моЩным разломом, рас-
полагается северо-западная часть Украинского щита, где кристал-
лические породы выходят непосредственно на дневную поверхность,
располагаясь на высоте 130—200 м, а в отдельных массивах до
270 м над уровнем моря. Здесь развит лишь маломощный преры-
вистый чехол верхнемеловых, верхнепалеогеновых, неогеновых
и четвертичных отложений. Отсюда в западном направлении по-
верхность кристаллических пород погружается на глубину 1400 м
и более, перекрываясь толщей палеозоя, мезозоя и кайнозоя.
Кроме северо-западной части Украинского щита, ложе четвер-
тичного покрова и открытый рельеф повсеместно сложены главным
образом породами верхнего мела и палеогена. Верхнемеловые по-
роды выходят на поверхность по южной окраине Белорусско-Литов-
ской антеклизы, западной периклинали Воронежской антеклизы
и на западном крыле Украинской антеклизы. Это преимущественно
мел и мергели турона и сенона, из-под которых на крайнем севере
«бласти выступают глины и пески сеномана.
Палеогеновые отложения распространены в полосе Днепровско-
Донецкой, Припятской и Брестской впадин и на прилегающих к ним
крыльях антеклиз. В основании их залегают опоковидные породы,
песчаники, алевриты, пески и глины сумского яруса палеоцена, ко-
торые редко выступают на дневную поверхность. Выше залегают
глауконитово-кварцевые пески, реже глины Лебединского, Каневско-
го и бучакского ярусов эоцена, содержащие прослои песчаников
и опоковидных пород. Они перекрыты киевским ярусом верхнего
155
эоцена, представленным в основании песками, сменяющимися вверх
известковистыми глинами, мергелями, глинами с прослоями песков
и опоковидных песчаников. Широко распространены породы харь-
ковского яруса нижнего олигоцена — преимущественно пески с про-
слоями глин и рыхлых песчаников. Самая верхняя часть доплиоце-
новой осадочной толщи обычно объединяется в полтавскую серию
нерасчлененного верхнеолигоцен-миоценового возраста, участвую-
щую в строении крупных морфоскульптурных элементов области.
Отмеченные крупные структуры преимущественно прямо (со-
гласно) выражены в рельефе области. Днепровско-Донецкой впади-
не отвечает Приднепровская низменность, осевые зоны которых не
вполне совпадают. Орографическая ось отмечена Днепром, а тек-
тоническая проходит западнее Гомеля, Чернигова, Нежина и Пол-
тавы. Вероятно, это влияние миграции тектонической оси впадины,
а также воздействие силы Кориолиса, вызывавшей систематиче-
ское смещение Днепра вправо.
В соответствии с дифференциацией впадины на продольные
структурные зоны (центральный грабен-прогиб, северная и юж-
ная бортовые части), осложненные поперечными деформациями,
выделяются следующие морфоструктуры второго порядка (Соко-
ловский, 1973): 1) пластово-ярусная возвышенная наклонная рав-
нина на северо-восточном борту впадины, испытавшем в неогене
и плейстоцене устойчивые поднятия; сливается с юго-западным
склоном Среднерусской возвышенности; 2) пластово-ярусная на-
клонная равнина — Полтавское плато — на средней и юго-восточ-
ной частях центрального грабена, переживших менее устойчивые
и менее значительные новейшие поднятия; 3) пластовая равнина
Киевского, Черниговского и Новгород-Северского Полесий на севе-
ро-западной части впадины, испытавшей слабые поднятия, особен-
но в четвертичное время; 4) аккумулятивная террасовая низмен-
ность левобережья Среднего Днепра на восточном отрезке юго-за-
падного борта впадины, испытавшем в неогене наименнее интенсив-
ные поднятия, а в плейстоцене — локальные опускания; 5) пласто-
во-ярусная правобережная равнина на западном отрезке юго-запад-
ного борта впадины, интенсивно поднимавшегося в новейшее время.
В рельефе Приднепровской низменности и ее обрамления выра-
жены системы региональных и локальных разломов, обычно под-
черкнутых речными долинами и балочными врезами. По разлом-
ным зонам заложились долина Днепра от Канева до Днепропетров-
ска и от Киева до Лоева, долины Ворсклы, Десны, Сейма и ряда
других рек северного борта впадины (Грубрин, Сонкин, 1968).
При кажущейся простоте устройства поверхности Приднепров-
ская низменность осложнена множеством локальных структур, об-
разованию которых особенно способствовала активная соляная
тектоника. Соляные штоки, залегающие в девонских отложениях
нормально на глубине до 3 км, нередко прорывают осадочную тол-
щу, включая кайнозойскую, и выходят на дневную поверхность. По
данным Н. Г. Волкова, В. И. Галицкого, Ю. Л. Грубрина, С. И. Про-
ходского и др., подавляющее большинство локальных структур
156
Рис. 24. Картосхема морфоструктур Левобережной Украины (по Н. Г. Волкову и
И. Л. Соколовскому): «
/—• пластово-ярусная возвышенная равнина юго-западных отрогов Среднерусской возвышен-
ности; //- аккумулятивная равнина Новгород-Северского Полесья: / — западная часть, 2—
восточная часть; /// -аккумулятивная равнина Черниговского Полесья: / —в пределах.
Черниговского выступа фундамента, 2— в пределах северо-восточного борта впадины; IV—
аккумулятивная террасовая равнина среднего Днепра в пределах Черниговского выступа
фундамента: 1 — верхиечетвертичного возраста, 2— нижне- и среднечетвертичного возраста,
V — террасовая равнина в пределах юго-западного борта впадины: / — верхиечетвертичного
возраста, 2 — нижне- и среднечетвертичного возраста; VI —• пластово-ярусная равнина Пол-
тавского плато; VII — пластово-ярусная равнина зоны сочленения Днепровско-Донецкого-
прогиба и Донбасса; VIII—Донецкое складчатое сооружение; « — граница Днепровско-
Донецкого прогиба (грабена); б — границы между отдельными частями сложного грабена;
в — разломы; г—брахиантиклинальпые структуры, выраженные в рельефе; д — соляные-
штоки
тектонически активны и в той или иной мере прямо отражаются
в рельефе, хотя этому мало способствовали процессы аккумуляции
осадков на протяжении последних этапов развития низины
(рис. 24). Локальные структуры сказываются в рисунке речной се-
ти, в деформациях продольного профиля рек и террас, в изменени-
ях поперечного профиля речных долин, в рельефе водораздельных
поверхностей. Геоморфологические методы используются для по-
исков нефтегазоносных структур.
Припятская и Брестская впадины с разделяющей их Полесской
седловиной составляют структурную основу Полесской низменно-
сти, точнее северной ее половины, включающей Пинское и Мозыр-
157
ское Полесья. Это свидетельствует о прямом типе морфострук-
туры, который особенно четко был выражен на протяжении
позднего мела и палеогена, когда на территории низины не-
однократно возникали проливы морских бассейнов. Однако отрица-
тельный характер современного рельефа в региональном плане
мало отвечает рельефу поверхности палеогеновых и неогеновых от-
ложений и по отношению к нему местами оказывается даже слабо
обращенным (Горелик, 1965). Это объясняется тем, что Белорус-
ско-Литовская антеклиза, примыкающая к низменности с севера,
в новейшее время испытала лишь слабые поднятия, а ее свод был
сильно разрушен дочетвертичной денудацией и ледниковой эрози-
ей. Одновременно в Полесской низменности происходили слабые
•опускания, чередовавшиеся с поднятиями. Поэтому рельеф ложа
четвертичного покрова наклонен к северу и в современном рельефе
северный борт низины выражен только благодаря накоплению мощ-
ных толщ ледниковых отложений, слагающих Белорусскую возвы-
шенность.
Глубинным разломам, ограничивающим Припятскую впадину
с севера и юга, соответствуют хорошо выраженные склоны Цент-
ральноберезинской равнины на севере и северо-востоке и Овруч-
ского кряжа на юге, обращенные в сторону низменности Пинского
и Мозырского полесий с абсолютными отметками 120—140 м.
В фундаменте впадины выделяются структурные ступени субши-
ротного простирания, ограниченные региональными разрывными
нарушениями. Им соподчиняются структуры осадочного чехла в ви-
де асимметричных валов и депрессий, из которых многие отражают-
ся в рельефе (Горелик, 1958, 1965; Гридин, 1966; Гирилович, 1970).
Валы обычно проявляются в рисунке гидрографической сети, в су-
жении речных долин и положительных деформациях террас, в при-
уроченности к их сводовым частям массивов эоловых форм.
Следовательно, преобладают морфологически довольно слабо
выраженные вилообразные морфоструктуры прямого типа. Они
осложнены многочисленными соляными куполами, которым в рель-
ефе соответствуют как прямые, так и инверсионные формы. Послед-
ние обусловлены, по-видимому, выщелачиванием соли в зоне актив-
ного водообмена и последующими просадками.
Полесская седловина оказала хотя и не совсем ясное, но все же
заметное влияние на рельеф и гидрографическую сеть Полесской
низменности. От седловины поверхность наклонена к востоку и к за-
паду в сторону Житомирского (Припятской впадины) и Брестского
Полесий (Брестской впадины). Припять пересекает седловину в ее
наиболее низкой части. Притоки Припяти текут на восток, а Запад-
ного Буга — на запад.
Полесье простирается также и южнее описанных морфострук-
тур, повышаясь до 200 м и даже более над уровнем моря и охваты-
вая северо-западную часть Украинского щита, его западный и вос-
точный склоны.
Северо-западная (полесская) часть кристаллического щита мо-
жет рассматриваться как переходная к Приднепровской возвышен -
158
ности. Она представляет собой самостоятельный Коростенско-Жи-
томирский блок, в свою очередь разбитый меридиональными и ши-
ротными разломами на несколько менее значительных блоков. Тер-
риториально он совпадает с Житомирским Полесьем, отделенным
от Приднепровской возвышенности Житомирской разломной зоной.
В строении щита участвуют гнейсы и гранитоиды разного возраста
и состава. Неодинаковая стойкость пород против сил выветривания
и денудации в сочетании с дифференцированными движениями бло-
ков по разломам сказывается в рельефе. К выходам гнейсов и опу-
щенным блокам приурочены понижения, приподнятым блокам
и гранитным массивам (например, Новоград-Волынскому и Коро-
стышевскому) соответствуют положительные формы рельефа. Осо-
бой прочностью отличаются породы овручской метаморфической
серии позднего протерозоя, участвующие в строении Овручского
синклинория. Они представлены кварцевыми песчаниками, перехо-
дящими в кварциты и пирофиллитовые сланцы, собранные в син-
клинальные и антиклинальные складки. Этими породами сложен
инверсионный денудационно-горстовый массив Овручского кряжа
высотой до 315 м, резко выступающего на границе Житомирского
и Мозырского Полесий.
На северной окраине западного крыла Украинской антеклизы,.
выделяемого также под названием Волыно-Подольской плиты, рас-
полагается морфоструктура Волынского Полесья. Это — низменная
равнина, ограниченная с юга склоном Волынской возвышенности,
совпадающим с субширотным Владимир-Волынским разломом.
Повсеместно залегающие меловые отложения отличаются неровной
поверхностью, что обусловлено как тектоническими деформациями,
так и денудацией. Вероятно, тектоническую природу имеют грядо-
вые формы, простирающиеся в северо-западном направлении от
Торчина через Турийск, Луков на Любомль высотой до 220 м
и в восточном направлении через Любомль, Луков, Поворск, Мане-
вичи на Рафаловку.
Сравнительно узкой полосе восточного крыла Украинской анте-
клизы соответствует Киевское Полесье — переходный район к При-
днепровской низменности с высотами 130—180 м.
На западную периклиналь Воронежской антеклизы и Жлобин-
скую седловину наложена новейшая Днепровско-Деснинская впа-
дина. В рельефе ей отвечает пониженная песчаная равнина с ланд-
шафтами типа полесья, чередующаяся с островами возвышенных
лёссовых поверхностей. Внешний контур впадины совпадает с гра-
ницей островного распространения палеогеновых отложений (на
Среднерусской возвышенности эта граница смещена к югу). Боль-
шую степень подобия неотектоническая структура имеет также и со
структурой меловых отложений. Особенно ясно унаследован флек-
сурный перегиб меловой моноклинали вдоль восточной границы
впадины.
Г. И. Раскатов (1969) выделяет ряд новейших структур. К ним
относятся: Деснинский прогиб, занятый широкой долиной и придо-
линным понижением Десны ниже Брянска; Жуковский прогиб,.
159
вытянутый по долине Десны и вне ее в северо-западном направле-
нии; Брянское поднятие, расположенное на относительно приподня-
том междуречье Десны и Ипути; Суражский прогиб, которому отве-
чает понижение в бассейне Ипути и Беседи западнее Брянского под-
нятия и др. На фоне этих морфоструктур выделяются локальные
формы преимущественно прямого типа на поднятиях. Большинству
указанных новейших морфоструктур отвечают структуры осадочно-
го мезокайнозойского чехла, свидетельствующие об унаследован-
ном характере тектонических движений.
Морфоскульптура. В позднем мелу и палеогене область неодно-
кратно захватывалась морскими трансгрессиями, которым способ-
ствовали общие тектонические опускания юга Русской плиты и со-
вершавшиеся на их фоне прогибания Днепровско-Донецкой, При-
пятской и Брестской впадины. В первой половине позднего мела
область была полностью покрыта морем. Начиная с сантона, море
регрессировало с территории Полесской седловины, сосредоточив-
шись в Днепровско-Донецкой и Брестской впадинах, а в самом кон-
це позднего мела (датский век) континентальные условия установи-
лись повсеместно.
В палеоцене началась новая трансгрессия, охватившая сначала
Днепровско-Донецкую впадину, а затем в эоцене распространив-
шаяся на всю область и смежные территории, проникнув на запад
по территории Полесской низменности. Морской режим существо-
вал до раннего (харьковское время), возможно до позднего (бе-
рекское время) олигоцена включительно. Однако харьковское мо-
ре было значительно меньше предшествующего киевского моря. Оно
сосредоточивалось в Днепровско-Донецкой впадине и в Припятском
проливе, навсегда покинув Южное Полесье и Днепровско-Деснин-
скую впадину. В берекское время площадь суши еще больше увели-
чилась, поэтому можно считать, что в конце олигоцена область
полностью вступила на путь континентального развития, пре-
рывавшегося менее значительными трансгрессиями неогеновых
морей.
Проблема формирования рельефа области в конце палеогена
и в неогене до сих пор остается дискуссионной, так как нет доста-
точно убедительных данных относительно происхождения и воз-
раста широко распространенной полтавской осадочной серии, лежа-
щей с размывом на хорошо датированных осадках палеогена. Этой
проблеме посвящены работы Н. И. Дмитриева, Б. Л. Личкова,
Л. Ф. Лунгерсгаузена, С. С. Маныкина, Г. И. Молявко, Д. II. Наза-
ренко, С. И. Проходского, И. Н. Ремизова, Д. Н. Соболева и др.
Полтавская серия представлена песками и глинами с прослоями
песчаников, бурых углей. Ее мощность в среднем 30—40 м; в Днеп-
ровско-Донецкой, Припятской и Брестской впадинах она увеличи-
вается до 80 м и сокращается до 10 м на Полесской седловине и на
склонах прилегающих поднятий. В пределах Полесской низменно-
сти полтавские отложения образовались в долинах палеорек, на по-
ниженных заболоченных участках суши и в обширных стоячих
и проточных водоемах озерного типа, т. е. являются полностью кон-
160
тинентальными. Накопление осадков происходило с позднего олиго-
цена до конца миоцена, возможно, до среднего плиоцена включи-
тельно (Маныкин, 1971).
Полтавскую серию левобережной Украины Д. Н. Соболев
(1938 и др.) рассматривал в составе серии неогеновых террас, сфор-
мировавшихся в результате колебаний уровня водоприемных мор-
ских бассейнов и тектонических движений. Идеи Соболева разви-
вались многими исследователями, но до настоящего времени имеют-
ся большие расхождения в отношении количества террас, их воз-
раста и соотношения с морскими образованиями неогена.
Д. П. Назаренко (1961, 1968 и др.) считает, что левобережье
Украины в геоморфологическом отношении представляет собой ал-
лювиально-дельтовую равнину, которая с высоты 220—230 м ниспа-
дает к Днепру широкими террасами. Им выделяются три миоце-
новые и три плиоценовые террасы. М. Ф. Веклич (1968) все шесть
верхних террас (с седьмой по двенадцатую включительно) относит
к плиоцену. С. И. Проходский (1974) различает в пределах
Днепровско-Донецкой низины также шесть геоморфологических
уровней, но не аллювиального, а морского аккумулятивного проис-
хождения, 'возникших в результате поэтапной регрессии полтавско-
го моря. Самый верхний геоморфологический уровень — чокрак-
ский, а самый нижний — позднесарматский — плиоценовый. Со-
гласно И. Н. Ремизову (1961, 1965), на левобережной Украине
неогеновое время характеризовалось чередованием эпох континен-
тального и морского осадконакопления, с которым связано образо-
вание трех плиоценовых террас Днепра.
В настоящее время из полтавской серии выделяют морские от-
ложения берекского яруса верхнего олигоцена, а собственно полтав-
скую серию Днепровско-Донецкой впадины относят к континен-
тальному миоцену, включающему юго-восточнее Пела также мор-
ские горизонты тортонской и сарматской трансгрессий. Можно
предполагать, что с отступлением олигоценовых морей в Припятской
впадине заложилась палеодолина Припяти — Днепра, которая
трансгрессивно удлинялась вдоль осевой зоны Днепровско-Донецкой
впадины, испытав подтопление во время тортонской и сарматской
трансгрессий. Палеорека в верховьях, видимо, не пересекла Полес-
скую седловину, и ниже в ее долине формировались аллювиальные,
аллювиально-озерные и лиманные террасы, позднее сильно размы-
тые и погребенные под более молодыми осадками. Террасы охваты-
вали широкие полосы вдоль Припятской и Днепровско-Донецкой
впадин и распространялись на северо-восточный склон Украинского
щита, включая Киевское Полесье.
Плиоцен был временем формирования широких левобережных
террас Днепра в пределах Полтавской равнины (начиная сверху):
иваньковской, новохарьковской и бурлуцкой (гуньковской). Терра-
сы сложены песками и глинами общей мощностью до 30 м. Верхняя
терраса образовалась предположительно во время понтической
трансгрессии, средняя — киммерийской и нижняя — куяльницкой.
Постель аллювия плиоценовых террас снижается в сторону Днепра,
И Спиридонов А. И.
161
что свидетельствует о последовательном врезании реки на протяже-
нии плиоцена.
В плиоцене продолжалось развитие притоков Днепра. В это вре-
мя кроме Припяти существовали такие левые притоки, как Сейм —
Десна, Псёл и, возможно, другие реки. Верховья современной При-
пяти, вероятно, еще принадлежали бассейну западного направления
стока. Наличие маломощных песков на Полесской седловине за-
ставляет предполагать, что к концу плиоцена произошло удлинение
Припяти, достоверно зафиксированное в осадках раннего плейсто-
цена.
Днепровско-Донецкая и Припятская впадины в плиоцене испы-
тывали лишь относительно слабые поднятия. Это обстоятельство
в основном и способствовало образованию аллювиально-террасовой
низменной равнины, которая составляет основу ныне существующе-
го рельефа области.
Формирование рельефа в четвертичное время было связано
в основном с развитием долины среднего Днепра, с деятельностью,
ледников и потоков талых ледниковых вод.
Изучением четвертичных речных террас и аллювиальных отло-
жений Днепра занимались Д. К. Биленко, В. Г. Бондарчук, М. Ф.
Веклич, Н. И. Дмитриев, П. К. Заморий, Б. Л. Дичков, Е. В. Оппо-
ков, В. В. Ризниченко, А. П. Ромоданова, Д. Н. Соболев, В. Н. Чир-
винский и многие другие исследователи. Накопленные материалы
сведены в монографии Г. И. Горецкого (1970), положенной в осно-
ву излагаемых ниже сведений о строении террасового комплекса
бассейна среднего Днепра.
В начале плейстоцена в предбакинское время, т. е. до первого
(березинского) раннеплейстоценового оледенения, в долине Днепра
формировалась никопольская терраса. Она была сильно размыта
при последующих оледенениях и лучше всего сохранилась в сред-
нем и нижнем течении реки. Ее относительная высота колеблется
от 20 до 40 м, а постель аллювия располагается примерно на уров-
не Днепра.
В отличие от аллювия никопольской террасы обстоятельно изу-
ченные Г. И. Борецким венедская и кривичская (лихвинская) ал-
лювиальные свиты мощностью каждая до 20 м погребены под более
молодыми аллювиальными и ледниковыми отложениями. Их пос-
тель залегает ниже уровня Днепра в среднем течении: венедской
свиты на 26—48 м, кривичской — на 14—34 м. Прослеживание ве-
недского аллювия в бассейне среднего Днепра показало, что в ран-
нем плейстоцене уже существовали Припять на всем ее протяже-
нии от современных верховьев, Березина, Сож, Десна, Сейм и дру-
гие реки. Тальвеги погребенных долин протягиваются, как прави-
ло, левее современных рек, свидетельствуя о их последующем сме-
щении вправо под воздействием силы Кориолиса. В результате
блуждания венедского и кривичского пра-Днепра на его левобе-
режье ниже устья Десны возникло значительное расширение доли-
ны, в котором в среднем плейстоцене образовалась широкая яго-
тинская («моренная», «степная») терраса (рис. 25).
162
В раннеплейстоцено-
вое время примерно до
широты Припяти, а на
западе Полесской низмен-
ности и южнее распрост-
ранялся окский леднико-
вый покров. Почти полно-
стью область перекрывал
днепровский ледник. Вне
границ этого оледенения
оставалась юго-восточная
половина Полтавской
равнины. Московский лед-
ник лишь частично захва-
тывал низменности По-
лесья.
Следовательно, верх-
няя морена области поч-
ти повсеместно днепров-
ская. Она представлена
маломощным горизонтом
валунного суглинка мощ-
ностью 2—4 м, местами
до 12 м, в большинстве
мест перекрытого аллю-
виальными, флювиогля-
циальными и полигенети-
ческими лёссовыми отло-
жениями. Выходя непос-
редственно на дневную
поверхность, днепровская
морена кое-где формиру-
ет холмисто-грядовый
рельеф, отмечающий по-
ложение краевых зон лед-
никового напора и повы-
шенной ледниковой акку-
муляции. Этот рельеф,
однако, уже сильно пре-
образован последующими
эрозионно - денудацион-
ными процессами (Мари-
нич, 1963). По периферии
днепровской ледниковой
лопасти к напорным об-
разованиям относятся
«горы» Пивиха, Калитва
и особенно Каневские
гляциодислокации. С пос-
•г* 'е
III 20 311 км
Рис. 25. Схематический геологический профиль через долину Днепра близ устья Пела (по Г. И. Горецкому с упро-
щениями) :
1 - лёссы, ? —суглинки, 3 —валунные суглинки, 4 — супеси, 5 — пески, б — галечники, 7 — коренные породы
11*
163
ледними генетически связаны Шевченковская и Трубежская лож-
бины ледникового выпахивания и размыва (Горецкий, 1970).
В северо-западной части Украинского Полесья между реками
Западным Бугом и Горыныо простирается Волынская моренная
гряда, имеющая в плане вид изогнутой на юг дуги длиной более
250 км и шириной 30—40 км. Относительная высота гряды дости-
гает 35 м, а абсолютная высота — 200 м. Среди моренных холмисто-
грядовых форм встречаются озы и камы, сложенные слоистыми
песками с галькой и гравием. Волынская гряда в целом приурочена
к полосе высокого залегания меловых пород, сыгравшей важную
роль в образовании форм неравномерной краевой ледниковой акку-
муляции на стыке Западнобугского и Верхнеприпятского ледни-
ковых языков (Дорофеев, 1974).
В пределах Житомирского Полесья ледниковые формы рельефа
развиты в восточной части Украинского кристаллического щита
полосой субмеридионального простирания. Здесь встречаются мо-
ренные холмы, друмлины, камы и озы, рассеянные среди моренной
равнины. Моренная равнина распространена также на территории
Киевского Полесья.
Днепровские ледниковые формы более резко выражены север-
нее — в Мозырском и Брянском Полесье. Особенно четко выде-
ляется Мозырская моренная гряда относительной высотой 40—60 м
при высоте 160—180 м и до 206 м над уровнем моря. Гряда образо-
валась вследствие аккумулятивной и напорной деятельности днеп-
ровского ледника.
Основной фон рельефа междуречий высотой 150—160 м, на се-
вере области до 190 м образуют моренно-зандровые и зандровые
равнины. В их пределах днепровская морена прикрыта слоем флю-
виогляциальных песков мощностью до 5 м и более. Пески были от-
ложены при таянии днепровского, а на севере области московского-
ледника. Потоки талых вод, сосредоточившиеся в долинных пони-
жениях, сформировали террасированные водораздельные и долин-
но-зандровые поверхности.
На левобережье нижней Десны и Днепра между Киевом и Днеп-
ропетровском Г. И. Горецкий предположительно различает весьма
широкие перигляциальные террасы днепровского и московского
возраста. Абсолютная высота верхней террасы 125—145 м, ниж-
ней— 115—125 м, относительная высота — соответственно 45—60"
и 30-—45 м. Общая ширина террас между Киевом и Прилукамп пре-
вышает 50 км. Сложены они тонкозернистыми песками и лёссовид-
ными суглинками мощностью до 40 м, залегающими на частично
размытой днепровской морене, в свою очередь подстилаемой лихвин-
ским и венедским аллювием. Следовательно, эти террасы образо-
вались на основе возникшей еще в венедское и лихвинское время
долины Десны и Днепра (пра-Замглая, по Г. И. Горецкому)..
В днепровское время долина была перекрыта мореной. Как откры-
тые элементы рельефа террасы были сформированы перигляциаль-
ным Днепром. Аналогичные террасы, но более узкие, прослежи-
ваются по Десне выше устья Сейма до Брянска.
164
Характерную особенность области составляют очень широкие
пойма, первая и вторая надпойменные террасы, которые на Полес-
ской, Приднепровской и Деснинской низинах простираются даже
на междуречья. По сторонам от Припяти и в устьевых отрезках ее
притоков низкие террасы занимают полосу общей шириной до
150 км, местами даже больше. Абсолютная высота с запада на
восток уменьшается от 160 до 125 м. Террасы плоские, заболочен-
ные, нередко с трудом отделяются друг от друга.
Вторая и первая надпойменные террасы образовались соответ-
ственно в ранне- и поздневалдайское время. Их высота над уров-
нем Припяти увеличивается вниз по течению соответственно от 6 до
15 м и от 3 до 8 м. Террасы сложены песками мощностью от 10 м
в верховьях до 35 м в среднем и нижнем течении Припяти. Пойма
Припяти разделяется на высокую (3—4 м над уровнем реки в сред-
нем и нижнем течении) и низкую (1—2 м над рекой). Для поймы
характерны многочисленные прирусловые валы, гривы, межгриви-
стые понижения, старицы, образующие микрорельеф грандиозных
«вееров блуждания».
Те же террасы, только более дифференцированные, а ниже
Киева и значительно более узкие наблюдаются в долине Днепра:
вторая терраса относительной высотой 20—25 м и первая терраса
(боровая) высотой 10—15 м. Постель их располагается соответст-
венно на 3—5 и 10—15 м ниже межени Днепра. Также на глубине
10—15 м и несколько ниже залегает постель современного аллювия
поймы, ширина которой до 10 км и более, а высота 6—8 м. В на-
стоящее время значительные участки поймы затоплены водохрани-
лищами.
Судя по залеганию постели четвертичных аллювиальных свит,
бассейн Припяти и Среднего Днепра испытал в раннем плейстоцене
(после образования никопольской террасы) сначала поднятия, вы-
звавшие врезание венедских рек на 30—40 м, а затем опускания на
протяжении среднего плейстоцена, сопровождавшиеся общим
уменьшением глубины речных долин и заполнением их перигляци-
альным аллювием. С конца среднего плейстоцена и по настоящее
время вновь совершались поднятия и врезание долин с образова-
нием валдайских террас и поймы. При пересечении кристалличе-
ского щита отмечается заметное сближение эрозионных врезов и по-
верхностей террас на продольном профиле (рис. 26).
На левобережье Днепра к югу от Сейма и нижней Десны почти
повсеместно распространен лёссовый покров мощностью до 55 м,
играющий важную рельефоформирующую роль. Облёссованный
мелкозем частично представляет собой перигляциальный аллювий
и водно-ледниковый материал, участвующий в строении речных тер-
рас и водно-ледниковых равнин. Но несомненно также большое
значение в его образовании эолового и других факторов.
В толще лёсса наблюдаются погребенные почвы, позволяющие
расчленить его на несколько горизонтов, по времени накопления со-
поставляемых с ледниковыми эпохами и стадиями оледенений. Мно-
гие исследователи отмечают закономерное увеличение количества
165
Рис. 26. Сводный продольный профиль речных врезов среднего—нижнего
Днепра (по Г. И. Горецкому с упрощениями)
лёссовых горизонтов в сторону водоразделов — с переходом от од-
ной террасы к другой более высокой в нижней части толщи появ-
ляется новый горизонт лёсса, так что в идеальном случае количест-
во лёссовых горизонтов отвечает порядковому номеру террасы, не
считая поймы. Подобные четко стратифицированные лёссы с погре-
бенными почвами образовались не только эоловым путем, но и в ре-
зультате перигляциальных делювиально-солифлюкционных процес-
сов, сопровождавших эрозионное расчленение рельефа, как это ха-
рактерно для других областей юга Русской равнины.
По сравнению с другими районами лёссовое левобережье Днеп-
ра более интенсивно расчленено долинно-балочной сетью. В преде-
лах высоких и широких четвертичных террас глубина расчленения
достигает 40 м, а густота расчленения 1,0 км/км2., редко 1,5 км/км2.
На Полтавской равнине эти показатели выше: глубина расчленения
до 70 м, а густота 1,5—2,0 км/км2. Большие площади занимают де-
лювиально-солифлюкционные склоны балок и долин крутизной
до 10°. Они нередко поражены оврагами, особенно на Полтавской
равнине. На плоских участках водоразделов встречаются западин-
ные формы рельефа, образованию которых способствовали проса-
дочные свойства лёссовых грунтов.
Долины левых притоков Днепра — Сулы, Пела, Ворсклы, Сре-
ди и других отличаются резко выраженной асимметрией: вследствие
правостороннего смещения рек подмываемые правые склоны долин
значительно выше и круче левых, прорезаны оврагами, осложнены
оползнями. Оползневые смещения связаны с выходами водоупор-
ных пластичных глин киевского яруса.
166
На севере и западе области с господством ландшафтов песчаных
полесий острова лёссового покрова, подстилаемого днепровской мо-
реной, приурочены к относительно возвышенным поверхностям
междуречий в бассейне Припяти, Десны, Ипути. Они также отли-
чаются густым овражным расчленением и многочисленными проса-
дочными формами.
На аллювиально-зандровых равнинах очень широко распростра-
нены эоловые формы рельефа. В пределах Полесской низменности
они были изучены П. А. Тутковским, принимавшим эти формы за
барханы — свидетельство существования в Полесье послеледнико-
вых пустынь. Последующие исследования показали, что здесь, как
и в других местах с перевеянными аллювиальными и флювиогля-
циальными песками, эоловые формы имеют вид холмов, то округ-
лых, то вытянутых в плане, различно ориентированных грив отно-
сительной высотой до 12 м, редко больше. Среди них встречаются
типичные материковые дюны с концами, изогнутыми к западу, сви-
детельствующими о том, что перевевание песков происходило при
господствующих ветрах не восточного, как считал П. А. Тутковский,
а западного направления. Перевевание совершалось во время вал-
дайского позднеледниковья. Позднее перевевание временами во-
зобновлялось, а вблизи населенных пунктов, у дорог и в других
участках с уничтоженным почвенно-растительным покровом оно со-
вершается и теперь. Местами перевеваются также пески прирусло-
вых валов, песчаные участки поймы и надпойменных террас, тяго-
теющие к лучше дренированным приречным полосам.
В Волынском Полесье, в северо-восточной части Черниговского
и в Брянском Полесье на мергельно-меловых породах верхнего ме-
ла распространены многочисленные карстовые поноры, воронки
и даже котловины. В осевой зоне Днепровско-Донецкой и Припят-
ской впадин крупные карстовые депрессии связаны с выщелачива-
нием соляных штоков в соляно-купольных структурах.
Низменности Кинешмско-Чебоксарского Заволжья,
Волжско-Окского и Окско-Донского междуречий
Полоса низин в геотектоническом отношении охватывает юго-
восточное крыло Московской синеклизы, северо-западный край Ток-
мовского свода, Кировско-Котельнический погребенный свод, се-
верное окончание Рязанско-Саратовского прогиба и северо-восточ-
ное крыло Воронежской антеклизы. При такой неоднородной струк-
турной основе геоморфологическое единство территории выделяется
все же достаточно четко.
Рельеф низменностей сформировался под воздействием днепров-
ского ледника, потоков талых ледниковых вод, а позднее под воздей-
ствием рек Волги, Оки, Дона и их крупных притоков (Клязьмы, Во-
ронежа и др.). Поэтому здесь господствуют моренно-эрозионные
и аллювиально-зандровые низменные равнины.
167
При абсолютных отметках уреза Волги между Кинешмой и Че-
боксарами 50—75 м, плоские равнины Заволжья (Горьковско-Ма-
рийской низменности) в самой удаленной от реки северной окраине
едва достигают высоты 170—180 м. На Волжско-Клязьминском
и Клязьминско-Окском междуречьях господствуют высоты от 100
до 150, редко до 180 м. Высоты Окско-Донской равнины колеблют-
ся преимущественно в пределах 150—190 м.
Геоморфологическими исследованиями области занимались
А. А. Асеев, Н. С. Бевз, И. Э. Введенская, А. А. Бирский, М. Н. Гри-
щенко, А. А. Дубянский, Ю. И. Иосифова, Д. М. Коненков, Р. В.
Красненков, М. И. Лопатников, С. 3. Максимов, Ф. Н. Мильков,
Ю. А. Петрокович, Г. И. Раскатов, А. И. Спиридонов, А. А. Стару-
хин и многие другие.
Морфоструктура. Заволжье и Волжко-Окское междуречье ча-
стично совпадают с погребенным Кировско-Котельническим. сводом
и северо-западным краем Токмовского свода, где кристаллический
фундамент залегает на глубине 1250—1500 м. К северо-западу в сто-
рону осевой зоны Московской синеклизы глубина фундамента воз-
растает до 2500 м и более. Платформенный чехол представлен глав-
ным образом осадками верхнего палеозоя и мезозоя, которые
в структурном отношении образуют юго-восточное крыло Москов-
ской синеклизы.
В широкой полосе Горьковско-Чебоксарского Заволжья на днев-
ную поверхность выходят пестроцветные породы татарского яруса
верхней перми: глины, алевролиты, песчаники с прослоями мерге-
лей, известняков и доломитов. Северо-западнее они скрываются под
красноцветными песчаниками, глинами и мергелями нижнего три-
аса, а еще дальше (в бассейне нижней Унжи и в Кинешмском За-
волжье) — под темноцветными песчано-глинистыми отложениями
верхней юры и нижнего мела. При общем наклоне пластов к севе-
ро-западу равнина Кинешмско-Чебоксарского Заволжья снижает-
ся в обратном направлении — к юго-востоку, т. е. характеризуется
инверсионным типом морфоструктуры.
В том же направлении текут здесь Волга между Юрьевцом
и Горьким, нижняя Ветлуга и другие реки. Они заложились по про-
стиранию северной части Сурско-Ветлужского прогиба, возникше-
го в мезозое на стыке Московской и наложенной Ульяновско-Сара-
товской синеклиз. В Заволжье этот прогиб отмечен на геологиче-
ской карте изгибом границ осадочных образований и сохранивши-
мися на междуречье Волги и Ветлуги в верховьях Керженца конти-
нентальными песчаными отложениями олигоцена — нижнего мио-
цена.
Крупными структурными формами мезозойского возраста,
осложняющими юго-восточное крыло Московской синеклизы, яв-
ляются также Окско-Клязьминская полоса поднятий и Владимиро-
Шиловский прогиб.
Окско-Клязьминская полоса поднятий (вал) прослеживается
вдоль границы Московской синеклизы и Токмовского свода на про-
тяжении 200 км, при ширине 15—30 км. Ось складки проходит сна-
168
чала меридионально от Касимова (на Оке) к Коврову (на Клязь-
ме), затем поворачивает к северо-востоку в сторону Пучежа
(на Волге). В этом же направлении наблюдается понижение шарни-
ра складки и ее общее выполаживание. В осевой зоне наиболее
приподнятого отрезка вала между Касимовым и Ковровым на по-
верхность выведены закономерно чередующиеся пачки известняко-
во-доломитовых и глинисто-мергельных пород верхнего карбона,
из-под которых в отдельных локальных структурах выступают из-
вестняки мячковского горизонта среднего карбона. На крыльях ва-
ла, а северо-восточнее Коврова и в его осевой зоне залегают доло-
миты и доломитизированные известняки с прослоями гипсов и ан-
гидритов нижней перми, а выше — доломиты и известняки казан-
ского яруса верхней перми.
Окско-Клязьминскому валу отвечает относительно возвышенное
плато с отметками дневной поверхности до 185 м и поверхности ко-
ренных пород до 160 м и более. Прямое выражение структуры
в рельефе отчасти объясняется слабо дифференцированными новей-
шими движениями, отчасти же большей стойкостью известняков
карбона против агентов механической денудации по сравнению
с песчано-глинистыми породами, залегающими на поверхности к за-
паду и к востоку от вала. Наиболее возвышенные участки плато
обычно приурочены к тем местам, где вал осложнен локальными
брахиантиклинальными структурами (Ковровской, Непейцинской,
Алферьевской, Лапсинской, Клетинской).
Субмеридиональное простирание вала подчеркивается продоль-
ными отрезками рек Колпи, верхней Ушны и др., изгибом Клязьмы
при его пересечении у Коврова. Не исключено, что коленчатый из-
лом Волги у Юрьевца обусловлен северным (хотя и сильно выпо-
ложенным) окончанием Окско-Клязьминских поднятий.
Западнее Окско-Клязьминскогоо вала параллельно ему протя-
гивается Владимиро-Шиловский прогиб, выполненный мощной тол-
щей верхнеюрских и нижнемеловых песчано-глинистых отложений.
Зона прогиба является структурной основой Мещерской низменно-
сти с абсолютными отметками рельефа преимущественно от 100
до 130 м, поверхности коренных пород от 80 до 120 м, с экстре-
мальными значениями, соответственно, от 80 (урез Оки) до 160 м
и от 60 до 160 м.
Окско-Клязьминские поднятия и Владимиро-Шиловский прогиб
продолжаются к юго-востоку, на погребенный Рязанско-Саратов-
ский прогиб (авлакоген). Продолжением Окско-Клязьминского
поднятия является мезозойский Окско-Цнинский вал, наложенный
на северо-восточный борт авлакогена. Он протягивается вдоль ле-
вобережья нижней Мокши и Цны, по соседству с которыми четко
выделяется в рельефе его восточный склон. Вал осложнен Касимов-
ским, Увязско-Нестеровским и рядом других локальных поднятий,
с выведенными на поверхность известняками и пестроцветными пес-
чано-глинистыми породами нижнего и среднего карбона.
Западнее Окско-Цнинского вала располагается северное окон-
чание Пензинско-Муромского прогиба с залегающими поверх та-
169
тарского яруса отложениями верхней юры и нижнего мела. К нему
приурочено низменное правобережье Оки от устья Мокши и почти
до впадения Клязьмы, а также обширные низины по течению рек
Мокши и Теши. С востока они ограничены краем Приволжской воз-
вышенности, совпадающим с полосой Алатырско-Горьковских под-
нятий (Алатырским валом) и выходами на поверхность татарского
яруса, а в отдельных локальных структурах — казанского яруса
и даже нижней перми. Основные положительные и отрицательные
формы рельефа находятся в прямых соотношениях с локальными
структурами. К поднятиям приурочены водоразделы Теши и Сере-
жи, Сережи и Оки и др., на прогибах образовались придолинные
понижения.
Окско-Донская низменность соответствует одноименной новей-
шей мегавпадине, наложенной на северо-восточное крыло Воронеж-
ской антеклизы. Согласно Г. И. Раскатову (1969), границы впади-
ны очерчены перегибами в породах осадочного чехла, следующими
вдоль разломов в кристаллическом фундаменте. Ее очертания вы-
являются на геологической карте по распространению выполняю-
щих впадину мощных неоген-четвертичных отложений.
Кристаллический фундамент структуры в районе Воронежа за-
легает на абсолютных отметках, близких к нулю. Отсюда он опу-
скается к северо-востоку сначала сравнительно полого — до минус
800—1000 м близ Ряжска и Тамбова, а затем очень круто — до
минус 3000 м и более в осевой зоне Рязанско-Саратовского прогиба
(между Рязанью и Шацком).
На кристаллическом основании залегают девонские отложения,
которые близко к дневной поверхности подступают лишь вдоль за-
падной окраины Окско-Донской низменности, где в глубоких до-
линных врезах Дона, Воронежа и некоторых их притоков ложе ал-
лювия слагают известняки, доломиты и мергели верхнего девона.
Севернее в меридионально ориентированных отрезках долин Хун-
ты, Рановы и Прони на дневную поверхность выходят карбонатные
и терригенные песчано-глинистые отложения нижнего и среднего
карбона.
К северу и востоку от границы, проходящей через Липецк, Там-
бов и Борисоглебск, сильно размытая неровная поверхность па-
леозоя перекрыта средне-верхнеюрскими глинами с подчиненными
горизонтами алевритов и песков. Породы верхней юры обнажаются
лишь на крыльях Окско-Цнинского вала и в долинных врезах бас-
сейна Прони, где залегают на различных горизонтах карбона. Юра
и палеозой почти повсеместно перекрыты нижним мелом, образую-
щим, за редкими исключениями, ложе четвертичных и неогеновых
отложений. Неоком начинается пластом прочного кварцево-полево-
шпатового песчаника, выше которого залегают алевриты, глинистые
пески и песчанистые глины. Разрез нижнего мела оканчивается апт-
альбскими песками, в которых встречаются прослои глин и прочных
фосфоритовых известковистых песчаников.
Юрские и нижнемеловые отложения формируют пологую моно-
клиналь, наклоненную от северной оконечности Воронежско-Став-
170
ропольского свода к востоку и северо-востоку, т. е. в сторону Ря-
занско-Саратовского прогиба. В позднемеловое время произошла
активизация Днепровско-Донецкого прогиба на юго-западе и Пен-
зо-Муромского прогиба на северо-востоке территории. В сочетании
с постепенным расширением между ними поперечного поднятия
(Воронежского или Орловско-Тамбовского сводового поднятия) это
привело к существенному преобразованию структуры нижнемело-
вого этажа (Мушенко, 1960; Семенов, 1963; Раскатов, 1969).
Результаты перестройки, унаследованные новейшим структур-
ным планом, сказались в рельефе Окско-Донской низменности, оп-
ределив характерные для нее северную (Окскую) и южную (Дон-
скую) покатости. Расположенная между ними водораздельная зо-
на как раз совпадает с отмеченным выше поперечным сводовым
поднятием, где высота равнины достигает 200 м. К северу и югу от-
сюда равнина снижается до 150 м согласно с падением поверхно-
сти нижнего мела от 140 до 70 м (Максимов, 1966).
На каждой покатости выделяются более мелкие структурные
формы, определившие расположение водораздельных и тальвеговых
линий бассейнов Оки и Дона. Так, к Тамбовско-Моршанскому мери-
диональному прогибу приурочен водосбор Цны, к южному продол-
жению Владимиро-Шиловского прогиба — водосборы рек Тырннцы
и Пары.
На южной покатости Окско-Донской равнины различаются сле-
дующие новейшие морфоструктурные элементы (Раскатов, 1969;
Старухин,1973).
Вдоль западного края равнины протягивается плиоценовый же-
лоб шириной 20—30 км, унаследованный средне-поздпеплиоценовой
долиной палео-Дона. Поперечными перемычками он разделяется на
три отрезка, или прогиба: Салтыковский, охватывающий бассейны
рек Рановы и Становой Рясы; Кривоборский — между Чаплыгиным
и Воронежем, и Масальский — между Воронежем и северным
склоном Калачской возвышенности. Салтыковский и Кривоборский
прогибы выработаны в палеозойских породах. Кривоборский про-
гиб следует вдоль оси мезозойского желоба, а Масальский — на-
следует сходную структуру в нижнемеловых породах, заложенную
по простиранию меловой моноклинали.
Восточнее желоба субмеридионально протягиваются Мичурин-
ское и Шукавинское поднятия. Мичуринское поднятие охватывает
район верховий Воронежа и притоков Оки—• Хунты и Пары, отли-
чающийся повышением равнины до высоты 160—170 м. Более об-
ширное Шукавинское поднятие расположено в междуречье Усманки,
Матыры и Савалы и также характеризуется повышенными отметка-
ми до 175 м. Обоим поднятиям соответствуют сокращение мощно-
сти плиоцен-четвертичных отложений, местами даже полное выкли-
нивание плиоценовых отложений, положительные перегибы поверх-
ности нижнемеловых пород. Осложняющие их отдельные локальные
поднятия и приуроченные к ним наиболее высокие водораздельные
элементы рельефа нередко имеют структурные корни в палеозой-
ских отложениях и в кристаллическом фундаменте.
J71
Восточнее Мичуринского и Шукавинского поднятий в централь-
ной части Окско-Донской равнины протягивается миоценовый То-
каревский прогиб, сообщающийся с Хоперско-Бузулукской впади-
ной. На севере в миоценовые отложения врезаны параллельно осн
прогиба плиоценовые, предледниковые и ледниковые отложения,
выполняющие древнюю Никифоровско-Шехманскую долину. На
юге прогиб унаследован долинами рек Савалы и Елани. По подош-
ве мезозоя ему соответствует зона сочленения двух структурных
террас — более приподнятой западной и опущенной восточной.
В подошве нижнего мела прогибу отвечает пологий структурный
желоб, разделенный в центральной части поперечной перемычкой.
В прогибе установлены выраженные в рельефе локальные подня-
тия: Шульгинское, Березовское, Верхнекарачанское и др. С его
южной частью сообщается Мучкапский прогиб, освоенный бассей-
ном нижнего и среднего течения Вороны.
Хоперско-Бузулукская неогеновая впадина (Урюпинский про-
гиб) располагается в бассейне Хопра. Общее простирание впадины
северо-западное (параллельное оси Рязанско-Саратовского проги-
ба) и субмеридиональное. Оно подчинено системе поперечных про-
гибов и структурных мысов в теле меловой моноклинали. В преде-
лах впадины многие притоки Бузулука и отдельные фрагменты до-
лины Хопра заложены вдоль узких мезокайнозойских синклиналей
отмеченной ориентировки. Существенная роль принадлежит также
северо-восточным и субширотным нарушениям.
На северо-востоке к Токаревскому прогибу примыкают Мор-
шан ское поднятие и Тамбовская структурная терраса. Моршанское
поднятие является частью более обширного Окско-Цнинского под-
нятия, которому в рельефе отвечает относительно возвышенное
(до 180 м) Окско-Цнинское плато. Расположенная южнее Тамбов-
ская структурная терраса распадается на серию су б меридиональ-
ных поднятий и желобов, предопределивших рисунок речной сети.
Выделяется главная структурная ось террасы, с которой совпадает
долина Цны. Обеим новейшим структурам отвечают аналоги
в структурах осадочного чехла и фундамента.
Морфоскульптура. Заволжско-Окско-Донские низменные равни-
ны на путь континентального развития вступили в основном после
регрессии поздпемеловых морей. Лишь Заволжье окончательно
освободилось из-под уровня моря несколько раньше — в раннем ме-
ду, а юг Окско-Донской равнины — позже — в эоцен-олигоценовое
время. Континентальное развитие Окско-Донской низменности пре-
рывалось морскими ингрессиями в среднем и позднем миоцене, оп-
ределившими существенную особенность формирования ее рельефа
в новейшее время.
Наиболее древние этапы развития континентальной морфо-
скульптуры территории прослежены в бассейне палео-Дона. В этом
отношении большой интерес представляют сводные работы М. Н.
'Гпищенко (1966, 1971, 1976) и Ю. И. Иосифовой (1971, 1972).
В конце олигоцена на юге современных Окско-Донской низмен-
ности и Среднерусской возвышенности располагалась низменная
172
о
[ill]
СО
суглинки и супеси красноцветные (кора выветривания), // — границы стратиграфических подразделений, 12 — границы литологических подразде-
лений, /3 — границы между террасами верхнечетвертичиого возраста (/ — первая, //— вторая, /// — третья террасы)
аккумулятивная равнина, сложенная континентальными и прибреж-
но-морскими осадками полтавской серии. Севернее простиралась
эрозионно-денудационная равнина. На рубеже олигоцена и миоце-
на здесь заложилась долина палео-Дона. В начале среднего миоце-
на она испытала интенсивное эрозионное расчленение, вызванное
тарханско-нижнечокракской регрессией Эвксино-Каспия и подня-
тиями, охватившими большой район от средней Оки до Ергеней.
Глубокая, ныне полностью погребенная долина среднемиоценового
палео-Дона начинается севернее средней Оки, возможно, в окрест-
ностях Москвы, пересекает Оку близ Шилова и далее протягивает-
ся на юг вдоль восточного края Окско-Донской равнины и Хопер-
ско-Бузулукской депрессии. Долина оканчивается на юго-востоке
Ергеней близ Элисты. Ее ширина на Окско-Донской равнине дости-
гает 50 км, а глубина — 80—120 м (рис. 27; см. также рис. 5).
Долина выполнена отложениями среднего миоцена (тортона),
которые, по Ю. И. Иосифовой, представлены ламкинской свитой,
включающей терновские и сосновские слои. Ламкинская свита
в нижней части сложена аллювиальными разнозернистыми песками
с галькой мощностью в осевой части долины до 50 м. Вверх по раз-
резу пески сменяются сначала пойменными, озерно-болотными,
а затем лиманно-морскими темными глинами с прослоями глауко-
нитовых алевритов и линзами диатомитов общей мощностью до
70 м.
На нижнем Дону и Ергенях эквивалентом ламкинской свиты
является яшкульская свита континентально-морских ингрессивных
отложений тортона (Родзянко, 1970).
Заполнение среднемиоценовой долины палео-Дона сначала реч-
ными, а потом и морскими осадками произошло вследствие тортоп-
ской (чокрак-караганской) трансгрессии, проникшей на север до
современной средней Оки и превратившей большую часть древней
долины в лиман. Ингрессии способствовало также углубление То-
каревского прогиба и Хоперско-Бузулукской впадины, в структуре
которых отмечается влияние не только новейшей тектоники, но
и эрозионно-аккумулятивной деятельности тортонского палео-Дона.
В конце тортона осадконакопление прекратилось и начался но-
вый этап эрозионной деятельности, результатом которой было об-
разование обширного плоского понижения, в общем совпадающе-
го с современной Окско-Донской низиной. От последующего размы-
ва уцелела лишь восточная часть этого понижения в полосе шири-
ной около 60 км, вытянутой между бассейнами Пары на севере
и Хопра на юге. Ложе понижения наклонено к югу (140—150 м аб-
солютной высоты в окрестностях Тамбова и 100—120 м на Волжско-
Хоперском междуречье).
Понижение выполнено горелкинской свитой мелководноморских
отложений: галечников, песков, кварцево-глауконитовых алеври-
тов, серых глин с линзами вулканического пепла общей мощностью
до 50 м. Осадки накопились в обширном неглубоком заливе Эвкси-
но-Каспия, ипгрессировавшем в понижение долины .палео-Дона
в конкско-сарматское время (Иосифова, 1971, 1972). На Волжско-
174
Хоперском междуречье эквивалентом горелкинской свиты являют-
ся «гуровские глины».
К миоценовым аллювиальным и морским отложениям с запада
прислонены аллювиальные тела плиоценового палео-Дона. Они
объединяются в две свиты — усманскую и кривоборскую, фикси-
рующие миграцию новейших тектонических прогибов и долины па-
лео-Дона в западном направлении (Холмовой, 1966, 1974).
Усманская свита на Окско-Донской равнине занимает полосу
шириной около 60 км. Абсолютные отметки ее ложа в средней части
равнины колеблются в пределах 70—80 м. Свита состоит из двух
прислоненных друг к другу самостоятельных аллювиальных толщ
нижне-среднеплиоценового возраста. Обе толщи сложены светлы-
ми тонкозернистыми песками, кверху переходящими в серые глины
обшей мощностью 20—30 м. На Волжско-Хоперском междуречье,
нижнем Дону и Ергенях усманской свите соответствуют ергенин-
ские водораздельные пески, которые отлагались в устьевой (дель-
товой) части ранне-среднеплиоценового палео-Дона.
Кривоборская свита выполняет глубокую долину, совпадающую
с отмеченным выше одноименным прогибом. Ее тальвег прослежи-
вается вдоль западной окраины Окско-Донской низменности по ли-
нии Рязань, Воронеж, Новохоперск. Свита состоит из трех вложен-
ных друг в друга аллювиальных тел (террас) общей шириной до
30 км. В их строении принимают участие галечники, пески в верх-
ней части с прослоями глин общей мощностью 50—60 м. Возраст
террас определен пока весьма предположительно как акчагыльско-
апшеронский (Холмовой, 1966; Иосифова, 1971).
Аллювий самой древней террасы (урывские слои) опускается
на 20—25 м ниже уровня Дона. Аллювий средней террасы (бело-
горские слои) выполняет более глубокий эрозионный врез, тальвег
которого в окрестностях Воронежа располагается на 50 м ниже ме-
жени, а его абсолютная высота изменяется от 105 м у Рязани до 52 м
близ Новохоперска. На размытых урывских и белогорских слоях
залегает аллювий самой молодой поздпеплиоценовой террасы
(яманьские слои), причем его ложе находится на 5—10 м выше
уровня Дона. Аналоги кривоборской аллювиальной свиты хорошо
развиты на Волжско-Хоперском междуречье, нижнем Дону и на
Ергенях, обозначая позднеплиоценовую долину палео-Дона, по сво-
им очертаниям очень близкую современной открытой долине. Та-
ким образом, позднеплиоценовый Дон начинался где-то в бассейне
современной средней Оки, пересекал Окско-Донской водораздел
и далее тек вдоль Воронежа, среднего отрезка Дона, огибал с севе-
ра, а затем с востока по долине Хопра Калачскую возвышенность,
откуда направлялся вдоль нижнего Дона в позднеплиоценовый мор-
ской бассейн.
Следует заметить, что фрагменты неогенового (среднемиоцено-
вого и верхнеплиоценового) аллювия в бассейне Оки залегают на
30—60 м ниже того уровня, который должен был бы обеспечить те-
чение верхнего палео-Дона к югу через Окско-Донской водораздел.
Исходя из этого, Ю. И. Иосифова предполагает послемиоценовое
175
(плейстоценовое?) опускание левобережья средней Оки на указан-
ную величину.
В настоящее время достоверно установлено, что заложение до-
лины Оки и обособление ее бассейна произошло на рубеже плиоце-
на и плейстоцена. В это время Окско-Донской водораздел занял
то место, которое было предопределено структурными условиями —
отмеченным выше перегибом нижнемеловой структурной поверхно-
сти, разделяющим окскую и донскую покатости Окско-Донской рав-
нины.
Пока еще недостаточно установлено время образования отрезка
Дона ниже г. Георгиу-Деж, где река отчленяет Калачскую возвы-
шенность от Среднерусской. Г. В. Холмовой (1974) считает, что
отчленение произошло в раннем плиоцене, возможно, в миоцене,
о чем свидетельствуют два самых высоких уровня плиоценовых тер-
рас, прослеживающихся вдоль Дона от устья Хопра вверх по тече-
нию до Георгиу-Деж и еще далее до г. Данкова. Но это, по мнению
Г. В. Холмового, была самостоятельная река, которая впадала в ос-
новную плиоценовую реку, протекающую восточнее вдоль осевой
зоны Окско-Донской низменности. Что же касается существующего
ныне сквозного русла Дона ниже Георгиу-Деж, то оно возникло
только в результате послеледниковой эрозии, как первоначально
предполагал п М. Н. Грищенко. Эти представления, однако, требу-
ют дополнительного обоснования. Палеогеографические схемы
плиоцена, составленные Г. В. Холмовым, данные М. И. Лопатнико-
ва о существовании перекрытого мореной переуглубления долины
скорее свидетельствуют о доледниковом возрасте рассматриваемо-
го отрезка Дона.
О дочетвертичной морфоскульптуре Кинешмско-Чебоксарского
Заволжья нет достоверных данных. Погребенная долина поздне-
плиоценовой палео-Волги прослежена севернее современного русла
почти до Горького. Можно предполагать, что она продолжалась
и еще дальше вверх по реке, но позднее была размыта или же пока
не обнаружена. Повсеместно более достоверно устанавливаются
следы деятельности раннеплейстоценовых рек.
В Чебоксарском Заволжье установлена V надпойменная терра-
са Волги, перекрытая днепровской мореной (Кожевников, 1959).
Постель аллювия этой террасы залегает на 5—10 м выше межени,
что отличает его от более молодого — венедского — аллювия, фор-
мировавшегося в условиях более глубокого врезания рек — на
25—45 м ниже межени.
Долина венедской пра-Волги прослежена до устья Унжи, но
можно предполагать, что она продолжалась и выше по течению,
и слева в Кинешмско-Чебоксарском Заволжье принимала крупные
притоки: Унжу, Керженец, Ветлугу, Большую Кокшагу. На всем
протяжении от Чекалина до устья в современных очертаниях сложи-
лась долина пра-Оки, которая в пределах Мещерской и Балахнин-
ской низин отличалась значительной шириной (Горецкий, 1966).
Нижнечетвертичные отложения и формы рельефа пра-Вороне-
жа — Дона изучены еще совершенно недостаточно. В пределах
176
Окско-Донской равнины под днепровской мореной распространены
аллювиальные и водно-ледниковые отложения мощностью в глубо-
ких долинах до 30 м. Самые верхние горизонты этих отложений
слагают наиболее древнюю четвертичную террасу Дона относитель-
ной высотой до 60 м. За пределами донского ледникового языка
в долине нижнего Дона эта терраса выступает из-под морены на
дневную поверхность. Самые нижние горизонты тех же отложений,
постель которых опускается на 25—40 м ниже межени, относятся
к венедскому аллювию, установленному Г. И. Горецким (1970)
в нижнем течении Дона.
Можно полагать, что ко времени окского и днепровского оледе-
нений в Заволжско-Окско-Донской области при участии крупных
рек сложился денудационно-аккумулятивный рельеф сниженных
равнин. Аккумулятивные процессы, чередовавшиеся с эрозионными,
наиболее полно сказались в образовании Окско-Донской равнины.
Кроме деятельности палео-Дона развитию аккумуляции способство-
вали тортонская и сарматская ингрессии морей и общий благопри-
ятный режим неотектонических движений.
В области во многих местах обнаружена окская морена мощно-
стью обычно от 1 до 12 м, редко до 20 м. Судя по распространению'
морены, окский ледниковый покров лишь немногим уступал днеп-
ровскому, оказал существенное влияние на формирование рельефа
территории. В лихвинское межледниковье вновь совершались флю-
виальные эрозионно-аккумулятивные процессы, развивались реч-
ные долины, в большинстве случаев унаследованные современной
речной сетью. Глубина эрозионного расчленения была несколько
больше, чем теперь. Ложе лихвинского аллювия обычно распола-
гается на 15—20 м ниже межени, а его мощность в долине Волги
и в низовьях Оки достигает 10—15 м и более.
Область была полностью перекрыта днепровским ледником,
оставившим после себя морену мощностью от 1 до 10 м, местами
в понижениях коренного ложа и в краевой зоне до 20 м и больше.
Так, на южной окраине Окско-Донской равнины мощность днепров-
ской морены превышает 40 м.
Морена обычно представлена валунными суглинками, содержа-
щими значительную примесь местных коренных пород. Следова-
тельно, ледник при движении оказывал заметное воздействие на
свое ложе, что местами приводило к образованию отторженцев ко-
ренных пород. Так, западнее Тамбова субмеридионально протяги-
вается Лапинско-Юрловская ложбина ледникового выпахивания
и размыва, которая в северной части заполнена днепровской море-
ной, содержащей отторженцы неогеновых и мезозойских пород
(Маудина, 1970).
В морене часто наблюдаются прослои и линзы песков, количе-
ство и мощность которых возрастают к придолипным понижениям.
Кроме того, поверх суглинистой донной морены почти всюду рас-
пространен маломощный чехол рыхлой песчанистой абляционной
морены. Это говорит об интенсивном перемыве материала талыми
водами, способствовавшем образованию водно-ледниковых форм
12 Спиридонов А. И.
177
рельефа. К ним, в частности, относятся озы и камы, достигающие
лишь в редких случаях внушительных размеров. Такова изученная
М. И. Маудиной Суренская озовая гряда, которая протягивается
в меридиональном направлении по соседству с отмеченной выше
Лапинско-Юрловской ложбиной ледникового выпахивания и размы-
ва. Она сложена песками мощностью до 40 м, углубленными в ко-
ренные породы и местами прикрытыми маломощной мореной.
В верховьях реки Матыры (левого притока Воронежа) гряда дости-
гает максимальной для всей Окско-Донской равнины высоты
(218 м над уровнем моря) при относительной высоте до 40 м.
Днепровский ледник осуществлял преимущественно равномер-
ную сравнительно маломощную аккумуляцию, в результате которой
сложились так характерные для области моренно-водно-леднико-
вые равнины с чередованием моренных поверхностей, водораздель-
ных и долинных зандров. Плоскохолмистые моренные равншёы,
местами прикрытые прерывистым маломощным слоем песков,
встречаются на плоских относительно приподнятых участках меж-
дуречий Кинешмо-Чебоксарского Заволжья, Мещеры, Клязьмо-
Цнинского и Окско-Цнинского плато, Паро-Пронского междуречья
и др. Их абсолютная высота колеблется в пределах 160—180 м,
а слабо заметные холмы над ближайшими западинами возвышают-
ся всего на несколько метров. Более резко выступающие холмистые
или грядовые формы встречаются как исключение преимуществен-
но в краевой зоне днепровского оледенения, например, на юге
Окско-Донской равнины.
Более широко распространены моренные равнины с чехлом без-
валунных лёссовидных суглинков и глин мощностью до 5 м. Они
занимают правобережье Волги на севере Ивановской и Владимир-
ской областей, междуречья Рановы и Пары, Пары и Цны и особен-
но междуречья южной покатости Окско-Донской равнины, где
мощность надморенных покровных суглинков и глин увеличивается
до 15 м и более. Тонкая горизонтальная слоистость, прослои и лин-
зы песков, включения мелких валунчиков и щебня осадочных
и кристаллических пород, а также обломки раковин пресноводных
моллюсков — все это говорит об озерно-ледниковом происхождении
большей части покровных отложений.
Образование приледниковых плотинных водоемов происходило
в условиях распада периферии днепровского ледникового покрова
на глыбы мертвого льда, затруднявшие сток талых вод в речные до-
лины.
В тех местах, где условия стока талых вод были благоприятны,
возникали зандровые равнины. Они широко распространены в Горь-
ковско-Чебоксарском Заволжье, где восточнее переходят в зандры
и поверхность четвертой надпойменной террасы Волги, примыкаю-
щие к границе максимального распространения днепровского лед-
никового покрова. В Кинешмском Заволжье господствуют зандро-
вые равнины и ложбины стока талых вод времени московского оле-
денения, примыкающие к Судиславльско-Галичским краевым обра-
зованиям. Их абсолютная высота близ краевых форм 140—150 м,
178
а около Волги 100—ПО м. Ниже по течению Волги московские
зандры переходят в поверхность третьей надпойменной террасы.
Аналогичная система зандровых поверхностей времени днепров-
ского и московского оледенений наблюдается на Волжско-Клязь-
минском и Клязьминско-Окском междуречьях. Элементы днепров-
ских зандров, сложенных средне- и мелкозернистыми песками мощ-
ностью до 4 м, занимают относительно возвышенные приводораз-
дельные участки, тогда как в понижениях располагаются преиму-
щественно зандры и ложбины стока талых вод московского воз-
раста.
На Нерльско-Клязьминской низменности московские зандры
высотой 120—135 м примыкают к полосе Ростовско-Писцово-Фур-
мановских краевых форм. В направлении ,к югу и юго-востоку они
сопровождают долины Нерли (клязьминской), Уводи и других рек,
чередуясь с междуречными островами моренной равнины. Ближе
к Клязьме долинные зандры сливаются в более обширную зандро-
вую равнину высотой 100—110 м над уровнем моря.
В Мещерской низменности зандры максимального распростра-
нения московского оледенения выражены в виде плоскоравнинной
поверхности широкой третьей надпойменной террасы Оки. Широкие
меридиональные понижения пересекают центральную Мещеру на
уровне этой террасы, свидетельствуя о стоке талых вод московского
ледника по системе протоков из бассейна Клязьмы в бассейн Оки.
На северной покатости Окско-Донской равнины широкие долин-
ные зандры сопровождают течения рек Прони, Рановы, Пары, Цны
с Мокшей. Они замыкаются со стороны Окско-Донского водоразде-
ла и полого падают в сторону Оки, свидетельствуя о формировании
их в условиях таяния междолинных глыб мертвого льда и стока
талых вод в северном направлении (Спиридонов, 1949).
На южной покатости той же равнины вдоль левобережья Воро-
нежа и Дона протягивается широкая полоса флювиогляциальных
отложений, состоящих из двух песчаных толщ общей мощностью
до 40—60 м. В нижней толще, залегающей на размытой днепров-
ской морене, а местами непосредственно на дочетвертичных отло-
жениях, прослеживается изменение песков от крупных косослоистых
с гравием и галькой, иногда с валунами в основании, до мелких
горизонтально и неясно слоистых в кровле. Верхняя толща пред-
ставлена песками, горизонтально или неясно' слоистыми, пере-
слаивающимися с суглинками и супесями. Между этими двумя тол-
щами залегают глины и суглинки, образующие прерывистые гори-
зонты мощностью 5—10 м.
Пески слагают днепровскую флювиогляциальную террасу отно-
сительной высотой 55—60 м. К ней прислонена московская терраса,
в цоколе которой под московским аллювием залегает аллювий
одинцовского возраста. Относительная высота террасы колеблется
от 30 до 50 м и более, увеличиваясь вниз по течению Дона.
В долинах большинства рек области хорошо развиты две
(по М. Н. Грищенко, в долине верхнего Дона — три) позднеплей-
стоценовые террасы: ранневалдайская относительной высотой
12
179
20—35 м и поздневалдайская высотой 10—15 м. Вдоль малых рек
они снижаются, соответственно, до 10—14 и 6—8 м.
Долины и балки области, как правило, пологосклонные широкие
с ясно выраженной асимметрией. У крупных долин более крутой
склон обычно правый, а у небольших долин и балок — склон юж-
ной и юго-западной экспозиции. Преобладают склоны делювиально-
криосолифлюкционного типа, опирающиеся на высокие террасы
и формировавшиеся в перигляциальных условиях времени днепров-
ского и московского оледенений.
Берега, подмываемые реками, часто осложнены оползнями ко-
ренных и четвертичных пород. Образованию оползней способствуют
богатые водоносными горизонтами песчано-глинистые толщи татар-
ского яруса и нижнего триаса, верхней юры и нижнего мела. Ополз-
ни йестроцветной пермско-триасовой толщи встречаются по берегам
Волги, Оки, Клязьмы, Ветлуги и их притоков. Оползни юрско-мело-
вых пород распространены ближе к центральной части Московской
синеклизы и во Владимиро-Шиловском прогибе по берегам Волги.
Унжи, Неи, Оки, Прони, Мокши и других рек. К выходам стойких
карбонатных пород каменноугольного возраста в полосе Клязьмо-
Окских и Окско-Цнинских поднятий приурочены высокие и крутые
обвально-осыпные склоны Оки, Клязьмы и их притоков.
Общей сниженное™ равнинного рельефа области отвечает весь-
ма малая глубина и густота долинно-балочного и овражного расчле-
нения. На междуречьях расстилаются обширные слабо дренирован-
ные поверхности, которые на Окско-Донской равнине носят вырази-
тельное название плоскоместий. Особенно слабо расчленены забо-
лоченные и лесистые зандрово-аллювиальные низины Заволжья,
Мещеры. Несколько сильнее расчленена Окско-Донская равнина,
но и здесь густота долинно-балочной сети составляет обычно
0,3—0,8 км/км2, редко увеличиваясь до 1,2—1,6 км/км2 (Раскатов,
1969).
Столь же слабо развита овражная сеть. На песчаных аллюви-
ально-зандровых низинах овраги отсутствуют совсем или встре-
чаются единично. Несколько сильнее расчленены оврагами морен-
ные равнины с покровом лёссовидных суглинков (правобережье
Волги, побережье нижней Оки, Окско-Донская равнина), но и здесь
они распространены очень неравномерно, главным образом на скло-
нах речных долин. Большие площади плоскоместий центральной
и северной частей Окско-Донской низменности совсем лишены ов-
рагов. В остальных местах густота овражной сети на склонах кру-
че 3° возрастает до 0,5 км/км2, а на отдельных участках востока
и юга Окско-Донской низменности, более интенсивно расчлененных
долинно-балочной сетью, достигает 1,0 и даже 1,5 км/км2 (Дроздов,
1965).
Для зандрово-аллювиальных равнин Заволжья, Мещеры, Окско-
Донского междуречья характерны древние эоловые формы: бугры,
гривы, гряды относительной высотой от 1—1,5 до 5—7 м. Они воз-
никли вскоре после накопления песков, но до закрепления их поч-
венно-растительным покровом. Судя по погребенным почвам, наблю-
180
щемым в разрезах эоловых песков, перевевание временами возоб-
новлялось. Во многих местах оно происходит и теперь, чему спо-
собствуют уничтожение естественной растительности, проложение
дорог, неумеренная пастьба скота и другие виды хозяйственной
деятельности, осуществляемой без проведения необходимых лесо-
мелиоративных мероприятий. Особенно крупные массивы эоловых
песков и эоловых грядово-бугристых форм («кучугуров») занимают
левобережье, главным образом первую и вторую надпойменные
террасы Дона в Хоперско-Бузулукском, Арчединском и других рай-
онах нижнего Дона, где они изучались А. А. Дубянским, Б. Б. Полы-
новым, А. Г. Гаелем, Н. Е. Диком и другими исследователями.
На Окско-Клязьминских и Окско-Цнинских поднятиях распро-
странены карстовые формы рельефа: поноры, воронки, котловины,
слепые балки и овраги. Между Ковровым и Касимовым и юго-во-
сточнее Касимова в осевой зоне вилообразных поднятий наблю-
даются формы карбонатного карста на известняках и доломитах
среднего и верхнего карбона. В северной части поднятий и на ло-
кальных структурах правобережья Муромско-Горьковского отрезка
нижней Оки интенсивно развиты формы гипсово-ангидритового кар-
ста, приуроченные к выходам на поверхность карстующихся пород
казанского яруса и нижней перми.
Плоские междуречья (плакоры) Окско-Донской равнины, сло-
женные с поверхности лёссовидными карбонатными суглинками,
обычно бывают усеяны блюдцеобразными западинами (степными
блюдцами) суффозионного (просадочного) происхождения. Ча-
стично они представляют собой остаточные формы ледникового про-
исхождения (моренные западины) или озерные и старичные депрес-
сии на высоких речных террасах. Диаметр блюдец колеблется от 10
до 60 м, редко до 100 м, глубина от 0,5 до 1,0 м, редко до 3 м. Блюд-
ца нередко заболочены, заняты осиновыми кустами.
Низкое Заволжье
Низкое Заволжье широкой полосой протягивается вдоль левого
берега Волги между Казанью и Камышином., От Прикаспийской
низменности отделяется предсыртовым абразионным уступом ран-
нехвалынской трансгрессии Каспия. Жигулевская излучина Волги
делит Низкое Заволжье на две неравные части: северную — Ка-
занско-Ульяновское Заволжье и южную — Куйбышевско-Саратов-
ское Заволжье. Абсолютные высоты междуречий уменьшаются
с севера на юг от 190 до 160 м в Казанско-Ульяновском Заволжье
и от 160 до 100 м и менее в Куйбышевско-Саратовском Заволжье.
Материалы о геоморфологии области обобщены в работах А. В.
Вострякова, И. П. Герасимова, С. К. Горелова, Г. И. Горецкого,
А. Г. Доскач, В. А. Морозова, А. И. Москвитина, Н. И. Николаева,
Г. В. Обедиентовой и других авторов.
Морфоструктура. Северная часть Низкого Заволжья отвечает
Мелекесской тектонической впадине, а южная — юго-восточному
181
крылу Жигулевско-Пугачевского свода. Таким образом Низкое За-
волжье объединяет две разнородные структуры Волго-Камской
антеклизы. Общим для этой области является расположение ее
в зоне относительного новейшего опускания (по Г. В. Обедиенто-
вой, Заволжского неотектонического прогиба) с широкой погребен-
ной долиной пра-Волги.
Мелекесская впадина разделяет Токмовский, Татарский и Жи-
гулевско-Пугачевский сводовые поднятия. Прослеживается как
в фундаменте, так и в осадочном чехле. В ее наиболее опущенной
южной части кристаллический фундамент располагается на глуби-
не 2400 м и более. Впадина испытала сильное прогибание при отло-
жении терригенной толщи девона, мощность которого здесь очень
значительная. Тектонические опускания продолжались и в мезо- и
кайнозое, но их амплитуда была в разных местах неодинаковой.
Структурные условия отражаются в рельефе Казанско-Ульянов-
ского Заволжья, заметно снижающегося в сторону г. Тольятти.
На фоне прямой отрицательной морфоструктуры выделяются
Аксубаевское, Елховско-Раковское и Сокско-Шешминское валооб-
разные поднятия, вытянутые в северо-восточном и субширотном
направлениях вдоль водоразделов Камы, Большого Черемшана,
Сока и Большого Кинеля. Наиболее значительные высоты (до 195 м
и более) приурочены к локальным поднятиям. Перечисленные
структуры начинаются на соседней Бугульминско-Белебеевской
возвышенности и в Мелекесской впадине они постепенно затухают,
за исключением Сокско-Шешминского поднятия, которое плавно
переходит в вилообразную структуру Жигулей (Горелов, 1972).
Характерной особенностью морфоструктурного плана Сызран-
ско-Саратовского Заволжья является крупная широтная ступенча-
тость рельефа, которая унаследовала региональные широтные
флексуры мезозойских и палеозойских отложений вдоль северной
окраины Прикаспийской синеклизы (Востряков, 1967). Морфологи-
чески она выражена не резко.
Верхняя ступень рельефа высотой от 130 до 210 м располагает-
су к северу от Большого Иргиза. Она отвечает Пугачевско-Чапаев-
скому новейшему поднятию, развивавшемуся на юго-восточном
крыле древнего Жигулевско-Пугачевского свода. Двум низким сту-
пеням высотой, соответственно, 90—120 и 50—80 м отвечают Узени-
Иргизская мульда, расположенная между Пугачевско-Чапаевским
сводом и Узени-Ичкинским валом западного окончания Общего
Сырта, и Марксская впадина. Обе структуры унаследованы с ме-
зозоя и в южном направлении ступенчато открываются в Прикас-
пийскую синеклизу.
Отмеченные морфоструктурные ступени осложнены пологими
вилообразными поднятиями и прогибами субширотного и северо-
западного простирания, выраженными в рельефе и новейших отло-
жениях, а также в пластах перми и мезозоя. Линейные структуры
валообразного типа намечаются вдоль правого берега Чапаевки, на
междуречьях Чапаевки и Большого Иргиза, Большого Иргиза
и Камелика, в верховьях Большого и Малого Узеней. Отрицатель-
182
ные структуры в виде протяженных прогибов и замкнутых впадин
установлены на левобережье Самары и Чапаевки, в бассейне Каме-
лика— Камелик-Иргизское понижение (Горелов, 1972).
Многие линейные и локальные изометрические структуры выяв-
ляются по рисунку гидрографической сети, и прежде всего самой
Волги. Неотектонические поднятия выражаются крупными излучи-
нами (Жигулевская), коренными меандрами (Золотовская между
с. Ровное и Иловатка), участками горловинообразных сужений
(Аграфеновская горловина). К неотектоническим опусканиям при-
урочены крупные дугообразные изгибы реки со свободными блуж-
дающими меандрами (Сызранская и Саратовская «дуги»), центро-
стремительные схождения рек, резкие расширения долины. Прямо-
линейный отрезок Волги от с. Спасск и Приволжья до г. Маркса
следует вдоль тектонического разлома.
Субширотные линии разрывных нарушений подчеркнуты доли-
нами рек Сызрани и Самары, Большого Иргиза и Бузулука, Каме-
лика и Чагана и др. (Востряков, 1967).
Морфоскульптура. Формирование морфоскульптуры Низкого
Заволжья связано, прежде всего, с развитием долины Волги, исто-
рия которой в настоящее время прослеживается с плиоцена. О пред-
шествующих этапах этой истории судить трудно, так как глубокий
плиоценовый размыв, по-видимому, почти полностью уничтожил
соответствующие формы рельефа и отложения. На междуречье
Большого и Малого Иргиза под морским акчагылом на разновоз-
растных отложениях до олигоцена включительно обнаружены кон-
тинентальные пестроокрашенные глины и пески, заполняющие
эрозионные и карстовые понижения. Слоистость, включения галек
говорят о флювиальном генезисе материала (Востряков, 1967). Та-
ким образом, возможно, что долина Волги, как и Дона, заложилась
еще в миоцене и что за глубоким врезанием реки в начале среднего
миоцена, т. е. во время тарханской и нижнечокракской регрессии,
следовал этап накопления рыхлого материала и общего выравни-
вания рельефа на достаточно высоком гипсометрическом уровне,
отвечающем времени тортонской и сарматской трансгрессий.
Ранний, средний плиоцен ознаменовался резким понижением
уровня Каспия (балаханского бассейна), поднятиями Волго-Ураль-
ской антеклизы, способствовавшими глубокому врезанию палео-
Волги. Ее тальвег непрерывно прослеживается ниже устья Камы
в 75-—100 км восточнее современного русла Волгина абсолютных от-
метках минус 150—200 м в Казанско-Ульяновском Заволжье, ми-
нус 200—250 м в Куйбышевском Заволжье и минус 300 м в Сара-
товском Заволжье (рис. 28; см. также рис. 5).
Узкая глубокая долина выполнена мощными кинельскими отло-
жениями, впервые выделенными под таким названием А. Н. Маза-
ровичем (1927, 1932) и Н. И. Николаевым (1935). Сводная характе-
ристика кинельских отложений (кинельской свиты) содержится
в работах Г. И. Борецкого (1964), А. В. Вострякова (1967), А. И.
Москвитина и В. А. Морозова (1967). Кинельская свита начинается
базальным слоем из щебенчато-галечно-гравийного материала, на-
183
Рис. 28. Геологический разрез Саратовского Заволжья (по В. А. Морозову):
1 — пески, 2 — пески с гравием, 3 — суглинки, 4 — суглинки и супеси, 5 — глины
копление которого происходило в условиях сильного размыва мест-
ных коренных пород. Выше залегают пески русловой фации аллю-
вия древней реки, а еще выше — мощная толща глин с прослоями
песков, в которой отмечается хорошо выраженная ленточного типа
слоистость, содержится фауна пресноводных моллюсков и остра-
код, углефицированные растительные остатки. Это свидетельствует
об аккумуляции материала в стоячих или слабо проточных водое-
мах, возникавших вследствие подпора палео-Волги ингрессировав-
шим акчагыльским бассейном.
Акчагыльская трансгрессия охватила все Низкое Заволжье,
проникнув по долинам палео-Камы и ее притоков даже в пределы
Высокого Заволжья. У подножия западных склонов Общего Сырта
и Бугульминско-Белебеевской возвышенности в мелководной при-
брежной зоне акчагыльского моря отлагался песчано-галечный ма-
териал, сменявшийся в сторону более глубокого моря сначала пес-
чано-глинистыми, а затем глинистыми отложениями. Мощность
морского акчагыла в Куйбышевско-Саратовском Заволжье обычно
не превышает 100 м, но в отдельных депрессиях по палеорекам она
возрастает до 200 м и более.
В приводоразделыюй части Волги и ее крупных притоков
(Иргиза, Чапаевки, Самары, Большого Черемшана' и др.) на высо-
те от 120 до 165 м сохранились реликты расчлененной морской ак-
кумулятивной равнины. Вдоль восточной и северной окраины Низ-
кого Заволжья на высоте до 180 м наблюдаются более сильно рас-
члененные остатки абразионной поверхности, местами ограничен-
ные абразионным уступом.
184
После регрессии акчагыльского моря, вызвавшей неглубокое
врезание Волги и ее притоков, в конце позднего плиоцена произо-
шла апшеронская трансгрессия, распространившаяся на север до
широты Саратова, а по долине палео-Волги — до устья Большого
Иргиза. В конце плиоцена — начале плейстоцена в Низком По-
волжье образовалась толща сыртовых отложений — весьма харак-
терный результат семиаридного морфолитогенеза на этой терри-
тории.
Изучением сыртовых отложений занимались И. П. Герасимов,
А. Н. Мазарович, Н. И. Николаев, А. Н. Розанов, Ф. П. Саваренский
и другие исследователи. По данным А. В. Вострякова (1967), сыр-
товые отложения включают подсыртовые пески, красно-бурые и ко-
ричнево-бурые глины.
Подсыртовые пески и супеси светло-желтые и желтовато-серые,
горизонтально-слоистые или с неясно выраженной слоистостью,
кварцевые, глинистые с остатками солоноватоводных моллюсков
и остракод. Они заполняют наиболее пониженные элементы рель-
ефа, где их мощность возрастает до 30 м (например, вдоль Большо-
го Узеня).
Выше подсыртовых песков залегают красно-бурые глины,
в нижней части алевритистые, слоистые. Их мощность (18—20 м)
уменьшается в сторону Общего Сырта. Одновременно в них появ-
ляются прослои песка. На абсолютной высоте 100—ПО м красно-
бурые глины выклиниваются или замещаются аллювиально-делю-
виальными образованиями, широко распространенными на приле-
гающих склонах Высокого Заволжья.
Самый верхний горизонт апшеронских сыртовых отложений об-
разуют коричнево-бурые глины, приобретающие местами желто-бу-
рый, серовато-бурый и зеленовато-бурый оттенки. Они отличаются
слабо выраженной мелковолнистой слоистостью, известковисты, со-
держат прослои темного гумусированного материала, обуглившие-
ся растительные остатки, мелкие железисто-марганцовистые стяже-
ния, а на высоте ПО—120 м и выше — мелкие неокатанные облом-
ки местных горных пород. С приближением к Высокому Заволжью
примесь мелкообломочного и песчанистого материала возрастает,
и на высоте 120—140 м глины переходят в аллювиально-делюви-
альные суглинки, которые в очень редких случаях поднимаются до
абсолютных отметок 160—180 м.
Коричнево-бурые глины полнее всего развиты на водоразделах,
где их мощность достигает 25 м. В долинах Волги, Большого и Ма-
лого Узеней, Большого и Малого Иргизов, Чагры, Самары, Камели-
ка и других рек они отсутствуют вследствие эрозии, и это ясно до-
казывает их дочетвертичный возраст. Наиболее значительные мощ-
ности коричнево-бурых глин отмечаются в бассейнах Узеней, Ерус-
лана и Большой Чаклы, т. е. в самой южной части Низкого За-
волжья. Согласно А. В. Вострякову, И. П. Герасимову, А. П. Дедко-
ву, Н. И. Николаеву и др., образование красно- и коричнево-бурых
сыртовых глин происходило в водном бассейне типа опресненного
лимана, который питался апшеронской Волгой и-имел связь с от-
185
ступавшим на юг апшеронским Каспием. Наряду с собственно ли-
манными отложениями в сыртовой толще отмечаются осадки реч-
ного, озерного, делювиально-пролювиального происхождения, сви-
детельствующие о сложном полигенетическом генезисе первона-
чальной аккумулятивной поверхности Заволжья.
В северной части Низкого Заволжья развита апшеронская
речная терраса. В Казанско-Ульяновском Заволжье она морфологи-
чески нечетко выражена, располагается на высоте 100—120 м, а в
смытых местах на высоте 60—80 м над Волгой, сложена песчано-
глинистым аллювием мощностью до 60 м. Его подошва лежит на
10—30 м выше уровня реки (Дедков, 1970).
Ниже апшеронской террасы на левобережье Волги располагает-
ся серия широких четвертичных террас. (Востряков, 1967; Геология
СССР, т. XI, 1967; Обедиентова, 1973). Самая высокая V надпой-
менная терраса по морфологическим признакам устанавливается
с большими затруднениями. Ее относительная высота колеблется
от 60 до 80 м. Ширина достигает нескольких десятков километров.
Терраса сложена суглинками и супесями с прослоями песков мощ-
ностью до 40 м. Таким образом подошва аллювия располагается на
высоте 20 м и более над уровнем реки. По данным А. В. Востряко-
ва, на широте нижнего течения Еруслана эта терраса сливается
с погребенной абразионной поверхностью, созданной нижнечетвер-
тичным (раннебакинским) морем.
Образованию четвертой надпойменной террасы, согласно Г. И.
Горецкому, предшествовал этап глубокого врезания Волги и накоп-
ления нижнечетвертичного венедского аллювия. Венедская аллюви-
альная свита сложена в основании гравийно-галечным материа-
лом, выше песками русловой, глинами и суглинками пойменной фа-
ций общей мощностью от 15 до 50 м. Постель венедского аллювия
располагается на 30—50 м ниже уреза реки (см. рис. 28, 29). Выше
по разрезу залегает погребенный аллювий кривичской свиты лих-
винского межледниковья. В нем также выделяются русловая и пой-
менная фации общей мощностью до 25 м, причем постель кривич-
ского аллювия опускается ниже уровня реки на 10—15 м.
С раннехазарской трансгрессией совпадало максимальное днеп-
ровское оледенение, во время которого образовалась морфологи-
чески достаточно хорошо выраженная (красноярская) IV терраса
Волги. Относительная высота ее изменяется в широких пределах —
от 50 до 90 м, ширина достигает 25 км. Терраса сложена в основа-
нии косослоистыми крупнозернистыми песками с гравием и галь-
кой, переходящими вверх в мелкозернистые слюдистые светло-се-
рые и буровато-коричневые пески, сменяющиеся еще выше супеся-
ми, суглинками и илами. Полная мощность аллювия террасы от 40
до НО м. Вверх по Волге в Марийском Заволжье терраса, по на-
блюдениям Е. Н. Щукиной (1933) и А. И. Москвитина, смыкается
с зандрами периферии днепровского оледенения. Накопление пес-
ков и формирование террасы происходило при участии талых вод,
стекавших по долине во время днепровского оледенения и подпру-
женных раннехазарским Каспием.
186
Рис. 29. Сводный продольный профиль речных врезов в долине Волги (по Г. И.
Горецкому с упрощениями)
Аналогичное строение имеет и более низкая III надпойменная
(белоярская) терраса Волги, которая сопоставляется с московским
оледенением и позднехазарской трансгрессией Каспия. Ее относи-
тельная высота в среднем 40—45 м, местами до 65 м (Обедиентова,
1973). Она не вполне четко отделяется от более высокой днепров-
ской, образуя как бы сниженный ее уровень. По Г. И. Горецкому
(1966), терраса такого сниженного уровня лучше всего выражена
в Куйбышевско-Саратовском Заволжье. Некоторые исследователи
(А. П. Дедков, Ю. А. Лаврушин и др.) считают, что третья терраса
в долине Волги отсутствует.
Верхние террасы и все междуречья Сыртового Заволжья пере-
крыты чехлом однородных желто- и буровато-палевых, часто по-
ристых и неслоистых лёссовидных суглинков и супесей, выделяемых
под названием ательского горизонта. Их мощность обычно колеб-
лется от 3 до 8 м, редко достигает 20 м. Происхождение суглинков
еще не вполне ясно и, по-видимому, разное на различных элементах
рельефа: аллювиальное, делювиально-криосолифлюкционное, эоло-
вое. По аналогии с другими областями внеледниковой части Русской
равнины можно полагать, что эти отложения формировались пре-
имущественно в перигляциальных условиях днепровского и москов-
ского и частично валдайского оледенений, когда обстановка особен-
но благоприятствовала аллювиальной, делювиально-криосоли-
флюкционной н эоловой аккумуляции.
К позднечетвертичному времени многие исследователи относят
нижние две надпойменные террасы Волги, сопоставляемые с ранне-
187
и позднехвалынской трансгрессиями Каспия и, соответственно;,
с ранне- и поздневалдайской стадиями оледенения.
Относительная высота этих террас от 18—20 и 12—46 м север-
нее Самарской Луки вниз по течению Волги увеличивается до<
30—40 и 18—22 м, а ширина достигает 5—20 и 1—2 км. Террасы
сложены грубозернистыми песками с гравием и галькой, выше —
супесями и суглинками общей мощностью до 40—60 м. В пределах
отрезка долины Волги, затопленного водами хвалынской трансгрес-
сии, в строении террас принимают участие также морские отло-
жения.
Ниже устья Б. Иргиза, по В. А. Морозову и А. В. Вострякову,
появляется еще одна (сарпинская) терраса Волги относительно!!
высотой до 10—15 м. Ее, видимо, следует сопоставлять с регрессив-
ными уровнями поздней хвалыни и с новокаспийской трансгрессией.
Пойма Волги относительной высотой 10—12 м и шириной до-
10 км в настоящее время почти полностью затоплена водохранили-
щами.
Средне- и позднечетвертичные террасы Волги заходят в долины
ее левобережных крупных притоков (Большого Иргиза, Чапаевки,
Самары и др.), причем располагаются они и достигают значитель-
ной ширины главным образом слева от рек, т. е. на склонах север-
ной экспозиции. Таким образом, Низкое Заволжье испытало долин-
ное расчленение в среднем и, по-видимому, даже в раннем плейсто-
цене и в последующее время здесь развивалась достаточно густая
долинно-балочная сеть. На территории Куйбышевско-Саратовского-
Заволжья, т. е. в области распространения сыртовых глин, образо-
вался эрозионный рельеф, который И. С. Щукин (1960) относит
к особому долинно-балочному, или сыртовому типу, получившему
свое название, как и сыртовые глины, от широких плосковыпуклых
в поперечном профиле водораздельных увалов, по-местному,
сыртов.
В образовании сыртового рельефа большую роль сыграли свой-
ства сыртовых глин, их способность подвергаться размыву и скло-
новым процессам смыва, дефлюкции и криосолифлюкции. Размыв,
сопряженный с перечисленными склоновыми процессами, особенно
интенсивно развивался в перигляциальных условиях, что способст-
вовало созданию пологосклонных долинно-балочных и увалистых
форм с резко выраженной инсоляционной асимметрией: сильно вы-
положенными, террасированными склонами северной экспозиции,
перекрытыми чехлом отмеченных выше аллювиально-делювиально-
криосолифлюкционных суглинков, и более крутыми и размытыми
склонами южной экспозиции. В результате сформировался типично-
эрозионный зрелый рельеф (Герасимов, Доскач, 1937). В его мор-
фологии наблюдается отмеченная А. В. Востряковым дифференциа-
ция в зависимости от морфоструктурных условий.
Верхняя ступень Сыртовой равнины, приуроченная к Иргизског
Самарскому междуречью с абсолютными высотами 130—180 м, ред-
ко до 210 м, пересечена Чапаевкой, Чагрой, Иргизами и другими ре-
ками. Их долины глубиной 60—90 м прорезают сыртовые и акча-
188
гыльские отложения и даже более древние породы мезозойского^
и палеозойского возраста. Для верховьев рек характерны разветв-
ленная система притоков и овражно-балочная сеть (густота
0,75—0,94 км/км2). По направлению к Волге интенсивность расчле-
нения уменьшается. Свежие овражно-балочные врезы имеют клино-
видную форму в поперечном профиле, глубину 8—10 м. По мере-
приближения к устью ширина балок быстро увеличивается, а скло-
ны выполаживаются. На более крутых подмытых отрезках склонов
развиты оползни, приуроченные к водоносному горизонту подсырто-
вых песков, к кровле акчагыльских глин, к водоупорам более древ-
них отложений, вскрываемых во многих местах Иргиз-Самарского
междуречья.
Средняя ступень Сыртовой равнины, на юге ограниченная ши-
ротными отрезками рек Алтаты и Еруслана, высотой в среднем
90—120 м дренируется реками двух направлений: меридионального
(Солянка, Большая и Малая Чалыкла, Сакма, Большой и Малый
Кушум, верхнее течение Узеней) и широтного, или волжского
(Сестра, Камелик, Большой и Малый Карман). Их долины глуби-
ной обычно не более 60 м врезаны в сыртовые отложения, а Каме-
лик и его приток Большая Чалыкла и в акчагыльские слои. В ме-
стах локальных поднятий реки Сестра, Сакма и Большой Кушум
вскрывают мезозойские и даже палеозойские породы.
Долины отличаются выработанными продольным и поперечным
профилями, хорошо развитой поймой и мягкими очертаниями скло-
нов. Рельеф средней ступени характеризуется полого-холмисто-
увалистыми формами, ступенчато снижающимися с востока на за-
пад, т. е. в сторону Волги, и с севера на юг — по направлению
к Прикаспийской низменности.
Нижняя ступень Сыртовой равнины с абсолютными высотами
50—80 м на юге ограничивается предсыртовым уступом. Она слабо
расчленена реками преимущественно южного направления стока
(Узенями, Ерусланом). Долины рек глубиной не более 40 м прере-
зают желто-бурые плейстоценовые суглинки и углублены в сырто-
вые глины. Основную часть территории составляют плоские, слабо
всхолмленные водораздельные увалы южного и юго-западного про-
стирания с асимметричным поперечным профилем, пологими скло-
нами западной экспозиции (левые у речных долин), террасирован-
ными и более крутыми противоположными, расчлененными овражно-
балочной сетью. А. В. Востряков объясняет эту особенность рельефа
правосторонним смещением рек низкой ступени в плейстоцене.
Балки отличаются большой протяженностью, незначительным про-
дольным уклоном и плоским корытообразным поперечным профи-
лем. Обычно они прорезаны неглубокими донными оврагами. Бо-
лее глубокие и разветвленные склоновые овраги развиваются на
подмываемых реками крутобережьях.
В Казанско-Ульяновском Заволжье вне широких четвертичных
террас Волги абсолютные высоты водоразделов достигают 200 м,
или 80—100 м над притоками Волги: Кундурчей, Большим Черем-
шаном, Майной и др. Широкие водораздельные плато рек асиммет-
189
ричны. Очень широкие террасированные междуречья на 20—30 м
прорезаны балками и речными долинами с сильно выположенными
склонами. Плавным очертаниям рельефа способствуют залегающие
на поверхности однородные песчано-глинистые отложения позднего
плиоцена и плейстоцена. Более крутые правобережья рек значи-
тельно интенсивнее расчленены долинно-балочной сетью, а нередко
даже оврагами. Кое-где в местах локальных поднятий выступают
неоднородные верхнепермские породы, которые образуют структур-
но-денудационные площадки и уступы.
Украинская возвышенность
Обширная возвышенность, простирающаяся от Среднего Днепра
на востоке до Карпат на западе и от Полесской низменности на
севере до Причерноморской низменности на юге, заслуживает выде-
ления в самостоятельный геоморфологический регион под назва-
нием Украинской возвышенности (Карандеева, 1957). Ее структур-
ную основу составляет Украинская антеклиза, в которой Украин-
ский кристаллический массив выделяется как самостоятельная сво-
довая часть.
Разные части Украинской возвышенности более известны под
разными названиями. На правобережье Днепра располагается При-
днепровская возвышенность. На Днепровско-Южнобугском между-
речье она всюду превышает 200 м, достигая в северо-западной части
320—323 м. Возвышенность снижается к юго-востоку и близ мери-
дионального отрезка Днепра не превышает 180 м. Ее естественным
восточным продолжением является Приазовская возвышенность,
где высоты вновь нарастают до 250 м и более (максимальная от-
метка 324 м — г. Могила-Бельман).
Западнее Приднепровской возвышенности располагается Волы-
но-Подольская возвышенность. Ее основная часть, занимающая
междуречье Южного Буга и Днестра, — Подольская возвышен-
ность-— почти всюду превышает 300 м, а на северо-западной окра-
ине даже 400 м. К северу она падает четко выраженным уступом
запад-юго-западного простирания, вдоль которого протягивается
ряд сильно расчлененных грядообразных форм рельефа, известных
под названием Гологор, Воронин, Кременецкого кряжа. Максималь-
ная абсолютная отметка 471 м (г. Камула).
Гряды ограничивают с юга относительно пониженную (до 200 м)
равнину Малого Полесья, отделенного от Полесской низменности
(Большого Полесья) сравнительно небольшой, но достаточно высо-
кой (до 342 м) Волынской возвышенностью. На западе области
междуречье Днестра и Прута занимает Молдавская (Бессарабская)
возвышенность высотой в Кодрах до 429 м, а полосу между верх-
ним Днестром и Карпатами — Предкарпатская возвышенность вы-
сотой до 500 м и более.
Изучением рельефа области занимались Г. М. Билинкис, В. Г.
Бондарчук, М. Ф. Веклич, К- И. Геренчук, А. А. Гойжевский, Ю. Л.
190
Грубрин, Н. И. Дмитриев, П. К- Заморий, М. С. Кожурина, В. Ю..
Кондрачук, А. М. Маринич, С. И. Проходский, И. М. Рослый, Л. В.
Скварчевская, Л. Н. Соболев, П. Н. Цысь, И. Л. Соколовский, И. Г.
Черванев, М. Д. Эльянов и многие другие исследователи.
Морфоструктура. По основным чертам морфоструктуры область
можно разделить на две примерно равные части: 1) Приднепров-
скую и Приазовскую возвышенности на Украинском кристалличе-
ском щите с господствующим прямым унаследованным типом мор-
фоструктуры и 2) Волыно-Подольскую и Бессарабскую возвышен-
ности на одноименных плитах и Предкарпатскую возвышенность на
одноименном прогибе с общим тектонически инверсионным соот-
ношением рельефа и структуры, обусловленным замыканием и мо-
лодыми поднятиями в соседней Карпатской геосинклинали.
Приднепровская. и Приазовская возвышенности отражают слож-
ную и еще недостаточно расшифрованную структуру Украинского
щита (Бондарчук, 1967; Веклич, 1966; Грубрин, 1968; Эльянов,
Кондрачук, 1970). В его пределах кристаллический фундамент поч-
ти повсеместно залегает выше базиса эрозии, участвует в строении
форм рельефа разного порядка.
Щит простирается с северо-запада на юго-восток, т. е. согласно’
с общей ориентировкой основных морфоструктурных элементов.
Украинской возвышенности, повторяемой также речными долинами
Днепра, Южного Буга, Днестра, Прута. Его длина превышает
1000 км, а ширина в северо-западной части достигает 300 км, су-
жаясь на юго-востоке (в Приазовье) до 50 км. Склоны его к Днеп-
ровско-Донецкой, Причерноморской и Галицко-Волыпской впади-
нам осложнены мощными ступенчатыми сбросами.
Среди выступающих на поверхность наиболее распространенных
типов метаморфических и магматических пород следует отметить
различного состава гнейсы, магматиты, граниты, кристаллические
известняки, сланцы, кварциты, амфиболиты и др. Эти породы сла-
гают дробно расчлененную систему структурных элементов, возник-
ших в результате нескольких последовательно сменявших друг
друга геосинклинальных и платформенных стадий развития.
На первое место выступают складчатые структуры северо-запад-
ного простирания, с которыми связано отмеченное выше общее на-
правление длинной оси щита. Кроме того, выделяются складки се-
веро-восточной и субширотной ориентировки. В формировании
внутренней структуры щита важнейшее значение имели дизъюнк-
тивные нарушения.
Начиная с позднего протерозоя, складчатые сооружения и маг-
матические образования подверглись интенсивному размыву. За это
время общий эрозионный срез составил, по всей вероятности, мно-
гие сотни метров. Продукты выветривания и размыва сносились за
пределы щита в обрамляющие его впадины. Лишь латеритная кора
выветривания (мощностью 100—ПО м) последней юрско-меловой
эпохи пенепленизации и порообразования сохранилась почти на
всей территории щита. Она образовалась в условиях влажного жар-
кого климата, фиксирует поверхность юрско-мелового пенеплена..
191
реликты которого в погребенном виде сохранились на отметках от
170 до 250 м.
В понижениях кристаллического фундамента от последующего
размыва кое-где уцелели карбонатно-кремнисто-терригенные отло-
жения верхнемеловых трансгрессий, которые охватывали централь-
ные, северо-западные и юго-восточные районы щита. Зато почти
повсеместно распространены песчано-глинистые отложения палео-
гена, неогена и плейстоцена мощностью от нескольких метров до
200 м и более в среднем Приднепровье. Это преимущественно кон-
тинентальные образования. Морская аккумуляция совершалась
в среднем, позднем эоцене и в раннем олигоцене, когда особенно
широко распространялись киевская и харьковская трансгрессии.
Море покрывало большую часть щита, за исключением возвышен-
ных участков на западе, юго-востоке и группы островов на юге.
В неогене наиболее значительная трансгрессия отмечается в акви-
тан-гельвете и среднем сармате. Выдвинутый с юга на северо-восток
морской залив занимал в пределах щита широкую зону При-
днепровья на участке Запорожье — Днепропетровск. Тортонская,
нижне- н верхнесарматская, мэотическая и понтическая трансгрес-
сии проникали только в южные и юго-западные окраины щита.
Значительный эрозионный срез и пенепленизация, формирова-
ние морских абразионно-аккумулятивных и континентальных дену-
дационно-аккумулятивных равнин привели к постепенному ослабле-
нию зависимости рельефа от тектонических структур докембрия,
хотя эта зависимость еще достаточно очевидна, так как глубинные
разломы в палеозое и мезозое неоднократно обновлялись, выделяя
блоки неравномерных вертикальных движений. В результате рель-
еф приобрел блоково-ступенчатый характер, четко выраженный не
только в поверхности фундамента.
Формирование современной морфоструктуры щита завершилось
в кайнозое.
В пределах щита можно выделить следующие наиболее крупные
блоковые морфоструктуры (Бондарчук, 1967; Эльянов и Кондрачук,
1970; Соколовский, 1973): Коростенско-Житомирскую, Винницкую,
Центральную (Кировоградскую), Приднепровскую (Запорожскую)
и Юго-Восточную (Приазовскую). Блоки разделены, соответствен-
но, Житомирским, Тальяновско-Мироновским, Криворожским
и Орехово-Павлоградским разломами (рис. 30).
Самый северный относительно опущенный Цоростенско-Жито-
мирский блок входит в состав Украинского Полесья в качестве са-
мостоятельного региона — Житомирского Полесья с рельефом пе-
реходного типа от Приднепровской возвышенности к Полесской
низменности (Маринич, 1963). Винницкий блок относительно при-
поднят в виде куполовидной возвышенности, где центральная часть
(район Винницы, Бердичева, Хмельника) имеет наиболее значи-
тельные абсолютные отметки — 240—320 м.
Центральному блоку соответствует более низкая ступень рель-
ефа с отметками кристаллического цоколя 80—200 м и до 250 м, а
-открытой поверхности от 200 до 269 м.
192
Рис. 30. Схема основных морфоструктур погребенного рельефа докембрийского фундамента Украинского щита
(по М. Д. Эльянову и В. Ю. Кондрачуку):
I — Волыно-Подольская область, // — Центральная область,///— Приднепровская область, IV — Юго-восточная область;
/ — границы областей (гипсометрических ступеней), 2 — возвышенность, 3 — куполообразный выступ, 4 — впадина, 5 — грабен
на склоне щита, 6 —линейная депрессия, 7 —разломы, 8 — стратоизогнпсы поверхности фундамента
13 Спиридонов А. И.
Среди блоков второго порядка особо выделяются Новоукраин-
ский (наиболее приподнятый), Первомайский и Корсунский.
Приднепровский блок — самая низкая ступень щита и возвы-
шенности. Отметки фундамента колеблются от 0 до 180 м, а рель-
ефа— от 150 до 200 м. Фундамент расчленен древними долинами
меридионального и субмеридионального направления. Эти долины
унаследованы современными реками, текущими на север и юг. Во-
доразделы приурочены к куполовидным выступам фундамента
(Пятихатскому, Софиевскому, Базвалукскому и др.). Особо следует
отметить, что к одной из ослабленных разломных зон приурочена
сквозная долина Днепра.
Юго-восточный блок Украинского щита резко приподнят по от-
ношению к Приднепровскому блоку. Многочисленными разломами
меридионального и широтного простирания он разбит на более
дробные блоки. Основную его часть составляет Приазовский кри-
сталлический массив, выраженный в рельефе в виде одноименной
возвышенности высотой до 320 м.
Волыно-Подольская и Бессарабская возвышенности соответст-
вуют одноименным плитам. В их пределах кристаллический фунда-
мент к западу и юго-западу опускается сначала полого, а затем
более круто на глубину 2000 м. Во Львовской мульде — глубина его
погружения достигает 5000 м. Кристаллические породы перекрыты
мощной осадочной толщей нижнего палеозоя, которая частично об-
нажается в глубоко врезанной долине Днестра и его левых прито-
ков ниже впадения Золотой Липы.
На размытой поверхности палеозоя залегают мезокайнозойские
отложения, слагающие верхний структурный ярус. Они образова-
лись в условиях возобновившегося в юре прогибания Волыно-По-
дольской и Бессарабской плит и прилегающей Карпатской геосин-
клинали. Юрские терригенно-карбонатные отложения залегают во
впадинах и на поверхность выходят только в небольшом отрезке до-
лины Днестра восточнее Ивано-Франковска. Широко распростране-
ны меловые отложения. Верхний мел, представленный преимущест-
венно однообразной мергельно-меловой толщей, обнажается или
слагает ложе четвертичного покрова в долинах верхнего и среднего
Днестра и его левых притоков до г. Рыбницы, в эрозионных врезах
северо-западной окраины Подольской возвышенности и почти по-
всеместно в долинах и на водоразделах Малого Полесья и Волын-
ской возвышенности.
В палеоцене и нижнем эоцене преобладающая часть платфор-
менного Приднестровья была сушей. Последовавшие затем киев-
ская и харьковская трансгрессии распространялись только на се-
веро-западе и юго-востоке территории, после чего установились кон-
тинентальные условия позднего олигоцена — начала миоцена. В ак-
витан-гельветское время они были нарушены новой трансгрессией,
которая усилилась в тортонской веке и достигла максимума в ниж-
нем среднем сармате. Неглубокое море затопило всю Волыно-Подо-
лию, за исключением, возможно, ее крайней северной окраины,
Молдавию и Предкарпатье, оставив после себя пласты литотам-
194
пневых известняков и песчаников, пески с линзами гипса, гипсо-ан-
гидритовые слои; углистые глины с прослоями бурых углей, глини-
сто-мергельные слои, оолитовые, ракушечные известняки и другие
их разновидности, в частности, рифогенные, участвующие в строе-
нии «Толтр», Перечисленные породы играют важную рельефофор-
мирующую роль на подавляющей части территории Приднестровья,
определяют детали его морфоструктуры и морфоскульптуры, обра-
зование бронированных стойкими пластами структурно-денудаци-
онных террас и плато, оползневых, карстовых форм и др.
В соответствии с новейшим структурным планом в Приднест-
ровье можно выделить следующие три крупные структурные едини-
цы, подразделяемые далее на более мелкие элементы: Волыно-По-
дольское сводовое поднятие, Бессарабское ступенчатое поднятие
и Предкарпатское наклонное поднятие (Афремов, 1973).
Волыно-Подольское поднятие 'соответствует одноименной плите
и морфологически представляет собой структурно-денудационную
возвышепую равнину, в пределах которой первичная морская рав-
нина нижнего и среднего сармата почти полностью эродирована.
В конце миоцена, начале плиоцена произошло неравномерное под-
нятие с наибольшей амплитудой на северо-западе возвышенности,
вызвавшее регрессию сарматского моря к юго-востоку.
Во второй половине плиоцена и в четвертичное время это под-
нятие было преобразовано в сводовое с осью по линии Львов-Вин-
ница, однако наиболее приподнятой осталась северо-западная часть
возвышенности.
Одновременно обособились Волынская и Подольская возвышен-
ности.
Волынская эрозионно-денудационная возвышенность образова-
лась на северном склоне сводового поднятия, обращенном к По-
лесской низменности. Морские миоценовые отложения, первона-
чально покрывавшие территорию, оказались полностью размытыми,
и рельеф был выработан в породах верхнего мела. Наиболее силь-
ному размыву подвергся район Малого Полесья, возникновение ко-
торого связано также с тектоническими причинами. В рельефе вы-
ражен ряд локальных структур (Проходский, Черванев, 1968). Так,
наиболее значительные водораздельные формы Волынской возвы-
шенности — Пелчанское плато и Мизочский кряж высотой до
300—340 м приурочены к одноименным локальным поднятиям.
Подольская структурно-денудационная возвышенность занимает
осевую зону и южный склон свода. С севера она ограничена усгу*
пом Гологоро-Кременецкого кряжа относительной высотой
100—150 м, представляющего собой асимметричное валообразное
поднятие, осложненное разломами на северном крыле. Рельеф кря-
жа сформировался под воздействием интенсивных эрозионно-дену-
дационных процессов. Южный край Подольской возвышенности
расположен в зоне сочленения Волыно-Подольской плиты с Пред-
карпатским краевым прогибом и проходит вдоль линии сбросов
и флексур, часто выраженных в рельефе. На юго-востоке Подоль-
ская возвышенность нерезко отделена от Бессарабского поднятия.
13*
195
В составе возвышенности выделяются четыре морфоструктуры бо-
лее мелкого порядка.
1. Пластово-останцовая возвышенность Ополья и Росточья -— са-
мый западный район Подольской возвышенности, наиболее припод-
нятый и расчлененный. Расположен в осевой зоне Галицко-Волын-
ской впадины и, следовательно, представляет собой обращенную
морфоструктуру с наибольшей тектонически обусловленной инвер-
сией рельефа. Повышенной тектонической активности территории
способствовал тектонически мобильный прилегающий Предкарпат-
ский прогиб. Первичная морская равнина сарматского возраста
здесь нацело уничтожена денудацией, и рельеф междуречий выра-
ботан в отложениях тортона.
2. Западноподольское плато — соответствует центральной части
Волыно-Подольской плиты с глубоко опущенным фундаментом, но
с близким к поверхности залеганием палеозойских пород. Занимает
более низкую ступень рельефа с частично сохранившейся на между-
речьях первичной морской равниной.
3. Восточноподольское цокольно-пластовое плато — отвечает
приподнятой части Волыно-Подольской плиты с высоким залегани-
ем кристаллического фундамента, структуры которого более отчет-
ливо проявляются в осадочном чехле и в современном рельефе. На
западной границе Восточноподольского плато протягиваются Тол-
тры — отчетливо выраженная в рельефе гряда, сложенная прочными
рифовыми известняками. Гряда расположена в полосе резкого по-
гружения кристаллического фундамента по линиям разломов.
В тортоне и раннем сармате здесь располагалась граница ослож-
ненной поднятиями глубоководной и мелководной части морских
бассейнов, вдоль которой и образовался барьерный риф. В после-
дующее время риф был отпрепарирован денудацией.
4. Прут-Днестровская пластовая равнина—-расположена в меж-
дуречье Днестра и Прута. Соответствует опущенной части Волыно-
Подольской плиты в зоне ее перехода к Предкарпатскому прогибу.
Отличается повышенной активностью и дифференцированностью
неотектонических движений вдоль сбросов и флексур альпийского
возраста. В ее составе особо выделяется Хотинская возвышенность,
высотой до 514 м, в основе которой лежит Подольский палеозой-
ский горст. Возвышенность характеризуется блоковым строением,
интенсивным проявлением неотектоники.
Для всей Волынско-Подольской возвышенности характерно ши-
рокое развитие локальных новейших структур, группирующихся
в господствующие субмеридиональное и северо-запад — юго-во-
сточное простирания. Поэтому все орографические элементы возвы-
шенности (гряды, холмы, увалы) обнаруживают четкую линейную
вытянутость в указанных направлениях (Скварчевская, 1975).
Бессарабское ступенчатое поднятие в структурном отношении
соответствует Бессарабской (Молдавско-Украинской) плите. На
междуречьях сохранились отложения первичной аллювиально-дель-
товой равнины сарматско-понтического возраста. Тектонические де-
формации исходной поверхности в послепонтическое время привели
196
к образованию трехступенчатого поднятия. Самая низкая ступень,
высотой 200—300 м соответствует Балтской возвышенности, средняя
высотой 300—400 м — Молдавской и наиболее высокая — до>
500 м — возвышенности Молдова в Румынии.
Балтская возвышенность расположена в междуречье Днестра
и Южного Буга, соответствует расширенной восточной части Бес-
сарабской плиты с неглубоким залеганием фундамента. Тенденция
уменьшения поднятия территории наблюдается с начала формиро-
вания аллювиально-дельтовой равнины, на которой накопилась
наиболее мощная толща осадков балтской свиты; понтическое мо-
ре в этом районе проникало на север значительно дальше, чем на
Молдавской возвышенности.
Молдавская структурно-денудационная возвышенность располо-
жена в междуречье Днестра и Прута. Соответствует западной ча-
сти Бессарабской плиты с глубоко опущенным фундаментом. Отли-
чается наибольшей амплитудой и дифференцированностью инвер-
сионных неотектонических поднятий (Билинкнс, 1971). Большую,
часть территории занимает Прутская неогеновая впадина, которой,
в рельефе соответствуют возвышенность Кодры (до 429 м), Чулук-
ско-Солонецкая возвышенность и Баймаклийские высоты, ограни-
ченные разломами.
Белецкая равнина северной Молдавии представляет собой отно-
сительно опущенный блок по Белецко-Каменскому и Кубанско-Вы-
сокскому разломам. Разломы в значительной степени определили
места заложения долин: Днестра в северной Молдавии — по Дне-
стровскому разлому, Реута ниже с. Бельцы — по Реуцельскому раз-
лому и др. Установленные в Молдавии более пятидесяти локальных
структур обычно выражены в рельефе, причем преобладает инвер-
сионный тип локальных морфоструктур.
П редкарпатское инверсионное поднятие морфологически выра-
жено предгорной наклонной равниной, отвечающей в общих чертах:
Предкарпатскому краевому прогибу. Оно разделяется па две под-
чиненные морфоструктуры: Западнопредкарнатскую и Восточно-
предкарпатскую. Граница между ними проходит по глубинному
стрыйскому разлому.
В Западном Предкарпатье господствует плоский и полого-ува-
листый эрозионно-аккумулятивный рельеф с преобладающими вы-
сотами на междуречьях 300—400 м и относительными превышения-
ми до 70 м. В Восточном Предкарпатье рельеф крупногрядовый;
и холмисто-грядовый с абсолютными высотами до 650 м и относи-
тельными превышениями до 200 м. Эти различия хорошо увязы-
ваются с общей структурой Предкарпатского прогиба. Его запад-
ная часть широкая (до 60—70 км), испытавшая относительное*
опускание в сармате — плейстоцене. Восточная часть прогиба бо-
лее узкая (25—40 км) и более приподнятая, генетически связанная;
с прилегающим приподнятым участком Украинских Карпат.
Серия поперечных разломов расчленяет Предкарпатский прогиб:,
на ряд более мелких, выраженных в рельефе блоков (Палиенке,.
1969). На рельеф оказали прямое воздействие и продольные струк.-
197
Рис. 31. Морфоструктуры Пригорганского Прсдкарпатья (по Я. С. Кравчуку):
границы морфоструктур — 1 — I порядка, 2 — II порядка, 3 — III порядка, 4 — IV порядка,
5 — V порядка; морфоструктуры III порядка — 6 — Клужская, 7 — Рожнятовско-Печенижская,
8 — Долинско-Слободская, 9 — Майданская
турные элементы прогиба, обусловившие выделение серии подчи-
ненных продольных морфоструктур. Так, в Восточном (Пригорган-
ском) Предкарпатье различаются прямые морфоструктуры Внешне-
го и Внутреннего Предкарпатья. Внешнему Предкарпатью с плос-
ким террасово-аккумулятивным рельефом соответствует Внешняя
(эпиплатформенная) зона прогиба. Внутреннее Предкарпатье ха-
рактеризуется грядово-холмистым рельефом, сформировавшимся
во Внутренней зоне прогиба с интенсивной линейной складчатостью.
Оно дополнительно подразделяется на четыре продольные морфо-
структуры более мелкого порядка (рис. 31).
Морфоскульптура. Как уже отмечалось, в пределах Украинско-
го щита широко развита погребенная юрско-меловая поверхность
выравнивания. Она была перекрыта осадками позднемеловой, киев-
198
ской, харьковской и сарматской трансгрессий. Предполагается.,
что незатопленными оставались лишь наиболее приподнятые участ-
ки Винницкого и Приазовского блоков, где эта поверхность могла
сохраниться в открытом виде (см. Карту поверхностей выравнива-
ния и кор выветривания СССР, 1972). Однако наличие здесь релик-
тов столь древней поверхности представляется дискуссионным, так.
как с конца мезозоя рельеф был сильно переработан. Об этом сви-
детельствует размыв коры выветривания (особенно в Приазовье),
которая большей частью представлена лишь своими корнями
(Эльянов, Кондрачук, 1970).
Так же проблематично наличие в северо-западном Приднепровье
и в Приазовье реликтов денудационной поверхности выравнивания
времени эоцен-олигоценовых трансгрессий. Значительно более до-
стоверны и широко распространены на территории всей Украинской
возвышенности реликты неогенового рельефа. К ним прежде всего»
относятся средне- и позднемиоценовые денудационно-аккумулятив-
ные поверхности, связанные с тортонской и сарматской трансгрес-
сиями.
Раннесарматская трансгрессия охватила все Приднестровье до
горного сооружения Карпат, частично Украинский щит. Оставлен-
ная после ухода моря первичная морская равнина была затем силь-
но размыта. Ее реликты сохранились в приводораздельных частях
главных междуречий в Подолии и на территории Запорожского,
блока щита западнее и восточнее меридионального отрезка Днепра.
Высота этой поверхности колеблется от 180 м близ Днепра до 450 м
в северо-западно?! Подолии, что является следствием неравномер-
ных послесарматских поднятий.
На Приднепровской и Приазовской возвышенностях повсемест
но наблюдается взаимопереход прибрежно-морских миоценовых от
ложений в пестроцветные озерно-аллювиальные отложения того же.
возраста, а затем в денудационные участки. Средне- и позднемиоце-
новые озерно-аллювиальные образования сохранились на между-
речьях Кировоградского, частично Винницкого, Запорожского
и Приазовского блоков Украинского щита, где они слагают остатки
сильно размытой террасированной равнины высотой 200—250 м.
Можно предположить, что плоскоравнинные поверхности междуре-
чий в наиболее высоких частях Приднепровской (Винницкий блок)
и Приазовской возвышенностей представляют собой остатки дену-
дационного рельефа не мезозойского и палеогенового, а в основном
миоценового возраста. Но, безусловно, в основе этого рельефа
лежит позднемезозойский пенеплен.
Следовательно, в позднем миоцене на месте современной Укра-
инской возвышенности расстилались морские и озерно-аллювиаль-
ные низменные равнины, над которыми слабо возвышались денуда-
ционные пластово-цокольные равнины северо-западной и восточной
частей Украинского щита. После регрессии ранне- и среднесармат-
ского моря, вызванной поднятиями Карпатского орогена и приле-
гающей Волыно-Подольской плиты, на осушившейся морской рав-
нине заложились консеквентные долины рек (Днестр, Буг и др.) .
199
-св
Рис. 32. Геолого-геоморфологический профиль через долину р. Днестра в южной
1 — суглинки лёссовидные, 2 — глины, 3 — пески, 4 — пески с гравием и галькой,
и алевролитов.
По мере отступания береговой линии к юго-востоку они трансгрес-
сивно удлинялись, формируя общую дельту и отлагая в ней прино-
•симый терригенный материал. Так на протяжении позднего сарма-
та, мэотиса и понта возникла «Балтская дельта» — весьма харак-
терное геолого-геоморфологическое образование юга Украинской
возвышенности.
Балтская дельта располагается в основном на междуречье Дне-
стра и Южного Буга и распространяется на левобережье Южного
Буга, в бассейны Ингульца и Ингула, а также на правобережье
Днестра. Она сложена комплексом прибрежно-морских, речных
и озерных отложений, представленных косослоистыми песками, гли-
нами и галечниками общей мощностью до 100 м и больше.
В раннем плиоцене произошла понтическая трансгрессия, под-
'топившая прареки и усилившая накопление аллювиально-дельто-
вых осадков. Реки систем пра-Днестра и пра-Буга в нижнем тече-
нии протекали через обширные низменные равнины нынешней По-
далии и Молдавии, перемывали и переоткладывали рыхлый мате-
риал, аккумулировали новые самые верхние горизонты аллювиаль-
но-дельтовых отложений.
В конце раннего плиоцена после регрессии понтического моря
'поверхность Балтской дельты представляла собой равнину, слегка
наклоненную на юго-восток и дренируемую широкими консеквент-
200
К>В!
части Подольского плато (по Д. И. Афремову):
галечники, 5 — известняки, 6 — мергели, 7 — песчаники
8 — скважины
с прослоями аргиллитов
ными реками, еще не образовавшими четко выраженных долин.
Только в среднем и особенно в позднем плиоцене и плейстоцене
в связи с усилившимися поднятиями Карпат и прилегающей окра-
ины Русской плиты произошло интенсивное расчленение Балтской
дельты (так же, как и Подолии, и Молдавии). Балтские отложения
были сильно размыты, от первичной аллювиально-дельтовой равни-
ны предположительно сохранились лишь остатки на самых высоких
междуречьях Днестра, Южного Буга и их притоков (от 200 м на
юге до 350 м на севере).
Плиоценовая история рельефа запечатлена в речных террасах,
наиболее полно выраженных и постоянно изучаемых в долине
Днестра (М. Ф. Веклич, Р. Р. Выржиковский, И. К- Иванова, Л. Г.
Каманин, Л. Ф. Лунгерсгаузен, А. Л. Чепалыга, В. Г. Чирка и др.)1..
Выделяется до тринадцати надпойменных террас, из которых толь-
ко семь могут быть отнесены к основным цикловым уровням: три
плиоценовых относительной высотой от 90 до 190 м и четыре плей-
стоценовых (рис. 32, 33).
Плиоценовые террасы сложены разнозернистыми песками
с галькой карпатских пород, преимущественно яшм. Наиболее
древняя седьмая терраса сформировалась в раннем плиоцене и сопо-
ставляется с понтической трансгрессией. В Предкарпатье она обра-
зует самый высокий аллювиально-пролювиальный уровень в виде
201
N
Рис. 33. Спектр террас Днестра (по Д. Н. Афремову):
S—меженный уровень и пойма, 2— верхнеплейстоценовые террасы, 3—среднеплейстоцено-
вые, 4 — нижнеплейстоценовые, 5 — верхнеплиоценовые, 6 — средпеплиоцеиовые, 7 — нижне-
плиоценовые
наклонной равнины, которая в раннем плиоцене распространялась
от гор в пределы современной Подольской возвышенности вплоть
до Хотинской гряды.
К востоку от Хотинской гряды долина Днестра была выражена
более четко. Ниже Могилева-Подольского она расширялась и посте-
пенно переходила в аллювиально-дельтовую равнину, занимавшую
значительные площади на современных междуречьях Днестра, Пру-
та, Южного Буга и простиравшуюся к юго-востоку до береговой ли-
нии понтического моря. В среднем плиоцене (киммерийский век)
сформировалась широкая шестая терраса и произошло окончатель-
ное разделение бассейнов Днестра, Прута и Южного Буга.
В позднем плиоцене образовалась пятая терраса, сопоставляе-
мая с куяльницкой трансгрессией. Ее формированию предшество-
вал врез, который был наиболее значителен в пределах Бессараб-
ской возвышенности, где пятая терраса расщепляется на несколько
промежуточных уровней в виде веера, открытого в сторону низовь-
ев. Вверх по долине врез уменьшается, и в западном Предкарпатье
©н вовсе не выражен.
202
Прослеживание плиоценовых террас в долине Днестра, а также
в долинах Реута, Прута, Южного Буга, Днепра и других рек пока-
зывает, что реки были еще относительно слабо врезаны в поздне-
миоценовую денудационно-аккумулятивную равнину. Врез на про-
тяжении плиоцена по мере поднятия Волыно-Подольской и Бесса-
рабской плит возрастал, но значительного расчленения рельефа не
отмечается. Общая выровненность территории и благоприятные
климатические условия способствовали в плиоцене образованию
и сохранению красноцветной коры выветривания в виде красно-бу-
рых глин и суглинков скифского горизонта, повсеместно венчающе-
го толщу неогеновых отложений.
Дифференцированные поднятия, усилившиеся в позднем плио-
цене и особенно в плейстоцене, привели к резкому оживлению глу-
бинной эрозии и образованию густой долинно-балочной и овраж-
ной сети, которая так характерна для Украинской возвышенности.
Формирование рельефа пережило несколько эрозионно-аккумуля-
тивных циклов, обусловленных неравномерными тектоническими
поднятиями, ритмическими изменениями климата и колебаниями
уровня Черного моря. Во всех долинах развита система террас, пре-
терпевающих заметные изменения сверху вниз по течению рек. Это.
можно проследить на примере Днестра.
В пределах Предкарпатского прогиба, испытавшего в плейсто-
цене относительно слабые поднятия и даже опускания, в долине
Днестра развиты лишь три хорошо выраженные террасы относи-
тельной высотой до 35 м. Ниже по течению, в Подолии, где река
вступает на территорию платформы, количество и высота террас
увеличиваются, свидетельствуя о более интенсивных поднятиях это-
го отрезка долины. В среднем и нижнем течении Днестра отмечает-
ся четыре плейстоценовые террасы (не считая промежуточных) от-
носительной высотой 80—85 м и меньше. Вниз по течению относи-
тельные высоты террас уменьшаются, низкие сливаются с поймой
и даже погружаются под современный аллювий, что свидетельствует
о малой амплитуде новейших поднятий в зоне Черноморского по-
бережья (см. рис. 33). Возраст I и II террас верхнечетвертичный.
III — среднечетвертичный, IV — нижнечетвертичный, сопоставляе-
мый, соответственно, с верхнечетвертичными регрессиями, древне-
эвксинской и чаудинской трансгрессиями Черного моря.
Аналогичная серия террас развита в долинах Прута, Южного
Буга, Реута и других рек. В отличие от большинства рек Русской
равнины, включая Днепр, в долинах Волыно-Подолии и Молдавии
речные террасы и их цоколи, начиная с самых древних нижнечет-
вертичных, последовательно снижаются к пойме, свидетельствуя об
устойчивых поднятиях на протяжении всего плейстоцена. Судя по
деформациям террас, поднятия были дифференцированными, от-
вечающими охарактеризованному выше морфоструктурному плану
территории и особено оживлявшимися по разломам (Могилевско-
Подольскому и др.). Это способствовало образованию глубоких
и узких речных долин с врезанными меандрами (особенно харак-
терными для всего подольского отрезка Днестра).
203
Неравномерные поднятия и эрозионное расчленение рельефа на
'территории Подольского Приднестровья сопровождались пере-
стройкой эрозионной сети и выработкой своеобразной асимметрии
долин и междуречий субмеридиональных левых притоков Днестра.
Своеобразие заключается в том, что крутым и коротким является не
правый, как обычно, а левый склон долин. Соответственно, боковые
правые притоки второго порядка длиннее левых. И те и другие ори-
ентированы с северо-запада на юго-восток. К- И. Геренчук (1950)
объясняет это тем, что речная сеть Подолии, как уже отмечалось,
первоначально заложилась согласно уклону поверхности, т. е. в юго-
восточном направлении. Дальнейшие поднятия Волыно-Подольской
плиты, наиболее значительные в ее северной части, вызвали в конце
плиоцена и в плейстоцене глубокое врезание Днестра и образование
у него вдоль господствующего простирания трещин (Скварчев-
ская, 1975), меридионально ориентированных левых притоков I по-
рядка. У последних возникли свои притоки (II порядка), которые
использовали древние ложбины юго-восточного направления стока.
Естественно, что притоки с правой стороны оказались более длин-
ными, чем с левой. Соответственно, правые склоны долин I поряд-
ка оказались более пологими, чем левые. К. И. Геренчук отмечает,
что междуречья северо-восточной Подолии, орошаемой верховьями
Южного Буга, Случи и Горыни, имеют, как правило, обычную
асимметрию с более крутым правым склоном долин. Это свидетель-
ствует о том, что гидрографическая сеть здесь не испытала той ко-
ренной перестройки, которой подверглись левые притоки Днестра.
Расчленение днестровского левобережья Подолии сопровожда-
лось снижением водоразделов, о величине которого можно судить
по гряде Толтр. В рельефе она выражена юго-восточнее г. Збараж,
'протягивается через Скалат, Иванковцы, Вишневчик, Гуменцы
и оканчивается восточнее Каменец-Подольского. Высота гряды над
ттрилегающей равниной (60—70 м) дает представление о суммар-
ной величине денудационного сноса, сопровождавшегося препари-
ровкой барьерного рифа, ранее полностью погребенного в толще
морских тортоно-сарматских отложений (Геренчук, 1950).
Интенсивному размыву подвергся рельеф северной Волыно-По-
.долин. В результате денудации, которая контролировалась морфо-
структурными особенностями территории, к началу плейстоцена об-
разовалась пониженная равнина Малого Полесья, отделенная от
Большого Полесья останцово-денудационной Волынской возвышен-
ностью.
В четвертичное время северо-восточный склон Приднепровской
возвышенности и самая западная окраина Волыни и Предкарпатья
•перекрывались ледником. Наиболее возвышенные массивы При-
днепровской и Волыно-Подольской возвышенностей служили для
ледника упором, разделявшим его краевую зону на две лопасти;
восточную днепровскую и западную, занимавшую на территории
Южной Польши Сандомирскую котловину. В пределах Западной
.Украины эта лопасть выдвигалась в район Санско-Дпестровского
междуречья. Предполагалось, что обе лопасти принадлежали одно-
204
му максимальному в нашей стране днепровскому оледенению. Од-
нако в последнее время появились данные, свидетельствующие
о том, что Санско-Днестровское междуречье испытало оледенение
в окское время (Геренчук и др. 1966, 1968; Дорофеев, 1969, 1973).
Этот вывод полностью отвечает взглядам польских ученых о кра-
ковском (окском по нашей терминологии) оледенении Южной
Польши.
Окский ледниковый язык был небольшой мощности; он полно-
стью перекрывал Верхнесанскую котловину и небольшими языками
выдвигался по доледниковым понижениям прилегающих водораз-
дельных возвышенностей. В настоящее время типичный конечно-мо-
ренный рельеф не сохранился. О пребывании ледника свидетельст-
вуют незначительные пятна размытой местной морены, скопления
валунно-галечного материала, небольшие гляциодислокации. Более
широко развиты водно-ледниковые формы и отложения: ленточные
глины, каналы стока талых вод, зандровые поля. Талые воды выра-
ботали ложбины стока в понижениях Санско-Днестровского водо-
раздела и далее текли по долине Днестра, формируя его самую вы-
сокую четвертичную террасу, в аллювии которой содержится галь-
ка скандинавских пород.
Согласно взглядам многих исследователей, отраженным в свод-
ных работах по четвертичной геологии и геоморфологии Украины,
западные части Расточья, Малополесской котловины и Волынской
возвышенности также перекрывались ледником. Однако Л. М. До-
рофеев (1974) полагает, что в действительности на указанной тер-
ритории ледника не было, а редко встречающийся эрратический ма-
териал был отложен талыми ледниковыми водами.
Потоки талых вод особенно большую роль сыграли в формиро-
вании поверхности Малого Полесья, где меловые породы перекры-
ты аллювиальными и зандровыми песками. В. Д. Ласкарев, Н. И.
Дмитриев считают, что пески были отложены во время днепровско-
го оледенения потоками талых вод, которые сбрасывались далее
в бассейн Южного Буга. А. М. Маринич связывает происхождение
малополесского рельефа с деятельностью крупной реки, которая
текла в западном направлении. И тем и другим представлениям
противоречат геоморфологические условия залегания и распростра-
нения песков. Согласно Л. М. Дорофееву (1974), зандровые отло-
жения западной части Малополесской равнины образовались при
таянии окского ледника, а восточной — при таянии днепровского
ледника.
На Приднепровской возвышенности граница максимального
оледенения проходит от Житомира на юг через Андрушевку, Вче-
райше, Погребищенский, поворачивает на восток и юго-восток в на-
правлении на Александровку (верховья реки Тясмин), Бородаев-
ку, Днепродзержинск и Днепропетровск (Заморив, 1961; Дорофеев,
1965; Грубрин,1970).
На большей части Приднепровской возвышенности, за исклю-
чением ее северной части, отнесенной к области Полесья, морен-
ный рельеф не выражен. Морена маломощна (от 1 до 12 м), обычно
205
перекрыта водно-ледниковыми отложениями и лёссом, дополни-
тельно маскирующими формы неравномерной ледниковой аккуму-
ляции. Более ярко сказалась в рельефе и геологических разрезах
напорная и экзарационная деятельность ледника, которой благо-
приятствовал рельеф коренного ложа — уступ Приднепровской
возвышенности, обращенный против движения ледника. В районе
Канева, Мошногорья, Корсунь-Шевченковского, Городца и других
местах обнаружены гляциодислокации и отторженцы коренных
пород. Иногда они создают хорошо выраженные положительные
формы рельефа.
На Приднепровской возвышенности более широко распростра-
нены водно-ледниковые отложения. На проксимальном склоне воз-
вышенности, обращенном в сторону ледника, создавались условия
подпора талых вод, возникали плотинные водоемы. В них отлага-
лись тонкозернистые пески, позднее облёссованные пылеватые су-
песи и суглинки. Западная граница полосы распространения водно-
ледниковых отложений, по М. Ф. Векличу (1968), проходит на рас-
стоянии 100—150 м от западного края днепровской ледниковой ло-
пасти.
При благоприятных условиях стока возникали потоки талых вод,
создавались эрозионные ложбины отточного и обходного типа. Пер-
вые формировались в процессе прорезывания водораздельных по-
верхностей. Длина их иногда превышает 15 км, ширина 1 км.
Наиболее полно они развиты на Днепровско-Бугском междуречье,
соединяя днепровскую лопасть с бассейнами Южного Буга, Ингула
и Синюхи. Вторые представлены маргинальными ложбинами сто-
ка шириной до 20 км и длиной до 100 км и более. На правобережье
Днепра, по Н. И. Дмитриеву (1936), образовались четыре системы
таких маргинальных ложбин, в настоящее время частично сухих
(мертвых), частично использованных реками.
Важное рельефоформирующее значение имеет лёссовый покров,
развитый на Украинской возвышенности неравномерно. На многих
приводораздельных участках Молдавской возвышенности, северо-
западной части Подольской и Приднепровской возвышенностей лёс-
сов нет совсем. На некоторых участках междуречий они очень мало-
мощны (1—5 м, редко больше), местами же лёссовая толща доста-
точно значительна и разделена погребенными почвами на несколько
горизонтов. Сюда относятся междуречья юго-восточной половины
Приднепровской возвышенности, Порожистого Приднепровья, до-
лина Днестра ниже Дубоссар, отдельные участки древних террас,
склонов долин и балок (Веклич, 1968).
По условиям залегания и строению можно предположить, что
генезис исходного, позднее облёссованного мелкозема не только
эоловый. На ледниковых и приледниковых междуречьях он водно-
ледниковый, на террасах аллювиальный, на склонах — делювиаль-
но-криосолифлюкционный (Соколовский, 1958). Несомненно аллю-
виальное происхождение мелкозема в Предкарпатье, где он участ-
вует в строении террас Днестра и его карпатских правых притоков
(Раскатов, 1957; Спиридонов, 1966).
206
В толще облёссованного мелкозема выделяются мощные делю-
виально-криосолифлюкционные шлейфы на склонах долин и балок.
В отличие от водораздельных участков в них наблюдаются погре-
бенные почвы, позволяющие расчленить склоновые отложения на
отдельные горизонты, формировавшиеся в перигляциальных усло-
виях разных оледенений. Особо выделяются перигляциальные
шлейфы эпох днепровского, московского и валдайского оледенений,
сопрягающиеся с перигляциальным аллювием того же возраста.
Эрозия постоянных и временных водотоков и сопряженные с нею
склоновые процессы обусловили образование долинно-балочного
рельефа, на который наложилась современная овражная сеть. Ин-
тенсивность общего эрозионного расчленения территории во многом
зависит от ее морфоструктуры. На Приднепровской возвышенности
глубина и густота эрозионного расчленения, включая овражную
сеть, увеличивается от возвышенных блоков кристаллического
фундамента, прикрытых маломощным чехлом рыхлых отложений,
к участкам, где кристаллический фундамент глубоко опущен и на
дневную поверхность выступают легкоразмываемые осадочные по-
роды, в том числе лёсс. Особенно интенсивно расчленена полоса
возвышенности, прилегающая к высокому правобережью Днепра,
где глубина вреза балок и долин достигает ПО м.
Интенсивным расчленением отличается Подольская возвышен-
ность, в пределах которой особенно выделяются Расточье, Голого-
ро-Кременецкий кряж, Приднестровье, Балтская равнина. Глубина
расчленения здесь достигает 200 м, а густота расчленения
3 км/км2.
В возвышенностях центральной Молдавии (Кодры и др.) глуби-
на эрозионного вреза превышает 200 м (до 300 м), густота долин-
но-балочно-овражного расчленения — 2—4 км/км2 (Устинова,
1970). Густота только овражной сети в центральной и южной Мол-
давии 0,5—0,8 км/км2, а скорость роста оврагов 4—6 м в год
(Билинкис, 1971).
Сильному эрозионному расчленению сопутствуют увеличение
крутизны склонов, усиление смыва и гравитационных склоновых
процессов, в особенности оползневых. На Приднепровской возвы
шенности оползанию способствуют песчано-глинистые породы пале-
огена и неогена, на Подольской и Молдавской возвышенностях -
тортона и сармата, пестрые и красно-бурые глины плиоцена.
Эрознонно-оползневые формы очень храктерны для возвышен-
ностей Молдавии, где они обладают большими размерами и назы-
ваются гыртопами. Гыртопы — циркообразные углубления на скло-
нах, возникшие 'вследствие оползней при активном участии эрозии.
В Кодрах их глубина достигает 200 м и более, ширина — 0,5—3 км,
длина — 4 км. Развитию оползней способствуют большая глубина
расчленения, крутизна приречных и балочных склонов, выходы
мощных песчано-глинистых отложений сармата и мэотиса.
На мергельно-меловых породах верхнего мела в пределах Во-
лынской возвышенности, Малого Полесья развиты формы покрыто-
го карбонатного карста: воронки, котловины, озера (Свитязь, Ку-
лемецкое и др). Карбонатный карст встречается также на известня-
ках тортона и сармата в Подолии и Молдавии, особенно в Толтрах.
На юго-западной окраине Подольской возвышенности широко
распространены формы голого и покрытого карста (многочислен-
ные воронки и котловины, полья, пещеры) на гипсах и ангидритах
тортона. На междуречных равнинах, сложенных с поверхности лёс-
сами, наблюдаются просадочные блюдцеобразные понижения. Ого-
ленные флювиогляциальные и аллювиальные пески Малого По-
лесья, первой, иногда и второй надпойменных террас (Южного Бу-
га, Соби, Роси, Стугны и др.) служат материалом для образования
эоловых форм — гряд, бугров, достигающих в Малом Полесье вы-
соты 15—20 м.
На Украинской возвышенности есть месторождения россыпных
полезных ископаемых, для поисков которых могут быть иcпoльзoвaJ
ны геоморфологические методы. Возникновение и размещение рос-
сыпей обусловлено прежде всего наличием такого мощного и по-
стоянного источника терригенного металлоносного материала, как
Украинский щит, и широким развитием на нем коры выветривания.
Главными эпохами россынеобразования были ранняя, средняя
юра, ранний мел, ранний палеоген, олигоцен — миоцен, ранний,
поздний плейстоцен, голоцен. Наиболее перспективны в отношении
поисков россыпей аллювиальные, прибрежно-морские и дельтовые
отложения, участвующие в строении погребенных и открытых форм
рельефа.
Среднерусская возвышенность
Среднерусская возвышенность занимает центральное положение
в южной внеледниковой половине Русской равнины. Ей полностью
отвечает выделенная Г. И. Раскатовым (1962, 1969) новейшая
структура — Среднерусская антеклиза, сформировавшаяся на
древней Воронежской антеклизе и приподнятом южном крыле
Московской синеклизы.
Наиболее значительные высоты приурочены к северной части
возвышенности, где Плавское плато, служащее водоразделом для
притоков Дона и Оки, поднимается до 293 м. Между бассейнами
Оки и Сосны с севера, Сейма и Оскола с юга протягивается суб-
широтно ориентированный водораздел высотой до 280 м, который
некоторые авторы называют Тимской «грядой». Те же высоты от-
мечаются на междуречье Сейма, Пела и Оскола. На юго-востоке
территории выделяются Донская «гряда» (до 246 м), занимающая
междуречье Дона и Северского Донца, а также отрезанная Доном
изолированная Далачская возвышенность (240 м).
Геоморфологии области посвящены работы Н. С. Бевза, А. А.
Бирского, В. И. Галицкого, К. А. Дроздова, И. Н. Ежова, Р. В. Ка-
бановой, Н. П. Кузнецова, С. 3. Максимова, Ф. Н. Милькова, Г. И.
Раскатова, А. И. Спиридонова и др.
208
Морфоструктура. Вдоль осевой зоны Воронежской антеклизы;,
простирающейся от г, Павловска на северо-запад к г. Курску, по-
верхность кристаллического фундамента имеет положительные аб-
солютные отметки (до 60 м над уровнем моря). В долине Дона
у Павловска кристаллические породы выходят даже на поверхность.
На север кристаллическое основание полого снижается до —1700 м
близ широтного отрезка средней Оки, где переходит в южный
склон Московской синеклизы. К югу поверхность кристаллических
пород падает более круто и близ Северского Донца залегает на
глубине более 4000 м. В строении кристаллического фундамента
участвуют сложно дислоцированные образования архейского, ниж-
не- и среднепротерозойского возраста с общим северо-западным
простиранием складчатых и глыбовых структур, осложненных попе-
речными разломами.
Платформенный чехол антеклизы представлен палеозойскими,
мезозойскими и кайнозойскими отложениями, образующими три
структурных комплекса. Относительно более пологое северное кры-
ло антеклизы сложено девонскими и каменноугольными породами,
причем последние более полно развиты только в северной части воз-
вышенности, т. е. уже на южном крыле Московской синеклизы.
Верхнедевонские отложения выступают на поверхность в долинах
рек бассейнов верхнего Дона и верхней Оки, где они представлены
преимущественно плотными известняками. В зависимости от глуби-
ны расчленения известняки слагают борта долин на высоту до 80 м
над уровнем рек, а на водоразделе Оки и Дона их поверхность по-
вышается до 240 м над уровнем моря.
Нижнекаменноугольные отложения представлены сначала гли-
нами и песками турнейского яруса и яснополянского надгоризонта
визейского яруса, а затем плотными окскими, серпуховскими
и протвинскими известняками визейского и намюрского ярусов.
Выше залегают снова песчано-глинистые пестроцветные породы Ве-
рейского горизонта, перекрытые плотными известняками и доломи-
тами каширского горизонта московского яруса среднего карбона.
При движении с юга на север в основании склонов последова-
тельно скрываются на глубине сначала верхний девон, затем все
более молодые горизонты нижнего карбона. Одновременно на вер-
шинах склонов и на водоразделах появляются все более молодые
горизонты среднего карбона. При большой глубине расчленения
(до 100 м и более) от водоразделов к долинам обычно наблюдается
чередование нескольких горизонтов палеозойских отложений, в раз-
личной степени подверженных выветриванию и денудации и потому
отчетливо выраженных в рельефе.
Более крутой южный склон антеклизы сложен каменноугольны-
ми отложениями, которые на дневную поверхность не выходят. На
размытом докембрийском и палеозойском основании резко несо-
гласно залегает мезозойский структурный комплекс. Он представ-
лен верхнеюрскими глинами и песками, участвующими в строении
долин и водоразделов только северо-восточной части возвышенно-
сти. Наиболее высокие приводораздельные поверхности сложены
14 Спиридонов А. И.
209
Рис. 34. Структурная схема центральной и южном части Среднерусской антекли-
зы по неогеновой денудационной поверхности (по Г. И. Раскатову):
а — изолинии, проведенные по поверхности денудации; б — контуры новейших поднятий, в —
предполагаемые структурные линии, отображающиеся в рельефе; структуры II порядка: под-
нятия — 1 — Брянское, II — Дмитровское, III — Новосильское, IV — Курское, V — Крупецкая
структурная терраса, VI — Кшень-Оскольская структурная терраса, VII — Белгородская
структурная терраса, VIII — Острогожское поднятие, прогибы — А—Деснинский, Б— Ок-
ский, В — Михайловский, Г — Елецко-Ливенский, Д — Сумский; структуры III и более высо-
кого порядков: поднятия — 1 — Севское, 2 — Рыльское, 3 — Шалимовское, 4 — Задонское, 5 —
Тербуновское, 6 — Тимское, 7 — Емаичинское, 8 — Иловское; прогибы — Е — Семилукский,
Ж — Ворсклипский
нижнемеловыми песками и глинами мощностью 20—30 м. Верхне-
меловые отложения выходят на дневную поверхность в юго-восточ-
ной, центральной и северо-западной частях возвышенности. В их
основании залегают сеноманские пески, перекрытые мощной мер-
гельно-меловой толщей туронского и коньякского ярусов. Выше
идут песчано-глинистые породы кампанского и мергеля и мел ма-
астрихтского ярусов.
Структура мезозойского комплекса представлена моноклиналью,
наклоненной к юго-западу от приподнятой зоны на широте г. Плав-
ска, т. е. значительно севернее сводовой части Воронежской анте-
клизы по палеозойским отложениям. Моноклиналь осложнена Во-
210
ронежским, или Орловско-Тамбовским, поперечным поднятием, на
южном склоне которого падение моноклинали резко возрастает
с одновременным увеличением мощности отложений, особенно
верхнемеловых. К северу от Плавска наблюдается очень слабый
наклон мезозойских образований в сторону Московской палеозой-
ской синеклизы.
На размытой поверхности верхнего мела в южной части Средне-
русской возвышенности залегают палеогеновые отложения, пред-
ставленные песками, песчаниками, опоками, аргиллитами палеоце-
на, глинами, песками, опоками, в верхней части мергелями и пес-
чаниками эоцена, глинами и выше глауконитовыми песчаниками
олигоцена. Палеогеновые отложения слагают моноклиналь, сход-
ную с меловой, но обладающую меньшими уклонами на юг.
В южной половине Среднерусской возвышенности рельеф цели-
ком выработан в верхнемеловых и палеогеновых породах. Вследст-
вие большой глубины вреза эрозионных форм здесь так же, как и на
севере возвышенности, при движении от водоразделов к долинам
наблюдается чередование пластов резко различной сопротивляемо-
сти выветриванию и размыву. Бронирующую роль играют опоки
палеоцена, мергели киевского, песчаники харьковского и полтавско-
го ярусов эоцена и олигоцена.
В развитии Среднерусской новейшей антеклизы отмечаются
и элементы новообразования и перестройки структурного плана по
отношению к древней Воронежской антеклизе. Так, субмеридио-
нальное тектоническое поднятие на северном крыле Воронежской
антеклизы и продолжающем его южном крыле Московской синекли-
зы наметилось уже в палеозое. Тогда же заложились структурно-
денудационные уступы субширотного простирания, в настоящее
время четко ограничивающие Среднерусскую возвышенность с се-
вера по линии долин Протвы, Оки ниже Серпухова и ниже Калуги.
Субмеридиональное поднятие северного крыла Воронежской ан-
теклизы продолжало развиваться и в мезозое, когда оно разделяло
мезозойскую моноклиналь на две основные покатости — юго-запад-
ную и юго-восточную. При общей субширотной ориентировке верх-
немеловая моноклиналь на западе (в бассейне Десны) имеет севе-
ро-западное простирание, а на востоке (около Дона) — северо-во-
сточное.
Г. И. Раскатов выделяет внутри Среднерусской возвышенно-
сти — антеклизы ряд выраженных в рельефе подчиненных струк-
тур— поднятий, прогибов, структурных террас (рис. 34).
Главная осевая структура северной части возвышенности —
Новосильское поднятие, к которому приурочено междуречье верхне-
го Дона и верхней Оки с наиболее высоким в пределах всей возвы-
шенности Плавским плато. Оно осложнено рядом второстепенных
поднятий, разделенных прогибами и структурными мысами. Среди
них особенно значительна Тульско-Калужская полоса поднятий,
ограниченная с запада-юго-запада Щекино-Горловским прогибом.
В северо-западной части возвышенности на водоразделе верх-
Hefi Оки и средней Десны расположено Дмитровское поднятие. От
14*
211
Новосильского поднятия оно отделено Окским прогибом, определив-
шим положение верхней Оки. Эта новейшая структура наследует
палеозойский Кромско-Курский прогиб, который выражен также
и в структуре мезозойской моноклинали.
Поднятия с юга ограничены Михайловским и Елецко-Ливенским
прогибами, ориентированными субширотно (с разворотом на вос-
ток-северо-восток). К ним приурочены долины рек Свапы на западе
и Сосны на востоке.
Южнее прогибов располагается центральная часть Среднерус-
ской антеклизы, в пределах которой крупнейшей неотектонической
структурой является Курское поднятие. Оно охватывает бассейны
Сейма и Пела в их верховьях, а восточнее — водораздел бассей-
нов Днепра и Дона. Поднятие асимметрично, имеет вид моноклина-
ли с более крутым северо-восточным крылом.
Внутри моноклинали выделяется серия подчиненных подня-
тий! — северное (наиболее крупное), восточное и западное, образую-
щие как бы внешнюю рамку моноклинали, и центральное. Подня-
тия разделены структурными линиями, по которым заложились до-
лины Сейма, Пела и других крупных рек. Структурные разграниче-
ния контролируют также многочисленные локальные поднятия.
С запада к Курскому поднятию примыкает Крупецкая структур-
ная терраса, образующая возвышенное междуречье Свапы и Дес-
ны. В ее более расчлененной западной части выделяются Севское,
Рыльское и Глуховское локальные поднятия, разделенные левыми
притоками Десны (Неруссой и др.).
Между Крупецкой структурной террасой и Курским поднятием
располагается Сумский прогиб, унаследованный субмеридиональны-
ми отрезками Сейма, Свапы, Пела и их притоков. На фоне текто-
нической депрессии выделяются отдельные локальные поднятия
(Дибровское, Стецковское, Суджанское, Севериновский вал и др.),
выраженные в рельефе и подчеркнутые рисунком гидрографической
сети.
К востоку от Курского поднятия располагается обширная
Кшень-0скольская структурная терраса, охватывающая бассейны
Сосны, Оскола и правобережья Дона. На севере террасы выделяет-
ся Кшенская структурная площадка, на востоке — Теребунское под-
нятие, на юге — Тимский вал и Верхнеоскольская структурная сту-
пень.
Восточный склон Верхнеоскольской ступени осложнен Семи-
лукским и Потуданским прогибами и Еманчинским поднятием. Все
эти и более мелкие локальные структуры контролируются регио-
нальными структурными линиями, подчеркнутыми гидрографиче-
ской сетью.
Курское поднятие, Крупецкая и Кшень-0скольская структурные
террасы с юга окаймлены Белгородской структурной террасой, ох-
ватывающей бассейны верховьев Ворсклы, Северского Донца и пра-
вобережной части Оскола. Ворсклинский и Северско-Донецкий
прогибы ограничивают подчиненные структурные формы (с северо-
запада на юго-восток) — Ракитенское поднятие, Харьковскую
212
и Большетроицкую структурную террасы, в рамках которых разви-
ты более мелкие (локальные) структуры.
Юго-восточная часть Среднерусской антеклизы, вытянутая по
простиранию ее кристаллического цоколя, согласно Г. И. Раскато-
ву, состоит из Острогожского, Кантемировского и Калачского под-
нятий, разделенных Айдарским и Павловско-Мамонским прогиба-
ми. Сюда же следует отнести и поднятие Донской гряды.
Асимметричное Острогожское поднятие с более крутыми восточ-
ным и северо-восточным крыльями занимает междуречье Оскола
и Дона. В его пределах выделяются подчиненные Вейделевское
и Сергеевское поднятия с группами локальных структур.
На междуречье Дона, Чира, Калитвы и Богучаркн находится
асимметричное Дантемировское поднятие.
Юго-восточнее протягивается Донская гряда, которую Дон оги-
бает с севера и востока. В ее основе лежит асимметричное новей-
шее поднятие с крутым северным склоном, более пологим и длин-
ным южным. Поднятие проектируется на южное крыло Воронеж-
ской антеклизы. В структуре мезо- и кайнозоя ему соответствует
Первомайско-Чирская моноклиналь.
На междуречье Дона и Хопра располагается Калачское новей-
шее поднятие, которому полностью отвечает одноименная возвы-
шенность. В основе возвышенности лежат обособленные поднятия
палеогеновой и меловой моноклиналей с встречным падением по от-
ношению к наклону палеозойских пород.
Калачское поднятие отделено от правобережных структур Пав-
ловско-Мамонским прогибом, в котором заложилась долина Дона.
Структурной осью прогиба служит Досево-Мамонский глубинный
разлом. В осадочном чехле прогиб прослеживается с палеогена, но
основное его развитие происходило в неогене.
Как видно из приведенной характеристики, рельеф Среднерус-
ской возвышенности в целом и ее отдельных частей во многом обус-
ловлен новейшими структурами, обычно имеющими прямые ана-
логи в структурах осадочного чехла и даже кристаллического осно-
вания. Другими словами, морфоструктура возвышенности разви-
валась в общем унаследование с весьма отдаленного геологическо-
го прошлого, хотя и с изменениями и перестройками структурного
плана. Вместе с тем не следует принимать современные формы
рельефа полностью только как выражение неотектонических струк-
тур. Большую роль сыграла избирательная денудация, способство-
вавшая прямому выражению в рельефе древних структур осадочно-
го чехла.
Морфоскульптура. По продолжительности континентального
развития Среднерусская возвышенность делится на две части,
между которыми граница проходит субширотно примерно от Воро-
нежа на Курск. К северу от нее континентальные условия установи-
лись с конца сантонского века позднего мела, а к югу — с поздне-
го эоцена — олигоцена. Последующее эрозионное расчленение тер-
ритории определялось основными неровностями первичных морских
аккумулятивных равнин, дифференцированными новейшими по дня-
213
тиями и лежащими в их основе структурами осадочного чехла. На
это обращали внимание А. А. Бирский (1960 и др.), Н. С. Бевз,
С. 3. Максимов, Н. П. Кузнецов и другие воронежские геоморфоло-
ги. Описанные выше структурные покатости, опущенные и припод-
нятые зоны определили рисунок речной сети и водоразделов, на ко-
торый при последующем врезании большое влияние оказали также
вскрытые более глубокие горизонты осадочного покрова.
Первоначальный рельеф морского происхождения был размыт.
Б настоящее время к наиболее древним элементам рельефа можно
отнести лишь реликты плоских денудационно-аккумулятивных по-
верхностей, сохранившиеся на главных водоразделах. На карте по-
верхностей выравнивания и кор выветривания СССР (1972) в се-
верной части Среднерусской возвышенности показаны фрагменты
палеогеновой и даже мезозойской поверхности денудационного вы-
равнивания. Наличие столь древних элементов рельефа не вполне
доказано фактическим материалом.
Б южной части возвышенности денудационной поверхностью
срезаны олигоценовые и более древние палеогеновые образования
наиболее высоких междуречий, перекрытые красноцветными про-
дуктами выветривания шапкинской свиты. М. Н. Грищенко, Г. И.
Раскатов считают ее миоценовой. Свита содержит песчано-глини-
стые и галечные отложения делювиального и аллювиального проис-
хождения и может рассматриваться как коррелятное образование
эпохи миоценового денудационно-аккумулятивного выравнивания
рельефа. В настоящее время остатки поверхности, фиксированной
шапкинской свитой, располагаются на высотах от 190 до 230 м.
По-видимому, к этой же поверхности должна быть отнесена
миоценовая терраса, выделяемая Д. П. Назаренко (1964) и М. Н.
Грищенко (1965) в долинах Северского Донца, Оскола, Сейма
и других рек. Относительная высота террасы до 80 м; сложена она
песчано-глинистыми озерно-аллювиальными отложениями мощно-
стью до 30 м.
В северной части возвышенности, где шапкинские красноцветы
не обнаружены, на главных междуречьях сохранились реликты, по-
видимому, той же миоценовой поверхности, но преимущественно
денудационного происхождения. Именно эту поверхность и прини-
мает Г. И. Раскатов за опорный структурный горизонт при опреде-
лении суммарного осредненного эффекта новейших тектонических
движений на всей Среднерусской возвышенности и за ее пределами
в границах Воронежской антеклизы.
Ниже миоценовой поверхности выделяется плиоценовый денуда-
ционный уровень, который парагенетически сопоставляется с пли-
оценовыми речными террасами. Выделяются три террасы, развитые
преимущественно на левобережье в долинах Северского Донца,
Оскола, Дона и его правых притоков, в долинах Сейма, Свапы,
Пела, Ворсклы и других рек. Их относительная высота колеблется
от 40 до 100 м при общей ширине у крупных рек до 12 км. Все тер-
расы цокольные с песчано-глинистым аллювием мощностью не бо-
лее 40 м. Морфологически они выражены плохо, сильно размыты,
214
перекрыты делювиально-солифлюкционными шлейфами и устанав-
ливаются только при изучений геологического разреза.
Из сказанного следует, что формирование мио- и плиоценовой
долинной сети и рельефа в целом происходило в условиях поднятия
и прогрессирующего глубинного врезания рек. В это время уже об-
разовались долины Сейма, Свапы, Ворсклы, Северского Донца,
Девицы, Тихой Сосны, Черной Калитвы и других рек, причем рису-
нок долинной сети за небольшими исключениями был близок к со-
временному. Некоторые долины унаследовали доверхнеюрские и бо-
лее древние эрозионно-тектонические понижения. Так, долина верх-
ней Оки заложилась вдоль погребенного доверхнеюрского вреза.
К началу плейстоцена эрозионный рельеф Среднерусской возвы-
шенности в основном уже был сформирован. Об этом свидетельст-
вует плащеобразное залегание днепровской морены на сильно рас-
члененной поверхности коренных пород в тех местах, которые бы-
ли охвачены максимальным оледенением. Днепровская морена низ-
ко спускается с водоразделов по склонам долин рек и крупных
балок.
В раннем плейстоцене северно-западная окраина возвышенно-1
сти была покрыта окским ледником, следы которого местами сохра-
нились в виде валунных остатков сильно размытой морены (г. Че-
калин на верхней Оке). В среднеплейстоценовое время Среднерус-
ская возвышенность оказалась существенной преградой на пути
движения днепровского ледникового щита и была им охвачена лишь
в северной части (несколько южнее широты Тулы), по западной
и восточной периферии. Отдельные ледниковые лопасти проникали 1
в глубь возвышенности по придолинным понижениям крупных рек:1
Оки (до Орла), Сева, Зуши, Сейма и др.
Днепровская морена не образует сплошного чехла, ее мощность
редко больше 8—12 м. Нет специфических форм холмистого рель-
ефа, присущих областям более молодых (московского и валдайско-
го) оледенений. Это объясняется не только тем, что первоначаль-
ные ледниково-аккумулятивные формы были сильно размыты, но и
тем, что ледниковый щит в своей периферической части был мало-
активен и, возможно, быстро-отступил (Спиридонов, 1938, 1953).
Поверх морены повсеместно, даже на самых высоких водораз-
делах, залегают желто-бурые и палевые безвалунные суглинки, не-
редко лёссовидные, карбонатные мощностью 3—6 м. Местами на
водоразделах покровные образования представлены горизонтально-
слоистыми глинами, алевритами и тонкозернистыми песками, т. е.
типичными лимногляциальными отложениями мощностью до 8 м
и более. Геоморфологические условия их залегания таковы, что
только останцы мертвого льда могли создавать подпор талых вод
и затруднять удаление поступающего вместе с ними мелкозема. Ча-
ще, по-видимому, разливы талых вод были эпизодическими, неглу-
бокими и приводили к накоплению поверх морены маломощного
чехла мелкозема, лишенного отчетливой ленточной текстуры.
Необходимо отметить, что лёссовидные суглинки и лёсс залега-
ют не только на морене, но также и на коренных породах внелед-
215
никовои части возвышенности, одевая и водораздельные, и склоно-
вые элементы рельефа,
поэтому генезис покровных
мелкоземистых.
образований Среднерусской возвышенности в целом более слож-
ный, а не только водно-ледниковый. В их образовании принимали
участие эоловые, мерзлотные и склоновые процессы. Поэтому и ге-
нетическое истолкование рельефа также должно быть более слож-
ным, учитывающим результаты его переработки в последнепров-
ское время.
Несмотря на сравнительно кратковременное пребывание ледни-
ка в долинах, он вызвал некоторую перестройку существовавшей
ранее гидрографической сети. Подпруживание ледником рек, сте-
обусловило частичное
кавших с возвышенности,
перер аспределение
водных масс между отдельными бассейнми. Перелив вод из Окско-
го бассейна в Деснинский осуществлялся через реку Вытебеть,
а возможно также через Цон в Навлю и через Крому в реку Нерус-
су. Кроме того, перелив вод совершался из верховьев Оки и ее при-
токов, а также из верховьев Сева в бассейн Свапы. Возможно, тогда
же подпруженные ледником воды Сейма и других рек направля-
лись к югу по долинам Пела и Ворсклы и по сквозным понижениям
между ними. В частности, Сейм соединялся с Пслом пониже-
нием, которое в настоящее время занято реками Снагостью и Лож-
ней.
Некоторые изменения речная сеть испытала и по восточной ок-
раине Среднерусской возвышенности. Реки, текущие на восток (пра-
вые притоки Дона — Тихая Сосна, Снова, Ведуга, Девица, Ноту-
дань и др.), были подпружены ледником. Вследствие этого они бы-
ли вынуждены изменить свое направление на меридиональное
вдоль края ледника. Такая древняя ложбина стока прослеживается,
например, от реки Девицы к реке Потудани.
Подобные ложбины стока талых вод, направлявшихся вдоль
края ледника, обычно сопрягаются с IV надпойменной террасой.
После отступания ледника их сквозные отрезки на междуречьях бы-
ли брошены реками или послужили местом заложения их неболь-
ших притоков. Большинство долин Среднерусской возвышенности
в течение оледенения и после него развивалось по ранее проложен-
ным направлениям.
В окраинных районах, охваченных оледенением, нивелировка
рельефа ледниковыми наносами не была полной. Поэтому и здесь
реки использовали дочетвертичные эрозионные врезы.
О формировании долин в ранне- и среднечетвертичное время
свидетельствуют обнаруженные в долинах Сейма, Свапы, Оки
и других рек остатки погребенного (вендского, лихвинского) аллю-
вия. В открытом рельефе долин хорошо прослеживаются четыре
надпойменные террасы.
IV терраса высотой 40—60 м распространена в долинах наибо-
лее крупных рек (Оки, Свапы, Сейма, Северского Донца и др.), где
ширина ее достигает нескольких километров,
выражена плохо. Сложена мелкозернистыми
Морфологически она
песками в основании
с галькой мощностью 10—20 м. Аллювий погребен под мощным де
216
лювиально-солифлюкционным шлейфом. Возраст террасы днепров-
ский.
III надпойменная терраса высотой 25—35 м, в верховьях рек не-
сколько ниже. Морфологически выражена лучше, чем IV терраса,
достигает в ширину 1—2 км. Сложена снизу песками, выше — супе-
сями и суглинками общей мощностью 10—20 м. Аллювий перекрыт
делювиально-солифлюкционными суглинками. Возраст террасы
московский. В ее основании местами залегает погребенный рос-
.лавльский аллювий.
II и I надпойменные террасы развиты в долинах даже малых
рек. Их относительная высота колеблется, соответственно, от 12 до
.20 м и от 5 до 7 м. Они сложены внизу песками, выше суглинка-
ми общей мощностью от 10 до 25 м в зависимости от размеров
долин.
Древние террасы прослеживаются не только в долинах рек, но
и в крупных балках. Так, в балках правобережья Дона ниже Во-
ронежа Г. И. Лазуков (1957) обнаружил три древние террасы, ко-
торые сопоставляются с террасами Дона. Современное дно балок,
которое опирается на донскую пойму, прослеживается до самой их
вершины, где террасы уже отсутствуют. Это свидетельствует о том,
что глубинная эрозия временных водотоков оживлялась по мере
врезания Дона и сопровождалась интенсивной регрессивной эро-
зией. В последний раз балки перестроили свой продольный профиль
применительно к уровню поймы и одновременно удлинились сво-
ими вершинами за счет регрессивной эрозии. Аналогичная картина
усиления вертикального и горизонтального долинно-балочного рас-
членения наблюдалась и в других частях Среднерусской возвышен-
ности.
Степень горизонтального и вертикального долинно-балочного
расчленения возвышенности в разных местах неодинакова, она ко-
леблется соответственно от 1,0 до 2,9 км/км2 и от 50 до 150 м.
Наиболее расчлененный район располагается западнее Оки, где
рельеф изрезан чрезвычайно разветвленными балками и долинами
.левых притоков Оки. При очень густом расчленении глубина вре-
зания главных долин в этом районе сравнительно невелика —
50—75 м. Участки с наиболее интенсивным горизонтальным и вер-
тикальным расчленением располагаются на побережье Сейма за-
паднее и севернее Курска, на юге возвышенности в бассейнах Пела,
Северского Донца и Оскола, на правобережье Дона между Тихой
Сосной и Черной Калитвой, на Калачской возвышенности. Относи-
тельно слабо расчленена приводораздельная часть возвышенности.
Сопряженно с эрозионной деятельностью постоянных и времен-
ных водотоков происходило преобразование рельефа возвышенно-
сти под воздействием склоновых процессов. Подавляющую часть
территории занимают пологие и длинные склоны балок и долин,
опирающиеся на высокие речные террасы. Вверх они незаметно пе-
реходят в сильно размытые реликты неогенового рельефа, чаще же
смыкаются своими вершинами, образуя плосковыпуклые поверх-
ности водоразделов. В нижней части склоны перекрыты делювиаль-
217
но-криосолифлюкционными суглинками мощностью 10—15 м и бо-
лее. В суглинках наблюдаются рославльская и микулинская погре-
бенные почвы. Очевидно, выполаживание склонов происходило под
воздействием плоскостного смыва и криосолифлюкпии преимущест-
венно в перигляциальных условиях днепровского, московского
и валдайского оледенений.
Склоны оврагов, балок и долин, опирающиеся на низкую .терра-
су и пойму, обычно наклонены под углом 15—25° и более. Они
и сейчас нередко подвергаются глубинной и боковой эрозии, спо-
собствующей возникновению обвалов, осыпей, оползней, оживле-
нию плоскостного смыва.
Оползневые склоны распространены в тех местах, где для опол-
зания благоприятны гидрогеологические условия. Так, на северо-
востоке возвышенности развиты крупноступенчатые оползни средне-
и нижнекамсиноугольных известняков по водоупорным горизон-
там жирных глин. Южнее, в бассейнах верхней Оки, верхнего Дона,
Сосны оползают девонские известняки, также содержащие прослои
водоупорных глин.
На склонах верхних звеньев эрозионной сети в северной части
возвышенности распространены многочисленные оползни песчано-
глинистых пород мезозоя. Особенно крупные оползневые цирки
наблюдаются в бассейне верхней Оки и верхней Сосны. Их образо-
ванию здесь способствуют верхнеюрские глины, которые служат
водоупором постоянного и обильного водоносного горизонта.
На юге возвышенности, где широко развит песчано-глинистый
комплекс палеогена, оползни отмечаются почти во всех разветвле-
ниях эрозионной сети. Крупные оползни этого комплекса встречают-
ся в О скол о-Донском районе, в долинах высокого правобережья До-
на, Калачской возвышенности. Они располагаются на строго опре-
деленной высоте, сооответствующей уровню залегания водоупорных
горизонтов палеогена, особенно харьковских глин. Кроме того, на
юге возвышенности оползают меловые отложения, в частности, ту-
роно-коньякский мел по водоносным сеноманским пескам. Повсе-
местно наблюдаются неглубокие оползни и оплывины четвертичных
отложений.
Интенсивное долинно-балочное расчленение в сочетании с хоро-
шо развитыми склонами, увалистыми и холмистыми водоразделами
проявляется в характерном для Среднерусской возвышенности рав-
нинно-эрозионном рельефе. Ряд исследователей (Н. С. Бевз, А. Ф.
Гужевая, И. Н. Ежов, А. И. Спиридонов и др.) обратили внимание
на то, что по общему характеру рельефа северная часть возвышен-
ности заметно отличается от южной.
В северной части, сложенной известняково-доломитовой толщей
верхнего девона, нижнего и среднего карбона, рельеф холмисто-
увалистый. Долинно-балочная сеть настолько густа, что многочис-
ленные эрозионные развилки, сходясь с противоположных сторон
своими вершинами, выделяют на водоразделах холмы различной вы-
соты. Глубокие и узкие долинно-балочные понижения, врезанные
в коренные породы, древовидно ветвятся, образуя крутые излучины
218
и резкие повороты согласно трещиноватости известняков, ориенти-
рованной в северо-западном и северо-восточном направлениях. Да-
же крупные долины не выработали асимметричного поперечного
профиля. Надпойменные террасы в них сильно размыты, сложены
грубообломочным аллювием и нередко с обнаженным коренным цо-
колем.
На южном и юго-западном склонах возвышенности рельеф бо-
лее увалистый, что обусловлено большим падением верхнемеловой
и палеогеновой моноклинали и согласным с ним значительным ук-
лоном дневной поверхности. Реки на большом протяжении текут
в южном или юго-западном направлениях. Бассейны одних рек
(Оскола, Ворсклы) удлинены, слабо развиты в стороны, бассейны
других рек (а их большинство) развиты в левую сторону и имеют
форму флага. Долины таких рек (правые притоки Дона — Тихая
Сосна, Черная Калитва, долины Оскола, Северского Донца,
Ворсклы, Пела, Сейма, Свапы и многих других) широкие, раскры-
тые и асимметричные. У них крутой высокий правый склон и поло-
гий террасированный левый. Судя по возрасту террас, асимметрич-
ный профиль крупных долин формировался с позднего неогена. При
этом решающим было воздействие силы Кориолиса. Наблюдаемая
местами обратная асимметрия отрезков некоторых долин (Тускаря,
Неручи и др.) объясняется локальным воздействием древних струк-
тур и новейшей тектоники (Раскатов, 1969).
Широтно и субширотно ориентированные (с разворотом на се-
веро-запад) балочные формы нередко имеют асимметричное строе-
ние, обусловленное разной экспозицией склонов. Склоны северной
и северо-восточной экспозиции, находящиеся в менее благоприят-
ных условиях инсоляции, во время перигляциалов подверглись ин-
тенсивному выполаживанию под воздействием солифлюкции, тогда
как на противоположных склонах сильнее происходил размыв.
На Среднерусской возвышенности широко распространены дон-
ные и склоновые овраги, образованию которых способствовали глу-
бокое и густое долинно-балочное расчленение, покров легко размы-
ваемых лёссовидных суглинков и лёсса, интенсивное земледельче-
ское освоение, которое в прошлом нередко носило хищнический ха-
рактер. Донные овраги, прорезающие днища балок, в длину могут
достигать нескольких километров при глубине 2—3 м. Лишь в бал-
ках с крутым падением тальвега их глубина возрастает до 10 м.
Склоновые овраги более короткие, но глубина их может быть
8—10 м, местами до 25 м.
В пределах возвышенности выделяются районы сильноовражные,
где оврагами прорезаны почти все или все балки. В среднеовраж-
ных районах оврагами прорезано меньшее количество балок. В сла-
боовражных районах овраги встречаются редко и размеры их ма-
лы. Если при определении овражности принять во внимание лишь
площадь склонов крутизной более 3°, исключив пологосклонные
приводораздельные поверхности и пойму рек, где овраги практиче-
ски не развиты, то показатели овражности окажутся следующими:
в сильноовражных районах 1,0—1,5 км/км2, в среднеовражных —
219
0,5—1,0 км/км2 и в слабоовражных — менее 0,5 км/км2 (Дроздов.
1965).
К сильноовражным относятся правобережье Дона и Калачская
возвышенность. Современный размыв достигает здесь больших раз-
меров. Многочисленные донные и склоновые овраги обильно вет-
вятся, образуя иногда сложные лабиринты узких глубоких рвов.
В балки и долины вносится большое количество рыхлого матери-
ала, который приводит в негодность ценные полевые угодья на тер-
расах и поймах рек и днищах балок.
Среднеовражные площади преобладают в северной и южной час-
тях возвышенности, где они чередуются с районами слабоовражными
и даже лишенными оврагов. Последние располагаются преимущест-
венно на выположенных левых склонах речных долин, а также
в слабо врезанных вершинах речных систем. Слабоовражные рай-
оны приурочены к западному и юго-западному склонам, а также
к центральной части возвышенности. Отдельные районы более ин-
тенсивной овражной деятельности занимают возвышенные право-
бережья Сейма, Пела, Северского Донца и других рек.
Известняки и доломиты верхнего девона, нижнего и среднего
карбона, писчий мел туронского и коньякского ярусов верхнего
мела способствуют образованию форм покрытого карста: понор,
воронок (провальных и просасывания), реже котловин до 300 м
в поперечнике. Карстовые формы встречаются преимущественно
в тальвегах и на склонах балок и долин, где смыт или маломощен
покров некарстующихся горных пород. Они группируются в опреде-
ленные системы, которые отвечают основным направлениям трещи-
новатости карстующихся горных пород, чаще северо-западному
и северо-восточному. Одновременно в этих же направлениях закла-
дываются тальвеги балок и оврагов.
Поверхность речных террас, особенно первой и второй, местами
имеет явные признаки древней эоловой переработки в виде буг-
ристых и грядовых форм, разделенных многочисленными котлови-
нами. Участки подобного рельефа есть на террасах Сейма, Север-
ского Донца, Оскола и других рек. Там, где естественный почвен-
но-растительный покров нарушен, древние эоловые и аллювиальные
пески перевеваются и теперь.
Приволжская возвышенность и Ергени
Приволжская возвышенность выделяется как целостный геомор-
фологический регион между Окско-Донской низменностью и Низ-
ким Заволжьем. С севера и востока она четко ограничена высоким
правобережьем Средней и Нижней Волги, на западе плавно перехо-
дит в поверхность Окско-Донской равнины, образуя водораздел
между Волгой и Доном. На севере возвышенность служит водораз-
делом между Волгой и Нижней Окой, на юге ее естественным про-
должением являются Ергени, что особенно подчеркивается их вы-
соким восточным склоном, представляющим собой продолжение на
юг от Волгограда высокого правобережья Нижней Волги.
220
Расширенная часть возвышенности к северу от Саратова на зна-
чительной площади близ Волги превышает 300 м над уровнем мо-
ря, достигая у Хвалынска 370 м, а в Жигулях 375 м. К югу от Са-
ратова возвышенность сужается и долинами Иловли и Медведицы
разделяется на три субмеридионально ориентированные гряды, из
которых средняя Доно-Медведицкая гряда достигает 358 м высоты.
К югу гряды снижаются и подрезаются Доном. Южнее сильно су-
женного и сниженного Волго-Донского водораздела высоты снова
возрастают до 188 м вдоль восточного края Ергеней и до 222 м на
их южной окраине, образующей Сальско-Манычскую водораздель-
ную гряду.
В познание рельефа территории большой вклад внесли А. П.
Павлов, М. Э. Ноинский, Е. В. Милановский, А. Н. Мазарович, Е. В.
Шанцер, Н. И. Николаев, В. Н. Сементовский, Б. В. Селивановский,
А. В. Ступишин, Ю. А. Мещеряков, Г. В. Обедиентова, М. В. Пиот-
ровский, В. П. Философов и многие другие исследователи. Собран-
ный материал обобщен в монографических работах А. П. Дедкова
(1970), А. В. Вострякова (1971), А. В. Цыганкова (1971) и С. К-
Горелова (1972).
Морфоструктура. Северная половина Приволжской возвышен-
ности соответствует Токмовскому своду и западной части Жигулев-
ско-Пугачевского свода Волго-Камской антеклизы, а суженная юж-
ная половина — юго-восточному окончанию Рязанско-Саратовско-
го прогиба и моноклинали, образующей западное крыло Прикас-
пийской синеклизы. Южные Ергени простираются в область Скиф-
ской платформы, совпадая со средней частью погруженного кряжа
Карпинского. Эти неоднородные геотектонические элементы были
объединены в одно целое субмеридионально ориентированным но-
вейшим поднятием, на основе которого в неогене сформировалась
водораздельная возвышенность. Большую роль при этом сыграли
дифференцированные унаследованные движения по Главному Во-
сточно-Европейскому разлому, способствовавшему обособлению
Высокого Предволжья от Низкого Заволжья.
Абсолютные отметки кристаллического основания на вершине
Токмовского свода колеблются в пределах минус 800—1000 м, а на
вершине Жигулевско-Пугачевского свода — минус 1400—1600 м.
Во впадине, разделяющей своды, глубина фундамента достигает
2-—2,3 км. Верхнепротерозойские образования развиты главным
образом на крыльях сводов, палеозойские распространены повсе-
местно. Палеозойская система представлена девонским, каменно-
угольным и пермским отделами общей мощностью до 1900 м.
На размытых палеозойских породах залегают мезозойско-кайно-
зойские отложения, которые слагают обширный, но сравнительно
неглубокий Ульяновско-Саратовский прогиб (синеклизу). Осевая
зона синеклизы протягивается субмеридионально от нижнего тече-
ния Суры на Барыш и далее на Петровск (к северо-западу от Са-
ратова). Ее северным продолжением служит Сурско-Ветлужский
прогиб, хорошо выраженный в структуре мезозойских и верхне-
пермских слоев.
221
В районе Саратова в сторону Прикаспийской синеклизы откры-
вается Рязанско-Саратовский прогиб — глубокая грабенообразная
структура с фундаментом, опущенным до абсолютных отметок ми-
нус 3—4 км. Прогиб выполнен верхнепротерозойскими отложения-
ми, перекрытыми верхнепалеозойскими, мезозойскими, а в юго-во-
сточной части и палеогеновыми отложениями, которые слагают так-
же восточное крыло Воронежской антеклизы. Мегаструктуры юж-
ной части Приволжской возвышенности осложнены крупными де-
формациями платформенного чехла — Саратовскими дислокациями
и Доно-Медведицким валом.
В строении рельефа участвуют главным образом породы перм-
ского, юрского, мелового и палеогенового возраста. Их распростра-
нение на поверхности тесно связано с структурным планом террито-
рии. На северной окраине Приволжской возвышенности, отвечаю-
щей приподнятому северному крылу Ульяновско-Саратовской сине-
клизы, выходят пестроцветные отложения татарских глин, алевро-
литов, песчаников и мергельно-карбонатных пород, из-под которых
в долинах рек выступают известняки и доломиты казанского яруса.
В соответствии с наклоном оси Ульяновско-Саратовской синеклизы
на юг пласты пермских пород наклонены в Казанском Поволжье на
юго-запад и в Горьковском Поволжье на юг и юго-восток, где они
скрываются под средне- и верхнеюрскими глинами и песками.
На северном и западном склонах Приволжской возвышенности,
в ее южной части широко распространены породы мелового воз-
раста: пески и глины нижнего отдела, мелоподобные известковые
и кремнистые мергеля турона, коньяка, сантона и белый писчий
мел кампана и Маастрихта.
Наиболее высокая центральная часть возвышенности, отвечаю-
щая осевой зоне Ульяновско-Саратовской синеклизы, сложена па-
леогеном. Палеоцен представлен чередованием кремнистых опок
и диатомитов, кварцевых песков и песчаников, а эоцен — кварцево-
глауконитовыми глинистыми песками и песчаниками, содержащими
горизонты глин. В Ергенях развиты олигоценовые и миоценовые
отложения, представленные снизу темными (майкопскими) глина-
ми, выше песками, песчаниками и известняками. Особо следует от-
метить широкое распространение в Ергенях и на юге Приволжской
возвышенности плиоценовых песков, алевритов и глин континен-
тального происхождения (ергенинская свита). Распространение
охарактеризованных геологических горизонтов во многих местах
контролируется валообразными и локальными поднятиями. К наи-
более значительным из них приурочены выходы нижнепермских,
верхне- и среднекаменноугольных известняков и доломитов, содер-
жащих в верхних горизонтах (нижняя пермь) прослои и линзы гип-
са и ангидрита.
Северная половина Приволжской возвышенности — инверсион-
ная по отношению к Ульяновско-Саратовской синеклизе и прямая
по отношению к погребенным Токмовскому и Жигулевско-Пугачев-
скому сводам. Она сформировалась в результате возобновления
в новейшее время тектонических движений положительного знака,
222
преобладавших в западной части Волго-Камской антеклизы на про-
тяжении палеозоя и раннего мезозоя. С. К- Горелов (1972) разли-
чает здесь Сурско-Свияжское и Средневолжское новейшие под-
нятия.
Сурско-Свияжское сводовое поднятие располагается севернее
широты Жигулей. Его плоская вершина — Сурская шишка (абс. вы-
сота до 330 м) •— смещена на 200 км к юго-востоку от вершины
Токмовского свода. Расположенное южнее Средневолжское сводо-
вое поднятие морфологически особенно хорошо выражено на право-
бережье Волги, склон морфоструктуры, простирающийся на лево-
бережье, подвергся сильному размыву в позднем плиоцене и в плей-
стоцене.
Крылья Ульяновско-Саратовской синеклизы осложнены брахи-
антнклинальными и куполовидными структурами и разделяющими
их прогибами, сформировавшимися в конце палеогена — начале не-
огена. В Ульяновском Приволжье они группируются в четыре
субширотно ориентированные зоны: Жигулевскую, Берлинскую,
Карсунскую и Свияжскую (Дедков, 1970). Наиболее четко выраже-
ны Жигулевская и Берлинская зоны. Протяженность Жигулевской
структуры до 250 км, она имеет вид резко асимметричного вала, се-
верное крыло которого крутое, флексурообразное, а южное — поло-
гое. В осевой зоне вала выходят породы верхнего карбона, перми,
юры и мела, окаймленные с севера и юга сплошными выходами па-
леогена.
Д. К- Андреев, С. К- Горелов, А. П. Дедков и другие установили,
что описанные линейные структуры весьма отчетливо выражены
в рельефе, причем господствуют прямые соотношения — речные до-
лины совпадают с тектоническими прогибами, водораздельные мас-
сивы — с валами. Подобные соотношения объясняются неотекто-
нической активностью валоподобных структур. Это доказывается
деформациями развитых здесь региональных поверхностей вырав-
нивания. Их высоты в зонах положительных структур платформен-
ного чехла оказываются более значительными, чем в зонах проги-
бов. Так, высота выделяемой А. П. Дедковым олигоцен-миоценовой
поверхности выравнивания на Берлинской структуре достигает
334 м, на Жигулевском вале — 360 м, а на разделяющем их проги-
бе— до 290 м. Исключение составляет массив высокого плато
в верховьях Усы (абс. высота 317 м), приуроченный к расположен-
ной в прогибе Рачейско-Троицкой брахиантиклинали.
Локальные структуры (брахиантиклинали, купола) обычно так-
же прямо выражены в рельефе. По мнению одних исследователей
(А. П. Дедков и др.), это обусловлено главным образом избира-
тельной денудацией, по мнению других (Д. К. Андреев, С. К. Горе-
лов и др.), — тектонической активностью куполов в новейшее время.
Последнее, однако, не всегда находит убедительное подтверждение.
На северо-западном склоне Приволжской возвышенности распо-
лагается прямая морфоструктура Керенско-Чембарской возвышен-
ности высотой до 292 м, вытянутой в северо-западном направлении
вдоль водораздела бассейнов Мокши и Суры, с одной стороны.,
223
и Хопра — с другой. Она отвечает одноименной системе вилообраз-
ных поднятий, выраженных в структуре мезозойских напластований
и наложенных на центральную часть Рязанско-Саратовского проги-
ба. Выделяется четыре резко асимметричных вала общей протяжен-
ностью до 200 км, осложненных цепочками изометричных локаль-
ных поднятий в наиболее высоких участках междуречий.
В этом же районе на правобережье верхнего течения Мокши
в северо-западном направлении протягивается выраженный в рель-
ефе Сурско-Мокшинский вал. Он отделен от Керенско-Чембарских
поднятий Верхнемокшинским придолинным понижением, отвечаю-
щим юго-восточному продолжению Пензо-Муромского мезозойского
прогиба.
В пределах Саратовского правобережья Волги располагается
обширная изометричная морфоструктура Саратовского поднятия
(Горелов, 1972). Она наследует приподнятый блок мезо- и кайно-
зойских и палеозойских отложений, наложенных на юго-восточное
окончание Рязанско-Саратовского прогиба. Здесь установлена
группа локальных антиклинальных структур, которым в рельефе
отвечают крупные холмы и гряды с абсолютными отметками до
300 м и более. Однако на приволжском склоне возвышенности
к ядрам отдельных локальных поднятий приурочены глубокие по-
нижения, возникшие вследствие интенсивного эрозионного расчле-
нения рельефа при слабой неотектонической активности структур.
Образованию инверсии рельефа способствовало и залегание в яд-
рах структур легко разрушающихся юрских песчано-глинистых от-
ложений (Мещеряков, 1952).
Между Саратовом и Волгоградом центральное положение зани-
мает прямая морфоструктура зоны Доно-Медведицких дислокаций
(Цыганков, 1971; Горелов, 1972). Морфологически она выражена
Доно-Мсдведицкой грядой и протягивающимся севернее Гусельско-
Тетеревятским кряжем, образующими водораздел между Медведи-
цей и Иловлей. Морфоструктура разделяется на три относительно
приподнятых части блокового типа: северную Медведицко-Илов-
линскую, среднюю Коробковскую и южную Арчедино-Донскую.
Медведицко-Иловлинское поднятие вытянуто в северо-западном
направлении, где его продолжением является прямая морфострук-
тура Ртищевско-Баландинского вала. Коробковское и Арчедино-
Донское поднятия вытянуты к северо-востоку в соответствии с ос-
новным простиранием Доно-Медведицкой структуры. Последнее
поднятие располагается на правобережье Дона и образует восточ-
ное окончание Донской гряды — составной части Среднерусской
возвышенности — антеклизы.
При общем прямом соотношении рельефа и геологической струк-
туры Доно-Медведицкого поднятия, связанном с его новейшей тек-
тонической активностью, повсеместно хорошо выражены формы де-
нудационной препарировки локальных структур. Выведенные на по-
верхность кайнозойские, мезозойские, а местами даже верхнека-
менноутольные породы отличаются разной стойкостью против де-
струкции и потому способствуют образованию разнообразных
224
структурно-денудационных элементов рельефа, включая впадины
в ядрах отдельных локальных поднятий.
Особенно интенсивному разрушению подверглись складчатые
формы северной части Доно-Медведицкого вала: Линевская, Уме-
товская, Иловлинская и др. Сводовым частям антиклиналей здесь
соответствуют понижения рельефа, их крыльям — куэстообразные
гряды и остаццы, сложенные стойкими против денудации баррем-
скими песчаниками или верхнемеловыми и палеоценовыми мерге-
лями и опоками. Так, на западных крыльях Бахметьевского и Жир-
новского поднятий выделяется Александровский кряж высотой до
260 м, который протягивается вдоль правого берега Медведицы вы-
ше устья ее правого притока Терсы. Между Медведицей, ее левым
притоком Камышом и верховьями Иловли располагаются водораз-
дельные Перевознинская гряда и Гусельско-Тетеревятский кряж.
Кряж поднимается до 359 м над уровнем моря. Это самая высокая
отметка Волгоградского правобережья Волги (Цыганков, 1971).
Обе водораздельные возвышенности проектируются на северную,
восточную и юго-восточную периферии Жирновско-Линевской груп-
пы локальных поднятий и представляют пример инверсионных
структурно-денудационных форм, бронированных железистыми пес-
чаниками неокома, местами мергелями, опоками и песчаниками
верхнего мела и палеоцена.
Вдоль правобережья Медведицы ниже устья Терсы протяги-
ваются Медведицкие яры — резко асимметричная возвышенность
(до 250 м над уровнем моря) с обращенным к Медведице высоким
сильно расчлененным склоном. Она проектируется на юго-восточное
крыло Терсинской мезо- и кайнозойской депрессии, осложненное си-
стемой выраженных в рельефе локальных антиклинальных складок.
Между Доно-Медведицким поднятием и Волгой простирается
Приволжская ступень, клиновидно оканчивающаяся на севере у Ка-
мышина, а на юге включающая возвышенность Северных Ергеней
(Цыганков, 1971; Горелов, 1972). Она совпадает с Приволжской мо-
ноклиналью осадочного чехла и в целом характеризуется прямым
соотношением рельефа и структуры. Восточный край ступени круто
падает к Волге, а южнее Волгограда — к Сарпинским озерам. Он
наследует флексуру осадочного чехла, осложненную системой раз-
ломов. х
В пределах Приволжской ступени развиты разрывные нару-
шения •— нижневолжские сбросы, установленные А. Д. Архангель-
ским, Н. С. Шатским, Е. В. Милановским и другими исследовате-
лями. Нарушения затрагивают отложения разного возраста и по-
разному выражены в открытом рельефе. Согласно С. К- Горелову,
в рельефе наиболее четко сказались южные звенья нижневолжских
сбросов: Большой Волгоградский, Отрадненский сбросы, Алексан-
дровский. Щепкинский грабены и др. Вдоль сбрасывателей просле-
живаются прямолинейные уступы, а днищам грабенов соответству-
ют понижения рельефа, перекрытые ергенинскими песками и бо-
лее молодыми отложениями.
В южной части Ергеней выделяется водораздельная Сальско-
15 Спиридонов А. И.
225
Манычская гряда высотой от 170 до 222 м, вытянутая в западно-
северо-западном направлении. Она наследует погребенный герцин-
ский кряж Карпинского, испытавший поднятия в новейшее время.
Крутой южный склон гряды, обращенный к Манычской низине, сов-
падает с флексурой мезо- и кайнозойских отложений. На востоке
гряда сливается с меридионально ориентированным Прикаспий-
ским уступом Северных Ергеней, а на западе понижается к доли-
нам Сала и Нижнего Дона. На общем плавном фоне морфострук-
туры могут быть выделены отдельные локальные образования: Ко-
тельниковское, Куберлинское, Ремонтненское, Заветнинское и Эли-
стинское поднятия, Гашунское и Нижнедонское понижения
(А. Ф. Якушова и др., С. К- Горелов).
Морфоскульптура. Палеоценовые моря почти полностью, за
исключением крайнего севера, покрывали территорию Приволж-
ской возвышенности и Ергеней, образуя широкий залив в прогибав-
шейся Ульяновско-Саратовской синеклизе. В раннем — среднем
эоцене залив сократился до широты Ульяновска, а с позднего
эоцена и до конца миоцена моря периодически охватывали лишь
южную часть Приволжской возвышенности и Ергени. С чередова-
ниями трансгрессий и регрессий южных морей связано образование
разновозрастных денудационно-аккумулятивных поверхностен) (по-
верхностей выравнивания), реликты которых на Приволжской воз-
вышенности изучали А. Н. Мазарович (1927), Е. В. Милановский
(1935, 1940), а в последующие годы А. В. Востряков, С. К. Горелов,
А. П. Дедков, С. С. Кузнецов, В. П. Лаврентьева, В. Г. Лебедев,
Г. И. Лотоцкий, Ю. А. Мещеряков, Г. В. Обедиентова, М. В. Пиот-
ровский, В. П. Философов и многие другие исследователи. Количе-
ство поверхностей — предмет оживленной дискуссии. Большинство
авторов выделяют реликты двух-трех основных уровней денудаци-
онной планации. Однако высказываются мнения и о большем их ко-
личестве.
(На междуречьях средней и южной части Приволжской возвы-
шенности морфологически хорошо выражен верхний ярус сглажен-
ного рельефа, высота которого колеблется преимущественно от 280
до 320 bi) местами достигает 360 м и более. С. К- Горелов
(1957—1972) считает, что эта поверхность в целом может быть оп-
ределена как полигенетическая (в понимании Ю. А. Мещерякова,
1959, 1965), состоящая из континентально-денудационных и первич-
ных морских (абразионно-аккумулятивных) элементов, сформиро-
вавшихся в условиях палеогеновых морских трансгрессий.
Мнение С. К- Горелова разделяется не всеми исследователями.
Так, А. П. Дедков (1970) отмечает, что рассматриваемая поверх-
ность в действительности срезает на одном уровне различные по со-
ставу и возрасту горизонты палеогена. В частности, морские эоце-
новые отложения встречаются в Поволжье лишь отдельными участ-
ками в наиболее глубоких тектонических впадинах, свидетельствуя
о более широком первоначальном распространении морского эоце-
на и, следовательно, о его последующем размыве. Все это говорит
о денудационном происхождении верхней поверхности и о ее пос-
226
леэоценовом (олиго-
цен-миоценовом, мио-
ценовом) возрасте
(А. Н. Мазарович,
1927; Е. В. Миланов-
ский, 1935, 1940; М. В.
Пиотровский, 1945).
Планация рельефа за-
вершилась, видимо, во
время миоценовых
(тортонской, сармат-
ской) трансгрессий,
признаки которых хо-
рошо сохранились на
прилегающей к При-
волжской возвышенно-
сти с запада Окско-
Донской низменности.
Величина денудацион-
ного среза по отноше-
нию к исходной поверх-
ности морской аккуму-
ляции была резко раз-
личной — от несколь-
ких десятков метров в
тектонических впади-
нах до нескольких со-
тен метров на тектони-
ческих поднятиях:
600 м на Жигулевской
дислокации (Дедков,
1970) и даже до 800 м
на Доно-Медведицком
валу (Цыганков, 1971).
Необходимо отме-
тить общую приурочен-
ность реликтов миоце-
новой денудационной
поверхности к участ-
кам Приволжской воз-
вышенности, сложенным
преимущественно палеогеном. Это не слу-
чайно, так как в палеогеновых отложениях много пластов стойких
пород, предохранивших древний рельеф от полного разрушения.
Отсутствие массивов верхнего плато севернее широты Ульяновска,
вероятно, отчасти связано с распространением в этом районе менее
стойких пород мезозоя (рис. 35).
Форма миоценовой денудационной поверхности в виде плоского
свода с очень пологим западным и относительно более крутым вос-
точным склонами была обусловлена новейшими поднятиями, проис-
15*
227
ходившими с позднего палеогена и создавшими Приволжскую возвы-
шенность как крупную морфоструктуру Русской равнины. Диффе-
ренцированными движениями этого же времени объясняется и за-
метное возвышение поверхности на участках валов и локальных
изометричных структур. Это, однако, не исключает присутствие не-
которой доли остаточных высот, которые были свойственны денуда-
ционной поверхности еще до эпохи ее новейшего воздымания.
Совершенно иную историю пережили в миоцене Ергени. Вдоль
их восточного края, по Г. Н. Родзянко (1970), протягиваетса погре-
бенная долина нижнего палео-Дона глубиной до 300 м. Она выра-
ботана в майкопских глинах олигоцена — гельвета во время регрес-
сии Эвксино-Даспия в начале среднего миоцена (тарханское, ниж-
нечокракское время). Долина заполнена континентально-морскими
ингрессивными отложениями тортона, нижнего и среднего сармата.
На размытой поверхности миоцена залегают ергенинские водо-
раздельные пески, изучением которых занимались А. Д. Архангель-
ский, М. Н. Грищенко, В. М. Каманский, Д. М. Коненков, Е. В. Ми-
лановский, В. А. Николаев, Ю. А. Петрокович, П. А. Православлев,
Г. Н. Родзянко и др. Пески слагают вершинную поверхность Ерге-
ней и определяют ее происхождение и возраст. Они диагонально
слоистые, кварцевые, слюдистые, светлые, преимущественно плохо
окатанные, средне- и мелкозернистые, в основании разреза круп-
нозернистые, часто гравелистые, ожелезненные, вверху переслаи-
вающиеся с пластами тонкослоистых глин. Общая мощность водо-
раздельных песков 50—70 м. Они представляют собой отложения
огромной дельты нижне- и среднеплиоценового палео-Дона, форми-
Ежавшейся до обособления Эвксинского и Каспийского бассейнов,
оследний в среднем плиоцене испытал сначала сильную регрес-
сию, а затем в акчагыле трансгрессию. Морской акчагыл присло-
няется к восточному склону Ергеней. Со стороны Дона в эрозион-
ных врезах залегают слои среднеплиоценовых и (в основном) позд-
неплиоценовых аллювиальных песков, свидетельствующих о том,
что в среднем и позднем плиоцене Ергени выделились как асим-
метрично построенная крупная возвышенная форма рельефа. Обо-
собление возвышенности сопровождалось опусканиями по разломам
прилегающих частей Прикаспийской низменности и Кумо-Маныч-
ской впадины.
‘Понижение уровня Каспия и глубокое врезание палео-Волги
в среднем плиоцене вызвали столь же глубокое расчленение восточ-
ного склона Приволжской возвышенности. По течению Свияги,
Сызрана, Терешки и других правых притоков Волги установлены
погребенные долины, выполненные кинельским аллювием.'В то вре-
мя Волга протекала значительно восточнее, чем теперь, и потому
ее водораздел со Свиягой, Терешкой и Иловлей располагался также
восточнее — на территории современного низкого Заволжья и При-
каспийской низменности. С водоразделов на запад текли притоки
названных рек, верховья которых в связи со смещением Волги
вправо были впоследствии обрезаны. На правом берегу Волги
во многих местах обнаружен плиоценовый аллювий таких мертвых
228
.10
долин: правых притоков Свияги (Тетюши, Урюм-Пролей Каша,
Ундоры, Киндяковка), левых притоков Терешки (Черный Затон-
Михайловка), Иловли (Камышинка, Балыклейка) и других рек
(Мазарович, 1927; Николаев, 1954; Дедков, 1970).
1 С акчагыльской и апшеронской морской аккумуляцией и акку-
муляцией красно-бурых сыртовых- глин в Низком Заволжье, с пли-
оценовой аллювиальной аккумуляцией на Окско-Донской низмен-
ности сопоставляется этап выравнивания рельефа, завершившийся
на Приволжской возвышенности образованием денудационной по-
верхности нижнего гипсометрического уровня. Эта поверхность за-
нимает на северном и западном склонах возвышенности все глав-
ные водоразделы; В средней части возвышенности она вклинивается
вдоль речных долин в глубь верхнего плато или окаймляет остан-
цевые массивы плато, отделяя их от долин наиболее крупных рек.
Высота поверхности уменьшается к периферии возвышенности и в
среднем колеблется от 180 до 240 м. От верхнего плато она отделе-
на уступом, который бывает особенно четко выражен в тех местах,
где верхнее плато бронировано стойкими породами палеогена.
Образованию нижнего плато предшествовал этап его глубокого
расчленения и снижения. Об этом свидетельствуют, в частности, об-
наруженные в глубоких доакчагыльских врезах погребенные опол-
зневые тела и аллювиальные галечники, состоящие из пород, смы-
тых позднее с прилегающих водоразделов. Так, в ряде мест, где де-
нудационная поверхность сложена нижним мелом, встречены
погребенные оползни и галечники верхнемеловых и палеогеновых
пород. Следовательно, в кинельское время водоразделы были выше
не менее чем на 100 м и были снижены (выровнены) к позднеакча-
гыльскому и апшеронскому времени (см. рис. 35).
Кроме двух основных уровней денудации на Приволжской воз-
вышенности развиты более молодые элементы рельефа — четвер-
тичные речные террасы и парагенетически сопряженные с ними
разновозрастные генерации склонов! На западном склоне Приволж-
ской возвышенности, который частично был охвачен донской ло-
пастью днепровского ледникового покрова, сохранились морфоло-
гически слабо выраженные ледниковые и водно-ледниковые формы
рельефа) Граница ледника проходила по долине Медведицы и далее
на Пензу, Саранск и Козьмодемьянск. Таким образом, Доно-Мед-
ведицкая гряда и центральная часть Приволжской возвышенности
послужили последним препятствием для ледника при движении его
на юго-восток.
В границах оледенения на возвышенности распространен пре-
рывистый покров красновато- и желтовато-бурого, в нижней части
обычно серого валунного суглинка мощностью от 1 до 10, редко
до 30 м. Иногда морена слагает невысокие (до 10 м) краевые хол-
мисто-грядовые формы (на правобережье Медведицы у г. Михай-
ловска, в устье Терсы и др.), но чаще она довольно равномерным
чехлом перекрывает неровную поверхность коренных пород, с водо-
разделов низко спускается в речные долины, свидетельствуя о и*
заведомо досреднеплейстоценовом возрасте.
229
Возвышенный расчлененный рельеф коренного ложа препятст-
вовал образованию приледниковых зандровых равнин. Вдоль За-
падного склона Приволжской возвышенности у края Донской лед-
никовой лопасти в эрозионных понижениях возникали небольшие
плотинные бассейны, заполнявшиеся песками, валунными супесями,
а выше суглинками (Манихин, 1976). Только на правобережье Су-
ры ниже впадения Барыша и почти до самого устья (в Чувашском
Засурье) протягивается широкая (до 35 км) полоса песков с редко
встречающимися галькой и мелкими валунами. Большинством ис-
следователей эти пески рассматриваются как флювиогляциальные.
В восточном направлении пески поднимаются на водоразделы вы-
сотой до 240 м и более. Это, по-видимому, свидетельствует об их
частичном псревевании и навевании западными ветрами. Аналогич-
ные песчаные поля сопровождают правый берег Алатыря и Мокши,
но их отложение происходило уже позднее, в период распада отми-
равшего ледникового покрова на отдельные части, между которыми
в долинных понижениях текли потоки талых вод (Спиридонов,
1949).
В крайней северной части Приволжской возвышенности распро-
странены водно-ледниковые покровные суглинки (Малышева,
1972), образующие почти непрерывную полосу шириной до 40 км
между Горьким и Марпасадом и одевающие даже самые высокие
водоразделы. В Горьковском правобережье лёссовидные суглинки
перекрывают днепровскую морену, что, по мнению О. Н. Малыше-
вой, указывает на формирование покровных отложений в заключи-
тельную фазу днепровского оледенения в условиях разлива талых
вод. Накоплению мелкозема на водоразделах, по-видимому, способ-
ствовали глыбы мертвого льда, которые залегали некоторое время
в понижениях ледникового ложа и создавали подпор для талых вод.
Во многих долинах Приволжской возвышенности хорошо вы-
ражена IV надпойменная терраса днепровского возраста относи-
тельной высотой от 30 до 65 м. Как и в долине Волги, она повсеме-
стно состоит из двух аллювиальных свит: нижней лихвинской, пред-
ставленной русловой и пойменной фациями нормально развитого
аллювия, и верхней собственно днепровской, сложенной почти
исключительно слоистыми песками, супесями и суглинками буро-
желтого цвета мощностью 15—20 м.
Аллювий верхней свиты отложился в перигляциальной обста-
новке днепровского оледенения. По наблюдениям А. П. Дедкова
(1970), подобный перигляциальный аллювий характерен для рек,
имевших не только ледниковое, но и местное питание. Следователь-
но, перегруженность рек наносами была связана не только с поступ-
лением вод таявшего ледника, но также с интенсивным развитием
делювиально-криосолифлюкционных процессов на склонах. Чем
меньше долины, тем значительнее роль делювиально-криосоли-
флюкционных отложений в строении верхней свиты террасы.
Аналогичное двучленное строение имеет и ниже расположенная
(относительная высота до 35 м) морфологически менее четко вы-
раженная III террраса. В основании она сложена рославльским
230
(одинцовским) аллювием, перекрытым перигляциальным аллюви-
ем времени московского оледенения. С обеими террасами сопряже-
ны выположенныс склоны, перекрытые мощными делювиально-
криосол иф люкционными шлейф а ми.
На днепровской террасе шлейфы состоят из двух горизонтов,
разделенных рославльской погребенной почвой: верхнего москов-
ского и нижнего днепровского.
( В долинах малых рек субширотной и меридиональной ориенти-
ровки обычно наблюдается резко выраженная асимметрия попереч-
ного профиля/ Склоны северной и восточной экспозиции у них осо-
бенно сильно выположены и перекрыты мощными делювиально-
криосолифлюкционными шлейфами преимущественно суглинистого
состава, склоны противоположной экспозиции обычно более круты)
и в основании сложены менее мощными главным образом суглини-
сто-щебневыми шлейфами. Асимметрия -— результат более интен-
сивных криосолифлюкционных процессов на склонах северной
и восточной экспозиции в перигляциальных условиях (Дедков,
1970).
(Долины крупных рек (Суры, Свияги, Сызрана, Цивиля, Улемы
и др.) также асимметричны, но формировались они под решающим
воздействием силы Кориолиса и потому, как правило, у них более
крут правый склон? Однако из этого правила есть и исключения.
Так, у долины Суры на протяжении более 300 км между пос. Сур-
ское и г. Ядрин крутым является левый склон, а справа распола-
гается комплекс надпойменных террас и отмеченная выше полоса
перевеянных флювиогляциальных песков. Предполагается, что это
аномальное смещение Суры влево связано с молодыми движениями
земной коры.
Во всех долинах развиты морфологически хорошо выраженные
две нижние надпойменные террасы высотой 15—18 и 8—12 м, сло-
женные нижне- и верхневалдайским аллювием. Опирающиеся на
них коренные склоны и уступы верхних террас характеризуются от-
носительно слабо развитыми склоновыми шлейфами и этим заметно
отличаются от более древних генераций склонов, испытавших зна-
чительное преобразование под воздействием денудации.
Приволжская возвышенность густо расчленена также балками
и оврагами. Долинно-балочная сеть в основном сложилась в дочет-
вертичное время. Позднее она еще более сгущалась,' так что разные
ее ветви имеют неодинаковый возраст, и это отражается в их фор-
ме. А. П. Дедков различает в Казанско-Ульяновском приволжье
балки трех возрастных категорий: плиоценовые и раннеплейстопе-
новые, среднеплейстоценовые, позднеплейстоцен-голоценовые. Пос-
ледние более узкие и крутосклонные, чем балки двух предшествую-
щих категорий.
В настоящее время густота балочной сети колеблется в широких
пределах, достигая в узкой полосе правобережья Волги 2,0 км/км2.
Столь интенсивному расчленению в первую очередь способствова-
ли большие относительные высоты: 200—250 м, нередко 300 м и бо-
лее. На большей части возвышенности глубина долинных врезов не
231
превышает 100—150 м и густота балочного расчленения колеблет-
ся от 0,5 до 1,5 км/км2 (Коротина, 1966; Сироткина, 1966).
Также неравномерно распределена овражная сеть. Сильнее все-
го поражены оврагами высокое и крутое правобережье Волги,
а также северная окраина возвышенности, прикрытая с поверхно-
сти мощными легко размываемыми суглинками. Густота овражной
сети здесь превышает нередко 2 км/км2. Очень интенсивно (от 1 до
2 км/км2) расчленена оврагами та часть возвышенности, которая
сложена малоустойчивыми против эрозии и слабопроницаемыми
глинисто-мергельными породами нижнего мела, юры и татарского
яруса. Овражное расчленение ослабевает в зоне распространения
верхнемеловых пород и достигает минимума там, где широко разви-
ты твердые и проницаемые породы палеогена, включая и малостой-
кие, но хорошо проницаемые пески и диатомиты. Ослаблению эро-
зии способствуют также сохранившиеся лесные массивы (Дедков,
1970).
В условиях сильного расчленения Приволжской возвышенности
и преобладания эрозионно-денудационных форм на внешний облик
рельефа и многие детали его морфологии большое влияние оказы-
вают, как это уже отмечалось, выступающие на поверхность корен-
ные породы. Следует добавить, что в местах распространения одно-
родной толщи татарского яруса, юры и нижнего мела рельеф отли-
чается мягкими плавными очертаниями, редко нарушаемыми струк-
турно-денудационными террасками и уступами, приуроченными к вы-
ходам более стойких слоев: отдельных пачек доломитов и известня-
ков верхней перми, фосфоритового конгломерата и песчаников верх-
неволжского яруса, сидеритового мергеля аптской плиты. Зато там,
где развиты породы верхнего мела и палеогена, наблюдается боль-
шое разнообразие рельефа, обусловленное чередованием выходов
на поверхность пластов очень стойких горных пород и менее стой-
ких: кремнистых мергелей верхнего мела, верхнесызранских опо-
ковидных песчаников, опоковидных песчаников саратовской свиты,
плиты кварцево-глауконитового песчаника в подошве камышинской
свиты и др. Так, в Хвалынском Поволжье верхнемеловые мергели
образуют крутые склоны, расчлененные глубокими циркообразны-
ми понижениями. В Саратовском Поволжье дислоцированные по-
роды палеогена определили формирование разнообразных по внеш-
нему виду останцов, гряд, гор, «венцов», осложненных уступами
и площадками, карнизами и нишами (Цыганков, 1959).
'Весьма характерная черта рельефа Приволжской возвышенно-
сти и особенно ее высокого восточного склона — широкое развитие
оползней. Они наиболее многочисленны и деятельны в тех местах,
где правобережье Волги, крутобережья других рек, а также овраж-
но-балочной сети сложены глинисто-мергелистыми и песчано-гли-
нистыми породами татарского яруса, верхней юры и нижнего мела,
содержащими водоносные горизонты. В зависимости от состава
оползающих пород, от высоты и крутизны склонов образуются раз-
ные типы оползней — оползни-обвалы, ступенчатые оползни-блоки,
оползневые цирки с неправильно бугристыми оползневыми телами,
232
имеющими в плане вид широких потоков. Свежие оползни разви-
ваются главным образом на коренных склонах, интенсивно подмы-
ваемых реками. Там, где подмыв прекратился, обычно отмечаются
древние неподвижные оползни. Обильное увлажнение древних
оползневых тел или возобновившийся подмыв склонов могут спо-
собствовать оживлению оползневых процессов. Так, на подвержен-
ном современной абразии крутом правобережье Куйбышевского
водохранилища наблюдается заметная активизация оползней, осо-
бенно в нижней части склонов.
Карстовые формы Приволжской возвышенности обусловлены
выходами на поверхность карстующихся пород казанского, татар-
ского и маастрихтского ярусов. Наиболее интенсивное древнее и со-
временное карстообразованис отмечено на крайнем северо-востоке
возвышенности — в бассейне нижнего течения Свияги и северной
части Свияжско-Волжского междуречья, где находится южная око-
нечность Вятского вала с выведенными на поверхность известняка-
ми, доломитами и гипсами казанского яруса. Здесь распространены
формы карбонатного и гипсово-ангидритового карста (поноры, во-
ронки, котловины, небольшие пещеры), активно развивающиеся
и теперь. В полосе выхода на поверхность мела маастрихтского
яруса (западнее и южнее Ульяновска) развиты формы мелового
карста. Отдельные карстовые формы (блюдцеобразные понижения,
небольшие воронки) встречаются в северной части Сурско-Свияж-
ского междуречья на карбонатных породах татарского яруса, обра-
зующих прослои среди глинисто-мергельных пород. В центральной
части возвышенности на палеогеновых трепелах, диатомитах, реже
на песках широко развиты формы механической суффозии (ворон-
ки, блюдца глубиной до 15м), впервые изученные А. П. Павловым
и позднее другими учеными.
По общему облику долинно-балочного расчленения Ергени силь-
но отличаются от Приволжской возвышенности. Рельеф их цент-
ральной и северной части выработан главным образом в ергенин-
ских песках и в залегающих выше скифских глинах и лёссовидных
суглинках общей мощностью 90—ПО м. Выходы подстилающих
майкопских глин и песчано-глинистого коцахурского горизонта (он-
кофоровых слоев) среднего миоцена наблюдаются лишь в наиболее
глубоко врезанных балках на севере Ергеней. Поэтому в рельефе
преобладают волнистые приводораздельные поверхности, плавные
пологие склоны долин и балок. Вследствие отмеченной выше общей
асимметрии Ергеней наблюдаются некоторые различия в облике
западного и восточного склонов. Водораздельная линия сильно сме-
щена к востоку; западный склон, включающий ряд широких плио-
ценовых и четвертичных террас Дона, достигает в длину 80—100 км.
Длина восточного склона, осложненного морскими хвалынскими
террасами, от нескольких километров до 20 км, он более круто на-
клонен к Прикаспийской низменности.
Западный склон представляет собой полого-увалистую равнину,
прорезанную широкими длинными балками, которые открываются
в долины рек Донская Царица, Ерик, Есауловский Аксай и Сал.
233
Ширину долин рек до 5 км, они отличаются слабо выраженной
асимметрией (более крутым правым склоном) и очень ослабленной
глубинной эрозией.
Восточный склон расчленен более глубокими и крутосклонны-
ми балками, прорезан даже донными и склоновыми оврагами. Эро-
зионное расчленение сложилось в основном в дохвалынское время
(террасы хвалынского моря заходят в устьевые части почти всех
балок).
В субширотной возвышенности южных Ергеней ергенинские от-
ложения размыты и на поверхность выходят майкопские глины,
фиксирующие осевую зону новейшей антиклинальной складки на
погребенном герцинском вале Карпинского. На южном крыле
складки сохранились отложения конкского, караганского и сармат-
ского возраста. Сарматские известняки местами (например, на юго-
восточном мысу Ергеней) образуют структурно-денудационную тер-
расу. Рельеф расчленен длинными балками, между которыми в се-
веро-западном направлении протягиваются узкие водораздельные
гряды.
Высокое Заволжье
Область охватывает обширную возвышенность, которая прости-
рается на восток и северо-восток от Низкого Заволжья до пред-
горий Среднего и Южного Урала.
Высокое Заволжье в основном располагается в бассейне Камы
с ее крупными притоками Вяткой и Белой. Междуречья этих рек
и Волги представляют собой отдельные менее значительные по пло-
щади компактные возвышенности — Верхнекамская (до 340 м) —
в верховьях Камы и Вятки, Уфимское плато (до 500 м) и другие воз-
вышенности Уфимского амфитеатра на междуречье нижнего тече-
ния Белой и среднего течения Камы, Бугульминско-Белебеевская
возвышенность (до 480 м) к югу от нижнего течения Камы и Белой,
возвышенность Общий Сырт (до 400 м), вытянутая вдоль водораз-
дела бассейнов Волги и Урала. На северо-западе территории вы-
деляется возвышенность Вятского Увала (до 284 м), вытянутая
в меридиональном направлении к северу от Казани и пересекаемая
Вяткой.
Эти возвышенности объединяет в единое целое то, что все они
соответствуют большей заволжской части Волго-Камской антекли-
зы и с поверхности сложены преимущественно пермскими отложе-
ниями.
Рельеф Высокого Заволжья изучали А. А. Борзов. Д. В. Борисе-
вич, Н. В. Введенская, Н. П. Вербицкая, Г. В. Вахрушев, С. К. Го-
релов, В. В. Ламакин, А. Н. Мазарович, Г. А. Максимович, Ю. А.
Мещеряков, С. С. Неуструев, А. П. Рождественский, Б. В. Селива-
новский, Л. Н. Спирин, А. В. Хабаков и др.
Морфоструктура. Крупные орографические единицы Высокого
Заволжья и их более дробные подразделения отражают сложную
234
геологическую структуру Волго-Камской антеклизы. Это создает
предпосылки для успешного применения геоморфологических ме-
тодов при поисках нефтегазоносных структур.
В пределах Высокого Заволжья выделяется несколько крупных
структурных форм кристаллического основания и платформенного
чехла. Среди них Татарский, .Пермско-Башкирский и Камский сво-
ды, Бузулукская и Верхне-Камская впадины, Бельская и Чермоз-
ская седловины. Выявлены погребенные структуры, выраженные
в рельефе фундамента и нижних структурных ярусах платформен-
ного чехла. В верхних ярусах они выражены неотчетливо или в виде
инверсионных структурных форм. Это Оренбургский, Немско-Лой-
ненский (Коми-Пермяцкий) своды, Сергиевско-Абдулинская впади-
на и Казанско-Кажимский прогиб. Последнему в верхнепалеозой-
ских отложениях соответствует зона Вятских поднятий (Вятский
вал) < Особо выделяется Вятско-Камская впадина, наложенная на
Немско-Лойненский свод. Она оконтуривается по распространению
мезозойских отложений среди поля пермских пород в междуречье
верхнего течения Камы и Вятки.
Самая восточная полоса области проектируется на Предураль-
ский прогиб.
Сводовые структуры приблизительно очерчиваются изогипсами
поверхности кристаллического основания —2000 м, ближе к Ура-
лу — 3000 м. Во впадинах и прогибах ложе платформенного чехла
опускается до 8 км ниже уровня моря. Его нижние горизонты пред-
ставлены мощными рифейскими образованиями. Выше повсеместно
распространены палеозойские отложения (начиная со среднего де-
вона).
В распространении пермских отложений, непосредственно сла-
гающих формы земной поверхности, наблюдается закономерная
смена нижних горизонтов стратиграфически все более высокими
горизонтами при движении с востока на запад с отклонениями
к северо-западу и юго-западу на северном и южных крыльях Волго-
Камской антеклизы. Эта закономерность нарушается лишь при пе-
ресечении крупных и локальных структур осадочного чехла.
В сравнительно неширокой полосе Приуралья и Уфимского пла-
то на дневную поверхность выходят мощные терригенно-карбонат-
ные отложения нижней перми.
Кунгурский ярус нижней перми представлен мощной галоген-
ной толщей известняков, доломитов и ангидритов, переслаиваю-
щихся с пластами и штоками каменной соли. Он слагает в основном
возвышенности Уфимского амфитеатра и узкой полосы Приуралья
к северу и югу от негоЗЗападн'се, на левобережье средней Камы,
среднего и нижнего течения Белой, распространены сероцветные
и красноцветные, сильно загипсованные песчаники и глины с про-
слоями карбонатных пород уфимского яруса верхней перми.
На Бугульминско-Белебеевской возвышенности, Общем Сырте,
вдоль средней и нижней Камы, нижней Вятки выходят красные
глины, мергели и песчаники белебеевской свиты казанского яруса.
Эти континентальные образования с удалением от Урала переслаи-
235
ваются с лагунными карбонатными гипсоносными отложениями.
В остальной части области широко распространены континенталь-
ные красноцветные глины, мергели, песчаники и пески татарского
яруса верхней перми.
Закономерная смена морских сакмарско-артинских отложений
лагунными кунгурского века и далее континентальными образова-
ниями верхней перми отражает общее поднятие Русской плиты
в связи с герцинским тектогенезом в Уральской геосинклинали.
Вытеснение галогенных фаций терригенными связано с формирова-
нием Уральского хребта, который начал питать обломочным мате-
риалом прилегающую платформу.
В Бузулукской и Вятско-Камской впадинах сохранились мезо-
зойские отложения. Это — нижнетриасовые красноцветные песча-
ники, глины, мергели, конгломераты континентального происхож-
дения, перекрытые песчано-глинистыми отложениями средней юры —
морскими в Бузулукской впадине и континентальными в Вятско-
Камской впадине. Еще выше залегают песчано-глинистые породы
верхней юры — нижнего мела, содержащие пласты очень прочных
песчаников, известняков и мергелей и фосфоритовых конгломе-
ратов.
Геологические структуры Высокого Заволжья преимуществен-
но прямо выражаются в рельефе. Центральными являются прямые
морфоструктуры Бугульминско-Белебеевской возвышенности,
Уфимского плато и разделяющей их Камско-Бельской депрессии
(рис. 36).
Бугульминско-Белебеевская возвышенность представляет собой
прямое выражение в рельефе Татарского свода, устанавливаемого
по фундаменту, девонским и каменноугольным отложениям. Сарай-
линским прогибом свод разделяется на два частных поднятия: се-
верное Кукморское и южное Альметьевское. По пермским отложе-
ниям оба поднятия, как и свод в целом, выражены менее отчетливо.
Это дало основание А. П. Рождественскому (1971) утверждать, что
структурным эквивалентом Бугульминско-Белебеевской возвышен-
ности является не Татарский свод, а установленный им по верхне-
пермским отложениям Шкаповско-Ромашкинский свод, который
отличается по структуре от более древних горизонтов. Однако
структурные несоответствия, отмеченные А. П. Рождественским по
разным горизонтам осадочного чехла, не дают основания отри-
цать в целом унаследованный прямой тип морфоструктуры Бугуль-
минско-Белебеевской возвышенности. Вслед за К- И. Геренчуком
и Ю. А. Мещеряковым, структурной основой этой возвышенности
можно считать южное поднятие Татарского свода, которое в про-
цессе развития претерпело некоторые изменения в структурном
плане.
Шкаповско-Ромашкинский свод осложнен структурными форма-
ми более высоких порядков, хорошо выраженными в рельефе. А. П.
Рождественский прежде всего отмечает структурные ступени, или
плато, несущие группы мелких локальных структур. В осевой зоне
свода, ориентированной в северо-западном направлении, выделяют-
236
[редура.
ся два таких структурных плато: Шкаповское, приуроченное к груп-
пе локальных структур Западной Башкирии, и Ромашкинское — в
центральной части крупного поднятия Восточной Татарии. Первое,
высотой до 400 м, отделяет реку Дему от верховьев Ика; второе,
высотой до 350 м, находится на междуречье верхнего течения рек
Зая и Шешмы.
Более распространены структуры типа валов с разделяющими
их прогибами. Они простираются на многие десятки километров
преимущественно в северо-северо-восточном и юго-восточном на-
правлениях. Вдоль валов располагаются ряды многочисленных ло-
кальных поднятий.
В северо-восточной части свода, включая и его склон к Бирской
седловине, группируются валы уральского субмеридионального и
северо-северо-восточного простирания. Это — Кандринско-Чекмагу-
шевский, Сараевско-Асликульский и Стерлибашевско-Федоровский
валы — платформенные солевые антиклинали, в ядре которых зале-
гают кунгурские галогенные породы. В рельефе им отвечают водо-
раздельные гряды между крупными левыми притоками Белой —
Базой, Чермасаном, Кармасаном, Демой и Уршаком. Сами рекиза-
ложились в синклинальных структурах пермских пород, а их при-
токи — вдоль седловинных понижений, разделяющих на валах от-
дельные локальные поднятия. Вершину свода пересекает поперек,
т. е. в северо-восточном направлении, Бавлинско-Туймазинский вал,
состоящий из крупных локальных поднятий. На южном — Бавлин-
ском поднятии расположен важный водораздельный узел рек раз-
ных направлений стока высотой до 382 м.
На юг и юго-запад от Ромашкинского плато прослеживается
система Сокско-Шешминских вилообразных поднятий. Восточнее,
вдоль правого берега Большого Кинеля, протягивается Большеки-
нельский вал. Все эти поднятия хорошо выражены в рельефе. Им
отвечают юго-западные отроги Бугульминско-Белебеевской возвы-
шенности — Сокские и Кинельские яры, которые служат водоразде-
лом бассейнов Большого Кинеля и Сока, Сока и Большого Черем-
шана.
Уфимское плато (или плоскогорье) сопоставляется с Уфимским
сводом — крупной структурой южной части Пермско-Башкирского
свода. Уфимский свод выделяется по выходам на поверхность ар-
тинских отложений, формирующих антиклинальное поднятие с рез-
ко выраженным асимметричным поперечным профилем. Восточное
крыло свода крутое, флексурообразное, западное пологое. Ось сво-
да приближена к крутому восточному крылу и медленно погружа-
ется на север, вследствие чего структура в плане имеет форму кли-
на. На юге близ хребта Каратау ее ширина достигает 90 км, а на
северном окончании близ реки Сылвы — не превышает 12 км.
Вдоль оси свода протягивается Кошелевско-Картьинский вал, сос-
тоящий из цепочки локальных куполовидных и брахиантиклиналь-
ных структур (Рождественский, Журенко, 1961).
Рельеф Уфимского плато находится в полном соответствии со
структурой. Плато резко ассиметрично, падает уступом в сторону
238
Юрюзано-Айской депрессии, наиболее приподнято на юге (мак-
симальная отметка 517 м), сужается в северном направлении, где
переходит в Сылвинский кряж высотой до 400 м. Большие высоты
• шособствуют глубокому расчленению рельефа, который имеет ха-
рактер плоскогорья с выходами на поверхность артинских, а в глу-
боких долинах Юрюзани и ее протоков также сакмарских пород,
в основном известняков.
На юго-западном крыле Уфимского свода расположено возвы-
шенное междуречье Уфы и Быстрого Маныпа. Севернее простира-
ется Тулвинская возвышенность, или (по Максимовичу, 1960) Чер-
нушинско-Юговские увалы, высотой до 452 м. Структурной основой
им служит Белогорский (Чернушинский) вал, сложенный с по-
верхности уфимским и казанским ярусами. Самые значительные вы-
соты соответствуют локальным поднятиям (куполам, грядам), вы-
тянутым цепочками в северо-северо-восточном направлении. Запад-
нее, между Камой и ее левыми притоками Тулвой и Буем, находит-
ся Усинская возвышенность (до 300 м)>, соответствующая пологому
Куединскому валу. Уфимский свод и Белогорский вал разделя-
ет Тюйская седловина, вдоль которой заложились реки Ирень и
Тюй (Введенская и др., 1968, 1973; Спирин и др., 1970; Спирин,
1973).
Самую восточную часть Уфимского амфитеатра занимает воз-
вышенность на Сылвинской и Айской впадинах Предуральского
прогиба, разделенных Красноуфимской седловиной. Фундамент по-
гружен на глубину 5—8 км и перекрыт осадочным чехлом повышен-
ной мощности. Прогиб развивался до поздней перми. В течение ме-
зозоя и палеогена формировался эрозионно-денудационный рельеф,
который в новейшее время испытал поэтапные поднятия. Таким об-
разом, возвышенности на прогибе в целом инверсионные, но от-
дельные их формы характеризуются и прямыми соотношениями со
структурой. Так, в пределах Айской (Юрюзано-Айской) впадины
различаются три морфоструктурные зоны, вытянутые в субмери-
диональном направлении: западная, примыкающая к Уфимскому
плато, занимающая наиболее погруженную часть прогиба, сред-
няя— Айское валообразное поднятие и восточная, которая на фоне
общего моноклинального залегания пород нижней перми осложне-
на выраженными в рельефе антиклинальными и синклинальными
складками (Рождественский, 1971).
Между Бугульминско-Белебеевской возвышенностью и Уфим-
ским плато располагается выделенное А. П. Рождественским Кам-
ско-Бельское понижение, которое сформировалось на Бирской сед-
ловине, разделяющей Татарский и Пермско-Башкирский своды, и
на Симско-Бельской впадине Предуральского прогиба. Эти струк-
туры сложены в основном различными горизонтами пермской сис-
темы, и лишь на крайнем востоке в ядрах антиклинальных складок
есть редкие выходы каменноугольных пород. Понижение занято
бассейном среднего и нижнего течения Белой. Оно резко сужено
в средней части, в районе Бирска, где как раз проходит ось Бир-
239
ской седловины, выраженной слабым поперечным перегибом пале-
озойских пластов.
В расширенной юго-восточной части Камско-Вельской депрес-
сии платформенное основание вдоль границы с прогибом осложне-
но отчетливо выраженным в рельефе Рязано-Охлебининским валом
с выходами гипсоносных пород кунгурского яруса. Вал простира-
ется в субмеридиональном направлении на протяжении более
200 км при ширине до 40 км. В восточной части Камско-Вельского
понижения, занимающей Симско-Бельский участок Предуральского
прогиба, отмечается сочетание меридиональных (уральских) склад-
чатых структур с поперечными тектоническими нарушениями, раз-
бивающими прогиб на ряд приподнятых и опущенных блоков. Этим
определяется сложность морфоструктурного плана территории, от-
личающейся сильно расчлененным рельефом высотой до 500 м и
более. Здесь выделяются крупные массивы отпрепарированных
рифовых известняков сакмарского яруса (например, Стерлитамак-
ские шиханы).
На северо-западе Камско-Вельское понижение открывается в
долину Камы, которая заложилась в Верхнекамской впадине и в
Сарайлинском прогибе. Возвышенному правобережью Нижней Ка-
мы соответствует Кукморское поднятие Татарского свода.
Юг Высокого Заволжья занимает возвышенность Общий Сырт,
по которой проходит водораздел бассейнов Волги и Урала. Возвы-
шенность отличается субширотной ориентировкой и резко асиммет-
ричным строением. Ее южный склон короткий, круто наклоненный
к протекающей близ подножия реке Урал. Северный склон длин-
ный, возвышенный, прорезанный реками бассейна Волги. Это обус-
ловлено формированием Общего Сырта на основе субширотной мо-
ноклинали, разделяющей Волго-Уральскую антеклизу и Прикас-
пийскую синеклизу. Окончательное формирование морфоструктуры
произошло в новейшее время, когда вдоль моноклинали происходи-
ли дифференцированные тектонические движения, включая разло-
мы, ограничивающие Прикаспийскую синеклизу с севера.
При отмеченной общей структурной основе отдельные части Об-
щего Сырта отличаются существенной неоднородностью деталей
морфоструктуры. На крайнем востоке возвышенность располагает-
ся в пределах Предуральского прогиба, по отношению к которому
она занимает поперечное положение. Это способствовало глубоко-
му расчленению южного склона Общего Сырта долинной сетью
бассейна Салмыша, правого притока Урала, и отодвиганию Волго-
Уральского водораздела на север — в сторону Бугульминско-Беле-
беевской возвышенности. Здесь преобладают прямые антиклиналь-
ные и синклинальные формы меридионального простирания, ослож-
ненные разломами. Широко распространены новейшие проявления
тектоники пластических масс.
Средний отрезок Общего Сырта высотой 300—400 м, сложенный
с поверхности казанским и татарским ярусами, соответствует по-
гребенному Оренбургскому своду и отчасти может рассматриваться
как возрожденная морфоструктура. По верхнепермским отложени-
240
ям установлены Салмышский и Каргалинский валы, которые про-
стираются в северо-западном направлении на междуречьях Салмы-
ша и Тока, Тока и Урана, т. е. прямо выражены в рельефе.
Западный отрезок Общего Сырта (220—298 м) совпадает с Бу-
зулукской впадиной, т. е. относится к инверсионному типу морфо-
структуры. Впадина открыта на юг в сторону Прикаспийской си-
неклизы. Она прослеживается по фундаменту и всему осадочному
чехлу. С поверхности сложена сохранившимися от размыва порода-
ми нижнего триаса, средней и верхней юры и в меньшей степени
нижнего мела. Наиболее возвышенные элементы рельефа приуро-
чены к сохранившимся от размыва породам верхневолжского яру-
са верхней юры и отдельным локальным поднятиям.
Сильно суженное и сниженное юго-западное окончание Общего
Сырта И. О. Бродом (1962) выделено под названием Узени-Ичкин-
ского кряжа. Среди поля сыртовых глин здесь выходят породы
верхнего мела и палеогена. Они слагают группу осложненных раз-
ломами соляно-купольных поднятий, выраженных в виде водораз-
дельных гряд и холмов высотой более 200 м (до 259 м).
Морфоструктуры прямого и инверсионного типа развиты также
на севере Высокого Заволжья. В пределах Верхнекамской впадины
они резко дифференцированы в зависимости от структурных форм
более высоких порядков, обычно прямо выражающихся в рельефе.
Так, Оханскому и Верещагинскому валам отвечает Оханская воз-
вышенность, или Верещагинско-Васильевские увалы правобережья
Камы ниже Перми. Наиболее значительные высоты (более 220 м)
отвечают брахиантиклинальным структурам (Пихтовской, Варгин-
ской), а низменности — тектоническим впадинам (Елавской муль-
де, Беляевскому мосту).
Большая часть Верхнекамской впадины занята низменными рав-
нинами, которые пермскими геоморфологами (Н. В. Введенской,
Л. Н. Спириным и др.) объединяются в единую неотектоническую
структуру под названием Среднекамского прогиба, частично проек-
тирующегося на Камский свод. В него включаются Косинская, Вес-
лянская, Кельтминская депрессии, занятые низинами по течению
одноименных притоков Верхней Камы, Висимская депрессия вдоль
меридионального отрезка Камы ниже Березников. Восточнее про-
стираются низменные равнины на Соликамской впадине Пред-
уральского прогиба, вдоль которого текут реки Колва и Вишера {в
приустьевой части). К нему приурочен Соликамско-Березинский от-
резок Камы.
В средней приподнятой части Среднекамского прогиба выделя-
ются положительные морфоструктуры: Кондасский вал — водораз-
дельные Кондасские увалы между Косинской и Соликамской деп-
рессиями высотой до 255 м и Чермозская седловина на одноимен-
ной структуре — эрозионная равнина высотой до 220 м на право-
бережье Камы у г. Чермоз.
Соликамская впадина Предуральского прогиба отличается ин-
тенсивным проявлением соляной тектоники. Кунгурский и уфим-
ский ярусы сильно деформированы в виде валов (Березниковского
16 Спиридонов А. И.
241
и др.), брахиантиклиналей и куполов, образующих в рельефе гр я-;
ды и цепи холмов высотой до 250 м, простирающихся меридиональ/
но между Камой и Уралом.
iZHa фоне прямых морфоструктур Высокого Заволжья выделяете^
инверсионная Верхнекамская возвышенность высотой до 340 м. Она
отвечает мезозойской Вятско-Камской впадине, наложенной на Ко-
ми-Пермяцкий погребенный свод, западный склон Камского свода
и разделяющую их Инвинско-Косинскую ветвь Верхнекамской впа-
дины. По отношению к погребенным структурам возвышенность
можно рассматривать как возрожденную новейшую морфострукту-
ру — Верхнекамский свод (Введенская и др., 1973).
Верхнекамская возвышенность сложена песчано-глинистыми по-
родами юры и мела, которые с размывом залегают на более плот-
ных песчаниках, мергелях и глинах перми и нижнего триаса, вы-
ступающих на поверхность на склонах возвышенности. Присутствие
сохранившихся от размыва мезозойских отложений только в цен-
тральной (вершинной) части возвышенности позволяет рассматри-
вать ее не только как чисто неотектоническую, но и как остаточно-
денудационную форму рельефа.
На северо-западе Высокого Заволжья располагается субмери-
дионально вытянутая возвышенность Вятский Увал высотой 200—
250 и до 284 м. Увал соответствует южному отрезку системы Вят-
ских дислокаций (между городами Казанью и Кировым), возник-
ших в верхнепалеозойское время на погребенном Казанско-Кажим-
ском прогибе. Дислокации четко выражены в виде валов резко
асимметричного строения с выходами вдоль оси казанского яруса,
а местами и более древних горизонтов пермских отложений. Флек-
сурные элементы, соответствующие крутым крыльям валов, а на
глубине — разломам фундамента, протягиваются на десятки и да-
же сотни километров, объединяя ряды более мелких локальных
поднятий.
В приволжской части Увала установлены Ронгинский, Шургин-
ский, Уразлинский валы, слагающие водораздельные гряды на меж-
дуречье левых притоков Волги: Малой Кокшаги, Плети, Казанки и
их притоков. Севернее на междуречье правых притоков Вятки—Нем-
цы, Буя, Уржума протягиваются Кукарский, Чигеренский и Уржум-
ский валы, а еще далее в сторону г. Кирова тянется крупный Вож-
гальский вал.
Выраженность валов в рельефе отчасти обусловлена выходами
в их осевых зонах относительно более стойких против механической
денудации пород казанского яруса. Немалую роль сыграло и то,
что на неогеновое время приходится одна из основных фаз форми-
рования валообразныхподнятий Вятской системы.
Морфоскульптура. После позднепалеозойской морской аккуму-
ляции территория Высокого Заволжья в конце пермского периода
вступила на путь континентального развития, которое в татарском
веке и в раннем триасе сопровождалось накоплением терригенного
материала, приносившегося реками с Уральских гор. В среднеюр-
ское время началась новая трансгрессия, которая в поздней юре
, 242
и раннем мелу охватила большие площади на северо-западе, запа-
де и юго-западе области, включая Верхнекамскую возвышенность,
западную половину Бугульминско-Белебеевской возвышенности,
большую часть Общего Сырта.
В позднем мелу море покрывало южную половину Высокого За-
волжья. Максимум трансгрессии был в сантонском веке, когда мо-
ре подступало с юга почти вплотную к Нижней Каме. В это время
вдоль западного подножия Урала образовался широкий пролив, от-
крывавшийся в северный морской бассейн. Примечательно, что про-
лив занимал не только Предуральский прогиб, но и прилегающую
окраину платформы, включая такой ее элемент, как Пермско-
Башкирский свод.
В палеоцене и эоцене морские условия существовали на запад-
ных отрогах Общего Сырта, в Симско-Бельской впадине Пред-
уральского прогиба. С конца эоцена вся территория Высокого За-
волжья вступила на путь континентального развития, который на
небольшой ее части прерывался лишь в позднем плиоцене.
Из сказанного следует, что время окончательного вступления
Высокого Заволжья на путь континентального развития было не
столь отдаленным, как можно судить по широкому распростране-
нию на поверхности отложений пермского возраста. Только для
право- и левобережья нижнего течения Камы можно предполагать
континентальные условия с конца перми. На северо-западе послед-
ние морские трансгрессии были в поздней юре и раннем мелу, а на
остальной большей части территории (южная половина области,
восточная часть) континентальное развитие началось в конце позд-
него мела (после сантонской трансгрессии) и частично даже позд-
нее.,.
Во время континентального развития первичные морские равни-
ны подвергались сильному размыву, о чем свидетельствует почти
полное отсутствие в Высоком Заволжье морских мезозойских отло-
жений. Исключение составляют Вятско-Камская и Бузулукская
впадины. В связи с колебательными движениями земной коры и
трансгрессивно-регрессивными фазами развития кайнозойских мо-
рей происходило чередование фаз восходящего и нисходящего раз-
вития рельефа Высокого Заволжья. Это привело к возникновению
столь характерной для него ярусности в виде разделенных перепа-
дами высот нескольких разновозрастных поверхностей выравни-
вания. ।
Среди исследователей существуют большие расхождения в от-
ношении количества и возраста поверхностей выравнивания, сохра-
нившихся в открытом рельефе Высокого Заволжья. А. Н. Мазаро-
вич (1930) выделял два яруса выровненного рельефа: верхний ми-
оценовый и нижний плиоценовый. Г. А. Вахрушев, В. В. Буцура,
С. К- Горелов, Ю. А. Мещеряков, Н. И. Николаев, В. Н. Сементов-
ский, А. П. Рождественский, А. В. Хабаков и другие в Высоком За-
волжье устанавливали от двух до пяти поверхностей планации,
причем самую верхнюю поверхность Ю. А. Мещеряков (1965), С. К.
Горелов (1972) и Д. В. Борисевич (1973) считают мезозойской.
Наиболее обосновано представление о существовании в Высо-
16* 243
ком Заволжье реликтов двух поверхностей выравнивания (Рож-
дественский, 1971). Верхняя поверхность сохранилась в централь-
ной части положительных морфоструктур. К ней относятся плоско-
волнистые приводораздельные элементы на вершинах Бугульмин-
ско-Белебеевской возвышенности, Уфимского плато, приуральской
части Общего Сырта. Ее высота постепенно возрастает от 280 м по
периферии возвышенностей до 500 м и более в их средней части.
Возраст верхней поверхности никак не может быть мезозойским,
так как значительная ее часть перекрывалась меловыми морями,
осадки которых были снесены позднее. В настоящее время на Бу-
гульминско-Белебеевской возвышенности и Уфимском плато она
срезает пермское моноклинально-пластовое основание и нередко
бронирована пластами известняков нижней и верхней перми. На
Общем Сырту в Приуралье эта поверхность срезает складчато-глы-
бовое основание, образованное пермскими и более молодыми, в том
числе угленосными, миоценовыми отложениями. А. П. Рождествен-
ский рассматривает эти отложения как коррелятные денудационной
части поверхности, свидетельствующие о ее миоценовом возрасте.
А. В. Востряков (1967) также выделяет на Общем Сырту миоце-
новую поверхность денудационного выравнивания, отвечающую
времени чокракской и караганской трансгрессий Понто-Каспия. На
западных склонах Общего Сырта ее высота уменьшается до 250 и
даже 200 м. На поверхности кое-где обнаружены элювиально-флю-
виальные пестроцветные глины и пески, заполняющие эрозионные
и карстовые понижения.
На Уфимском плато местами сохранились от размыва глинис-
тые и песчано-галечные аллювиально-озерные образования верхне-
олигоцен-нижнемиоценового возраста. На этом основании А. П.
Рождественский считает, что верхняя поверхность имеет в основном
аккумулятивный генезис и формировалась одновременно с верхней
поверхностью Бугульминско-Белебеевской возвышенности и Обще-
го Сырта. В последующее время она была лишь переработана про-
цессами денудации. К миоценовому уровню А. П. Дедков, О. Н. Ма-
лышева и др. (1974) относят и верхнюю поверхность Верхнекам-
ской возвышенности, срезающую пермское и мезозойское монокли-
нально-пластовое основание.
Нижняя поверхность выравнивания, отделенная от верхней за-
метным перепадом высот, широко распространена на междуречьях
по периферии возвышенностей и в понижениях между ними, т. е.
преимущественно в пределах отрицательных морфоструктур. Ее вы-
сота постепенно уменьшается от 280 до 150 м и менее с приближе-
нием к крупным речным артериям: Каме, Вятке, Белой. В Камско-
Бельском понижении эта поверхность по генезису четко делится на
две части: более высокую денудационную, срезающую разные гори-
зонты перми и мезозоя, и более низкую аккумулятивную, сложен-
ную акчагыльскими морскими отложениями. Граница между ними
проходит примерно по 180—190-метровой горизонтали, т. е. по бе-
реговой линии ингрессионного акчагыльского водоема. Постепен-
ный переход денудационной поверхности в аккумулятивную, места-
244
мп обложенный невысоким абразионным уступом, свидетельствует
и позднеплиоценовом возрасте этой единой денудационно-аккуму-
лятивной, по терминологии Ю. А. Мещерякова полигенетической,
пчверхности (Рождественский, 1971).
Формирование верхней поверхности происходило в палеогене и
свершилось в условиях теплого переменно-влажного (саванново-
ю) климата во время среднемиоценовой (тортонской) и позднеми-
оценовой (сарматской) трансгрессий. В это время вдоль ее восточ-
ной окраины, совпадающей с Предуральским прогибом, протягива-
лось широкое долинное понижение, а в остальных местах наблюда-
лись остаточные возвышения рельефа.
Формированию нижней поверхности предшествовал этап глубо-
кого расчленения Высокого Заволжья, обусловленный, как отмеча-
лось выше, резким падением уровня водоприемного Каспийского
водоема в среднем плиоцене (балаханский бассейн). По мнению
А. П. Рождественского, большую роль сыграли и одновременные
поднятия в области Волго-Камской антеклизы. В настоящее время
глубокие среднеплиоценовые долины, погребенные под верхнеплио-
ценовыми и четвертичными отложениями, установлены не только
вдоль Камы, Вятки, Белой, Уфы, но и многих их притоков: Тереш-
ки, Самары, Кинеля, Шешмы, Зая, Ика, Сюни, Быстрого Таныпа,
Демы, Сима, Нугуша и др. Ложе главных долин в их нижнем тече-
нии располагается на 200—250 м ниже уровня моря. Следователь-
но, Высокое Заволжье в среднем плиоцене представляло собой
плоскогорье с превышениями плоских междуречных поверхностей
над тальвегами узких, нередко каньонообразных речных долин до
500 м.
Долины заполнены кинельской свитой и морским акчагылом,
причем вверх по долинам отмечается замещение морского акчагыла
пресноводными осадками, свидетельствующими о развитии морской
ингрессии по долинным понижениям. Во время максимума ингрес-
сии акчагыльский водоем отличался очень извилистой береговой
линией. Узкими заливами он вдавался в глубь суши, но основная
площадь его распространения была приурочена к Камско-Бельско-
му понижению, т. е. к основной отрицательной морфоструктуре юга
Высокого Заволжья, испытавшей относительно более сильные опус-
кания под уровень трансгрессировавшего моря. Применительно к
уровню акчагыльского водоема формировались речные террасы,
плохо сохранившиеся вследствие последующего размыва. В долине
Камы постель аллювия этой террасы у Перми вскрыта на относи-
тельной высоте 70—80 м. Вниз по долине она снижается у г. Набе-
режные Челны до 50 м (Горецкий, 1954). Мощная позднеплиоцено-
вая аккумуляция в речных долинах сопровождалась эрозионно-де-
нудационными процессами на прилегающих склонах и междуречь-
ях. Это в конечном счете привело к образованию отмеченного выше
нижнего уровня планации рельефа (Рождественский, 1971).
В конце пдиоцена произошла регрессия акчагальского бассей-
на, сменившаяся менее значительной апшеронской трансгрессией.
Апшеронское море не проникало на территорию Высокого За-
245
волжья. В это время в уже существовавших долинах вырабатыва-
лась апшеронская речная терраса относительной высотой от 30 до
60 м.
В пределах Общего Сырта широко развита так называемая об-
щесыртовая свита суглинков и песчанистых глин с прослоями су-
песей, песков и галечников в основании. Ее мощность, незначитель-
ная на водоразделах, в понижениях возрастает до 50 м, сильно ни-
велируя рельеф подстилающей поверхности. Образование сырто-
вых глин, как и на территории Низкого Заволжья, происходило в
конце плиоцена — начале плейстоцена на дне полупроточных и за-
стойных водоемов типа лугун и лиманов в условиях еще незакон-
чившейся апшеронской трансгрессии. По А. П. Дедкову, именно
в это время образовалась нижняя поверхность выравнивания Высо-
кого Заволжья, как и Приволжской возвышенности.
Четвертичная скульптура области в основном создана флюви-
альными и склоновыми процессами. Лишь крайний север террито-
рии до реки Чепцы между городами Кировом и Березниками охва-
тывался днепровским оледенением. О существовании ледника на
Верхнекамской возвышенности говорит маломощный прерывистый
чехол валунных суглинков, сменяющийся в сторону придолинных
понижений верхнего течения Камы и Вятки валунными песками.
Морена не образует специфических форм ледниково-аккумулятив-
ного рельефа.' Она обволакивает неровности кровли коренных по-
род, которые во многих местах выходят непосредственно на днев-
ную поверхность. По-видимому, ледниковая аккумуляция в рас-
сматриваемом районе была незначительной и в последующее время
сменилась интенсивным размывом, заметно сказавшимся в совре-
менном рельефе.
Большой интерес представляет проблема происхождения так
называемых йуг, распространенных южнее общепризнанной грани-
цы днепровского оледенения на юге Кировской области и смежных
территориях. Пуги — местное название асимметричных холмов и
гряд относительной высотой 15—30 м, расположенных преимуще-
ственно на водоразделах и сложенных песками, гравием, галькой
с линзами и гнездами конгломератов. Одни исследователи (Н. Г.
Кассин, П. И. Кротов, Г. Н. Фредерикс, Б. В. Селивановский, А. В.
Ступишин и др.) считают, что пуги — остатки ледниковых и водно-
ледниковых образований. Другие (Г. Ф. Мирчинк, К. Н. Пестов-
ский, С. А. Яковлев и др.) рассматривают пуги как остаточно-дену-
дационные формы рельефа, возникшие вследствие размыва корен-
ных пород. Последнее предположение убедительно подтверждается
исследованиями Н. Г. Ивановой (1962), Н. М. Петуховой (1969),
А. П. Дедкова, О. Н. Малышевой и др. (1974). Выяснилось, что ма-
териал, слагающий водораздельные пуги, представляет собой ре-
ликт аллювиальных отложений, формировавшихся на востоке Рус-
ской платформы в отдельные этапы позднепермской эпохи. В на-
стоящее время пуги осложняют рельеф неогеновых денудационных
поверхностей, но местами находятся и в зоне четвертичного эрози-
онного расчленения.
246
В речных долинах бассейна Камы наблюдается до пяти откры-
I 1Ых надпойменных террас четвертичного возраста. Сведения о них
[ .уммированы в монографиях Г. И. Горецкого (1964), Г. В. Обеди-
ситовой (1976) и др. Остатки сильно размытой самой древней тер-
I расы, возникшей в начале плейстоцена, сохранились в долинах Ка-
мы, Белой, Вятки. Ее относительная высота достигает 50 м, она
I сложена гравийно-галечным материалом небольшой мощности
(редко до 20 м), поэтому постель аллювия располагается значи-
' тельно выше уровня рек.
В крупных и менее значительных долинах, возникших еще в
плиоценовое время, установлен погребенный нижнечетвертичный
(венедский) и среднечетвертичный (кривичский, или лихвинский)
песчано-галечный аллювий, ложе которого располагается, соответ-
ственно, до 32 и 16 м ниже уровня рек (Борецкий, 1964). Кривич-
ский аллювий, а местами и аллювий самой верхней террасы пере-
крыты тонкозернистыми песками, алевритами, суглинками и глина-
ми общей мощностью до 30 м и более. Они представляют собой
отложения водных потоков с медленным течением, застойных водо-
емов, возникавших в долинных понижениях в перигляциальных усло-
виях днепровского и московского оледенений. Перигляциальные об-
разования формируют хорошо выраженную очень широкую днеп-
ровскую террасу и менее четко обособленную московскую террасу
относительной высотой соответственно 35—45 и 25—30 м. В долин-
ной части Камско-Бельского междуречья широкая перигляциаль-
ная терраса отличается незначительным уклоном, располагается па
абсолютных отметках 80—95 м. Г. И. Борецкий считает, что в пери-
гляциальное время здесь существовал крупный неглубокий водоем
типа озера—реки.
Избыточная аккумуляция в речных долинах в перигляциальных
условиях способствовала уменьшению глубины расчленения рель-
ефа. Кроме того, в это время происходило сглаживание рельефа
и под воздействием склоновых процессов. Делювиально-криосоли-
флюкционные суглинки, супеси и пески с горизонтами погребенных
почв слагают мощные шлейфы у подножия склонов, опирающихся
на верхние надпойменные террасы, перекрывая также и сами тер-
расовые поверхности.
Во всех, даже относительно небольших долинах хорошо выра-
жены вторая и первая надпойменные террасы относительной высо-
той, соответственно, до 22 и 10 м. Образование этих террас и поймы
сопровождалось усилением глубинной и регрессивной эрозии, в ре-
зультате которой сформировался более крутосклонный и резко рас-
члененный рельеф, контрастирующий со сглаженными поверхно-
стями междуречий. Именно для приречных полос характерно отме-
ченное А. А. Борзовым почти полное отсутствие делювиальных от-
ложений и непосредственное участие коренных пород в формирова-
нии рельефа. Однако не только в зонах свежего размыва, а повсе-
местно в Высоком Заволжье сказываются большие различия перм-
ских и мезозойских пород в отношении сопротивляемости их про-
цессам деструкции.
247
Каждому ярусу пермской системы отвечают свои формы рельс
фа. В пределах татарского яруса господствуют высокие плато, ши-
рокими ступенями спускающиеся к открытым речным долинам.
С переходом к казанскому ярусу они сменяются столь же и еще
более высокими плато с крутыми уступами, переходящими в узкие,
иногда почти ущелистые долины, довольно густо рассекающие по
верхность. Уфимские породы дают более пологий рельеф с широки-
ми долинами, склоны которых в нижних частях покрыты слабо раз-
витым плащом делювия.
Характерны конусообразные холмы, рядами окаймляющие вы-
сокие берега, например, Демы в районе Раевки, Давлеканова и др.,
сохраняющие на вершинах остатки плотной кровли казанских из-
вестняков, налегающих на более рыхлую песчанисто-мергелистую
толщу уфимских пород. С переходом к кунгурскому ярусу снова
появляются высокие, сравнительно слабо расчлененные пла-
то, увенчанные конусовидными сопками из галечников (Борзов,
1938).
Массивные платообразные междуречья, расчлененные глубоки-
ми узкими долинами, характерны и для выходов на поверхность ар-
тинских известняков, например, в районе Уфимского плато. Сту-
пенчатые плато и склоны, бронированные стойкими породами
мезозоя (песчаниками, мергелями, конгломератами и др.),
распространены на Общем Сырту, на Верхнекамской возвышен-
ности.
Высокое Заволжье отличается очень глубоким и густым до-
линно-балочным расчленением. Глубина врезания речных долин
на основных возвышенностях достигает 200, а местами даже
300 м.
Столь резкое расчленение рельефа древней долинно-балочной
сетью способствует современным процессам смыва и размыва.
В относительно легко поддающихся размыву песчано-глинистых тол-
щах татарского, уфимского ярусов и мезозоя легко развиваются
современные склоновые и донные овраги, приуроченные‘главным
образом к приречным зонам с крутыми склонами и большими отно-
сительными высотами. ’Так, на правобережье нижней Вятки, где
относительные высоты на коротком расстоянии достигают 150 м,
а густота балочной сети — 2—3 км/км2, плотность современной ов-
ражной сети от 0,4 до 1,0 км/км2.
Песчано-глинистые породы перми и мезозоя, богатые водонос-
ными горизонтами, способствовали образованию древних и форми-
рованию современных оползней на речных крутобережьях. С карбо-
натными галогенными породами перми связаны многочисленные
формы покрытого и задернованного карста. Мощное карстопрояв-
ление в карбонатных породах, гипсах, ангидритах и каменной соли
отмечается на территории Соликамского, Пермско-Кунгурского
районов, на Уфимском плато,"'в Камско-Вельской депрессии, на Бу-
гульминско-Белебеевской возвышенности, Вятском увале. Широко
известна Кунгурская ледяная пещера, суммарная длина проходов
и гротов которой более 5 км.
248
Донецкая возвышенность
Донецкая возвышенность генетически тесно связана с одноимен-
ным герцинским сладчатым сооружением (Донбассом). В грани-
цах, примерно совпадающих со 175-метровой изогипсой, распола-
гается как собственно Донецкий кряж, в основном отвечающий
гой части Донбасса, где складчатые структуры непосредственно об-
нажаются на поверхность, так и его западная и северо-западная
окраины, где складчатое основание в значительной части скрыто
под чехлом палеогена и неогена.
В орографии Донецкого кряжа восточнее Казенного Торца вы-
деляется полоса главного водораздела, которая протягивается с
запада-северо-запада на восток-юго-восток. В ее средней части
максимальные#высоты достигают 369 м (Могила Мечетная) и 359 м
(Курган Мечетный). На северном и южном склонах кряжа высоты
уменьшаются до 180 м. В западной части возвышенности линейно
вытянутые орографические элементы отсутствуют. Характерно раз-
ноплановое расположение водораздельных массивов высотой до
270 м.
Изучением геоморфологии Донбасса занимались В. Г. Бондар-
чук, М. Ф. Веклич, Н. Г. Волков, Ю. Л. Грубрин, П. К- Заморий,
Д. П. Назаренко, В. С. Преображенский, С. И. Проходский, И. Н.
Ремизов, И. М. Рослый, В. К. Слюсаренко, Д. Н. Соболев, В. А.
Филькин и другие исследователи.
Морфоструктура. Морфоструктура Донецкой возвышенности не-
посредственно отражает геологическую структуру Донбасса. По
данным геологических исследований (А. Д. Архангельского, В. Г.
Бондарчука, В. С. Попова, П. И. Степанова, Н. С. Шатского и др.)
Донбасс сформировался на месте внутриплатформенного прогиба
и является частью обширной зоны герцинской складчатости (эпи-
герцинской Скифской платформы), выделяемой на юге Русской
равнины. В большинстве мест складчатое основание платформы
скрыто под более молодыми осадками и только в.Донбассе оно вы-
ступает на поверхность, образуя прямую морфоструктуру Донецкой
возвышенности.
Складчатое сооружение Донбасса сложено мощной толщей
среднего и верхнего палеозоя. Преобладают каменноугольные от-
ложения мощностью до 20 км. Они на 90—95% состоят из терри-
генных пород, среди которых заключены маломощные прослои из-
вестняков и углей. Терригенные породы представлены многократно
переслаивающимися глинистыми сланцами, аргиллитами, алевро-
литами и песчаниками, редко гравелитами и конгломератами. Се-
рые разнозернистые песчаники мощностью 20—30 м, в отдельных
горизонтах до 100. м, обычно играют бронирующую роль в форми-
ровании рельефа. Аргиллиты и алевролиты средней и южной час-
тей Донбасса, более сильно метаморфизованные, чем в его северной
и западной окраинах, также отличаются значительной стойкостью
против выветривания и денудации. Пласты карбонатных пород за-
нимают до 12% толщи карбона и сосредоточены главным образом
249
I
। в нижнем отделе, где мощность отдельных слоев известняка до 12 м.
Известняки механически стойкие, карстующиеся.
С поверхности залегают преимущественно среднекаменноуголь-
I ные отложения. Южнее они сменяются нижним карбоном, а запад-;
| нее —верхним. В основном на западе Донбасса распространены
пермские медистые песчаники, красноцветные аргиллиты, алевро-
। литы, песчаники и пестроцветные песчано-глинистые породы, об-
1 ладающие малой механической прочностью. Терригенные породы
I содержат прослои гипса и ангидрита, доломита и известняка.
; На размытой поверхности палеозоя в западной и северной ок-
раинах Донбасса несогласно залегают мезо- и кайнозойские отло-
жения, затронутые киммерийским и альпийским тектогенезом. Три-
I ас представлен пестроцветной песчано-галечно-глинистой толщей,
| юра — песками и глинами с прослоями плотных песчаников и из-
вестняков, мел — мелоподобными песчаниками, мергелями и мелом.
На породах палеозоя и мезозоя с размывом залегают пески, песча-
' ники, мергели и глины эоцена и олигоцена, участвующие в строении
I рельефа главным образом западной части Донецкой возвышенно-
| сти и ее северного склона.
Согласно В. С. Попову (1963), в складчатой структуре Донбас-
са выделяется несколько тектонических зон: срединная с крупными
1 линейными складками, северная зона мелкой складчатости, южная
| зона мелкой складчатости и сбросов и западная зона замыкания
складок Донбасса. Структура каждой зоны находит свое выраже-
ние в рельефе (Рослый, 1973).
1 Срединная зона Донбасса охватывает основную площадь откры-
I той складчатости. Она включает главную, северную и южную анти-
| клинали и разделяющие их главную и южную синклинали. Попереч-
। ным Ровеньковским поднятием эти структуры делятся на западную
и восточную половины. В состав южной антиклинали входят Зуев-
1 ская антиклинальная складка и Амвросиевский купол. На их во-
I сточном продолжении находится Куйбышевско-Несветаевская ан-
| тиклиналь. Северная антиклиналь в отличие от остальных крупных
складок не имеет строго прямолинейной формы и осложнен а допол-
нительной складчатостью, особенно на северном склоне.
I В северной зоне мелкой складчатости преобладают широкие
j синклинальные формы, между которыми протягиваются узкие ан-
। тиклинали, разорванные продольными надвигами с амплитудой от
1 до 4 км. В южной зоне развиты складки и разрывы сложной фор-
' мы с преобладанием брахискладок. В западной части Донбасса ос-
I новными структурами являются Бахмутская и Кальмиус-Торецкая
котлбвины, сливающиеся, соответственно, с главной и южной син-
। клиналиями срединной зоны.
Формы рельефа Донецкой возвышенности находятся нередко в
I обратных соотношениях с описанными структурными элементами.
На это обращали внимание многие исследователи (Л. Лутугин,
। И. П. Степанов и др.). Обратные соотношения являются следствием
, как денудационной препарировки пластов стойких пород, залега-
ющих в синклиналях, так и некоторой инверсией мезозойско-кай-
( 250
I
позойских тектонических движений. В. С. Попов (1964) отмечает,
•по одни структуры (преимущественно синклинали) развивались
полностью унаследованно с сохранением знака движений, другие
претерпевали изменение знака движений при сохранении контуров
лревних и новообразованных структур, наконец, третьи испытыва-
ли смещение сводов антиклиналей вкрест их простирания, причем
чгому смещению особенно способствовали надвиговые деформации.
Инверсия рельефа прежде всего выражается в том, что совре-
менные водоразделы, как правило, не совпадают с осями антикли-
налей. Так, главный водораздел на большом протяжении идет поч-
ти по оси главной синклинали и лишь в немногих местах смещается
па главную антиклиналь. В то же время долины ряда рек (Боль-
шой Каменки у пос. Щетово и др.) следуют по осям антиклина-
лей.
Ярко выраженный тектонически инверсионный тип морфострук-
гуры свойствен Бахмутской возвышенности высотой до 260 м. Ей
отвечает одноименная палеозойско-мезозойская котловина, в но-
вейшее время испытавшая дифференцированные поднятия. Не-
сколько менее развита инверсия рельефа в пределах Кальмиус-То-
рецкой возвышенной (до 220 м) равнины, расположенной в преде-
лах одноименной палеозойско-мезозойской котловины (Слюсарен-
ко, 1973).
Инверсионные морфоструктуры характерны также для северной
и южной зон мелкой складчатости и сбросов. Рисунок речной сети
контролируется здесь линиями разрывных нарушений, продольных
и поперечных по отношению к простиранию основных складчатых
структур. К продольным и поперечным дизъюнктивам приурочены
долины ряда рек.
Разломная тектоника обусловливает выделение и более круп-
ных морфоструктурных элементов Донецкой возвышенности. Так,
Кальмиус-Айдарский разлом субмеридионального простирания раз-
деляет открытый Донбасс и его северо-западную закрытую часть.
По линии нарушения происходит резкое сокращение мощностей
кайнозойских, мезозойских и пермских отложений вплоть до пол-
ного их выклинивания в пределах складчатого герцинского соору-
жения в открытом Донбассе. В геоморфологическом отношении
разломная зона выделяется переходом от аккумулятивного (Каль-
миус-Торецкая котловина) и аккумулятивно-денудационного (Бах-
мутская котловина) рельефа северо-западной окраины Донбасса к
типичному денудационному рельефу его открытой части. Менее
крупные разрывные нарушения проявляются чаще всего в прямо-
линейных уступах, грядах, спрямленных отрезках рек, их прямо-
угольных изгибах, линейно ориентированных озерных и болотных
понижениях. К крупному Центральнодонецкому разлому приуроче-
но сочленение Бахмутской и Кальмиус-Торецкой котловин.
Северо-западная окраина Донбасса является переходной к
Днепровско-Донецкой впадине, с которой ее сближает проявление
соляной тектоники и образование многочисленных локальных мор-
фоструктур. В. К- Слюсаренко (1973) различает положительные и
251
отрицательные локальные морфоструктуры. Первые, созданные
главным образом неотектоническими движениями, соответствую!
купольным и брахиантиклинальным структурам палеозойского и
мезозойского заложения. Большинство их выражается в рельефе
положительными формами высотой более 200 м, некоторые выявляв
ются по морфометрическим показателям, по густоте и рисунку эро
знойной сети. Вторые (отрицательные) локальные структуры менее
проявляются в рельефе. Они фиксируются относительными пониже-1
ниями поверхности, заболоченностью и расширением пойм, ано
мальным меандрированием водотоков, центростремительным рисун-
ком гидросети. Наиболее отчетливо выражены в рельефе палеоге-
новые прогибы, осложняющие соляные купола и приуроченные
главным образом к зоне сочленения Бахмутской и Кальмиус-Торец-
кой котловин. Основным фактором образования и развития проги-
бов, по мнению многих исследователей, следует считать отток де-
градирующих соляных диапиров вниз, в пределы других структур.
Ведущая роль в этом процессе принадлежит вертикальным блоко-
вым движениям подсолевого ложа.
Морфоскульптура. Первоначальный рельеф герцинского склад-
чатого сооружения Донбасса не отличался высокими горными фор-
мами. Вероятно, он имел вид кряжа и претерпел значительную де-
нудацию ко времени турон-коньяк-сантонской трансгрессии. Начи-
ная с датского века, рельеф вступил на путь континентального раз-
вития, которое лишь по окраинам прерывалось эоцен- олигоценовы-
ми трансгрессиями. В неогене к Донбассу близко подступали тор-
тонская, сарматская и понтическая трансгрессии. Чередование
морских трансгрессий и регрессий способствовало образованию раз-
новозрастных ярусов рельефа, которые на территории Донецкой
возвышенности были обстоятельно изучены И. М. Рослым (1968,
1973). Им выделены позднемезозойская, палеогеновая и позднемио-
ценово-раннеплиоценовая полигенетические поверхности выравни-
вания и плиоцен-четвертичные террасированные’равнины.
И. М. Рослый считает, что денудационные останцы позднемезо-
зойской поверхности выравнивания сохранились по линии Главного
водораздела на высотах 340—370 м. Они были откопаны из-под
позднемеловых отложений. Полное удаление позднемеловых пород
неизбежно должно было привести к размыву и погребенной поверх-
ности несогласия. Поэтому выделение откопанной позднемезозой-
ской поверхности выравнивания представляется дискуссионным.
Также дискуссионно выделение палеогеновой поверхности вырав-
нивания, денудационные останцы которой, по И. М. Рослому, со-
хранились в пределах срединной зоны линейной складчатости на
высоте 245—330 м.
Более достоверны реликты миоценовой денудационно-аккумуля-
тивной поверхности, образование которой было связано с миоцено-
вой фазой накопления осадков полтавской серии. Серия развита
на окраинах возвышенности и представлена аллювиальными, озер-
но-болотными, лагунными, лиманными, прибрежно-морскими, а вне
возвышенности — также морскими отложениями (включая тортон-
252
ские и сарматские). Аккумулятивная поверхность прикрыта плио-
ценовыми красно-бурыми глинами и четвертичным лессом. Ее высо-
та колеблется от 180 до 270 м.
Сопряженно с нею формировался и денудационный рельеф воз-
вышенности, который испытал полную перестройку применительно
к миоценовым уровням аккумуляции. Можно предполагать, что
именно реликты миоценовой денудационной поверхности сохрани-
лись в зоне Главного водораздела возвышенности, где они в после-
миоценовое время претерпели наибольшие поднятия и эрозионное
расчленение.
И. М. Рослый считает, что на юге возвышенности сравнительно
благоприятная обстановка для выравнивания рельефа сложилась
в позднемиоценово-раннеплиоценовое время. Этому способствовали
тектонические опускания, вызвавшие понтическую трансгрессию в
южные пределы складчатого сооружения. В бассейнах Миуса, Туз-
лова. Большого и Малого Несветаева распространены абразионно-
аккумулятивные, аллювиальные, прибрежно-морские и морские ак-
кумулятивные реликты этой поверхности.
Плиоценовая эпоха ознаменовалась образованием трех террас,
лучше всего выраженных в долине Северского Донца: Иваньков-
ской, Новохарьковской и Бурлуцкой (по Д. Н. Соболеву и Д. П.
Назаренко) или Старобельской, Ахтырской и Ольховской (по П. И.
Луцкому). Абсолютная высота их поверхности колеблется, соот-
ветственно, от 150 до 210 м, от 160 до 175 м и от 100 до 155 м, от-
носительная высота цоколя — от 90 до 120 м, от 60 до 70 м и от 40
до 45 м. Террасы сложены внизу базальными галечниками, выше —
кварцевыми песками с прослоями пестроцветных глин и суглинков
мощностью до нескольких десятков метров.
В долине Северского Донца и его главных притоков распростра-
нены пять надпойменных террас четвертичного возраста относи-
тельной высотой от 80 м и ниже. Террасы сложены преимуществен-
но песками мощностью до 30 м, причем верхние обычно прикрыты
лёссом. Возраст пятой террасы нижнечетвертичный, четвертой и
третьей — среднечетвертичный, второй и первой — верхнечетвер-
тичный (Рослый, 1973).
Изучение речных террас показывает, что в позднем плиоцене
уже сложились основные речные долины Донецкой возвышенности.
В связи с продолжающимися поднятиями в плейстоцене эрозион-
ная сеть продолжала сгущаться и углубляться и к настоящему
времени достигла значительных величин. Густота долинно-балоч-
ной сети колеблется от 1 до 5 км/км2 и более. Глубина вреза круп-
ных речных долин достигает 200 м, долин II порядка — 70 м, долин
III порядка—190 м (Слюсаренко, 1973).
На формирование эрозионно-денудационного рельефа Донецкой
возвышенности большое воздействие оказала структурная и пет-
рографическая неоднородность субстрата. Она отразилась в колен-
чатом рисунке долинной сети, чередовании отрезков продольных и
поперечных по отношению к простиранию структур, в асимметрич-
ном поперечном профиле моноклинальных долин, заложившихся на
253
крыльях складок, в четковидном расширении и сужении попереч-
ных долин, в ступенчатости склонов.
Интенсивные процессы эрозии и денудации способствовали пре-
парировке пластов стойких пород, главным образом песчаников и
известняков, и формированию литоморфных элементов рельефа —
грив и гряд, чередующихся с продольными ложбинами, выработан-
ными в глинистых сланцах. Их относительная высота от несколь-
ких метров на междуречьях возрастает к долинам до 30 м и более.
Крупные грядовые формы высотой до 60 м получили название «гор-
бов». Склоны моноклинальных гряд и горбов обычно несимметрич-
ны. Более пологим бывает склон, ориентированный по падению
пласта, вследствие чего такие гряды приобретают вид куэст. Неко-
торые моноклинальные останцово-денудационные холмы («горы»)
достигают значительной высоты и резко выделяются среди окру-
жающей местности: горы Саур-Могила (высота 281 м), Синяя, За-
городная, Ясиновая и др. Своеобразными формами препарировки
сводов антиклинальных складок являются «куполы», описанные
В. Г. Бондарчуком (1949), вдоль осевой зоны главной антиклина-
ли. Их относительная высота достигает 50 м.
В развитии скульптуры Донецкой возвышенности существенную
роль играют процессы размыва, смыва и гравитации, ветровой эро-
зии и карста.
Склоны балок и долин сформировались преимущественно под
воздействием плоскостного смыва и криосолифлюкции. На сочле-
нении с высокими террасами они обычно бывают перекрыты мощ-
ными делювиально-солифклюкционными шлейфами с погребенны-
ми почвами. Лишь в местах интенсивной глубинной и боковой эро-
зии близ рек формируются крутые склоны, подверженные обваль-
но-осыпным и оползневым процессам. Скалистые обвально-осып-
ные склоны наблюдаются там, где выходят пласты песчаников и из-
вестняков карбона.
Оползневые склоны обычно приурочены к выходам песчано-гли-
нистых пород перми, мезозоя и кайнозоя.
В настоящее время на территории Донецкой возвышенности ши-
роко развит плоскостной смыв, которому особенно подвержены
слабо задернованные склоны круче 3° с выходами лёссов, лёссо-
видных суглинков, глинистых сланцев, мела и других легко размы-
ваемых пород. Смыв и размыв резко усиливаются в случае нару-
шения естественного почвенно-растительного покрова, и в условиях
Донбасса с его плотным населением и напряженной хозяйственной
деятельностью может достигать катастрофических размеров. По-
этому здесь особенно необходим комплекс противоэрозионных ме-
роприятий как при сельскохозяйственном, так и промышленном ис-
пользовании территории.
Склоновыми и донными оврагами сильнее всего поражены до-
линно-балочные крутобережья с выходами легко размываемых по-
род мезозоя и кайнозоя, в меньшей степени — глинистых сланцев
карбона. Овраги достигают большой длины и глубины. На скло-
нах крутизной 15° и больше эрозионные рытвины глубиной 1,5—
254
3,0 м встречаются нередко через каждые 30—50 м (Преображен-
ский, 1959).
На первой надпойменной (боровой) террасе, местами и на бо-
лее высоких террасах наблюдаются древние эоловые формы (буг-
ры, гривы) относительной высотой 3—5 м и более. В случае унич-
тожения растительности пески начинают интенсивно перепеваться
(песчаные массивы в долинах Северского Донца, Кундрючьей, Ка-
зенного Торца и других рек).
Древний и современный карст развит на известняках нижнего
карбона (бассейны Сухой и Мокрой Волновах) и особенно на со-
леносных породах нижней перми (западная окраина возвышенно-
сти). Во втором районе характерны провальные воронки, котлови-
ны, включая котловины некоторых озер (Вейсово из группы Сла-
вянских озер и др.).
Для геоморфологии Донбасса специфичны многочисленные ан-
тропогенные формы — выемки, карьеры, терриконы и другие отно-
сительной высотой до 100 м и больше.
ЮЖНОРУССКАЯ ПРОВИНЦИЯ
Провинция охватывает преимущественно низменные примор-
ские равнины юга Русской равнины, испытавшие в новейшее время
прогибания и относительно слабые поднятия. Это Причерномор-
ская, Азово-Кубанская и Прикаспийская низменности, наследую-
щие в целом соразмерные мегавпадины (синеклизы) древней Вос-
точно-Европейской и эпигерцинской Скифской платформ. В мор-
фоскульптуре преобладают формы морской абразии и аккумуляции
с подчиненными им флювиальными эрозионно-аккумулятивными
формами, а на востоке провинции — аридной деструкации и акку-
муляции.
Провинция включает также неотектонически приподнятые
пластово-ярусные возвышенности: Ставропольскую возвышенность,
разделяющую Азово-Кубанскую низменность и низменность запад-
ного Прикаспия, и Подуральское плато, занимающее в системе гео-
морфологического районирования Русской равнины особое поло-
жение. Оно может рассматриваться как одна из областей Средне-
русской провинции, примыкающих с юга к Высокому Заволжью
(Спиридонов, 1969). Однако плато имеет существенные общие чер-
ты с Прикаспийской низменностью: общая структурная основа
(Прикаспийская синеклиза), широкое развитие солянокупольной
морфоструктуры и аридной морфоскульптуры. И это объединяет
его с Прикаспийской низменностью. Поэтому в данном обзоре Под-
уральское плато рассматривается как часть Южнорусской провин-
ции. Провинция разделяется на пять областей: Причерноморскую,
Азово-Кубанскую, Прикаспийскую низменности, Ставропольскую
возвышенность и Подуральское плато.
255
Причерноморская и Азово-Кубанская низменности
Низменности располагаются на южной окраине древней Русской
плиты и на прилегающей части эпигерцинской Скифской плиты, ог-
раниченной с юга альпийскими горными сооружениями Крыма и
Западного Кавказа. Н. С. Благоволин (1971) выделяет их под об-
щим названием Причерноморской низменности, отвечающей одно-
именной неотектонической мегавпадине. Однако к Причерномор-
ской низменности более принято относить западную половину тер-
ритории, включая равнины Степного Крыма, и сопоставлять ее с
Причерноморской впадиной (синеклизой) в тех же границах. Азо-
во-Кубанская низменность сопоставляется с одноименной впадиной
Скифской плиты и с передовым Западнокубанским прогибом.
На Причерноморской низменности господствуют высоты до
100 м и лишь у самой северной ее окраины они достигают 170 и да-
же 200 м. В Степном Крыму на фоне очень низкой равнины с от-
метками 50—100 м выделяются высоты Тарханкутского полуостро-
ва— до 179 м над уровнем моря. Азово-Кубанская низменность
простирается от северных .склонов Западного Кавказа до низовьев
Дона и Маныча. Она очень полого повышается в сторону Ставро-
польской возвышенности. На ней господствуют высоты до 120 м,
вдоль южной и восточной границ — до 200 м.
Геоморфологию Причерноморской низменности, включая рав-
нины Степного Крыма, изучали Ю. А. Амброз, Н. С. Благоволин,
В. Г. Бондарчук, М. С. Бутшар, С. И. Варущенко, П. Ф. Гожик, Г. Е.
Гришанков, П. К- Заморий, М. В. Муратов, Н. И. Николаев, Э. Т.
Палиенко, Л. П. Полканова, И. Л. Соколовский, В. Г. Чирка и мно-
гие другие исследователи.
Морфоструктура. В морфоструктурном, как и в общем геомор-
фологическом отношении, Причерноморская и Азово-Кубанская
низменности заметно отличаются друг от друга, хотя и обладают
рядом общих существенных признаков.
П ричерноморская впадина, которая образует структурную ос-
нову Причерноморской низменности и северо-западного шельфа
Черного моря, представляет собой плоскую мезо- и кайнозойскую
депрессию. Ее северное крыло упирается в склон Украинского щи-
та и располагается на докембрийском фундаменте, а южное крыло
накладывается на эпигерцинскую платформу. В осевой части впа-
дины происходит сочленение докембрийского и палеозойского ос-
нований Русской и Скифской плит, отмеченное системой грабено-
образных юрских депрессий.
К югу от Украинского щита поверхность кристаллических по-
род быстро погружается и залегает в районе Одессы на отметке
—1600 м, в районе Аскании Новой —2015 м, в районе Сивашей —
ниже —2500 м. Фундамент разбит глубинными разломами на ряд
блоков, испытавших дифференцированные движения. На кристал-
лическом фундаменте моноклинально (с падением на юг) залегают
мезо- и кайнозойские отложения, формировавшиеся в условиях ус-
тойчивых опусканий. Только в послепонтическое время опускания
256
Рис. 37. Структурная схема Крыма (по М. В. Муратову). Арабскими цифрами
обозначены локальные поднятия
сменялись небольшими по амлитуде и неустойчивыми поднятиями.
Суммарная амплитуда неоген-четвертичных движений у северной
границы впадины около нуля, а в Присивашье до 250 м (Соколов-
ский, 1973).
Современный рельеф северного крыла Причерноморской впади-
ны в общем отражает наклон поверхности фундамента и пластов
осадочных толщ с севера на юг. Консеквентные долины Днестра,
Большого и Малого Куяльников, Тилигула, Южного Буга, Ингула,
Ингульца, Днепра и других рек прорезают равнину, вскрывая
сарматские, мэотические и понтические отложения, представлен-
ные главным образом известняками с прослоями мергелей, глин и
песков.
Течение рек местами определяется более мелкими структурами,
осложняющими северное крыло Причерноморской впадины и ори-
ентированными как вдоль, так нередко и поперек ее простирания.
Южному крылу Причерноморской впадины в пределах Скиф-
ской платформы отвечают равнина южной части Прут-Днестров-
ского междуречья, шельфовое мелководье северо-западной окраины
Черного моря, равнина Степного Крыма и впадина Азовского моря.
Скифская платформа отделена от Русской платформы в районе
Сивашей глубинным разломом, а на западе — Преддобруджинским
краевым прогибом, сформировавшимся в конце палеозоя преиму-
щественно на опущенной части Русской платформы.
17 Спиридонов А. И.
257
На западе шовный гребен унаследован Преддобруджинским про-
гибом, отмеченным дельтой Дуная и низменным левобережьем его
приустьевого отрезка. В настоящее время в прогибе выявлено до
двадцати новейших локальных поднятий, унаследовавших мезозой-
ские структуры. Большинство их прямо выражено в рельефе.
На восточной части шовного грабена располагаются Кдркинит-
ский, Сивашский и Североазовский прогибы, разделенные Перекоп-
ской перемычкой и Мелитопольским разломом (рис. 37). Этими
структурами обусловлены очертания береговой линии Черного и
Азовского морей в районе Каркинитского залива, Сиваша и Пере-
копского перешейка. С. И. Варущенко (1968) установлено здесь до
20 выраженных в рельефе локальных поднятий.
Южнее расположено Тарханкутское поднятие, составляющее ос-
нову выдвинутого в Черное море одноименного полуострова. Оно,
в свою очередь, состоит из второстепенных поднятий, осложненных
структурами еще более мелкого порядка. Работами М. В. Мурато-
ва и других геологов в структуре мезозойских и кайнозойских отло-
жений установлены Тарханкутский вал и Новоселовское поднятие,
разделенные Донузлавско-Войковским грабеном, Северо-Новосе-
ловское, Бакальское и ряд более мелких поднятий, хорошо выра-
женных в рельефе (М. С. Бутшар, С. И. Варущенко, Л. П. Полка-
нова и др.).
Тарханкутский вал состоит из трех антиклинальных складок,
вытянутых в восточном и северо-восточном направлениях. В яд-
ре локального поднятия одной из них на поверхность выходят по-
роды верхнего мела. К этому поднятию приурочена самая значи-
тельная высота Степного Крыма— 179 м. Бакальское поднятие вы-
ражено в рельефе в виде гряды высотой до 100 м, которая протя-
гивается от мыса Карабурун до реки Самарчик. На Тарханкутском
полуострове выделяется множество частных водораздельных вер-
шин, отвечающих локальным поднятиям с выходами известняков
среднего и верхнего сармата.
К югу от Тарханкутского полуострова располагается Каламит-
ский залив с примыкающей к нему плоской низменной равниной
высотой до 50 м. Они совпадают с Альминской впадиной, выполнен-
ной отложениями мела и кайнозоя. С востока ее ограничивают Сим-
феропольское и Новоцарицинское поднятие с высотами рельефа до
200 м, восточнее простираются морфоструктуры, тяготеющие к За-
падному Предкавказью, к Азово-Кубанской низменности.
Азово-Кубанская низменность в основном соответствует Азово-
Кубанской впадине Скифской плиты и Западнокубанскому (Ин-
доло-Кубанскому) передовому прогибу. Северная окраина низмен-
ности захватывает погребенный Ростовский выступ Украинского
кристаллического щита. Обе отрицательные структуры продолжа-
ются к западу во впадине Азовского моря. От Причерноморской
впадины они отделены Перекопским перешейком и Симферополь-
ским поднятием.
АЛэотическая и понтическая трансгрессии охватывали все При-
черноморье и Приазовье, киммерийский и куяльницкий бассейны
258
сосредоточивались в Азово-Кубанской впадине, в Каркинитском,
Сивашском и Индоло-Кубанском прогибах, а еще более поздние
акчагыльский и апшеронский бассейны — только в продолжавших
прогибаться Азово-Кубанской впадине и Индоло-Кубанском проги-
бе. После умеренных плиоценовых погружений на территории Азо-
во-Кубанской низменности в среднем и позднем плейстоцене про-
изошли слабые поднятия, самые низовья Кубани продолжали про-
гибаться и в четвертичное время (Сафронов, 1965).
В связи с господствовавшими в новейшее время опусканиями и
аккумуляцией локальные структуры Азово-Кубанской впадины сла-
бо выражены в рельефе. Можно отметить, например, приурочен-
ность Щербиновской, Ленинградской, Новопокровской зон локаль-
ных поднятий к междуречьям Челбаса и Сосыки, Сосыки и Ей, ши-
рокого понижения в среднем течении Кубани, отделяющего Став-
ропольскую возвышенность от северного склона Кавказа, — к Бе-
ломечетской синклинали.
Морфоскульптура. Большая часть Причерноморья окончательно
вступила на путь континентального развития после регрессии-
понтического моря. Оставленная им первичная абразионно-аккуму-
лятивная равнина хорошо сохранилась в виде обширных плоских
поверхностей на междуречьях Прута — Днестра — Южного Буга —
Днепра. Она, как правило, бронирована пластом ракушечных из-
вестняков, перекрытых континентальными образованиями (красно-
бурыми глинами, лёссовидными породами). Наряду с морской аб-
разией и седиментацией в формировании понтической равнины при-
нимала участие дельтовая аккумуляция. Об этом можно судить по
распространению на юго-западе Причерноморья в толще морского
понта дельтовых песчано-глинистых отложений (Амброз, Федор-
ченко, 1968). Высота равнины близ береговой линии понтического
моря вдоль южной окраины Украинского щита обычно не превы-
шает 120 м. Западнее вследствие более интенсивных послепонтиче-
ских поднятий она увеличивается на междуречьях Южного Буга —
Днестра до 160 м, Днестра — Прута до 210 м и более. Первичная
абразионно-аккумулятивная равнина была слабо наклонена к югу.
При понижении уровня моря она подвергалась неглубокому эрози-
онному расчленению консеквентными речными долинами, которые
закладывались в плоских первично-тектонических понижениях.
В киммерийское время произошла небольшая трансгрессия. Мо-
ре покрыло восточную часть Степного Крыма, северо-западное
Приазовье и южную часть дельты Днепра. Это вызвало на между-
речье Днепра и Молочной заполнение долин аллювиально-лиман-
ными отложениями, а на междуречьях Днепра и Южного Буга»
Южного Буга и Тилигула — аккумуляцию древнего аллювия, зале-
гающего, как правило, почти без размыва на понтических породах.
В северной части Причерноморской впадины эти отложения слага-
ют наиболее высокую аллювиальную равнину, цоколь которой воз-
вышается над урезом Южного Буга на 50—60 м. Высота равнины
изменяется с севера на юг от 100 до 50 м.
Регрессия киммерийского моря и незначительные поднятия спо-
17*
259
<обствовали оживлению эрозии, заложению новых долин (Ингуль-
ад, Ингула, проходной долины на междуречье Днепра и Молоч-
ной). Наступившая затем куяльницкая трансгрессия была более
значительной, чем киммерийская. Море затопило Причерноморскую
низменность к югу от линии Херсон—-Мелитополь, значительные
площади на севере и востоке Степного Крыма. Вновь возобнови-
лась аккумуляция в речных долинах. Длинный залив куяльницкого
бассейна доходил по долине Днепра до кристаллического пояса в
районе Запорожья. Подпертый морем Днепр создал в устье огром-
ную дельту, лежащую в основе плоскоравнинного рельефа нижнего
Приднепровья. В средней части низменности (между Днепром и
Тилигулом) к куяльницкому времени относится образование широ-
кой речной террасы высотой от 70 м на севере до 25 м на юге.
В долинах Днестра и Прута в куяльницкое время сформирова-
лись террасы относительной высотой в нижнем течении рек соот-
ветственно 60 и 40 м. Они отвечают максимальной и заключитель-
ным стадиям куяльницкой трансгрессии. Их образование — следст-
вие более интенсивных поднятий Молдавской плиты и прилегаю-
щей части Причерноморской впадины в позднем плиоцене по срав-
нению с южным склоном Украинского щита, где в долинах Южного
Буга, Ингула, Ингульца развита только одна и притом более низ-
кая куяльницкая терраса.
С конца плиоцена начался новый этап рельефообразования, оз-
наменовавшийся поднятием территории, энергичным врезанием рек
и формированием более узких долин, строго приуроченных к опре-
деленным направлениям стока. Однако в непосредственной близо-
сти к морю и повсеместно в восточной части Причерноморья на
протяжении четвертичного периода поднятия были относительно
незначительными, и это вместе с колебаниями уровня Черного моря
отразилось в строении речных долин. Так, в долинах западного
Причерноморья (Прут, Днестр) развито до шести четвертичных
террас, включая две раннечетвертичные террасы относительной
-высотой от 30 до 55 м. В долинах восточного Причерноморья суще-
ствует, по-видимому, только одна и притом менее высокая ранне-
четвертичная терраса.
В долине нижнего Днепра ряд исследователей (В. Г. Бондарчук,
М. Ф. Веклич, П. А. Двойченко, П. К. Заморий и др.) описывают
серию четвертичных террас, особенно широких в пределах так на-
зываемой древней дельты Днепра, ограниченной с востока линией,
проходящей от Каховки к югу до берега Каркинитского залива.
Г. И. Горецкий (1970) считает представления о существовании ог-
ромной четвертичной дельты Днепра преувеличенными. Имеющая-
ся дельта, по его мнению, образовалась еще в позднеплиоценовое
время. Результаты последующей деятельности реки были менее зна-
чительны.
Наиболее древняя четвертичная V терраса Днепра (IV по Г. И.
Горецкому) лучше всего сохранилась в окрестностях г. Никополя
и потому называется никопольской. Ее относительная высота ко-
леблется от 18 до 28 м, мощность аллювия—от 3 до 15 м. Постель
«
260
аллювия располагается примерно на уровне Днепра и лишь местами-
поднимается над ним на несколько метров. Формирование,
террасы Г. И. Горецкий относит к нижнечаудинскому времени.
В Причерноморье, как и выше по течению Днепра, детально
прослежена венедская и кривичская погребенные аллювиальные.
свиты, постель которых располагается, соответственно, на 35—55.
и 25—35 м ниже уреза реки. Их образование происходило в венед -
ское и лихвинское межледниковия, которые, по мнению Г. И. Го-
рецкого, совпадали с регрессиями Черного моря в середине ранне-
го и в начале среднего плейстоцена (чаудинский и древнеэвксин-
ский с узунларским бассейны).
Во время днепровского и отчасти, по-видимому, московского
оледенений формировалась обширная перигляциальная терраса
нижнего Днепра, которая состоит из слившихся воедино IV и III
надпойменных террас, более отчетливо фиксируемых выше по те-
чению. Она до некоторй степени может рассматриваться как ана-
лог четвертичной дельты. Терраса развита на абсолютных высотах
20 м и ниже. В ее строении принимают участие тонкозернистые пес-
ки, супеси, в кровле лёссовидные суглинки, прослои озерных глин
общей мощностью до 20 м. Терраса формировалась в условиях
трансгрессии Черного моря (эвксино-узунларский бассейн).
Позднеплейстоценовые II и I надпойменные террасы относитель-
ной высотой 10 и 5 м сложены аллювиальными песками мощностью
12—17 м, постель которых располагается на 10—15 м ниже уровня
Днепра. Лучше всего развита боровая первая терраса, вторая пло-
хо сохранилась вследствие размыва. Ее аллювий, как правило,,
прикрыт одним горизонтом лёсса. Террасы формировались в ранне-
валдайское и поздневалдайское время. В долинах Причерно-
морья очень хорошо развита пойма. У крупных рек (Днепра, Днес-
тра, Дуная) она местами расширяется до 20 км и занята плавнями..
Пески первой, частично второй и перигляциальной террас под-
верглись перевеванию с образованием бугристого эолового рель-
ефа. Особенно значительный массив древних эоловых, нередко и
теперь перевеваемых песков расположен на левобережье Днепра
ниже Каховского водохранилища (нижнеднепровские Алешковские
пески).
Генезис лёссового покрова в значительной степени эоловый. Од-
нако в условиях Причерноморья с господством плоских аккумуля-
тивных равнин морского и речного происхождения в накоплении
мелкозема немалую роль играли также водные агенты (В. Г. Бон-
дарчук, Б. П. Булавин, И. Л. Соколовский, Н. Н. Тращук и др.).
Понижение уровня моря, врезание рек определили общее эро-
зионное расчленение Причерноморской низменности. Оно усилива-
ется с юга на север по мере повышения равнины, но все же оста-
ется незначительным по сравнению с расчленением прилегающих
возвышенностей. Обширные поверхности междуречий остаются сов-
сем или почти совсем не расчлененными. Склоны долин и балок
пологие, затянутые мощными делювиально-криосолифлюкционны-
ми шлейфами. В приречных участках более интенсивного овражно-
261
«балочного расчленения образуются гравитационные склоны, струк-
турно-денудационные террасы, бронированные стойкими против
механической денудации пластами сарматских, мэотических и пон-
тических известняков.
Особенно слабо расчленено сохраняющее первичный аккумуля-
тивный рельеф низменное Присивашье, продолжающееся далее на
юг в Степном Крыму. В геоморфологическом отношении оно силь-
но отличается от южной и западной частей Степного Крыма, где
рельеф характеризуется некоторыми специфическими чертами,
обусловленными близостью гор и местными дифференцированными
движениями земной коры.
На юге Степного Крыма простирается предгорная наклонная
равнина, прорезанная речными долинами с серией постепенно по-
нижающихся вниз по течению террас. Поверхность равнины соот-
ветствует северному крылу мегантиклинория Крымских гор, испы-
тавшему поднятие в четвертичное время. Южная граница равнины
совпадает с Внешней грядой, а северная проходит там, где древние
террасы рек сливаются с поймой, и долины почти не выражены в
рельефе. Наиболее высокие, совершенно плоские водораздельные
участки равнины преимущественно перекрыты нижнечетвертичными
«покровными» галечниками и верхнеплиоценовыми отложениями —
реликтами аллювиально-пролювиальных шлейфов, формировавших-
ся за счет приносимого с гор обломочного материала. Глубина вреза
речных долин в центральной части Крыма достигает 130 м, а ближе
к морю она уменьшается до 10 м.
Окраинные зоны предгорной наклонной равнины отличаются
полого-холмистым и увалистым рельефом, образовавшимся в ре-
зультате аккумуляции аллювиально-пролювиальных и де-
лювиальных отложений в средне- и верхнечетвертичное время. Да-
лее на север и северо-восток они переходят в аккумулятивную низ-
менную равнину, которая в четвертичном периоде испытывали в
основном погружения и была перекрыта мощной толщей морских
и континентальных отложений. Аккумулятивная равнина отличает-
ся совершенно плоским рельефом: речные долины и балки почти
не выражены, а в их устьевых частях наблюдаются пересыхающие
озера лиманного типа, так называемые «засухи» Сиваша, вдаю-
щиеся в сушу на 3—4 км.
Совершенно особой морфоскульптурой характеризуется район
Тарханкутского поднятия. Э. Т. Палиенко (1974) выделяет в нем
три разновысотных яруса рельефа. Верхний ярус с абсолютными
(высотами 80—170 м представляет собой среднеплиоценовую по-
верхность денудационного выравнивания. Это полого-волнистая
равнина, срезающая понтические и мэотические известняки и при-
крытая красноцветной корой выветривания средне- и верхнеплио-
ценового возраста. К среднему ярусу относится структурно-денуда-
ционная поверхность высотой 40—80 м. Опа отделена от верхней
пологим перегибом, на юге перекрывается пижнечетвертичными
галечниками и, следовательно, имеет верхнеплиоценовый возраст.
Нижний ярус высотой 25—80 м образуют парагенетически сочета-
262
ющиеся структурно-денудационная, эрозионная и эрозионно-акку-
мулятивная поверхности. В строении этой поверхности участвуют
нижнечетвертичные песчано-галечные отложения обширных кону-
сов выноса, мощностью 2—6 м.
В ярусах рельефа зафиксирована история геоморфологического
развития не только Тарханкутского поднятия, но и всего Степного
Крыма, вступившего на путь континентального развития в конце
раннего плиоцена. Более поздние киммерийская и куяльницкая
трансгрессии покрывали в основном восточную часть равнинного
Крыма. В среднем плиоцене началось воздымание Тарханкутского
поднятия, которое полностью компенсировалось процессами вывет-
ривания и денудации и привело к образованию верхнего яруса
рельефа.
В позднем плиоцене, после отступания куяльницкого моря, тер-
ритория Степного Крыма на юге и востоке была покрыта аллюви-
ально-пролювиальными преимущественно песчано-гравийно-галеч-
ными отложениями, накопление которых продолжалось и в первой
половине раннечетвертичного времени в основном за счет подня-
тий горного Крыма. В это время в Степном Крыму существовали
крупные долинообразные понижения, веерообразная система рек,
стекавших с гор. Происходило формирование обширной аллюви-
ально-пролювиальной наклонной равнины.
Средне- и позднечетвертичное время ознаменовалось новыми
поднятиями и усилившейся аридизацией климата. Возросла роль
эрозионных и делювиальных процессов. Образовались покровные
лёссово-суглинистые отложения: эолово-делювиальные в северной
части Степного Крыма, делювиально-пролювиальные на юге и элю-
виальные в пределах Тарханкутской возвышенности и на соседних
с нею равнинах.
Низкие и плоские лёссовые равнины Причерноморья, особенно
его восточной части, включая север Степного Крыма, покрыты мно-
гочисленными подами, занимающими нередко до 20% площади.
Это замкнутые понижения, в плане овальные, округлые, подково-
образные, реже ветвистые. Их глубина 6—8 м, редко до 15 м, пло-
щадь 0,2—1 км2, встречаются и очень крупные — до 120 км2 (Аска-
нийский, Большой Агайманский на левобережье Днепра и др.).
Образование подов связано с разными процессами: с отмирани-
ем древней гидрографической сети и денудационно-аккумулятив-
ным невелированием рельефа (Днепровско-Бугская плиоценовая
терраса, северное Присивашье), с отшнурованием заливов Сиваша
и отмиранием образовавшихся озерных котловин (северное Приси-
вашье), с отмиранием стариц (древняя долина Днепра), с аккуму-
лятивно-денудационным выравниванием первичного рельефа в про-
цессе формирования лёссового покрова и с просадками лёссовых
пород. Просадочные (суффозионные) формы рельефа дополняются
карстовыми (например, на левобережье и правобережье Днепра)
на известняках понта.
Для Причерноморской низменности весьма характерен лиман-
ный тип (эерега. Лиманы (наиболее крупные из них Днепровский,
263
Днестровский, Хаджибейский, Куяльницкий, Тилигульский и др.)
образовались вследствие затопления устьевых отрезков речных до-
лин в позднем плейстоцене и голоцене при опускании побережья и
эвстатическом повышении уровня Черного моря.
Наступление моря на сушу сопровождалось усилением абрази-
онно-аккумулятивной деятельности моря, выравниванием берего-
вой линии с образованием клифов, кос и пересыпей. На подмы-
ваемых абразионных уступах усилилась оползневая деятельность.
В наиболее значительном Одесско-Черноморском оползневом рай-
оне прибрежная полоса оползневых ступеней, валов и впадин, до-
полняемых хаотическим нагромождением крупных монолитов из-
вестняка, в ширину достигает 400 м. Плоскостями скольжения слу-
жат водоупорные красно-бурые глины мэотпса и понта.
Морфоскульптура Азово-Кубанской низменности формирова-
лась в условиях умеренных плиоценовых погружений и слабых
средне- и позднеплейстоценовых поднятий Азово-Кубанской впади-
ны и Индоло-Кубанского прогиба. Этот общий тектонический ритм
осложнялся более дробными колебаниями земной коры и уровня
Азовского моря. Так, в позднем плейстоцене послекарангатская и
послесурожская регрессии сопровождались осушением акватории
Азовского моря, по которой к Керченскому проливу стекали реки
Дон и Кубань (Островский, 1974). Азовское море вновь возникло в
результате повышения уровня мирового океана в голоцене. Поверх-
ность Азово-Кубанской низменности формировалась в основ-
ном как аккумулятивная равнина, чему особенно способствовал вы-
нос огромных масс обломочного материала с Кавказского хребта.
Согласно И. Н. Сафронову (1968, 1973), большую северную
часть низменности занимают лёссовые аккумулятивно-эрозионные
равнины. В их основании залегают мощная толща средне- и верхне-
плиоценовых солоноватоводных и пресноводных отложений, пред-
ставленных чередованием пестроцветных глин и песков с прослоя-
ми гравия и галечника. Выше по разрезу залегает горизонт верхне-
плиоценовых «скифских» красных глин, в свою очередь перекрыва-
ющихся четвертичными лёссовидными суглинками.
Лёссовые равнины расчленены долинами Бейсуга, Челбаса, Ей,
Сосыки и многочисленными балками. Долины обычно широкие с
выположенными склонами, прорезают толщу лёссовидных суглин-
ков, на отдельных отрезках углубляются в толщу скифских глин.
Отчетливо выражена пойма, которая местами (особенно в низовьях
рек) сильно заболочена. На склонах прослеживаются верхне- и
среднечетвертичные террасы, сложенные, как и пойма, суглинками
и песками.
В южной части Азово-Кубанской низменности между реками Бей-
суг и широтным отрезком Кубани простираются аллювиальные рав-
нины с лёссовым покровом. Под лёссовидными суглинками залегают
разнозернистые пески нижнечетвертичной террасы Кубани, к ко-
торой западнее в низовьях реки причленяются средне- и верхнечет-
вертичные террасы. Еще ниже по течению располагаются дельто-
вые аллювиальные равнины, образовавшиеся в условиях преобла-
264
дающих новейших погружений в результате аккумуляции аллю-
виальных наносов. В настоящее время Кубанская дельта продолжа-
ет выдвигаться в море.
Ставропольская возвышенность
Ставропольская возвышенность занимает среднюю часть Пред-
кавказья, разделяя Азово-Кубанскую и Прикаспийскую низменно-
сти. Она наиболее приподнята на юге, где расположены высокие
глубоко расчлененные равнины и депрессии с отдельными останцо-
выми формами высотой до 832 м (г. Стрижамент). В центральной
части возвышенности развиты обширные платообразные поверхно-
сти с преобладающими высотами от 400 до 600 м. К периферии они
переходят в холмистые равнины высотой от 200 до 400 м.
Структурную основу возвышенности образует Ставропольский
свод — самое крупное в Предкавказье поперечное поднятие, одно
из звеньев поперечного воздымания, прослеживающегося через весь
Кавказ, Скифскую и Русскую плиты. Это крупный выступ палео-
зойского складчатого основания. Он отчетливо вырисовывается так-
же в осадочном чехле в виде обширной платформенной структуры,
несколько вытянутой в субмеридиональном направлении.
Фундамент наиболее приподнят в южной части свода (Армави-
ро-Невинномысский вал), совпадающей с самыми большими высо-
тами возвышенности. Западное крыло свода, обращенное в сторо-
ну Азово-Кубанской впадины, крутое, восточное — более пологое,
осложненное небольшим Спицевским прогибом широтного прости-
рания. Прогиб открывается в более глубокий и обширный Черно-
лесский прогиб, отделяющий Ставропольский свод от Прикумско-
Тюленевской зоны поднятий Восточного Предкавказья.
В пределах Ставропольского свода, преимущественно его север-
ной части, развиты больших размеров изометричные локальные
структуры с пологими крыльями платформенного типа. В южной
части свода характерны структуры, переходные к геосинклиналь-
ному типу, — узкие и вытянутые, с относительно крутыми крылья-
ми. От Большого Кавказа свод отделен Беломечетским прогибом.
В геологическом строении Ставропольской возвышенности уча-
ствуют олигоценовые и миоценовые отложения, представленные
преимущественно глинами, песками с прослоями стойких пород
чокракского горизонта, среднего и верхнего сармата.
На путь континентального развития Ставропольская возвышен-
ность вступила после регрессии позднесарматского моря. По С. К.
Горелову (1973), на самых высоких междуречьях здесь сохрани-
лась денудационно-аккумулятивная поверхность выравнивания
позднесарматского возраста. И. Н. Сафронов (1968, 1973) считает,,
что на протяжении плиоцена и плейстоцена Ставропольское подня-
тие подвергалось интенсивной эрозии, разрушившей реликты мио-
ценового рельефа, поэтому в пределах Ставрополья сохранились
265
только фрагменты миоплиоценовой и акчагыльской поверхностей
выравнивания.
По И. Н. Сафронову, формирование рельефа Ставрополья на-
чалось в плиоцене и продолжалось в четвертичное время под влия
нием общих поднятий, дифференцированных движений локальных
структур и интенсивных эрозионно-денудационных процессов. Это
обусловило широкое развитие в южной, наиболее приподнятой час
ти возвышенности глубоко расчлененных высоких равнин и депрес-
сий с обращенными по отношению к локальным структурам форма-
ми рельефа. Зона Невинномысского вала, объединяющего серию ло-
кальных поднятий, Янкульский купол и Сенгилеевскую антикли-
наль, сложенных в ядре глинами майкопской серии, выражена в
рельефе крупным понижением с широтными долинами Кубани,
Барсуков и Суркуля. На месте Янкульского купола и Сенгилеев-
ского поднятия, пересекаемого долиной Егорлыка, образовались
котловины, глубоко расчлененные балочной сетью. На склонах ши-
роко развиты оползни майкопских глин, оплывины и грязевые по-
токи.
Для южной и центральной частей Ставрополья (Ставрополь-
ские и Бешпагирские высоты, правобережье Калауса) характерны
структурно-денудационные и абразионные платообразные возвы-
шенности, связанные с выходами на поверхность пластов стойких
пород среднего, верхнего сармата и чокракского горизонта. Они
образуют наиболее древний уровень рельефа — миоплиоценовую
поверхность выравнивания с реликтами плиоценовой речной сети.
Возвышенности расчленены широкими плоскодонными ложбинами,
переходящими в глубокие балки. На склонах возвышенностей, где
вскрыты породы различной устойчивости, распространен ступенча-
тый структурно-денудационный рельеф. Широко развиты современ-
ные оползни, карстовые и суффозионпые явления.
В центральной части Ставрополья к выходам на поверхность
глинистого криптомактрового горизонта среднего сармата приуро-
чены возвышенные эрозионно-денудационные равнины. Они обра-
зуют второй ярус рельефа, который увязывается с наиболее древ-
ней {верхнеплиоценовой) террасой Егорлыка и Калауса. Равнины
расчленены пологосклонными долинами притоков Егорлыка и ба-
лочной сетью.
С выходами криптомактровых глин связано образование мелко-
бугристого оползневого рельефа.
С запада, востока и севера Ставропольское поднятие окаймлено
эрозионно-аккумулятивными равнинами. На размытой поверхности
красных глин армавирской свиты (верхний апшерон) залегают
четвертичные суглинки, сверху облёссовэнные. Равнины расчлене-
ны террасированными долинами рек и балочной сетью, на склонах
которых развиты мощные делювиальные шлейфы с погребенными
почвами. Характерна густая сеть склоновых и донных оврагов. На
плоских лёссовых междуречьях распространены просадочные
блюдца.
266
Прикаспийская низменность
Область отличается четко выраженным геоморфологическим
единством. В основном совпадает с Прикаспийской впадиной (сине-
клизой) древней Русской платформы. Абсолютные высоты, как пра-
вило, не превышают 50 м, и лишь кое-где на окраинах достигают
100 м и более.
Геоморфологию Прикаспийской низменности изучали Л. Б.
Аристархова, К. X. Бакиров, В. Б. Васильев, Г. В. Вахрушев, И. П.
Герасимов, В. А. Востряков, А. Г. Доскач, П. И. Жернаков, М. М.
Жуков, М. В. Карандеева, О. К- Леонтьев, Ю. А. Мещеряков, В. А.
Николаев, М. В. Проничева, Г. И. Рычагов, Н. И. Фатеева, П. В.
Федоров, А. С. Эвентов, А. Ф. Якушева и др.
Морфоструктура. Прикаспийская низменность занимает боль-
шую западную часть Прикаспийской впадины и полностью совпа-
дает с выделенной В. С. Журавлевым (1960) унаследование сфор-
мировавшейся новейшей Букеевской синеклизой.
По представлениям В. С. Журавлева, Н. А. Калинина, Н. В. Не-
волина, В. Л. Соколова и других геологов, кристаллический фун-
дамент от периферии к центру Прикаспийской впадины ступенчато
погружается до глубины 15—20 км и более. Кроме разломов, об-
рамляющих впадину, он пересечен разломами северо-западного и
северо-восточного простираний, а в восточной половине также ме-
ридионального (уральского) направления.
В строении платформенного чехла впадины выделяют подсоле-
вой, солевой и надсолевой структурные комплексы. Подсолевой
комплекс включает отложения рифея и докунгурского палеозоя. Со-
левой представлен эвапоритами кунгура с мощными пластами ка-
менной соли. Надсолевой комплекс объединяет породы от верхней
нерми до плейстоцена включительно, причем в пределах последне-
го особо выделяют самый верхний структурный ярус из отложений
плиоцена и плейстоцена. Комплексы пород отделены друг от друга
резкими структурными несогласиями.
Структуры подсолевого комплекса еще недостаточно изучены.
Они в основном созданы движениями блоков фундамента, образу-
ют крупные платформенные поднятия и опускания. В солевом комп-
лексе развиты разпоообразные формы соляной тектоники, которые
вместе с подсолевыми структурами контролируют тектонику над-
солевого комплекса отложений.
Основные черты современного структурного плана и рельефа
Прикаспийской впадины определяются новейшими тектоническими
движениями. Это прежде всего касается ее разделения на область
унаследованного новейшего прогибания (Прикаспийскую низмен-
ность) и область инверсионного новейшего поднятия (Подураль-
ское плато). В каждой из этих областей выделяются морфострук-
туры более мелкого порядка, включая многочисленные локальные
образования, связанные с соляной тектоникой.
Для Букеевской новейшей синеклизы характерна мощная толща
верхнеплиоценовых и четвертичных отложений, представленных
267
преимущественно морскими фациями времени акчагыльской, апше-
ронской, бакинской, хазарской и хвалынской трансгрессий. По из-
менениям мощности отложений от места к месту можно судить о
характере и амплитуде дифференцированных тектонических движе-
ний, преимущественно опусканий за позднеплиоценовое и четвер
тичное время. При этом необходимо учитывать, что акчагыльской
трансгрессии предшествовали тектонические поднятия и резкое па-
дение уровня Каспия в балаханское время и что колебания мощно-
сти осадков отчасти связаны с неровностями доакчагыльского эро-
зионного рельефа, расчлененного глубокими долинами палеорек
Волги и Урала.
Крупные отрицательные структуры с залеганием подошвы ак-
чагыла на глубине 600 м и более установлены в центральной части
Прикаспийской низменности и южнее в районе Астрахани. Они
фиксируют положение погребенной доакчагыльской долины Волги.
К этой зоне наиболее интенсивного прог [бания примыкают не-
сколько менее глубокие депрессии (Эльтонская на северо-западе,
Нижнеузенская и Уральская на северо-востоке), прорезанные до
линами палео-Волги и, возможно, палео-Урала выше их слияния
(Востряков, 1967). К югу и юго-востоку от Центрального прогиба
намечается область относительного поднятия, которая простирается
до устья Урала.
На восточной окраине Букеевской синеклизы, по левобережью
Урала, выделяются Шалкарское и Индерское поднятия, связанные
с соляными куполами-гигантами (где доверхнеплиоценовые отло-
жения выведены на поверхность и залегают на 200—250 м и выше,
чем на прилегающих площадях), Калдыгайтинское и Булдуртин-
ское поднятия, Жамбейтинский, Байгутинский и Карабауский про-
гибы. Восточнее приустьевого отрезка Урала отчетливо выделяется
крупное Сагизское поднятие, а близ устья Эмбы — Тентяксорский
прогиб.
Суммарная амплитуда дифференцированных движений струк-
тур за верхнеплиоценовое — четвертичное время достигала 400 м. В
четвертичное время тектонические движения по своему характеру
почти не изменились, но их амплитуда не превышает 40—60 м. На-
ибольшее абсолютное прогибание Букеевской синеклизы в четвер-
тичное время (до 140 м) отмечено в Нижневолжском прогибе (Ари-
стархова, 1970).
В юго-западной части Прикаспийской низменности, отвечающей
Скифской платформе и Терско-Каспийскому прогибу, выделяется
четыре зоны резко дифференцированных новейших тектонических
движений: погребенный вал Карпинского, Манычский прогиб, При-
кумские погребенные поднятия и Терский прогиб (Западная часть
Терско-Каспийского прогиба). В зоне Терского прогиба происходи-
ли наиболее интенсивные опускания, которые в дельте Терека про-
должались на протяжении всего плейстоцена. Мощность одних
только четвертичных отложений достигает 550 м.
Не все отмеченные структуры отчетливо выражены в формах
земной поверхности. Это объясняется влиянием общих прогибаний
268
земной коры и господством аккумуляции, нивелирующей неровнос-
ти первично-тектонического рельефа. Геморфологически более чет-
ко проявляются линейные и локальные структуры, региональные
юны поднятий и опусканий, активность которых была достаточно
высокой даже на последних этапах неотектонического развития
территории.
Региональные зоны поднятий и опусканий группируются в ли-
нейно-вытянутые морфоструктуры общего юго-восточного прости-
рания, которое на севере низменности становится субмеридиональ-
ным, а на юге — субширотным. Они изучались Л Б. Аристарховой,
И. П. Герасимовым, А. Г. Доскач, Ю. А. Мещеряковым, М. В. Про-
ничевой и другими исследователями.
Существуют некоторые расхождения в отношении распростра-
нения и наименования структурных зон, однако основные направле-
ния их можно считать установленными (рис. 38).
Согласно О. К- Леонтьеву и Н. И. Фатеевой (1965), вдоль Вол-
го-Ахтубы протягивается Ахтубинская зона прогибания, которую
использовала Волга еще в хазарское время. Последующие транс-
грессии ингрессировали по заложившейся в прогибе широкой хазар-
ской долине Волги. Северо-восточнее протягивается Шунгайская
(Баскунчакская) зона поднятий. В рельефе она подчеркивается по-
вышенными отметками морской нижнехвалынской равнины и Бас-
кунчакским поднятием. От Баскунчака Шунгайская зона поднятий
принимает субширотное простирание и прослеживается в пределах
западной части Рын-Песков. Она включает локальные поднятия
Азгир, Биш-Чохо, Кошулак, Мынтюбе, в которых обнаружены вы-
ходы апшеронских отложений.
С северо-востока и севера Шунгайская зона поднятий окон-
турена геоморфологически выраженной Элътоно-Хакской зоной про-
гибания. К ней приурочены котловины озер Эльтона и Боткуля и
обширный солончак Хаки. Во время хвалынских трансгрессий
здесь возникали морские проливы, заливы, а после ухода моря
по ней осуществлялся речной сток. Речные потоки оставили после
себя цепочку солончаков и соленых озер, прослеживающуюся в
юго-восточном направлении до центральных районов Рын-Песков.
С северо-востока к Эльтоно-Хакской зоне прогибания примыка-
ет Джаныбекско-Урдинская зона поднятий, которая во время ха-
зарской и хвалынской трансгрессий прослеживалась в виде остро-
вов, полуостровов и мелководий. Джапыбекский останец даже в
эпоху максимальной ранпехвалынской трансгрессии возвышался
над морем в виде острова. Восточнее к этой же зоне относятся по-
ложительные формы на южном берегу озера Аралсор. На северо-
востоке отчетливо выражена в рельефе Ашиозекская зона прогиба-
ния. По ней протекает река Ашиозек, долина которой в основном
была, по-видимому, выработана еще в хазарском веке.
К расположенному северо-восточнее междуречью Ашиозека и
Малого Узеня приурочена Малоузенская зона поднятий. Она огра-
ничена Болыиеузенской прогибающейся зоной, очерченной долина-
ми Большого и Малого Узеней и разливами расположенных в их
269
устьевой части Камыш-Самарских озер. По мнению О. К. Леонтье-
ва и Н. И. Фатеевой, непосредственно к югу от этих озер располо-
жено крупное погребенное Новоказанское поднятие, окаймленное
линейными системами солончаков — следами стока речных вод.
Последняя зона поднятий северной части Волжско-Уральского
междуречья располагается между средним течением Большого Узе-
ня и Чижинскими разливами у подножия южного склона Общего-
Сырта. Сами Чижинские разливы приурочены к понижению дочет-
вертичного ложа, заполненному рыхлыми отложениями повышен-
ной мощности.
Восточнее реки Урал региональные зоны поднятий и опусканий
по геоморфологическим данным выделить не удается. Это объяс-
няется тем, что первичные морские равнины здесь подверглись
весьма значительным последующим изменениям флювиальными
процессами, затушевавшими проявление региональных структур в
рельефе (Леонтьев, Фатеева, 1965). Геоморфологически более чет-
ко эти структуры выражены на юго-западе Прикаспийской низмен-
ности. Анализ мощности четвертичных отложений и колебаний
кровли апшерона позволил выявить здесь Сарпинско-Даванский
прогиб, отделенный от Нижневолжского прогиба антиклинальным
поднятием Волго-Сарпинского водораздела. Сарпинско-Даванско-
му прогибу соответствуют ложбины Сарпинская и Даван, вытяну-
тые вдоль подножия восточного склона Ергеней (Николаев, 1957).
Южнее вдоль погребенного кряжа Карпинского выделяются Про-
мысловская и Джанайская, а вдоль Прикумских поднятий — Озек-
Саутская и Ачикулакская антиклинальные зоны.
Помимо региональных дифференцированных движений в новей-
шее время происходили локальные поднятия и опускания, обуслов-
ленные соляной тектоникой. Движения, связанные с ростом соляных
куполов, как правило, отчетливо проявляются в распределении
мощностей и фаций верхнеплиоценовых и четвертичных отложений
В рельефе их проявления обычно выражены достаточно определен-
но и устанавливаются по ряду признаков (Аристархова, 1970).
Над сводами большинства куполов мощность верхнеплиоцено-
вых и четвертичных отложений сокращается, иногда отмечается
огрубление фаций, выпадение из разреза отдельных горизонтов.
Верхнеплиоценовые отложения над сводами куполов обычно обра-
зуют куполовидные структуры с наклоном слоев под углом от 30'
до 5° и амплитудой поднятия по отношению к соседним межку-
польным депрессиям от 50 до 500 м.
Рис. 38. Картосхема морфоструктур Прикаспийской впадины (по Л. Б. Аристар-
ховой) :
морфоструктуры: 1 — положительные, 2 — отрицательные, 3 — линейные; участки активного
проявления новейших локальных движений: 4 — положительного знака, 5 — отрицательного
знака; б — некоторые структурные элементы подсолевого палеозоя; 1 — относительные под-
нятия, 8 — наиболее глубокие депрессии, 9 — флексуры и разрывы (показаны только со-
впадающие с линейными морфоструктурами); границы зон с разным режимом новейших тек-
тонических движений: А—зоны общего прогибания, —переходной зоны, характеризую-
щейся сменой общего знака движений (Б1 — в неогене преимущественное поднятие, в чет-
вертичное время слабое прогибание. Б2 — в верхнем плиоцене прогибание, в четвертичное
время слабое поднятие), В— зоны общего поднятия
271
Иногда над сводами куполов наблюдается значительное увели-
чение мощности верхнеплиоценовых и четвертичных отложений.
Местами это связано с существованием на куполах в предакча-
гыльское время обращенного рельефа. Плотные бронирующие по-
роды верхнего мела здесь были уничтожены денудацией и глубо-
кому размыву подвергались песчано-глинистые отложения нижнего
мела. В дальнейшем обращенный рельеф был погребен под отло-
жениями морских трансгрессий, главным образом в акчагыльское
время.
Значительно чаще повышенная мощность новейших отложений
сочетается с понижениями не погребенного, а открытого рельефа
и приурочена к грабенам куполов, к компенсационным мульдам и
мульдам оседания, возникшим при подземном выщелачивании вер-
шин соляных массивов и при пластическом перераспределении со-
ли внутри соляных массивов. Компенсационным мульдам, активно
прогибавшимся в новейшее время, отвечают озера Эльтон, Бас-
кунчак, Индер, Шалкар, Жалтырь. Многие более мелкие озера и
соры соответствуют грабенам куполов и мульдам оседания.
В современном рельефе Прикаспийской низменности находят
отражение не менее 80% известных здесь соляных куполов, что
свидетельствует о продолжающемся их росте в послехвалынское
время. Наиболее активным куполам соответствуют относительно
высокие (10—20 м и даже 40—50 м) холмы: Индерские, Бесшокы-
Худайберген, Сасай, Большое и Малое Богдо, Сантас со структур-
но-денудационными формами рельефа. Иногда это слабо припод-
нятые участки структурно-денудационных и абразионных равнин,
выделяющиеся на фоне аккумулятивных поверхностей. Менее ак-
тивные купола, не выражающиеся в рельефе непосредственно, ус-
танавливаются по деформациям береговых линий, морских и реч-
ных террас и по другим геоморфологическим признакам.
Л. Б. Аристархова (1970) отмечает определенную закономер-
ность размещения локальных структур разной неотектонической
активности в зависимости от распределения и контуров региональ-
ных структурных элементов.
В центральной части Прикаспийской впадины наиболее актив-
ные купола располагаются в областях интенсивного новейшего
прогибания. По-видимому, это обусловлено исключительно боль-
шим давлением надсолевых отложений, вызвавшим энергичный
подъем солевых масс. На востоке Прикаспийской низменности со-
средоточения весьма активных локальных структур приурочены к
новейшим поднятиям, а малоактивных структур — к прогибам. Оче-
видно, здесь на перераспределение солевых масс и на их актив-
ность решающее влияние оказало движение блоков фундамента.
В других частях Прикаспийской низменности отмечается приуро-
ченность зон сосредоточения весьма активных положительных и от-
рицательных локальных структур к линейным морфоструктурам,
возможно, отвечающим разломам фундамента.
Морфоскульптура. Важнейшими факторами, принимавшими
участие в создании морфоскульптуры низменности, были трансгрес-
272
сии древнекаспийских морских бассейнов, работа водных пото-
ков и ветра, а в ряде мест также карстовые и суффозионные про-
цессы.
В среднеплиоценовое (балаханское) время, когда уровень Кас-
пия упал на 500—600 м, территория Букеевской синеклизы была
расчленена глубокими долинами палеорек Волги, Урала и Эмбы.
В позднем плиоцене происходило прогибание Букеевской синекли-
зы и повышение уровня моря. Это привело к накоплению мощных
толщ акчагыльских и апшеронских отложений..
В ранне- и среднечетвертичное время большая часть Прикас-
пийской низменности захватывалась бакинскими и хазарскими
трансгрессиями Каспия. Однако их уровни были несколько ниже
последующей раннехвалынской трансгрессии и потому в открытом
рельефе морфологически выраженных следов этих бассейнов не
сохранилось. Сильное падение уровня моря во время среднебакин-
ской регрессии, разделявшей ранне- и позднебакинскую трансгрес-
сии, повлекло за собой наиболее значительное в четвертичном пе-
риоде врезание Волги, Урала, Эмбы и других рек Каспийского
бассейна. В долинах отлагался Соликамский и венедский аллювий,
ложе которого на нижней Волге залегает на 70—75 м ниже совре-
менного уреза реки (Горецкий, 1966). В раннехазарский век фор-
мировалась дельта Волги, в конце века в связи с регрессией нача-
лось врезание реки и образование лихвинского аллювия. Его ложе
в низовьях лги залегает на 40 м ниже уровня реки. Позднехазар-
ская трансгрессия способствовала заполнению долин аллювием и
морскими отложениями.
Основные черты открытой морфоскульптуры Прикаспийской низ-
менности связаны с хвалынскими и новокаспийскими трансгрес-
сиями Каспия. После них остались хорошо сохранившиеся формы
морского происхождения (морские аккумулятивные равнины и тер-
расы различных уровней) и развивавшиеся сопряженно с ними
флювиальные формы (долины Волги и Урала с комплексом террас,
долины и дельты менее крупных постоянных и временных водото-
ков).
В позднеплейстоценовое время были две — ранне- и позднехва-
лынская — трансгрессии Каспия. Их уровень располагался на аб-
солютных отметках 48—50 и 0 м. По О. К- Леонтьеву и Н. И. Фа-
теевой (1965), нижнехвалынская морская аккумулятивная равнина
простирается от уступов Приволжской возвышенности и Ергеней
на западе до склонов Подуральского плато на востоке. Наиболь-
шей высоты (50 м) она достигает у подножия Общего Сырта. На
юге ее граница отмечается у северного края Рын-Песков на абсо-
лютной высоте около 0.
Равнина очень плоская, сложена в основном глинами и суглин-
ками, нередко переслаивающимися с песками. Монотонность рель-
ефа нарушается многочисленными бессточными впадинами разно-
образных очертаний и разной величины. Речная сеть развита очень
слабо. Несколько крупных рек и ряд сухих ложбин берут начало
с Общего Сырта. При выходе на равнину они аккумулируют весь
18 Спиридонов А. И.
273
сносимый с возвышенности суглинистый и песчаный материал и
формируют сплошную полосу слившихся конусов выноса и внутрен-
них дельт.
Реки очень маловодны. После бурного короткого паводка они
сильно мелеют и летом представляют собой цепочки заполненных
водой плесов и бочагов, разделенных сухими и полусухими перека-
тами. Мелкие, летом обычно пересыхающие озера отличаются раз-
ной степенью минерализации. В западной части низменности раз-
виты преимущественно соленые озера — соры, реже — хаки (соле-
ные грязи), а в восточной — слабо минерализованные пресные озе-
ра, связанные с разливами бессточных рек.
Западная часть нижнехвалынской морской равнины, заключен-
ная между Волгой и Ергенями, отличается своеобразным ложбин-
ным рельефом. Плоские, едва заметные понижения протягиваются
здесь на десятки километров и веерообразно ветвятся в сторону
Каспия (Карандеева, 1958). По мнению О. К- Леонтьева и Н. И.
Фатеевой (1965), эта система ложбин представляет собой своеоб-
разную древнюю дельту Волги, приуроченную к береговой линии
максимальной трансгрессии позднехвалынского бассейна. В отли-
чие от дельт обычного типа — это дельта врезанная. Аккумуляция
наносов осуществлялась здесь только в пределах самих ложбин,
не затрагивая разделяющие их участки равнины, сложенной мор-
скими суглинками и шоколадными глинами.
Образование врезанной дельты О. К. Леонтьев и Н. И. Фатеева
связывают с быстрым понижением уровня водоприемного бассей-
на, равнинностью и отмелостью прибрежной полосы при неболь-
шом количестве приносимой рекой наносов. Воды реки, растекаясь
по слабо наклонной поверхности, в своем стремлении «догнать»
ускользающую линию берега врезались в эту поверхность, не ус-
певая сформировать настоящую аккумулятивную дельту.
П. В. Федоров (1957) выделяет три стадиальные береговые ли-
нии раннехвалынского бассейна: максимальную (48 м), буйнакскую
(22 м) и туркменскую (14 м). Максимальная стадия ознаменова-
лась глубокой ингрессией морских вод по долинам Волги, Ерусла-
на и Большого Иргиза, Большого и Малого Узеней, Урала и Чага-
на. Западный борт Прикаспийской впадины, мысы и полуострова
Сыртового Заволжья в это время подвергались интенсивной абра-
зии. Вдоль северо-восточного побережья раннехвалынского моря
при впадении Урала, Оленты, Булдурты и других рек возникли
дельты, слившиеся в аллювиальную прибрежную равнину. Юго-
восточнее в долины Уила, Сагиза, Эмбы в предчинковое пониже-
ние вторгались извилистые ингресспонные заливы. Буйнакская и
Туркменская стадии отмечены менее четко выраженными абрази-
онными и аккумулятивными формами, древними дельтами, полу-
островами и заливами, обычно вырисовывающими указанные выше
региональные и локальные морфоструктуры.
Межхвалынская регрессия, разделяющая ранне- и позднехва-
лынскую трансгрессии, ознаменовалась речной эрозией, формиро-
ванием поверхности размыва между нижне- и верхнехвалынскими
274
морскими отложениями, накоплением континентальных «енотаев-
ских» слоев, засоленных супесей.
Береговая линия позднехвалынской трансгрессии проходила
примерно по нулевой горизонтали. Кроме максимальной стадии
П. В. Федоров и О. К- Леонтьев установили по крайней мере три
стадии вторичных трансгрессий и задержек уровня позднехвалын-
ского моря: сартасскую (на высоте —12 м), дагестанскую (—18 м)
и самурскую (—22 м). Море оставило после себя аккумулятивную
равнину, которая в отличие от равнины нижнехвалынского возрас-
та сложена преимущественно песками, интенсивно перевеваемыми
в настоящее время.
Во время максимума позднехвалынской трансгрессии вдоль
восточного склона Ергеней простирался низменный аккумулятив-
ный берег с лагунами и барами. В море открывался ряд рукавов
Волги, образующих в совокупности верхнехвалынскую врезанную
дельту Волги. Один из главных рукавов располагался в Сарпин-
ско-Даванской ложбине. На низменном северном побережье фор-
мировались врезанные дельты — одна в районе Камыш-Самарских
озер, куда стягивались и где блуждали русла Большого и Малого
Узеней, Чижей, Кушума и Мухора, и другая — при впадении Урала
(багардайская дельта). Юго-восточнее развивались аккумулятив-
ные дельты Уила и Сагиза, врезанная дельта Эмбы. На крайнем
юго-востоке берег был сильно изрезанным, так как морские воды
вторгались здесь в крупные овраги и дефляционные понижения.
Понижение уровня позднехвалынского бассейна сопровожда-
лось осушением плоской песчаной поверхности морского дна и об-
разованием морских аккумулятивных форм. Одновременно проис-
ходило подтягивание устьев рек к отступающей береговой линии,
блуждание и сложное ветвление водотоков, значительное расчлене-
ние аккумулятивной морской равнины. Во время отмеченных выше
задержек уровня водоема возникали новые генерации врезанных
и аккумулятивных дельт Урала, Уила, Сагиза, Эмбы и других рек.
Во время новокаспийской трансгрессии, максимальный пик ко-
торой был 4 тыс. лет назад (Леонтьев, 1959), береговая линия моря
была значительно расчлененнее, чем теперь. В результате ингрес-
сии новокаспийских вод в переуглубленную в предшествующие эпо-
хи развития долину Волги возник мелководный, но далеко вдаю-
щийся в сушу эстуарий. Лишь после заполнения эстуария наноса-
ми и образования современной долины Волго-Ахтубы произошло
выдвижение внешнего края дельты за общий контур береговой ли-
нии. Одновременно формировалась дельта Урала. К востоку от нее
море проникало в эрозионные понижения скульптурных дельт Са-
гиза и Эмбы и отличалось очень извилистой береговой линией.
Новокаспийская морская аккумулятивная равнина сложена се-
рыми мелкозернистыми илистыми песками. Рельеф равнины раз-
нообразят многочисленные слабо врезанные плоские впадины и
ложбины. Местами выделяются цепи береговых валов. К востоку
от Урала и далее на юг до Эмбы новокаспийская терраса сильно
расширяется и максимального развития достигает к северу от по-
18*
275
луострова Бузачи, где своим восточным краем она примыкает не-
посредственно к чинку Устюрта.
В ходе современной регрессии Каспия (после 1929 г.) повсе-
местно на его северном побережье произошло осушение широкой
полосы мелководья. Наиболее значительные перемещения берего-
вой линии произошли на восточном Прикаспии, где полностью осу-
шен залив Мертвый Култук.
Первичный морской рельеф Прикаспийской низменности претер-
пел значительные изменения под воздействием флювиальных про-
цессов, проявившихся в блужданиях и фуркациях речных потоков,
в образовании разновозрастных генераций аккумулятивных и вре-
занных дельт, приуроченных к последовательным стадиям отступа-
ния хвалынских и новокаспийского бассейнов. Наиболее сущест-
венны изменения первичного морского рельефа флювиальными
факторами отмечаются в восточной, зауральской, части Прикаспия.
Здесь, в частности, отмечается наложение позднехвалынской вре-
занной дельты Сагиза на более древнюю дельту Эмбы.
В отличие от Волги, где на месте современной дельты и Волго-
Ахтубинской поймы на протяжении всего хвалынского века суще-
ствовал залив, заполненный наносами лишь в новокаспийское вре-
мя, Урал последовательно удлинял свою долину, создавая в каж-
дую эпоху стабилизации уровня новую дельту. Слившиеся дельты
образуют сплошную неровную полосу флювиальных поверхностей,
сопровождающих течение Урала в пределах Прикаспийской низ-
менности.
Обширные аллювиально-дельтовые равнины расстилаются на
крайнем юго-западе Прикаспия, в пределах Терско-Кумской впа-
дины и Терско-Каспийского прогиба. Они образовались в резуль-
тате выноса огромного количества обломочного материала Тереком
и Кумой с северных склонов восточного Кавказа. По И. Н. Сафро-
нову (1968, 1973), в западной части Терско-Кумского междуречья
и по левобережью Кумы от Георгиевска до Восточного Маныча
широкой полосой тянутся аллювиальные равнины с покровом лёс-
сов. Они формировались на протяжении всего четвертичного перио-
да, но в основном в хазарское время, в период аккумуляции аллю-
виальных и субаэральных осадков на западном борту Терско-Кум-
ской впадины. Равнины приподняты на высоту до 250 м над уров-
нем моря и в настоящее время расчленены долинной и овражно-
балочной сетью, многочисленными мелкими ложбинами.
Центральную часть Терско-Кумского междуречья занимают ал-
лювиально-морские равнины, состоящие из слившихся хвалынских
дельт Кумы, Терека, Горькой Балки и Куры. Выделяются два рав-
новозрастных уровня дельт — нижне- и верхнехвалынский, причем
дельты нижнего уровня наиболее далеко выдвинуты в направлении
течения рек к востоку. Дельтовые равнины отличаются слабым и
неглубоким расчленением. Их поверхность местами осложнена со-
лончаковыми понижениями, дефляционными котловинами, дейст-
вующими и отмершими речными руслами.
Южнее, на месте Терско-Каспийского прогиба, развиты крупные
276
позднехвалынская и новокаспийская дельты Терека, сформировав-
шиеся в процессе углубления прогиба и заполнения его мощными
толщами обломочного материала. Дельты расчленены многочислен-
ными действующими и отмершими руслами, рукавами и протоками.
Значительные площади заняты плоскими заболоченными равнина-
ми (плавнями), заросшими тростником и кустарником.
В восточной части Терско-Кумского междуречья, вплоть до бе-
регов Каспийского моря, распространены морские равнины, сло-
женные осадками ранне- и позднехвалынских, а также новокаспий-
ских трансгрессий Каспия. Они постепенно спускаются на восток
и характеризуются рядами разновозрастных береговых образова-
ний типа лагун и береговых валов.
В формировании рельефа Прикаспийской низменности большая
роль принадлежит эоловому фактору. Кроме климатических и поч-
венно-растительных условий развитию эоловых процессов способ-
ствовали широко распространенные на поверхности морские и дель-
товые песчаные отложения верхнехвалынского возраста. Глинистый
состав нижнехвалынских отложений препятствовал существенному
их развеванию и поэтому эоловые формы рельефа для нижнехва-
лынской морской равнины не характерны.
На междуречье Волги и Урала расположен обширный массив
Рын-Песков с разнообразными эоловыми формами, песчаными гря-
дами и барханами, чередующимися с участками почти неперевеян-
ных плоских понижений и приуроченных к ним солончаков. Южнее
Эмбы простирается большой массив Эмбатравских песков (При-
каспийские Каракумы) — перевеянных морских и дельтовых песча-
ных отложений с эоловыми буграми и грядами, многочисленными
сухими протоками и замкнутыми солончаковыми понижениями. Се-
вернее находится крупный песчаный массив Тойсаган, сформиро-
вавшийся в результате перевевания песчаных отложений верхне-
хвалынской дельты Уила.
Для верхнехвалынской равнины в юго-западной части Прикас-
пийской низменности характерны крупные массивы эоловых песков
вдоль правого берега Волги на отрезке от Сероглазки до с. Стре-
лецкого и к западу на 100—120 км до урочища Делан-Алды, в ни-
зовьях Кумы, в Ногайских степях (Бажиганский и другие песчаные
массивы), к северу от Терека (Терский песчаный массив).
Перевевание наиболее крупных и менее значительных песчаных
массивов совершалось на протяжении всего позднехвалынского и
новокаспийского времени. Об этом свидетельствуют, в частности,
характерные для верхнехвалынских и новокаспийских водоемов
отмеченные О. К- Леонтьевым извилистые берега аральского типа,
возникавшие при затоплении морем бугристо-грядового эолового
рельефа.
Геоморфологической достопримечательностью Прикаспийской
низменности являются бэровские бугры, относительно происхожде-
ния которых высказываются разные мнения. Они распространены
в широкой полосе, протягивающейся вдоль современного берега
Каспия от Эмбы до Кумы. Особенно хорошо они развиты в низовьях
277
Волги, Урала и Эмбы. К. М. Бэр, работавший в 1853—1856 гг.
на нижней Волге и северном Каспии, первый дал характе-
ристику бугров, их морфологии и геологического строения. Позднее
бэровскими буграми интересовались многие исследователи (А. Г.
Доскач, М. М. Жуков, О. К. Леонтьев, И. В. Мушкетов, В. А. Нико-
лаев, П. А. Православлев, Б. А. Федорович, Т. Ф. Якубов и др.).
Наиболее детально изучены бэровские бугры, распространен-
ные к западу от нижней Волги и ее дельты. Они имеют вид грядо-
образных форм, закономерно чередующихся с межгрядовыми по-
нижениями. Характерно, что гряды ориентированы не беспорядоч-
но, а параллельно друг другу и в одном, преимущественно широт-
ном и субширотном направлении. Относительная высота бугров ко-
леблется от 6 до 15 м, увеличиваясь с приближением к берегу Кас-
пийского моря. Ширина бугров изменяется от 150 до 450 м, а дли-
на— от 0,5 до 2 км. Межбугровые понижения обычно шире бугров
и достигают 1 км. Близ моря они заняты морскими заливами («иль-
менями»), а дальше от берега — солеными озерами и солонча-
ками.
По данным В. А. Николаева (1955), бэровские бугры сложены,
как правило, песками и грубыми супесями желтой, коричневой и
буроватой окраски («бэровской толщей») мощностью от 5 до 10 м.
Обломочный материал преимущественно кварцевый, немалая доля
приходится на очень мелкий глинистый детритус, представленный
чешуйками и плиточками шоколадных глин. Встречаются включе-
ния и прослои раковинного детритуса, состоящего в основном из об-
ломков хвалынских Didacna и Dreissensia. Нередко в бэровской
толще наблюдается тонкая горизонтальная и косая слоистость.
По минералогическому составу она приближается к нижнехвалын-
ским морским осадкам, подстилающим бэровскую толщу и пред-
ставленным шоколадными глинами.
Одни исследователи (М. М. Жуков, 1935; А. Г. Доскач, 1949,
и др.) рассматривают бэровские бугры как эрозионные образова-
ния, возникшие в дельтах рек в результате размыва их поверхности
водами дельтовых или пойменно-дельтовых протоков. Другие (Б. А.
Федорович, 1941; Е. В. Шанцер, 1951; О. К. Леонтьев, Н. И. Фате-
ева, 1965, и др.) — как продольные эоловые гряды, ориентирован-
ные вдоль господствующих восточных ветров; третьи (Л. С. Берг,
1952; В. А. Николаев, 1955)—как береговые валы отступившего
хвалынского моря.
В каждой из этих гипотез есть свои слабые стороны, которые
дают основание для дискуссии. Заслуживают внимания соображе-
ния о происхождении бэровских бугров, высказанные О: К- Леонть-
евым и Н. И. Фатеевой. Они считают, что диагональная слоистость,
механический и минералогический состав бэровской толщи указы-
вают на ее эоловое происхождение. Некоторые бугры в ряде мест
перекрыты морскими верхнехвалынскими осадками, указывающими
на образование бугров в регрессивную эпоху, предшествовавшую
позднехвалынской трансгрессии. Эоловый генезис Бэровских бугров
подтверждает также Л. 3. Захаров (1975).
278
Подуральское плато
Область представляет собой возвышенную холмисто-увалистую
равнину, расчлененную многочисленными реками и саями на не-
большие по площади водораздельные массивы. Их абсолютная вы-
сота постепенно уменьшается от 350 м на северо-востоке до 80 м
на юго-западе. К плато примыкает Предсыртовая ступень, через
посредство которой оно переходит в Прикаспийскую низменность.
По геоморфологии Подуральское плато наиболее полные сводные
данные содержатся в работах М. М. Жукова (1945), М. В. Прони-
чевой (1960 и др.) и Л. Б. Аристарховой (1967, 1970, 1971).
Уже с позднего эоцена плато обособилось в Прикаспийской
синеклизе как область чередующихся относительно слабых под-
нятий и опусканий. Наиболее резко как крупная инверсионная мор-
фоструктура оно выделилось только с позднего миоцена. В резуль-
тате неравномерного блокового поднятия в восточной части При-
каспийской синеклизы образовалось ступенчато-наклонное плато,
осложненное региональными и локальными морфоструктурами раз-
ного порядка, включая многочисленные соляно-купольные. На днев-
ную поверхность были выведены палеогеновые и мезозойские
отложения, которые подверглись интенсивному размыву с образо-
ванием структурно-денудационного рельефа, резко контрастирую-
щего с аккумулятивными равнинами Прикаспийской низменности.
В условиях новейших прерывистых поднятий, чередовавшихся
с опусканиями и морскими трансгрессиями в соседних территори-
ях, происходило формирование поверхностей денудационно-акку-
мулятивного выравнивания, из которых на Подуральском плато
имеют региональное распространение позднепалеогеновая, поздне-
миоценовая и позднеплиоценовая (Проничева, 1961, 1964; Аристар-
хова, Чертова, 1968). Из них лучше всего выражены нижние две
поверхности, связанные с сарматской «и акчагыльской трансгрес-
сиями.
В четвертичное время продолжались поднятия Подуральского
плато, которые способствовали эрозионному расчленению рельефа
и развитию густой долинно-балочной сети.
Наиболее высокой частью Подуральского плато является Ор-
Илек-Эмбенское междуречье, испытавшее значительные поднятия
в новейшее время. В его рельефе преобладают пластово-ярусные
структурно-денудационные равнины (столовые плато), расчленен-
ные реками на отдельные массивы. Наличием бронирующих гори-
зонтов опоковидных песчаников нижнего эоцена и окварцованных
песчаников верхнего эоцена объясняется образование здесь двух
ярусов столовых плато, возвышающихся один над другим на
40—50 м.
Основную часть Подуральского плато занимает сложно расчле-
ненная равнина Урало-Эмбенского междуречья с многочисленны-
ми проявлениями соляной тектоники. Длительное действие арид-
ной денудации на соляные купола обусловило большую глубину
денудационного среза и частую смену на поверхности пород разной
279
стойкости по отношению к агентам деструкции. Поэтому в рельефе
преобладают субгоризонтальные и наклонные структурно-денуда-
ционные поверхности и куэстовые гряды.
Западная часть плато, относительно слабо воздымавшаяся в
новейшее время, отличается общей выровненностью и широким
распространением не только денудационных, но и аккумулятивных,
преимущественно делювиально-пролювиальных поверхностей.
Здесь также развиты нижнехазарские аллювиальные равнины, сла-
бо возвышающиеся над морской нижнехвалынской равниной При-
каспийской низменности.
Кавказ
К горно-складчатым сооружениям, ограничивающим Восточно-
Европейскую равнину с юга, на территории нашей страны относят-
ся Кавказ, Крымские горы и Украинские Карпаты. Последние яв-
ляются лишь одним из звеньев протяженной дуги Карпатских гор.
Перечисленные горные сооружения вместе с глубоководными впа-
динами Черного моря и Южного Каспия входят в состав альпий-
ского пояса Евразии, где орогенному этапу развития земной коры
предшествовал геосинклинальный этап, продолжавшийся, в основ-
ном, до конца палеогена, и где орогенические движения были осо-
бенно интенсивными в позднем миоцене, в плиоцене и плейстоцене.
Главнейшие складчатые структуры и интрузии, а следователь-
но, и морфоструктуры во многом контролируются глубинными раз-
ломами. Они разделяют альпийский складчатый пояс на крупные
блоки, которые испытали резко дифференцированные тектонические
движения большой амплитуды, создавшие системы горных подня-
тий, межгорных впадин, глубоких впадин внутренних морей.
Большой Кавказ, Горный Крым и Карпаты в тектоническом от-
ношении представляют собой одноименные мегантиклинории. Они
сформировались во внешней (миогеосинклинальной) зоне альпий-
ского складчатого пояса, отличающейся относительно слабым
развитием вулканических излияний среди осадочных толщ. К югу
от этой полосы гор протягивается полоса глубоководных впадин
и Закавказских межгорных прогибов. Она включает впадину Чер-
ного моря, Рионскую и Курннскую низменности, разделенные пе-
ремычкой Сурамского хребта, и впадину Южного Каспия.
Еще южнее простирается внутренняя (эвгеосннклинальная)
зона альпийского складчатого пояса, которая характеризуется ши-
роким проявлением вулканических излияний на протяжении мезо-
зоя и кайнозоя, отразившихся в рельефе. В нашей стране к этой
зоне относится Закавказское нагорье.
Земная кора пояса очень неоднородна — от континентальной
мощностью 35—60 м в пределах горных поднятий до субокеаниче-
ской в Черноморской и Южнокаспийской впадинах. На гранитный
слой континентальной коры приходится 15—30 км, на базальтовый
слой — 20—25 км. Во впадинах выделяются мощная осадочная тол-
ща и базальтовый слой, гранитный слой отсутствует.
281
Относительно происхождения крупных морфотектонических
элементов мнения ученых расходятся. Это особенно касается впа-
дины Черного моря. Одни ученые полагают, что Черноморская впа-
дина очень древняя и является реликтом догеосинклинального
«океаноподобного» состояния земной коры, сохранившимся в поясе
Тетиса. Нынешнее состояние центральной части Черноморской впа-
дины, ее существенное отличие от участков с типично океаническим
строением коры за счет повышенной мощности осадочного чехла
(до 15 км) отражает начальную стадию становления геосинклина-
ли. В плиоцен-четвертичное время краевые зоны Черноморской
впадины испытали резкое усиление погружений и расширение в
связи с общим углублением и разрастанием Черноморской впади-
ны (Милановский, 1968).
По мнению других ученых (М. В. Муратов, С. И. Субботин
и др ), современная глубоководная впадина Черного моря очень мо-
лодая. Она возникла на поверхности обширного срединного масси-
ва, располагавшегося внутри альпийского складчатого пояса, а
также на обрамлявших массив геосинклииальных прогибах. Круп-
ные погружения участков континентальной коры происходили в
раннем и среднем плиоцене и сопровождались исчезновением гра-
нитного слоя вследствие гипотетического процесса «базификации»,
или «океанизации» (В. В. Белоусов).
Относительно природы Южнокаспийской впадины мнения более
единодушны. Это остаточно-геосинклинальный прогиб, испытавший
в альпийское время погружения глубиной более 15 км. Впадина
заполнена осадочным слоем мощностью до 30 км, залегающим не-
посредственно на базальтовом слое мощностью до 15 км
Наряду с обычным истолкованием геотектонического развития
альпийского пояса с позиций «фиксизма» высказываются новые
взгляды о происхождении горных поднятий и впадин с позиции
глобальной тектоники плит. Так, по мнению С. А. Ушакова и др.
(1976), главным динамическим процессом, обусловившим сущест-
вование альпийского пояса, является поддвигание одних блоков
под другие в условиях общего сжатия. При этом литосферные бло-
ки, имеющие большую плотность, поддвигаются под блоки с мень-
шей плотностью.
Крымские горы изостатически неуравновешены и существуют
сейчас только потому, что под них поддвигается более тяжелая
субокеаническая литосфера Черноморской впадины. Аналогичная
ситуация имеет место в пределах Кавказа между Новороссийском
и Пицундой. Под восточный отрезок Большого Кавказа поддвига-
ется Куринский блок, который одновременно поддвигается и под
Малый Кавказ. Вдоль западного края Среднего и Южного Каспия
происходит поддвигание Каспийского блока под Кавказ.
Большой Кавказ и Горный Крым вместе с Закавказскими меж-
горными депрессиями, впадинами Черного моря и Южного Каспия
относятся к Черноморско-Кавказской геоморфологической стране.
Западнее ее простирается Карпатско-Балканская (Карпатско-Ди-
нарская) страна, а южнее — страна Малоазиатского нагорья, не-
282
большой частью которого является Закавказское нагорье. Страны
разделяются на геоморфологические провинции и области (см.
рис. 14).
Кавказские горы включают две геологически и геоморфологи-
чески разнородные части: Большой Кавказ с прилегающими к нему
северными и южными предгорьями, включая Закавказскую депрес-
сию, и Малый Кавказ, или Закавказское нагорье.
Большой Кавказ простирается от Таманского до Апшеронского
полуострова на расстоянии около 1500 км. Он включает целую сис-
тему горных хребтов. Центральное положение занимает Водораз-
дельный, или Главный Кавказский, хребет. Севернее параллельно
ему протягивается Передовой, или Боковой, хребет, отделенный от
Водораздельного узкими продольными впадинами — Архызско-За-
геданской, Бежетинской и др. Кроме двух основных выделяется
еще ряд продольных и поперечных горных хребтов и отрогов
(рис. 39).
По геолого-геморфологическим и физико-географическим при-
знакам Большой Кавказ разделяется на пять частей: Северо-Запад-
ный (Черноморская цепь), Западный, Центральный, Восточный и
Юго-Восточный (Каспийская цепь). Пограничными между ними яв-
ляются горы Фишт, Эльбрус, Казбек и Бабадаг. Наибольшей высо-
ты, превышающей 5000—5500 м, достигает Центральный Кавказ.
Самые высокие вершины Эльбрус (5633 м) и Казбек (5047 м) рас-
положены на Боковом хребте. На Западном Кавказе максималь-
ные высоты 2800—4040 м, на Северо-Западном они снижаются до
1800 м. Восточный Кавказ поднимается почти до 4500 м. Средние
высоты гребневой зоны на Юго Восточном Кавказе колеблются от
2200 до 3500 м.
В плане Большой Кавказ имеет два резко выраженных расши-
рения (до 170 км) за счет более развитого северного склона. Одно
расширение приурочено к Центральному и Западному Кавказу,
где севернее Передового хребта протягивается полоса куэстовых
моноклинальных хребтов, гряд и разделяющих их депрессий. Са-
мый высокий Скалистый хребет поднимается до 3610 м. Севернее
расположены более низкие хребты — Пастбищный (или Меловой)
и др. От Передового и Водораздельного хребтов Скалистый хребет
отделен продольной Североюрской депрессией с абсолютными вы-
сотами ее платообразных вершин от 1200 м на западе до 3000 м на
востоке.
Другое расширение Большого Кавказа приурочено к его восточ-
ной (Дагестанской) части. Здесь на северном склоне также выде-
ляется несколько крупных отрогов: Богосский, Нукатль, Андий-
ский, Гимринский хребты и др. Южный склон Восточного Кавказа
отличается большой крутизной и соответственно самой незначи-
тельной шириной. На западе южный склон расширяется за счет
серии коротких субширотных боковых отрогов: Гагринского, Бзыб-
ского, Кодорского, Сванетского, Рачинского и других хребтов.
Закавказская депрессия состоит из Рионской (Колхидской) впа-
дины, занятой одноименной низменностью высотой до 150 м, и Ку-
283
ринской впадины, в пределах которой высоты достигают 1100 м.
Между ними располагается узкий Сурамский (Лихский) хребет
(1500—1900 м). В западной части Куринской впадины выделяются
Верхнекарталинская, Нижнекарталинская и Алазано-Агричай-
ская равнины, разделенные среднегорными Карталинским и Кахе-
тинским хребтами и системой Ширакско-Аджиноурских низкогорий
с высотами от 400 до 1100 м. Восточная часть Куринской впадины
занята Куро-Араксинской низменностью.
Закавказское нагорье является частью обширных Переднеазиат-
ских нагорий. В пределах нашей страны оно нередко выделяется
под общим названием Малого Кавказа. Правильнее, однако, к Ма-
лому Кавказу относить лишь горные хребты, расположенные на
севере и северо-востоке нагорья. В отличие от Большого Кавказа
хребты Малого Кавказа лишены единого водораздельного гребня,
менее значительны по протяженности и высоте (2700—3700 м).
Они объединяются в две системы хребтов: внешних (Аджаро-Име-
ретинский, Триалетский, Сомхетский, Карабахский) и внутренних
(Базумский, Памбакский, Цахкунякский, Шахдагский, Муров-Даг
и др.). На юге и юго-востоке между внутренними хребтами Малого
Кавказа и на границе с Армянским нагорьем расположена Цент-
ральная продольная депрессия, занятая на западе Ленинаканской,
в центре Севанской котловинами (1500—2000 м), на юго-востоке —
Акеринской равниной (300—1300 м).
К юго-западу от Малого Кавказа простираются лавовые масси-
вы и плато Армянского нагорья, на севере называемого Джавахет-
ским нагорьем. На юге оно ограничено среднегорными хребтами
субширотного простирания высотой до 1500—2800 м и высочайшим
в Закавказском нагорье суб меридиональным Зангезурским хреб-
том, превышающим 3500—3900 м. На юго-западе нагорье окаймле-
но системой среднеараксинских котловин — Араратской, Нахиче-
ванской и Джульфа-Ордубадской (800—1000 м).
Особый орографический регион образуют на юго-востоке Закав-
казья Талышские горы, расположенные кулисообразно по отноше-
нию к Малому Кавказу. Вдоль берега они окаймлены узкой Лен-
коранской низменностью.
Рельеф Кавказа изучали очень многие ученые. Первая сводка
по геоморфологии Большого Кавказа принадлежит И. С. Щукину
(1926). В последующее время авторами сводных геоморфологиче-
ских описаний Кавказа в целом и его крупных регионов были Б. А.
Антонов, А. Т. Асланян, Н. Е. Астахов, С. П. Бальяи, Б. А. Будагов,
Рис. 39. Орографическая схема Кавказа (по Н. А. Гвоздецкому, Н. В. Думитраш-
ко и др.):
1 — границы горных территорий; 2 — горные и предгорные территории; 3 — низменности
и равнины (а —межгорные впадины, в — котловины крупные); 4 —наклонные предгорные
равнины и плато; 5 — плато центрального Предкавказья; 6— высокогорные плато; 7— вул-
канические плато; 8 — вулканические массивы и нагорья; 9 — островные горы, лакколиты;
10— крупнейшие потухшие вулканы; 11— грязевые вулканы и сопки; 12— главнейшие хреб-
ты; 13 — второстепенные хребты; 14 — основные водоразделы возвышенностей и низменно-
стей; 15 — водораздел бассейнов Черного, Азовского и Каспийского морей; 16 — отдельные
вершины; 17 — южные границы куэстовых хребтов
285
Г. К- Габриелян, А. А. Варданянц, Н. А. Гвоздецкий, А. Н. Джава-
хишвили, Н. В. Думитрашко, Л. И. Зограбян, С. С. Кузнецов, С. Л.
Кушев, Д. А. Лилиенберг, Л. И. Маруашвили, Е. Е. Милановский,
В. М. Муратов, М. А. Мусеибов, П. Ф. Паффенгольц, В. А. Раство-
рова, А. Л. Рейнгард, И. Н. Сафронов, В. Е. Хайн, Л. Л. Цагарели,
Д. В. Церетели, Н Ш. Ширинов, Е. М. Щербакова и многие другие
ученые.
Морфоструктура
Большой Кавказский хребет, по Е. Е. Милановскому и В. Е.
Хайну, отвечает грандиозному асимметрично построенному меган-
тиклинорию с отчетливым осевым поднятием, широким северным
и более узким южным крылом. В осевой зоне центрального и за-
падного отрезков мегантиклинория на поверхность выходят поро-
ды герцинского фундамента — кристаллические сланцы и гнейсы
нижнего и среднего палеозоя (возможно, также верхнего протеро-
зоя), гранитоиды каменноугольного и отчасти пермского возраста.
На крыльях и в восточной части мегантиклинория герцинский фун-
дамент с резким несогласием перекрыт трансгрессивными осадка-
ми мощного юрского комплекса. Нижняя и средняя юра сложена
терригенными породами, в том числе флишем, а в Дагестане также
угленосными образованиями. Широко распространены вулканоген-
ные породы. Верхняя юра, отделенная от средней перерывом, пред-
ставлена преимущественно карбонатными отложениями и флишем.
На северном и южном крыльях мегантиклинория последова-
тельно сменяются зоны меловых, палеогеновых, миоценовых и пли-
оценовых отложений. Меловые отложения во многих местах зале-
гают трансгрессивно на юрских. В пределах северного крыла ме-
гантиклинория они представлены известняками и песчаниками, а
на южном крыле — преимущественно флишем. Разрез палеогена
делится на две части. Первый комплекс — палеоцен-эоценовый —
представлен на западном погружении мегантиклинория флишем,
на северном его крыле мергелисто-глинистыми и карбонатными
породами, а на южном крыле — глинами и флишем, переходящими
в западном направлении в карбонатные образования. Олигоцен и
нижний миоцен составляют второй стратиграфический комплекс,
сложенный майкопскими глинами, реже — алевролитами и песча-
никами.
Отложения среднего миоцена — плиоцена наиболее распростра-
нены на северной и южной окраинах Кавказского мегантиклинория
и на его погружениях. Они наиболее изменчивы в литологическом
отношении; представлены глинами и песчаниками, реже мергелями
и конгломератами. Начиная с верхнего миоцена, в разрезе возрас-
тает роль континентальных отложений, особенно на востоке меган-
тиклинория. В центральной его части плиоцен сложен вулканоген-
ными породами преимущественно среднего и кислого состава.
286
Из соотношения стратиграфических подразделений и сложен-
ных ими структурных форм, магматизма и территориального рас-
пространения вулканических и осадочных образований следует,
что альпийский геотектонический цикл развития Большого Кавка-
за включает два главных этапа: геосинклинальный и орогенный, ко-
торые, в свою очередь, подразделяются на две основные стадии: ран-
нюю и позднюю (Милановский, Короновский, 1973). Раннегеосин-
клинальная стадия охватывает раннюю и среднюю юру. В это время
в осевой зоне происходило интенсивное погружение, сменившееся
в конце средней юры образованием основных антиклинальных
структур центральной полосы. В позднегеосинклинальную стадию,
продолжавшуюся до эоцена включительно, опускания чередова-
лись с поднятиями, в результате которых образовались основные
антиклинальные структуры Большого Кавказа.
Орогенный этап начался с олигоцена. Для него характерно фор-
мирование крупных складчато-глыбовых поднятий и сопряженных
с ними краевых и межгорных впадин, мощных позднемиоценовых,
позднеплиоценовых и плейстоценовых эффузий, а также небольших
неогеновых лакколитов. Раннеорогенная стадия охватывала олиго-
цен— середину позднего миоцена. Она отличалась относительно
спокойным тектоническим режимом, накоплением преимущественно
тонкообломочных осадков нижней молассы. Позднеорогенная ста-
дия, начавшаяся в конце миоцена, ознаменовалась интенсивными
тектоническими поднятиями, в основном создавшими современный
рельеф Кавказа и сопровождавшимися накоплением преимущест-
венно грубообломочных толщ верхней молассы.
Выделенные выше по орфографическим признакам пять отрез-
ков Большого Кавказа различаются также по тектонической струк-
туре. Центральный Кавказ отвечает наиболее приподнятому сег-
менту Кавказского мегантиклинория, расположенному в зоне глав-
ного Транскавказского меридионального поперечного поднятия.
Жесткий палеозойский фундамент, выступающий в Центральном
и Западном Кавказе на дневную поверхность или залегающий на
небольшой глубине, рассечен системой глубинных разломов субши-
ротного, северо-западного и субмеридонального направлений. По-
следняя система нарушений обусловливает поперечную ступенча-
тость Центрального и Западного Кавказа, отделяет Западный Кав-
каз от Северо-Западного.
Резко выраженная асимметрия Центрального и Западного Кав-
каза находится в полном соответствии с его тектонической струк-
турой. Водораздельный хребет отвечает осевому поднятию Кавказ-
ского мегантиклинория — крупному горст-антиклииорию. Горст-
антиклинорий ограничен глубокими разломами широтного и северо-
западного простирания, к которым приурочены узкие грабен-син-
клинальные впадины между Водораздельным и Передовым хреб-
тами.
Северную часть мегантиклинория Центрального и Западного
Кавказа образует Лабино-Малкинская зона — участок южной ок-
раины эпигерцинской Скифской платформы, косо приподнятый в
287
О.
га
[
<
новейшее время вместе с
поднятиями Кавказского
хребта. От горст-антикли-
нория она отделена Тыр-
ныауз-Пшекишской шов-
ной зоной, сложенной
сильно перемятыми поро
дами палеозоя. Южная,
наиболее приподнятая
часть Лабино-Малкин-
ской зоны соответствует
Передовому хребту. На
поверхность здесь высту-
пает метаморфический,
преимущественно нижне-
и среднепалеозойский
фундамент, местами про-
рванный ультраосновны-
ми и гранитоидными ин-
трузиями.
Севернее на складча-
том палеозойском фунда-
мете несогласно залегают
отложения юры. мела и
низов палеогена, которые
полого, (5—15°) монокли-
нально падают к северу.
Они представлены поро-
дами резко различной
стойкости против вывет-
ривания и денудации, и
это обусловило возникно-
вение трех куэстовых
гряд (рис. 40).
Наиболее высокая
южная гряда (Скалистый
хребет) сложена извест-
няками верхней юры и
нижнего мела, средняя
гряда (Пастбищный хре-
бет) высотой 1000—
1500 м — верхнемеловы-
ми известняками, а север-
ная (Черные горы) высо-
той до 900 м — известня-
ками и конгломератами
неогена. Между грядами
в менее стойких породах
рельеф снижен. Продоль-
288
пая Североюрская депрессия, отделяющая Скалистый хребет от
Передового, образовалась вследствие денудации преимущественно
глинистых пород нижней и средней юры.
По системе крупных разломов, образующих так называемый
Главный надвиг Большого Кавказа, горст-антиклинорий Водораз-
дельного хребта смещен к югу—в сторону складчатой зоны южно-
го склона, которая сформировалась на месте осевой, наиболее глу-
боко и длительно погружавшейся зоны альпийской геосинклинали.
Непосредственно южнее полосы надвигов располагается Сванет-
ская антиклинальная зона с отвечающими ей отдельными антикли-
нальными хребтами (например, Сванетским).
Южный расширенный склон Центрального и Западного Кавка-
за совпадает с Абхазо-Рачинской складчатой зоной. Поверх сложно
дислоцированного нижнего структурного яруса здесь залегают
мощные карбонатные толщи верхней юры и мела, которые образу-
ют простые брахискладки, круто погружающиеся на юге под нео-
ген Рионской и Черноморской впадин. Антиклинальным структу-
рам, осложненным разломами и нередко бронированным известня-
ками, соответствуют боковые хребты и отроги (Бзыбский, Кодор-
ский, Рачинский и др.), а в Рача-Лечхумском грабен-синклинории
располагаются расширенные продольные долины Цхенис-Цхали и
среднего течения Риони.
Северо-Западный Кавказ отделен от Западного зоной попереч-
ных разломов и флексур, вдоль которых палеозойский фундамент
опускается на большую глубину и значительно возрастает мощ-
ность нижне- и среднеюрских отложений. Роль осевого поднятия
выполняет Гойтхский антиклинорий. Далее к северо-западу проис-
ходят погружение и сужение Кавказского мегантиклинория, ослож-
ненного несколькими поперечными разломами и флексурами, и сло-
женного в осевой зоне юрским и меловым флишем. Одновременно
становится все более низким и узким Главный Кавказский хребет,
расчлененный в соответствии со структурой на несколько продоль-
ных складчато-глыбовых хребтов второго порядка. На северо-за-
падном окончании Большого Кавказа находится Таманская пери-
клинальная зона, представленная серией пологих складок неогено-
вых пород. Пологовыпуклые антиклинальные гряды, вытянутые
большей частью широтно, чередуются с понижениями, занятыми
горькосолеными озерами, лиманами и солончаками.
В отличие от Центрального и Западного Кавказа Восточный
Кавказ в осевой зоне сложен породами нижней юры, достигающими
огромной мощности. Морфологически ей соответствуют два част-
ных горст-антиклинория — Бокового и Водораздельного хребтов,
разделенных узкой грабен-синклинальной Бежитинской депресси-
ей. К северу от осевой полосы простирается зона Известнякового
Дагестана, сложенного легко разрушающейся терригенной толщей
средней юры и стойкими карбонатными породами верхней юры и
мела. Для нее характерны коробчатые антиклинали и синклинали
с широким выпуклым сводом и крутыми, иногда опрокинутыми
крыльями, осложненными крупными разрывами. Строение рельефа
19 Спиридонов А. И.
289
Рис. 41. Геолого-геоморфологический разрез известнякового Дагестана
1 — песчано-глинистые породы миоцена, 2 — глинистые нестойкие породы верхнего
стойкие известняки верхнего мела, 5 — малостойкие песчано-глинистые породы альба —
ма, 7 — алевролиты, песчаники, известняки готерива, 8 — стойкие известняки валанжина и
и аргиллиты нижнего байоса, 11 — нестойкие аргиллиты и алевролиты верхнего аалена.
определяется сложным проявлением складчатости, пестротой лито-
логического состава пород и различной глубиной их эрозионного рас-
членения. В зависимости от этих факторов наблюдаются разнооб-
разные, преимущественно прямые и обратные соотношения струк-
тур и рельефа: антиклинальных и синклинальных хребтов и деп-
рессий, бронированных устойчивыми породами плато (рис. 41).
Таковы хребты Гимринский, Салатау и др., а также обширные син-
клинальные плато Левашинское, Акушинское, Гунибское и др. На
северной периферии Известнякового Дагестана морфологически
выражены хребты моноклинального строения.
Вдоль крутого и короткого южного склона Восточного Кавказа
протягивается Чиауро-Дибрарский синклинорий, выполненный
верхнеюрско-иижнепалеогеновым флишем. Для этой зоны харак-
терны интенсивная изоклинальная складчатость и чашуйчатые на-
двиговые нарушения, направленные к югу. Южнее расположен Ка-
хетино-Вандомский антиклинорий, сложенный юрскими и меловы-
ми отложениями. Его юго-восточная часть совпадает с Кахетинским
хребтом, а северо-восточная погружена под молодые отложения
Алазано-Агричайской впадины.
Юго-Восточный Кавказ, погружающийся в сторону Каспийско-
го моря, в осевой зоне сложен песчано-глинистыми отложениями
нижней и средней юры. Здесь выделяется Тфанский антиклинорий,
которому соответствует Водораздельный хребет. Севернее прости-
раются Шахдагско-Хизинский синклинорий, выполненный верхней
юрой и мелом, и наложенный Кусаро-Дивичинский предгорный про-
гиб, выполненный молассами неогена. Между ними расположен уз-
кий Тенгинско-Бешбармакский антиклинорий с породами средней
юры в ядре. Антиклинорию соответствует юго-восточное окончание
Бокового хребта, а Кусаро-Днвичинскому прогибу — моноклиналь-
ное Кусарское плато.
С юга к Тфанскому антиклинорию примыкает восточное про-
должение Чиауро-Дибрарского синклинория, сложенного отчасти
290
Кадарская антиклиналь
РЧ7 Ч=Ф g||s |vvv|io iMta
(по А. Е. Криволуцкому):
палеогена — нижнего миоцена (майкоп), 3 — карбонатные породы эоцена и палеоцена, 4—
верхнего баррема, 6 — основной бронирующий горизонт — известняки иижнего барре-
верхней юры, 9 — аргиллиты и алевролиты бата и верхнего байоса, 10 — песчаники
12 — повышенной стойкости песчаники нижней юры
меловыми, но в основном палеогеновыми породами. В рельефе ему
соответствует Каспийская водораздельная ветвь. Далее к юго-вос-
току простирается Шемахино-Кобыстанский синклинорий, сложен-
ный глинистыми толщами — палеогена и миоцена. На побережье
Каспия он замещается Апшероно-Кобыстанским периклинальным
прогибом, выполненным плиоценовыми и четвертичными моласса-
ми. Гребневидные, часто брахиморфные складки образуют широ-
кий веер, погружающийся в сторону Южнокаспийской впадины.
В рельефе Кобыстана прослеживаются ряды средневысотных и низ-
ких гряд высотой 400—1000 м, вытянутых по простиранию складок.
На Апшеронском полуострове в западной части широко развиты
изометричные или вытянутые в плане синклинальные плато высо-
той 230—400 м, разделенные котловинами, в значительной степени
дефляционными.
Закавказская депрессия как в орографическом, так и в струк-
турном отношении разделяется на три части. Центральное место
занимает Дзирульский (Сурамский) массив — наиболее приподня-
тая часть нижнепалеозойского Грузинского срединного массива,
прорванного палеозойскими и доверхнеюрскими гранитами и при-
крытого сравнительно маломощным чехлом субплатформенных ме-
зо- и кайнозойских отложений. Сурамский массив высотой до
1200 м разбит разломами, расчленен молодыми речными долинами
глубиной 200—400 м.
Западная часть Закавказской депрессии занята Рионской впа-
диной, выполненной мощной толщей (до 3 км) новейших отложе-
ний. Осевой зоне впадины, испытавшей основные опускания в мэо-
тис-плейстоценовое время, отвечает Колхидская аллювиально-дель-
товая низменность. Северной окраине впадины, втянутой в плиоце-
не в поднятия Большого Кавказа, соответствует Кутаисско-Зуг-
дидская аллювиально-пролювиальная расчлененная равнина.
Восточнее Дзирульского массива располагается Куринская впа-
дина, построенная значительно сложнее. Самый западный сужен-
19*
291
ный ее отрезок занимает относительно неглубокий Верхнекурин
ский (Карталииский) прогиб, завершивший погружение в мио- и
плиоцене. Он выполнен толщей миоценовых и нижнеплиоценовых
моласс мощностью до 3 км и более, перекрытых четвертичными от
ложениями Куры и ее притоков. В рельефе ему отвечает Карталин-
ская аллювиально-пролювиальная равнина высотой 550—700 м, по
вышающаяся к горам до 1000 м.
Восточнее протягиваются Среднекуринский и Алазано-Агри-
чайский прогибы, отвечающие одноименным аллювиально-пролю
виальным равнинам высотой 200—600 м. Прогибы наложены на
краевые участки складчатых сооружений Большого и Малого Кав-
каза, испытавшие погружения преимущественно в плиоцен-четвер-
тичное время.
Между Среднекуринским и Алазано-Агричайским прогибами
простирается пояс Ширакско-Аджиноурских низкогорий (500—
1000 м), сложенных неогеновыми молассами. В неогене пояс испы-
тал интенсивные опускания, которые в позднем плиоцене—плейсто-
цене сменились складкообразованием и поднятиями. Складки ос-
ложнены продольными разломами и надвигами, непосредственно
выражены в рельефе в виде хребтов и межхребтовых понижений.
Еще восточнее простирается сильно расширенная Нижнекурин-
ская впадина, совпадающая с Куро-Араксинской аллювиально-про-
лювиальной низменностью. Впадина заполнена плиоценовыми и
плейстоценовыми отложениями мощностью до 3,5 км. На запад и
на восток Рионская и Нижнекуринская впадины, расширяясь и уг-
лубляясь, переходят в еще более глубокие и широкие Черномор-
скую и Южнокаспийскую впадины, заполненные исключительно
мощными осадками (10—15 и 20—25 км). В центральной части
морских впадин эти осадки залегают непосредственно на базальто-
вом слое земной коры.
Закавказское нагорье отвечает внутреннему складчато-глыбо-
вому сооружению (мегантиклинорию) Закавказья, которое по сво-
им тектоническим особенностям существенно отличается от внеш-
него мегантиклинория (Большого Кавказа). В его общем развитии
на протяжении альпийского геотектонического цикла выделяются
те же этапы и стадии, что и у Большого Кавказа. Только ранняя
геосинклинальная стадия охватывала также и позднюю юру, а
окончательное замыкание флишевых прогибов произошло в раннем
и среднем олигоцене, т. е. несколько позднее, чем на Большом Кав-
казе.
В геологической структуре нагорья отсутствует главный (осе-
вой) антиклинорий. Прослеживается несколько антиклинальных и
синклинальных структурных зон примерно одинакового ранга, но
с резко различной историей развития. Частные структуры располо-
жены в виде субширотных кулис, расположенных под острым уг-
лом к простиранию основных структурных зон. Эта особенность
структурного плана хорошо выражена в рельефе и, вероятно, яв-
ляется следствием глубоких разломов двух направлений — юго-
восточного и субширотного. Большую роль в формировании рель-
292
сфа Закавказья сыграл вулканизм. По особенностям строения и
развития морфоструктур и проявлениям вулканизма Закавказское
нагорье делится на три части: хребты Малого Кавказа, Джава-
хетско-Армянское вулканическое нагорье и Приаракскинскую
зону.
Передовые хребты Малого Кавказа составляют северную окра-
ину Закавказского нагорья. Они образуют широкую Дугу от Черно-
го моря до долины Аракса, выгнутую к северу в зоне поперечного
Транскавказского поднятия. Их высота достигает 2500 м. Высшая
точка — г. Гямаш (3724 м).
В северо-западной части Малого Кавказа расположена Аджаро-
Триалетская складчатая зона — веерообразный антиклинорий, сло-
женный вулканогенно-осадочными породами мела, палеоцена и эо-
цена: мергелями, известняками, туфобрекчиями, андезитами, пес-
чаниками и др. В рельефе зоне соответствуют Аджаро-Имеретин-
ский и Триалетский хребты. На востоке антиклинорий погружается.
Па его южном склоне находится остаточный Ахалцихский синкли-
нальный прогиб, занятый одноименной котловиной.
На юго-востоке простирается Сомхето-Карабахский антиклино-
рий, который состоит из ряда кулисорасположенных синклиналей и
антиклиналей, осложненных разрывами вдоль юго-западных крыль-
ев. В его строении принимают участие вулканогенно-осадочные тол-
щи юрского и мелового возраста (известняки, песчаники, мергели,
глинистые сланцы и др.), пронизанные интрузиями гранитоидов,
габбро и ультраосновных пород. Отдельным антиклинальным
структурам соответствуют хребты: Сомхетский, Карабахский, Шах-
дагский, Муров-Даг и др.
С юго-запада к Сомхето-Карабахской зоне примыкает Севано-
Акеринский синклинорий, выполненный мощными вулканогенно-
осадочными образованиями мелового и палеогенового возраста. На
северо-западе он частично погребен под новейшими эффузивами
Джавахетского нагорья, а на востоке — Карабахского нагорья. За-
падной и центральной частям синклинория соответствуют Цент-
ральная депрессия Закавказского нагорья (Ленинаканская, Пам-
бакская и Севанская котловины) и обрамляющие ее внутренние
хребты Малого Кавказа (Ширакский, Памбакский, Базумскнй, Ха-
лабский). На восточном окончании синклинория располагаются
Герюсинское плато и Акеринская наклонная равнина.
В южной части Закавказского нагорья выделяется Мисхано-
Зангезурский антиклинорий, сложенный в ядре кристаллическими
известняками, кварцевыми песчаниками, кварцитами и другими
метаморфическими породами нижнего и среднего палеозоя, а свер-
ху— вулканогенно-осадочными толщами мела и палеогена. Северо-
восточному отрезку антиклинория соответствует Цахкунякский хре-
бет, южному —Зангезурский. В их осевой зоне располагается цепь
небольших кулисообразно-расположенных горст-антиклинальных
и горстовых морфоструктур, сложенных породами палеозоя.
Юго-западнее Мисхано-Зангезурского антиклинория простира-
ются Ордубадский синклинорий и расположенный к северо-западу
293
Ереванский синклинорий. Им соответствуют впадины и среднегор
ные массивы Южной Армении.
Поперечная наложенная Нижне-Араксинская межгорная впади*
на отделяет от Малого Кавказа Талышский бр ахи антиклинорий
сложенный мощными терригенно-вулканогенными толщами палео
гена. Это поднятие лежит на продолжении Сомхетско-Карабахскою
антиклинория и Севано-Акеринского синклинория. Нижнеараксии-
ская впадина может рассматриваться как их сильно погруженное
продолжение, частично скрывающееся под водами Южного Каспия,
частично переходящее в поднятия северной зоны мегантиклинория
Эльбруса. Талышскому брахиантиклинорию отвечают одноименные
горы высотой до 2200 м. Самая высокая вершина г. Кемеркей —
2477 м. Слагающие их породы смяты в складки, которые находя!
прямое выражение в антиклинальном Талышском водораздельном
хребте, расположенных севернее моноклинальном Пештасарском
хребте и антиклинальном Буроварском хребте.
Самую южную часть Закавказского нагорья занимает Приарак
синская зона, большую часть которой составляет Среднеараксип
ский прогиб (грабен-синклинорий). В его строении участвуют чет-
вертичные и верхнеплиоценовые аллювиальные и пролювиальные
отложения, переслаивающиеся с лавами. Глубже залегают мио-
ценовые и олигоценовые молассы, лагунные отложения. Прогибу
отвечает Среднеараксинская котловина, ровное дно которой ле-
жит на высоте 700—4300 м.
В центральной и южной частях Закавказского нагорья огром
ную площадь занимает Армяно-Джавахетское вулканическое на-
горье. Вулканические покровы и вулканогенно-осадочные толщи
неогена и плейстоцена перекрывают эрозионные и тектонические
(грабен-синклинальные) понижения долавового рельефа. Их мощ-
ность—многие сотни метров. Они формируют рельеф, в котором
элементы неотектонической и вулкано-тектонической морфострук-
туры совмещаются с элементами вулканогенной деструктивно-ак-
кумулятивной морфоскульптуры.
Расположение многих центров четвертичных извержений и сме-
щений вулканических покровов контролируется меридиональными
и субмеридиональными трещинами и разломами. Наиболее мощные
вулканические массивы — Эльбрус, Казбек, Арагац и лежащие за
пределами нашей страны Большой Арарат (5165 м) и Малый Ара-
рат находятся на линии Транскавказского поперечного разлома.
Морфоскульптура
Судя по коррелятным отложениям в краевых и межгорных про-
гибах (глины, алевриты, реже пески, крайне редко гравийно-галеч-
ные прослои), на территории Кавказа вплоть до начала позднего
сармата существовал относительно невысокий и слабо расчленен-
ный денудационный рельеф. Он сформировался в условиях относи-
тельно спокойного тектонического режима олигоцена и большей
части миоцена. С позднего сармата начался интенсивный размыв,
294
вызванный резким усилением поднятий. Об этом свидетельствует
появление обильного галечного материала в молассах. Дальней-
шее развитие рельефа, сохранность в нем элементов древней мор-
фоскульптуры рисуются учеными по-разному. Соответственно не-
одинаково характеризуются и новейшие тектонические движения,
их режим, общая амплитуда колебаний.
До недавнего прошлого существовало представление о том,
что в условиях прерывистых поднятий новейшего времени Кавказ
неоднократно то выравнивался, то вновь возрождался и что его
современный вид есть результат самых последних воздыманий в
плейстоцене. Теперь считается общепризнанным образование гор-
ного рельефа Кавказа впервые в альпийское время в результате
интенсивных поднятий в конце позднего сармата — мэотисе. С тех
пор он подвергался лишь частичному выравниванию главным об-
разом по периферии воздымающихся гор.
Для выяснения истории развития морфоскульптуры, а вместе с
гем и новейшей морфоструктуры Кавказа большой интерес пред-
ставляет проблема происхождения, возраста и сохранности поверх-
ностей выравнивания. Н. В. Думитрашко, Д. А. Лилиенберг, В. М.
Муратов и другие ученые считают, что на Кавказе сохранились по-
верхности выравнивания от олиго ценового до среднеплейстоцено-
вого возраста. Их возникновение было обусловлено замедлениями
поднятий конца палеогена, среднего и позднего миоцена, акчагыла,
раннего и среднего апшерона и бакинского времени. В это время
планация рельефа могла эффективно осуществляться под воздей-
ствием факторов комплексной денудации, флювиальных и морских
деструктивно-аккумулятивных процессов. Только на вулканических
нагорьях, на северном склоне Центрального и Западного Кавказа
да в предгорьях эти реликты занимают более значительные площа-
ди, в других местах они сильно размыты, включая слагавший их
покров рыхлых отложений.
По мнению Л. И. Маруашвили (1975), общее воздымание Кав-
каза в новейшее время препятствовало образованию обширных по-
верхностей выравнивания и сопровождалось лишь частичной до-
линной планацией рельефа. Он полагает, что на Большом Кавказе
наблюдается пять ступенеобразных поверхностей типа педиментов
относительной высотой от 300 до 1150 м, возникших в возрастном
интервале от позднего миоцена до раннего плейстоцена.
Анализ поверхностей выравнивания Кавказа был проделан Е. Е.
Милановским (1968). Он полагает, что на вершинах гор Большого
Кавказа и Закавказского нагорья сохранились немногочисленные
и часто малодостоверные реликты сглаженного миоценового рель-
ефа, образование которого предшествовало позднеорогенной ста-
дии, т. е. эпохе интенсивных поднятий новейшего времени, начав-
шейся с позднего сармата. Образование поверхности выравнива-
ния было вызвано крупной тортоно-сарматской трансгрессией, ко-
торая захватила обширные площади западного и восточного Пред-
кавказья, Колхидской, Кура-Араксинской и Ленкоранской низмен-
ностей, Кусаро-Дивичинского прогиба и прилегающих частей Боль-
295
шого Кавказа и Закавказского нагорья. В приподнятых участи.i
Кавказа происходило денудационное выравнивание рельефа, а ш
периферии гор — абразионное и абразионно-аккумулятивное.
Сарматский рельеф Кавказа, по Е. Е. Милановскому, представ
лял собой сочетание низких аккумулятивных равнин во внутренних
тектонических депрессиях, денудационных, абразионно-эрозионных
равнин и возвышавшихся над ними на несколько сотен метров
гряд и останцовых массивов высотой до 700 м на Большом Кавка
зе и до 300 м в пределах Закавказского нагорья. За время с конца
миоцена этот рельеф был приподнят на 1—4 км и расчленен.
В раннем и среднем плиоцене в северо-западнрй периферии
гор Большого и Малого Кавказа, в юго-восточной и внутренней
части Закавказского нагорья, согласно Н. Е. Астахову, С. П. Баль
яну, Б. А. Будагову, И. Н. Сафронову и др., происходила частичная
планация рельефа с образованием локальных поверхностей вырач
нивания. В целом же ранний и особенно средний плиоцен были
временем активизации тектонических движений и значительных
опусканий в южной части Каспия, уровень которого, по определи
ниям Е. Е. Милановского, опустился на 500—600 м ниже уровня
океана. Это способствовало интенсивному расчленению Кавказа,
которое затем было сильно ослаблено и даже сменилось фазой пла
нации рельефа в связи с последовавшими в позднем плиоцене акча
гыльской и апшеронской трансгрессиями.
Во многих районах Большого Кавказа и Закавказского нагорья
(Североюрская депрессия и др.) на высоте 2,3—3,0 км сохранились
реликты денудационного, флювиального эрозионно-аккумулятив
ного и морского абразионно-аккумулятивного рельефа, связанного
с уровнями позднеплиоценовых бассейнов Каспия и Эвксина. Позд
неплиоценовый рельеф Кавказа был гораздо более высокий, слож-
ный и расчлененный, чем позднемиоценовый. Он включал достаточ-
но хорошо развитые формы — его основные хребты, в частности
куэсты северного склона Центрального и Западного Кавказа, до-
лины крупных рек, депрессии. Поднятия Кавказа, дальнейшее рас-
членение и усложнение его рельефа продолжались в плейстоцене.
Изложенные представления о наличии на Кавказе реликтов
древних поверхностей выравнивания разделяются не всеми иссле
дователями. А. Е. Криволуцкий, Е. А. Растворова, Е. М. Щербакова
и другие ученые полагают, что сохранению этих поверхностей на
Кавказе, как и во многих других горных странах, препятствовал
денудационный срез, особенно интенсивный в осевой зоне горных
хребтов. Общая величина денудационного среза в осевой зоне
Центрального и Западного Кавказа, по В. А. Растворовой (1973),
до 3 км, а общая амплитуда поднятий за неотектоническое (неоген-
четвертичное) время — до 7 км. Последняя величина больше уста-
новленной Е. Е. Милановскнм для того же района Кавказа на
2—3 км, т. е. на величину предполагаемого В. А. Растворовой дену-
дационного среза за тот же отрезок времени. Следовательно, в от-
ношении развития морфоскульптуры и новейшей морфоструктуры
Кавказа взгляды ученых существенно расходятся между собой. По-
296
жалуй правы И. Н. Сафронов (1972, 1977) и другие ученые, которые
считают, что интенсивным размывом действительно были уничтоже-
ны доверхнеплиоценовые поверхности выравнивания в наиболее
приподнятом Центральном Кавказе. На северном склоне Кавказа,
в его периклинальных зонах, в Закавказском нагорье все же доста-
точно надежно устанавливаются реликты и более древнего рельефа,
включая миоценовую поверхность выравнивания.
Дифференцированные тектонические движения сопровождались
ва Кавказе и, особенно, в Закавказском нагорье образованием эле-
ментов вулканической скульптуры. Судя по вулканическим пеплам
в морских отложениях Малого Кавказа, вулканические извержения,
преимущественно эксплозивные, излияния потоков основных лав
происходили в позднем сармате. В мэотисе — понте вулканические
процессы усилились — выбрасывались огромные массы магматиче-
ского материала и формировались вулканические нагорья. По пе-
риферии горного сооружения Кавказа в зоне меридионального
Транскавказского поднятия (на севере в Минераловодском и на
юго-востоке в Нахичеванском районе) возникали гипабиссальные
и экструзивные массивы. В конце плиоцена отмечается активиза-
ция вулканической деятельности на Армянском и Джавахетском
нагорьях, а также на Чегемском нагорье, на Эльбрусе и Казбеке.
Извержения продолжались и в плейстоцене, однако они были
менее значительными. В Закавказском нагорье плейстоценовая фа-
за вулканизма характеризовалась отмиранием почти всех полигон-
ных вулканов и распадом единой вулканической зоны на ряд изо-
лированных участков, представленных скоплениями мелких моно-
генных эруптивных центров или одиночными моногенными вулка-
нами, извергавшими лавы и небольшие порции шлаков андезито-
базальтового состава. На центральном участке вулканического на-
горья происходили довольно мощные излияния андезито-дацитовых
лав, извержения дацитовых туфо-лав, игнимбритов и туфов. Цент-
ры их в основном связаны с вершинным кратером вулкана Арагац
и некоторыми участками его периферии. Последняя вспышка мощ-
ной вулканической деятельности в Армяно-Джавахетском нагорье
и Центральном Кавказе (Эльбрус, Казбек) отмечается в голоцене.
Многократное возобновление вулканической деятельности при-
вело к образованию крупных полигонных вулканов и нагорий.
К ним, в частности, относится Эльбрус — полигонный стратовулкан,
развивавшийся с начала позднего или даже среднего плиоцена до
голоцена включительно. Вулканический конус диаметром более
15 км, относительной высотой до 3 км насажен на самую северную
часть горст-антиклинория Передового хребта. Общая мощность вул-
каногенных образований достигает 2 км, включая самые молодые
андезито-дацитовые лавы голоценового возраста. Последние извер-
жения Эльбруса были, вероятно, менее 2 тыс. лет назад (Е. Е. Ми-
лановский).
В морфологии вулканических нагорий повсеместно выделяются
самые разнообразные формы вулканического рельефа: лавовые по-
кровы и потоки, туфовые покровы, экструзивные купола, шлаковые
297
конусы, гарнитосы, кратеры и др. Согласно С. П. Бальяну, в пре-
делах Армянского нагорья распространены три основные разновид-
ности вулканических образований: 1) щитовидные массивы па
выровненном основании складчато-глыбовых структур, 2) лавовые
покровы, развитые на слабо расчлененном основании пологосклад-
чатых и разбитых сбросами структур, и 3) литоскульптурные и
лавовые денудационные плато, сложенные пологоскладчатым вул-
каногенным комплексом неогена.
В связи с разным возрастом извержений вулканические формы
отличаются разной степенью сохранности. Многие из них заметно
преобразованы деструкцией, но некоторые, самые молодые, еще
сохранили свежие признаки эруптивных аппаратов. Кроме того,
вулканические формы нередко бывают деформированы тектониче-
скими движениями.
С разгрузкой магматического очага, расположенного под Ара-
гацом, связано образование обширной вулкано-тектонической деп-
рессии, по диаметру превосходящей даже сам вулкан. Е. Е. Мила-
новский и Н. В. Короновский (1973) полагают, что менее значитель-
ная высота нагорий Армении по сравнению с невулканическими
хребтами Малого Кавказа, возможно, обусловлена общим вулкано-
тектоническим проседанием зоны наиболее интенсивного новейшего
вулканизма. Другие участки, испытавшие менее значительные из-
вержения, наоборот, подверглись сводообразному вспучиванию (Ге-
гамское, Варденисское, Карабахское нагорья и др.). Следует отме-
тить, что эти деформации фиксируются также в структуре вулкано-
генного чехла в виде пологих брахиантиклинальных и горст-анти-
клинальных вздутий меридионального и субширотного простира-
ния, частично унаследованных от поднятий погребенного складча-
того фундамента.
В районах периклинального погружения молодых складок Боль-
шого Кавказа на северо-западе (Таманский полуостров), на юго-
востоке (Кобыстан, Апшеронский полуостров), на растущих не-
оген-четвертичных структурах восточного Предкавказья (Терский,
Сунженский хребты и др.) распространены формы грязевого вул-
канизма. Они представляют собой конические сопки, относительная
высота которых, форма и крутизна склонов зависят как от харак-
тера извергаемых масс, так и от активности извержений и рядя
других причин. Если грязевулканическая брекчия имеет густую кон-
систенцию, вулкан приобретает форму конуса с крутыми склонами
(грязевые вулканы Тоургай, Калмас, Отманбоздаг и другие в юго-
восточном Закавказье). Вулканы, выносящие брекчию, обильно на-
сыщенную водой, характеризуются приплюснутой формой и блюд-
цеобразным кратером. Наиболее значительные вулканы поднима-
ются на высоту 300—400 м при диаметре основания до 3,5 км (Кя-
низадаг, Тоургай).
На Большом Кавказе существуют современные ледники, коли-
чество которых, согласно П. А. Иванькову, достигает 2200, а общая
площадь 1780 км2. Площадь самого большого современного ледни-
ка Безинги (бассейн Баксана) превышает 45 км2, а длина — около
298
14 км. Высота снеговой границы колеблется от 2700 до 3900 м, при-
чем она выше всего на Центральном Кавказе и снижается к северо-
западу и в меньшей степени к юго-востоку.
С современным оледенением связано образование развивающе-
гося горно-ледникового рельефа, однако в значительно большей
степени на Кавказе распространены реликтовые горно-ледниковые
формы, созданные во время плейстоценовых оледенений. Изучением
этих форм занимались Н. В. Думитрашко, П. В. Ковалев, Д. А. Ли-
лиенберг, Л. И. Маруашвили, А. Л. Рейнгард, Г. К- Тушинский,
Д. В. Церетели, Е. М. Щербакова и др.
Депрессия снеговой линии в плейстоцене колебалась от 400 до
1000 м, а общая площадь оледенения была примерно в 8—9 раз
больше современной. И. А. Суетова считает, что она достигала
16 200 км2.
Наиболее мощно оледенение проявилось на Центральном и За-
падном Кавказе, особенно на его северном склоне. Далее к востоку
вследствие прогрессирующей сухости климата, а на южном склоне
вследствие неблагоприятной экспозиции плейстоценовое (как и со-
временное) оледенение было менее значительным. Резко различное
развитие оледенения на северном и южном склонах Большого Кав-
каза в немалой степени было также обусловлено отмеченной выше
асимметрией поперечного профиля Главного Кавказа. Согласно
Л. И. Маруашвили, плейстоценовые ледники были длиннее совре-
менных на 10—30 км и достигали минимальных отметок: 1100—
1500 м на Западном и Центральном Кавказе, 2000—2500 м на Вос-
точном Кавказе. Максимальная длина ледников достигала 45 км
при мощности до 400 м.
На Малом Кавказе площадь оледенения и объем ледниковых
масс вследствие менее благоприятных гипсометрических и климати-
ческих условий были гораздо меньшими, чем на Большом Кавказе.
Каровые леднички существовали на северных склонах Аджаро-
Имеретинского и Муров-Дагского хребтов. На Самсарском хребте,
Мокрых горах, на Арагаце, Ахменгане и Зангезурском хребте бы-
ли и долинные ледники.
Следы древнего оледенения представлены экзарационными и
ледниково-аккумулятивными формами и отложениями: карами,
трогами, конечными и боковыми моренами, флювиогляциальными
террасами. Глубина ледниковых цирков в среднем составляет 300—
400 м, ширина 2—4 км. Часто цирки располагаются один над дру-
гим, образуя лестницу каров на высотах от 2200 до 3800 м и выше.
Серии каров, развивавшиеся на противоположных склонах горных
хребтов и отрогов, способствовали образованию разделяющих их
острых гребней и карлингов, так характерных для высокогорного
пояса Кавказа. Местами в результате отступания стенок каров и
срезания разделяющих их гребней образовались высокогорные
плосковершинные поверхности на уровне днищ слившихся смежных
каров.
Троговые долины на Большом Кавказе достигают в глубину
400 м и в длину нескольких десятков километров. Они осложнены
299
ригелями, экзарационными переуглублениями ложа, перегорожены
дугами конечных морен, сложенных валунно-галечиыми скопления
ми. К конечным моренам причленяются флювиогляциальные тер-
расы, прослеживающиеся далеко вниз по долинам.
Следует заметить, что следы наиболее древних плейстоценовых
оледенений сохранились очень плохо и нередко за таковые прини-
маются формы и отложения неледникового генезиса (селевые, скло
новые). С трудом устанавливается также возраст отложений. В свя-
зи с этим остается очень дискуссионным вопрос об истории оледе-
нения и развитии форм ледникового рельефа на протяжении плей-
стоцена.
Е. Е. Милановский полагает, что на Кавказе уже в позднем
плиоцене развилось полупокровное оледенение. Более вероятно оле-
денение в раннем плейстоцене. По мнению Е. М. Щербаковой
(1973), Большой Кавказ испытал длительное и мощное оледенение
в среднем плейстоцене. Оно сопоставляется ею с хазарской транс-
грессией Каспия и древнеэвксинской трансгрессией Черного моря.
Детально судить о размерах и стадиях развития оледенения этого
времени трудно. Его следы были в значительной степени уничтоже-
ны интенсивными перигляциальными процессами позднеплейстоце-
нового времени. Все же местами сохранились широкие корытооб-
разные долины, в которые на глубину 300—500 м в горах и 150—
200 м на окраине гор вложены позднеплейстоценовые и голоцено-
вые эрозионные врезы.
Отмеченные выше хорошо сохранившиеся горно-ледниковые
формы созданы в основном во время позднеплейстоценового оледе-
нения Кавказа. Глубоким интерстадиалом позднеплейстоценовое
оледенение было разделено на две крупных стадии, каждая из ко-
торых, в свою очередь, распадалась на несколько менее продолжи-
тельных подвижек, отмеченных конечными и боковыми моренами
и флювиогляциальными террасами. Подвижки ледников соверша-
лись и в голоцене.
Интенсивные поднятия Кавказа в плиоцене и плейстоцене спо-
собствовали его глубокому эрозионному расчленению. С. С. Кузне-
цов, Е. М. Беликовская считают, что Большой Кавказ первона-
чально был расчленен субширотными продольными реками, стекав-
шими в Черное и Каспийское моря с главного поперечного водораз-
дела, который проходил примерно по меридиану Эльбруса. Реки
разрабатывали широкие долины между Главным и Передовым
(Боковым), между Скалистым и Пастбищным хребтами и др. Пред-
полагается, что только в плейстоцене продольные реки были пере-
хвачены поперечными, эрозионная деятельность которых возросла
в связи с усилившимися сводными поднятиями Большого Кавказа.
Представления о первичном продольном и вторичном попереч-
ном расчленении Большого Кавказа справедливо оспариваются
А. Е. Криволуцким, Е. Е. Милановским, И. Н. Сафроновым и дру-
гими исследователями. Петрографический состав терригенного ма-
териала, заполняющего молассовые прогибы, свидетельствует о
том, что уже в плиоцене и даже в позднем миоцене он поступал с
300
участков осевой зоны, расположенных по соседству. Следовательно,
с появлением в осевой зоне Большого Кавказа суши основные реки
текли в поперечном направлении, следуя наклону пластов и топо-
графической поверхности, т. е. консеквентно. Субсеквентные про-
дольные долины заложились позднее, преимущественно по прости-
ранию легко размываемых песчано-глинистых пород нижне- сред-
неюрского и нижнемелового возраста. Совсем другая обстановка
сложилась в Закавказской депрессии, в некоторых депрессиях За-
кавказского нагорья. Структурные условия, преимущественные
опускания и относительно слабые новейшие поднятия благоприят-
ствовали здесь образованию продольных долин Куры, Риони, сред-
него течения Аракса и других рек.
Прерывистые новейшие поднятия гор сопровождались образо-
ванием речных террас, подвергавшихся при последующем усилении
эрозии интенсивному размыву. Вследствие плохой морфологической
выраженности и отсутствия аллювиальных отложений представле-
ния разных авторов о количестве и возрасте террас сильно расхо-
дятся. Кроме поймы и надпойменных голоценовых террас на Кав-
казе различают еще три террасовых комплекса — нижний, средний
и верхний, сопоставляемые с поздне-, средне- и раннечетвертичны-
ми оледенениями гор, с хвалынской, хазарской и бакинской транс-
грессиями Каспия, с позднечетвертичной регрессией, древнеэвксин-
ско-узунларской и чаудинской трансгрессиями Черного моря. От-
носительная высота террас увеличивается к осевым зонам горных
хребтов, свидетельствуя о четвертичных сводовых поднятиях. На
склонах Большого Кавказа относительная высота эрозионных цо-
колей террас достигает 500 м. К предгорьям террасы снижаются,
расширяются, разрез аллювиальных отложений становится более
полным.
Глубоко расчлененный эрозионный рельеф Кавказских гор пред-
ставляет собой сочетание склонов преимущественно гравитацион-
ного типа: обвальных, осыпных и лавинных, ограничивающих ка-
ровые понижения, ущелистые и каньонообразные долины. Обваль-
ные склоны с высокими обрывистыми стенками срыва и обвальны-
ми шлейфами характерны для районов, сложенных скальными по-
родами (известняками, песчаниками и др.). Они классически выра-
жены вдоль южного склона Скалистого хребта, в каньонах, проре-
зающих поперек моноклинальные хребты (куэсты) северного скло-
на Центрального и Западного Кавказа и в других местах.
Осыпные склоны свойственны хребтам и долинам, сложенным
глинистыми сланцами. При выветривании эти породы распадаются
на мелкие чешуйки, легко поддающиеся осыпанию, а также плос-
костному смыву.и размыву. Осыпные склоны широко распростране-
ны на Водораздельном и Боковом хребтах Восточного Кавказа,
сложенных сланцевыми толщами нижне- и среднеюрского воз-
раста.
Сланцы, мергели, глины и другие водоупорные породы способ-
ствуют образованию оползней, встречающихся в самых различных
районах Большого Кавказа и Закавказского нагорья: вдоль южно-
301
го обрыва Скалистого хребта, в Дагестане, на Юго-Восточном Кап
казе, на Черноморском побережье и в других местах.
В зависимости от амплитуды новейших поднятий, интенсивное! и
эрозионного расчленения, характера склоновых процессов, участия
в формировании рельефа современного и древнего горного оледе
нения Н. В. Думитрашко выделяет на Кавказе верхний, средний и
нижний вертикальные геоморфологические пояса.
Верхний пояс наиболее полно развит в осевой зоне Большого
Кавказа, где достигает ширины 70—80 км при диапазоне абсолют-
ных высот от 2000 до 5500 м. Глубина расчленения колеблется от
1500 до 2000 м.
На Малом Кавказе и в Талышских горах высокогорья занимаю г
относительно небольшие участки и лишь на хребтах и массивах
Джавахетского и Армянского нагорий они образуют сравнительно
большие, но изолированные острова. Абсолютные высоты здесь ко-
леблются от 2000 до 3800 м, а на Арагаце и Зангезурском хребте —
до 4000 м.
Для верхнего пояса характерен рельеф, созданный древним и
современным горным оледенением. Глубокие каровые понижения
разделены острыми гребнями, пирамидальными вершинами со ска-
листыми стенками, подверженными интенсивному морозному вы-
ветриванию, обвально-осыпным, лавинным, оползневым и соли-
флюкционным процессам. Древнеледниковые формы прорезаны
глубокими и узкими долинами рек и ручьев, осуществляющих сов-
местно с гравитационными склоновыми процессами их энергичную
эрозионную переработку.
Средний пояс наиболее обширные площади занимает на скло-
нах Большого Кавказа, на его северо-западном и юго-восточном от-
резках, на Закавказском нагорье и в Талышских горах. Абсолют-
ные высоты гор в этом поясе колеблются от 1000 до 2200 м, а глу-
бина расчленения — от 500 до 1000 м, местами больше. Рельеф от-
личается относительно более сглаженными формами, особенно в
местах распространения песчано-глинистых отложений нижней и
средней юры. В его формировании участвуют преимущественно
процессы водной эрозии и денудации (плоскостной смыв и размыв,
медленные, а также быстро протекающие гравитационные склоно-
вые процессы). На дне долин встречаются аккумулятивные ледни-
ковые и водно-ледниковые формы.
Нижний пояс в большинстве мест совпадает с предгорьями и от-
личается небольшой шириной. Только в Ширакско-Аджиноурском
низкогорье, предгорьях Дагестана, в Кобыстане, в пределах Тер-
ского и Кабардино-Сунженского хребтов этот пояс расширяется до
40 км. Абсолютные высоты пояса достигают 1300 м, глубина рас-
членения—до 500 м. Для нижнего пояса характерны процессы эро-
зии и денудации с преобладанием аридного рельефообразования в
юго-восточных частях Большого Кавказа, Закавказской депрессии
и Закавказского нагорья. Многие предгорные плато и хребты пред-
ставляют собой деформированные новейшей тектоникой древние
конусы выноса постоянных и временных водотоков, возникшие до
302
того, как они были втянуты в поднятия, т. е. до конца плиоцена —
начала плейстоцена.
С юга к Большому Кавказу примыкают возвышенные и низмен-
ные равнины Рионской и Куро-Араксинской впадин. Наиболее про-
гнутой части Рионской впадины отвечает Колхидская низменность.
Со стороны Большого Кавказа и Аджаро-Имеретинского хребта
она ограничена холмисто-грядовыми предгорьями высотой от 100
до 600 м. Ниже располагается наклонная аллювиальная равнина,
представляющая собой повер1 ность первой надпойменной терра-
сы реки Риони и ее притоков. Мощность аллювия увеличивается к
западу от 4 до 30 м. Еще ниже простирается примыкающая непо-
средственно к берегу моря сильно заболоченная плоская низина
(Колхида), сложенная современным аллювием мощностью до 50 м,
залегающим на морских древнечерноморских отложениях.
В пределах Куро-Араксинской низменности, согласно Н. Ш. Ши-
ринову, наибольшую площадь занимают аллювиальные и аллюви-
ально-пролювиальные равнины, которые ближе к морю сменяются
аллювиально-морскими равнинами, а в сторону предгорий — флю-
виогляциальными, пролювиально-делювиальными и делювиальны-
ми равнинами. В связи с дифференцированными 'поднятиями
прибортовых частей впадины в рельефе четко выделяются равнины
четырех возрастных генераций: позднеплиоценовая, хазарская, хва-
лынская и новокаспийская. Эти уровни осложнены многочисленны-
ми речными террасами, которых в прибортовой части Куринской
впадины насчитывается до 16. Речные террасы хорошо коррелиру-
ются с морскими террасами Каспия, отвечающими времени бакин-
ской, хазарской, хвалынской и новокаспийской трансгрессий. Высо-
та хазарских и бакинских террас сильно колеблется вследствие не-
отектонических деформаций, достигая на склонах юго-восточного
Кавказа 300 м. Также деформированы морские террасы и черно-
морского побережья (Федоров, 1957, 1963).
В различных районах Кавказа распространены древние и сов-
ременные эоловые формы рельефа, связанные с перевеванием пес-
ков в речных долинах и на морских побережьях. Особенно сильно
деятельность ветра сказалась и сказывается в формировании релье-
фа Куро-Араксинской низменности и побережья Апшеронского по-
луострова, где господствуют континентальные засушливые клима-
тические условия, полупустынные и пустынные ландшафты. Боль-
шие площади здесь занимают бугристые и грядовые пески, череду-
ющиеся с плоскими солончаковыми депрессиями. На северном по-
бережье Апшеронского полуострова в полосе шириной до 5 км ши-
роко развиты продольные грядовые формы, созданные сильными
ветрами северных румбов.
Широким развитием и большим разнообразием отличаются кар-
стовые формы рельефа (Гвоздецкий, 1974, и др.). На северном
склоне Большого Кавказа (на Скалистом и Пастбищном хребтах,
в Известняковом Дагестане и др.) образованию карста способст-
вуют преимущественно валанжинские известняки, верхнеюрские
известняки, доломиты и гипсы. Типичен задернованный карст, но
303
есть участки голого и покрытого карста с комплексом самых разно-
образных поверхностных и подземных форм.
Карст развит также на южном склоне Центрального, Западного
и Северо-Западного Кавказа, где распространены легко карстую-
щиеся известняки верхней юры, мела и отчасти палеогена. Закар-
ствованы и известняковые конгломераты неогенового и нижнечет-
вертичного возраста. Здесь наряду с поверхностыми формами осо-
бенно интенсивно развиты подземные формы карста — пещеры,
пропасти. В верховьях реки Хосты открыта глубочайшая в СССР
(около 500 м) карстовая шахта Назаровская. Громадным объемом
подземных полостей отличается Анакопийская пропасть в районе
Нового Афона.
Карстовые формы встречаются в некоторых районах Малого
Кавказа и в отрогах Зангезурского хребта, где они приурочены к
верхнеюрским и верхнемеловым известнякам.
Крымские горы
Крымские горы являются крайней западной областью Крымско-
Кавказской горной провинции. Они состоят из Главной гряды и
двух Предгорных гряд, вытянутых параллельно Главной гряде со
стороны ее северного склона.
Главная гряда простирается вдоль берега Черного моря от мы-
са Айя на западе до Феодосийского залива на востоке. Ее средний
отрезок, расположенный между Узунджинской котловиной и доли-
ной Танаса, представляет собой ряд массивов, известных под на-
званием яйл: Ай-Петринской, Ялтинской, Никитской, Бабуганской,
Чатырдагской, Демерджи, Долгоруковской и Караби. Ширина
наиболее крупных массивов до 12 км, длина 20—30 км, высота мес-
тами превышает 1500 м (самая высокая точка Роман-кош, 1543 м).
Массивы отделены друг от друга узкими перемычками, к которым
приурочены перевалы: Кебит-Богазский (600 м), Ангарский
(762 м), Байдарские ворота (520 м) и др.
Западный отрезок Главной гряды между мысом Айя и Ай-Пет-
ринской яйлой состоит из ряда скалистых гребней, разделенных
котловинами. Высоты гребней колеблются в пределах 600—700 м,
а дна котловин— 300—350 м. Наиболее крупные котловины Балак-
лавская, Варнаутская, Байдарская и Узунджинская.
Восточный отрезок Главной гряды представляет собой низко-
горье, расчлененное на множество небольших горных массивов и
скал. Вдоль водораздельной линии протягиваются горы Аю-Кая,
Теркез, Перчем и Манджильский хребет. Самая высокая вершина
восточного Крыма гора Козья (688 м) находится к востоку от Су-
дака. Главная гряда заканчивается Карадагской группой гор. Да-
лее к востоку протягивается предгорная холмистая гряда Тете-
Оба.
Предгорные гряды — Внутренняя и Внешняя (или Вторая и
Третья) окаймляют Главную гряду с севера, отделяясь друг от дру-
га и от Главной гряды продольными понижениями. Внутренняя гря-
да тянется от Инкермана на западе до Старого Крыма на востоке.
В западной части (у Бахчисарая) она достигает высоты 500—590 м.
Восточнее Симферополя гряда слабо выражена, в районе Бело-
горска ее высота снова увеличивается до 739 м (г. Кубалач). Внеш-
няя гряда начинается Сапун-горой у Севастополя и тянется до Сим-
ферополя, достигая наибольшей высоты (349 м) в районе Бахчиса-
20 Спиридонов А. И. 305
рая. Южные склоны обеих Предгорных гряд крутые, северные — по-
логие. Северный склон Внешней гряды незаметно сливается с про-
стирающейся у ее подножия равниной..
На восточном продолжении Крымских гор находится Керчен-
ский полуостров, который морфотектонически составляет одно це-
лое с Таманским полуостровом и объединяется с ним в одну гео-
морфологическую область.
Изучением Крымских гор занимались Н. И. Андрусов, Б. Ф.
Добрынин, А. А. Крубер, Д. В. Соколов, В. И. Бабак, Н. С. Благо-
волин, В. Г. Ена, А. А. Клюкин, Н. И. Лысенко, Г. А. Лычагин, А. Н.
Олиферов, М. В. Муратов, Н. И. Николаев, Б. А. Федорович и мно-
гие другие исследователи.
Морфоструктура
Горный Крым является частью магантиклинория, южное крыло
которого и часть ядра по мощному разлому погружены под уровень
Черного моря. Главная гряда Крымских гор составляет ядро ме-
гантиклинория, в строении которого выделяются два структурных
этажа. Нижний этаж образуют верхнетриасовые — нижнеюрские
отложения (таврическая серия) и средняя юра, представленные
мощной толщей чередующихся слоев аргиллитов, алевролитов и
песчаников. Породы слагают систему сильно сжатых и осложнен-
ных надвигами складок. На их размытой поверхности с резким
несогласием залегают отложения верхней юры и нижнего ме-
ла вплоть до апта. Верхняя юра представлена в основном известня-
ками с прослоями мергелей, глин, песчаников и конгломератов,
нижний мел — глинами, мергелями и песчаниками с прослоями
конгломератов. Эти породы образуют широкие синклинальные
складки (синклинории) второго структурного этажа, а в ядрах ши-
роких антиклинальных поднятий между ними (антиклинориев) вы-
ступают породы нижнего структурного яруса.
Согласно М. В. Муратову, в ядре горного Крыма выделяются
три синклинория (Юго-Западный, Восточнокрымский и Судакский)
и три антиклинория (Южнобережный, Качинский и Туакский). При
общих прямых соотношениях мегантиклинория и рельефа горного
Крыма перечисленные подчиненные структуры находят преимуще-
ственно обращенное выражение в рельефе (см. рис. 37, 42).
Юго-Западный синклинорий занимает всю западную часть Глав-
ной гряды от мыса Айя до массива Чатырдаг, т. е. включая Ай-
Петринскую, Ялтинскую, Никитскую и Бабуганскую яйлы. Он
охватывает также районы Балаклавской, Варнаутской и Байдарской
долин с разделяющими и ограничивающими их водораздельными
хребтами.
С Восточнокрымским синклинорием совпадает наиболее возвы-
шенная осевая часть, а также северные и южные склоны Главной
гряды восточного и центрального Крыма на участке от водораздела
306
рек Альмы и Салгира на западе до района Феодосии на востоке.
Следовательно, ему соответствуют Чатырдаг, Демерджи, Долго-
руковская и Караби-яйла.
Инверсионный характер Главной гряды подчеркивается ограни-
чивающими ее с севера и юга участками сниженного рельефа, отве-
чающими антиклинориям. Среди них самый большой — Качинский
антиклинорий, расположенный в верховьях Качи и Альмы и вытя-
нутый в северо-восточном направлении. Вдоль южного берега Кры-
ма от Фороса до Ялты протягивается Южнобережный антиклино-
рий, а восточнее от Гурзуфа и Алушты до восточной оконечности
Крымских гор — Туакский, или Алуштинский, антиклинорий.
Наряду с тектонической причиной в образовании инверсионного
рельефа большое значение имела исключительно высокая стой-
кость слагающих синклинории верхнеюрских известняков по срав-
нению с породами таврической серии. Последние легко подверга-
ются выветриванию и размыву и тем самым способствуют образо-
ванию сниженного рельефа, расчлененного эрозионной сетью. В от-
личие от Юго-Западного и Восточнокрымского синклинориев, Су-
дакский синклинорий, расположенный близ побережья в восточной
части Крыма (между Судаком и Карадагом), принадлежит к не-
уцелевшему в других районах южному крылу Крымского меганти-
клинория и отличается относительно сниженным рельефом. Кроме
тектонической причины, снижению рельефа способствовал сильный
размыв слагающей Судакской синклинорий мощной толщи флише-
подобных глинистых пород и конгломератов средне- и верхнеюрско-
го возраста.
Заложение и развитие основных элементов морфоструктуры
Горного Крыма связано с системой региональных разломов. Кроме
продольных глубинных разломов, отделяющих Горный Крым от
Скифской платформы на севере и от глубоководной впадины Чер-
ного моря — на юге, важную роль в развитии морфоструктуры Кры-
ма сыграл поперечный Октябрьско-Салгирский разлом, по которо-
му основные морфоструктурные элементы западной части Горного
Крыма смещены к югу примерно на 30 км по отношению к их ана-
логам в Восточном Крыму. К этому разлому приурочены отпрепари-
рованные денудацией крупные интрузии (лакколиты) Южного бе-
рега Крыма между Гурзуфом и Алуштой: Аюдаг, Кастель, Чамны-
Бурун, Урага и др. Многочисленные системы других продольных и
поперечных разломов расчленяют горы на крупные блоки, ограни-
чивают массивы Демерджи, Чатырдага, Бабуган-яйлы и др.
По линиям разломов верхнеюрские породы местами непосред-
ственно контактируют между собой, местами же разделены поро-
дами таврической серии. Во втором случае горстообразным высту-
пам, как правило, соответствуют понижения рельефа, возникшие
вследствие избирательной денудации.
Синклинории и антиклинории осложнены более мелкими плика-
тивными дислокациями типа линейных браки складок, которые
также проявляются в рельефе по-разному в зависимости от лито-
логического состава слагающих их пород. Так, в структуре Судак-
20
307
ского синклинория выделяется
несколько складчатых структур,
из которых главными являются
Судакско-Манджильская и Мега-
номская синклинали и разделяю-
щая их Копсельская антикли-
наль. Складки сложены в основ-
ном терригенно-глинистыми поро-
дами. Только в строении запад-
ной части синклинория важная
роль принадлежит рифовым из-
вестнякам Оксфорда, в результа-
те препарировки которых возник-
ли горные массивы Сокол, Хоба-
Кая, Крепостная, Алчак и др. Вы-
ходящим на крыльях синклина-
лей конгломератам и песчаникам
титона отвечают Токлукский хре-
бет, возвышенности полуострова
Меганом и др.
Севернее Судакского синкли-
нория располагается восточная
часть Туакского мегантиклино-
рия, выделяемая под названием
Судакско-Карадагской системы
складок. В их строении наряду с
породами таврической серии уча-
ствуют также верхнеюрскне от-
ложения, представленные пре-
имущественно конгломератами,
песчаниками и известняками.
Легко поддающиеся разрушению
флишевые отложения тавриче-
ской серии в ядрах антиклиналей
сильно размыты, вследствие чего
осевым частям антиклинальных
структур в рельефе, как правило,
соответствуют долины, а синкли-
налям — хребты.
Северо-западному и северному крыльям Крымского мегантикли-
нория отвечают предгорные куэстовые гряды между Севастополем
и Симферополем и Симферополем и Феодосией. Их слагают поро-
ды верхнего альба — плиоцена, залегающие несогласно на подсти-
лающих отложениях и с общим наклоном к северо-западу и северу
под углом от 3 до 10° (рис. 42).
Верхний мел, палеоцен и эоцен представлены главным образом
мергелями с мощными пластами крепких известняков, бронирую-
щих пологие склоны куэст. Особенной прочностью отличаются из-
вестняки датского яруса и нуммулитовые известняки среднего эо-
308
цена, бронирующие северные склоны Внутренней куэстовой гряды.
Выше залегают однородная толща темных глин олигоцена — ниж-
него миоцена (майкопская серия), которая несогласно перекрыта
комплексом неогеновых, начиная со среднемиоценовых, и четвер-
тичных отложений, участвующих в строении северного крыла ме-
гантиклинория, его восточного погружения и складчатых структур
Керченского полуострова. Для неогеновых отложений характерно
чередование легкоразмываемых песчано-глинистых пород и более
стойких известняков среднего миоцена, сармата и мэотиса. Именно
этими известняками в основном бронированы пологие северные
склоны Внешней куэстовой гряды.
Среднемиоценовые и верхнемиоценовые (сарматские) известня-
ки бронируют также Парпачский гребень в пределах Керченского
полуострова, ограничивающий сложенное майкопской серией вос-
точное погружение Крымского мегантиклинория. Погружению со-
ответствует плоская равнина юго-западной части Керченского по-
луострова. Вследствие исключительного литологического однооб-
разия майкопских глин складки совершенно не выражены в рель-
ефе.
Северная и юго-восточная части Керченского полуострова рас-
положены на южном крыле Индоло-Кубанского прогиба и попе-
речном Керченско-Таманском прогибе. В их строении наряду с май-
копской серией участвуют средне- и верхнемиоценовые и плиоце-
новые отложения, дислоцированные в системы складок широтного
и северо-восточного простирания.
Несмотря на молодость складок, их первичный тектонический
рельеф почти не сохранился. Ядра многих антиклиналей сильно
разрушены и благодаря выходам легкоразмываемых майкопских
глин морфологически представляют собой понижения, заполненные
средне-, верхнеплиоценовыми и четвертичными отложениями. Меж-
ду ними располагаются моноклинальные гряды и эллиптические
гребни относительной высотой 40—70 м при абсолютных отметках
до 180 м. Формированию гряд способствовали выходы прочных чок-
ракских, сарматских, мэотических (мшанково-рифовых) и понти-
ческих известняков, слагающих крылья складок (рис. 43).
Основные элементы геологической и геоморфологической струк-
туры Горного Крыма формировались на протяжении альпийского
цикла развития. В раннюю стадию геосинклинального развития (от
позднего триаса до конца средней юры) формировался геосинкли-
нальный прогиб, в котором шло накопление мощных, осадочных и
эффузивных комплексов с одновременным образованием складча-
тых структур различных порядков. В последующую стадию (позд-
няя юра, начало раннего мела) продолжалось формирование от-
дельных прогибов и поднятий. К концу стадии была создана внут-
ренняя структура Крымского мегантиклинория.
В отличие от Кавказа в Горном Крыму орогенному этапу пред-
шествовал платформенный тектонический режим, который продол-
жался с мела до миоцена. Орогенный этап, начавшийся с конца
миоцена, ознаменовался усилением поднятия мегантиклинория Гор-
309
Рис. 43. Соотношение основных уровней рельефа Керченского полуострова (по
Н. С. Благоволнну):
1 — пластичные сильно днслодированные глины Майкопа и сармата, 2 — известняки чокрака
и понта, 3 — мшанковые рифы нижнего мэотиса, 4 — пески киммерия и куяльиика, 5 — плно-
цен-четвертнчные делювиальные суглинки и глнны; 6 — сарматский абразионный уровень
(высота 130—150 м), 7—• иижнемэотический мшаиково-рифовый уровень (высота 90—100 м),
8 — уровень делювиальных равнин (высота 30—45 м)
него Крыма и опусканием его южного крыла. Одновременно проис-
ходило прогибание и накопление мощных осадков и образование
складок в пределах южного крыла Индоло-Кубанского прогиба и
Керченско-Таманского периклинального прогиба. К концу этапа
(плиоцен, четвертичный период) завершалось формирование рель-
ефа горного Крыма, деталей его морфоструктуры и элементов мор-
фоскульптуры.
Морфоскульптура
Для понимания морфоскульптуры, как и новейшей морфострук-
туры горного Крыма, особый интерес представляют наиболее вы-
сокие и древние денудационные поверхности, развитые на вершине
Главной гряды, — так называемые верхнее и нижнее плато Яйлы.
Оба плато срезают напластования верхнеюрских известняков и
конгломератов. Абсолютные отметки вершин верхнего плато в сред-
нем от 1250 до 1400 м. Нижнее плато повышается с севера на юг
примерно от 900 до 1100 м. В восточном и западном направлениях
высоты уменьшаются до 600 м.
По представлениям М. В. Муратова и Н. И. Николаева, к ко-
торым присоединились также В. И. Бабак и Н. А. Гвоздецкий,
плоская поверхность нижнего плато имеет абразионной происхож-
дение и сопоставляется с последней по времени крупной морской
трансгрессией средне- и верхнемиоценового возраста. По мнению
Г. А. Лычагина, возраст этой поверхности более древний, баррем-
ский. Раннемеловым (готерив-аптским) считают возраст нижней
поверхности также Н. С. Благоволин (1965), Н. И. Лысенко (1972),
Г. Е. Гришанков (1974) и другие исследователи. Соответственно
возраст верхнего плато, денудационного по происхождению, опре-
деляется одними авторами как досреднемиоценовый, другими — до-
готеривский.
По М. В. Муратову (1969), общее крупное поднятие Горного
Крыма начало формироваться на месте геосинклинального прогиба
с середины раннего мела.
310
Все последующее развитие Горного Крыма представляет собой
историю развития поднятия и образования на его месте обширного
Таврического острова, который неоднократно то несколько опус-
кался, то воздымался над уровнем моря. В целом же происходил
постепенный подъем и расширение площади поднятия.
Первая значительная трансгрессия произошла в конце ранне-
го— начале позднего мела и достигла максимума в туронский век,
когда только наиболее возвышенная осевая часть Таврического
острова оставалась приподнятой над уровнем моря.
Опускание сменилось поднятием и размывом, затем новой транс-
грессией, максимум которой падает на кампан или начало Мааст-
рихта. Таврический остров в это время был значительно больше по
размерам, чем в туронском веке, и охватывал почти всю главную
гряду Крымских гор. После кратковременных поднятий в конце
позднего мела в палеоцене начинается новое опускание и продол-
жается в среднем и позднем эоцене. В это время лишь центральная
часть Таврического острова не покрывалась морем. В олигоцене и
раннем миоцене Горный Крым, вероятно, испытывал восходящее
развитие, обусловившее вынос в морской бассейн терригенного ма-
териала.
В среднем и особенно в позднем миоцене произошли новые об-
ширные трансгрессии, достигшие максимума в раннем сармате. В
результате Таврический остров сократился до размеров современ-
ной наиболее возвышенной части Крымских гор —верхнего плато.
Нижнее плато в это время формировалось как абразионная поверх-
ность в прибрежной полосе сарматского моря. Предположение о
том, что ко времени этой трансгрессии могли уцелеть более ранние
поверхности выравнивания, М. В. Муратову, В. И. Бабаку и дру-
гим исследователям представляется маловероятным.
Н. С. Благоволив (1974) считает, что отсутствие в пределах
Главной гряды сарматских отложений, так же как отсутствие в
развитых на Внешней гряде сарматских отложениях продуктов раз-
мыва Главной гряды, не позволяет связывать формирование ниж-
него плато Яйлы с абразией сарматского моря. По мнению Н. С. Бла-
говолина, эта поверхность коррелятна глыбово-конгломератовым
фациям валапжина, состоящим из обломков титонских известняков.
Формирование нижнего плато продолжалось в готернв-барреме до
нового поднятия и расчленения Горного Крыма. Таким образом,
вопрос о возрасте верхнего и нижнего плато Яйлы остается дискус-
сионным. При решении его необходимо принять во внимание то об-
стоятельство, что верхний ярус Крымских гор сложен мощными
легкокарстующимися верхнеюрскими известняками. Во влажном
тропическом и саванновом климате позднего мезозоя и палеогена
на возвышающейся суше неизбежно должны были развиваться ин-
тенсивные процессы выщелачивания. В таких условиях вряд ли
могли сохраниться реликты древнего рельефа. Кроме того, на Яй-
ле, особенно на верхнем плато, совершенно отсутствуют остатки
тропического карста и вся поверхность представляется заведомо
более молодой (Гвоздецкий, 1972). Неогеновый возраст плато Яй
311
лы подтверждается также составом и условиями залегания красно-
цветных образований. Согласно В. В. Добровольскому (1969), это
красные глины аккумулятивного происхождения, отложившиеся на
закарствованной выровненной поверхности Яйлы в основном в
позднемиоценовое время.
Ниже проблематичных мезозойских поверхностей Г. Е. Гришан-
ков (1974) выделяет неогеновую поверхность выравнивания, а Н. С.
Благоволин (1965)—верхнеплиоценовую кизилджарскую террасу,
которую он рассматривает как полигенетическую поверхность вы-
равнивания. Эта поверхность прослеживается на междуречьях и
состоит из денудационной и аккумулятивной частей. Особенно чет-
ко она выражена во Внешней гряде на междуречьях Бельбека, Ка-
чи и Альмы в западном Крыму, где ее высоты постепенно снижа-
ются к западу и северо-западу от 300 и более метров (г. Кизил-
Джар) до 150 м. Денудационная часть поверхности срезает пласты
различных ярусов неогена Внешней гряды и несет покров галечни-
ков небольшой мощности. Севернее она сложена континентальны-
ми отложениями николаевской толщи, которые датируются позд-
ним плиоценом. Относительная высота кизнлджарской поверхности
(террасы) в пределах Внутренней и Внешней гряд 160—200 м.
В конце плиоцена— начале плейстоцена на месте Горного Кры-
ма образовался зрелый эрозионный рельеф, в основных чертах
сходный с современным. Уже обособилась Внутренняя Предгорная
гряда, которая прорывалась долинами крупных рек северного
склона. На южном берегу в это время происходило накопление опи-
санных М. В. Муратовым красноцветных массандровских оползне-
вых и пролювиальных брекчий. По мнению В. И. Бабака, состав
и условия залегания массандровских отложений свидетельствуют
о формировании их во время наиболее интенсивных поднятий Гор-
ного Крыма, сопровождавшихся опусканием южного крыла меган-
тиклинория и ростом южного крутобережья. Таким временем были
средний — поздний плиоцен и начало четвертичного периода.
В речных долинах Горного Крыма наблюдается пять надпой-
менных террас четвертичного возраста.
V (булганакская) терраса, сопоставляемая с чаудинской транс-
грессией (нижний плейстоцен), сохранилась чаще всего в виде изо-
лированных столовых останцов, перекрытых маломощными галеч-
никами. Ее относительная высота на Внутренней и Внешней грядах
около 100 м, в пределах Главной гряды — до 230 м. IV (манджиль-
ская) терраса увязывается с древнеэвксинской трансгрессией
(средний плейстоцен). Ее относительная высота возрастает от 40 м
в предгорьях до 90 м в Главной гряде. По строению и составу от-
ложений она сходна с V террасой. Обе верхние террасы сильно
размыты и относительно хорошо сохранились в продольных пони-
жениях, отделяющих Главную и предгорные гряды.
III (судакская) терраса, сопоставляемая с карангатской транс-
грессией (верхний плейстоцен), имеет высоту от 18 до 40 м. Ее ал-
лювий фациальными переходами связан с судакскими желто-буры-
ми делювиальными суглинками, выполняющими древние оврагм
312
или залегающими на склонах долин. На Южном берегу с этой тер-
расой сопоставляются пролювиальные конусы выноса. Формирова-
нию аккумулятивных поверхностей террасы и связанных с нею де-
лювиально-пролювиальных шлейфов предшествовали снижение
уровня моря и глубокий эрозионный врез. III терраса прослежива-
ется обычно по всем долинам Горного Крыма, образуя хорошо вы-
раженный флювиальный уровень.
11 терраса (относительная высота от 6 до 18 м) слабо выражена
в рельефе, сложена галечниками из плохо окатанных обломков ко-
ренных пород. Ее формирование относится ко второй половине ка-
рангата.
1 (садовая) терраса (относительная высота от 3 до 8 м) боль-
шей частью аккумулятивная, лишь внутри гор цокольная, повсе-
местно переходит в древнечерноморскую террасу (голоцен). Ни-
же в долинах прослеживается высокая и низкая пойма высотой,
соответственно, 2,5 и 1,5 м.
Поднятия Крымских гор на протяжении плиоцена и плейстоце-
на (по мнению Н. С. Благоволина с конца мела) достигали 1000 м.
Новейшие поднятия способствовали интенсивному расчленению
рельефа, формы которого обнаруживают теснейшую зависимость
от свойств и условий залегания коренных пород.
Известняковые массивы Яйлы расчленены относительно редкой
долинной сетью. Там, где прорезаны известняки и конгломераты,
долины имеют вид глубоких каньонов. В восточной части Главной
гряды, где юрские известняки фациально замещаются мощной
флишевой толщей, характер рельефа резко меняется. К плот-
ным известнякам и конгломератам приурочены вершины гор, ска-
листые гребни и пики причудливых очертаний высотой более
1000 м.
В районе Судака — Щебетовки эрозионное расчленение стано-
вится еще более сложным. Положительные формы рельефа здесь
связаны с выходами на дневную поверхность сильно дислоцирован-
ных известняков, песчаников и конгломератов. Весьма своеобразен
рельеф Карадагской горной группы, обусловленный чередованием
лав и туфов различной стойкости. Для нее характерны глубокие
ущелья, отвесные обрывы, зубчатые вершины, увенчанные причуд-
ливыми фигурами выветривания.
Для северного склона Главной гряды, сложенного легко размы-
ваемыми породами таврической серии и средней юры, характерна
густая сеть долин, разделенных узкими водоразделами с крутыми
склонами и сглаженными вершинами. Склоны подвержены интен-
сивному смыву и размыву, прорезаны сложно и дробно ветвящейся
системой оврагов и промоин, морфологический облик которых за-
висит от ориентировки по отношению к простиранию складок и от
закономерностей чередования в глинистых сланцах прослоев плот-
ных алевролитов и песчаников. Характер рельефа резко меняется
на моноклинально залегающих пластах мела и палеогена, приобре-
тая вид закономерно чередующихся асимметричных гряд и меж-
грядовых понижений.
313
Совершенно иной рельеф крутого южного склона Главной гря-
ды, особенно Южного Берега Крыма от мыса Айя до реки Ворон.
Его образование обусловлено тектоникой, особенно разломами, по
которым произошло погружение южного крыла крымского меган-
тиклинория под уровень Черного моря. Верхняя часть южного
склона — это сплошной и очень высокий скалистый обрыв верхне-
юрских известняков и конгломератов, расчлененный эрозией и
представляющий собой стенку срыва грандиозных обвалов и
оползней. Следы гравитационных смещений наблюдаются повсюду
у подножия скалистых обрывов в виде развалов, осыпей и крупных
массивов. Важную роль в образовании смещенных массивов игра-
ют также местами хорошо прослеживающиеся разрывные наруше-
ния типа ступенчатых сбросов, параллельных береговой линии, на
что в свое время обращал внимание Б. Ф. Добрынин.
Ниже по склону на глинистых породах таврической серии и
средней юры развит сложный эрозионно-холмистый рельеф с глу-
бокими широкодонными долинами с крутыми склонами, перекры-
тыми маломощными гравитационными и делювиальными шлей-
фами.
Для нижней части южного склона весьма характерны оползни,
которые осложняют хозяйственное освоение Южного Берега и тре-
буют осуществления комплекса противооползневых мероприятий.
Их образованию способствуют глинистые породы таврической се-
рии, сильное увлажнение, подрезание склона эрозией, абразией, а
также в результате деятельности человека. Оползни есть древние,
находящиеся в стабильном состоянии, и современные, активно дей-
ствующие. Первые занимают приводораздельные участки, вторые —
нижние части склонов, где наиболее сказываются современные про-
цессы эрозии и абразии. Мощность древних оползневых накоплений
достигает 110 м, современных — 50 м.
В развитии рельефа Горного Крыма значительную роль играют
селевые потоки. Они периодически возникают в речных долинах и
оврагах юго-восточного, юго-западного, северного и предгорного
селевых районов, общая площадь которых превышает 1000 км2. Об-
разованию селей способствуют интенсивное эрозионное расчлене-
ние рельефа, широкое распространение легко выветривающихся и
подверженных смыву горных пород (сланцев и песчаников таври-
ческой серии, средней юры, верхнеюрских конгломератов, меловых
мергелей), разреженность, а местами и полное отсутствие расти-
тельного покрова, малое количество осадков и их ливневый харак-
тер в теплое время года.
Селевые потоки относятся к категории водо-каменных с преоб-
ладанием разноглыбисто-щебнистых и водо-щебнистых разностей.
Нередко сели приносят огромный ущерб хозяйству края. Поэтому
большое внимание уделяется изучению и прогнозированию селей
(Б. М. Гольдин, А. А. Клюкин, Д. Н. Олиферов и др.), разработке
и осуществлению противоселевых мероприятий.
Яйла является областью классически развитого голого карста
на верхнеюрских известняках. Карсту Крыма посвящены извест-
314
ная монография А. А. Крубера (1915), работы Н. А. Гвоздецкого,
Б. Н. Иванова и др.
В Крыму встречаются самые разнообразные карстовые формы:
карры, воронки, шахты, пещеры, карстовые долины и закарствован-
ные трещины. Кавернозность известняков прослеживается на боль-
шую глубину. Наиболее крупные эрозионно-карстовые котловины
приурочены к верхнему, более древнему плато Яйлы. На нижнем
плато интенсивно развиты преимущественно мелкие воронки раз-
ного типа. С карстом Яйлы связано интенсивное поглощение по-
верхностных вод, образование суходолов и целого ряда крупных
карстовых источников (река Черная, источник Аян в верховьях Сал-
гира и др.). По мнению Д. С. Соколова, формирование карста
крымской Яйлы началось со среднего миоцена.
Карстовые формы встречаются и на поверхности верхнемеловых
и палеогеновых известняков Внутренней гряды, но развиты они
здесь значительно слабее.
Из приведенной выше характеристики морфоскульптуры горно-
го Крыма следует, что общие закономерности ее развития обус-
ловлены прежде всего контрастностью новейших тектонических дви-
жений (Благоволин, 1974). Зона максимальных градиентов текто-
нических движений протягивается вдоль Южного Берега. Здесь же
наблюдается и наибольшая активность водноэрозионных и скло-
новых процессов. В северной части Горного Крыма с ослаблением
молодых движений активность экзогенных процессов значительно
снижается, а деструктивная деятельность экзогенных факторов все
более дополняется аккумулятивной деятельностью.
Геоморфологическая поясность в Горном Крыму обусловлена
главным образом литологическим фактором: в сложенном мощными
известняками верхнем ярусе господствует карст, в среднем и ниж-
нем ярусах с выходами пород преимущественно таврической се-
рии— флювиальная и склоновая морфоскульптура.
Н. С. Благоволин отмечает заметное влияние литолого-клима-
тической провинциальности на развитие эрозионных процессов.
Так, для западного отрезка Южного Берега (западнее Алушты)
характерны хорошо развитые речные долины с залесенными и сла-
бо расчлененными междуречьями. При значительной густоте реч-
ной сети временные водотоки имеют ограниченное развитие. На
восточном отрезке, наоборот, речные долины относительно редки,
а сеть временных водотоков очень густая. Господствует рельеф ти-
па бедленда. Аридность климата способствует интенсивному плос-
костному смыву, сопровождающемуся параллельным отступанием
склонов и образованием выровненных площадок у их подножия (ти-
па педиментов). Классическим примером их могут служить на-
клонные площадки окрестностей Судака, опирающиеся на речные
и морские террасы.
Основные черты рельефа Керченского полуострова, как отмеча-
лось, связаны с господствующими на нем денудационными морфо-
структурными элементами, определяющими и особенности его мор-
фоскульптуры. Эти элементы объединяются в два четко выражен-
315
ных разновысотных уровня (см. рис. 43). Верхний уровень пред-
ставлен реликтами сарматской абразионной поверхности, срезаю-
щей вершины большинства моноклинальных гряд Керченского по-
луострова. Нижний — уровень раннемэотических мшанковых рифов
(Н. С. Благоволин, 1962).
В юго-западной части полуострова на майкопских глинах рас-
стилается равнина высотой 50—80 м, постепенно снижающаяся к
югу до 30 м. Ее поверхность расчленена многочисленными балками
с пологими склонами и широкими днищами. Особенно сильно раз-
мыт участок побережья в районе Феодосийского залива, изобилую-
щий пересыхающими солеными озерами и лиманами.
Отличительная особенность морфоскульптуры Керченского по-
луострова— широкое распространение грязевых вулканов. Морфо-
логически они представлены различной высоты холмами или про-
садочными овальными впадинами с плоским дном. В зависимости
от густоты изливающейся грязи вулканические холмы либо отно-
сительно высокие (до 50 м над окружающей местностью), круто-
бокие, имеющие вид усеченного конуса, либо невысокие полого-
склонные с плоской вершинной поверхностью.
На берегах Горного Крыма и особенно Керченского полуострова
хорошо развиты морские террасы: нижнечетвертичная чаудинская
(по мысу Чауда на южном берегу Керченского полуострова высо-
той 22—25 м), среднечетвертичная эвксино-узунларская (8—9 м),
верхнечетвертичная карангатская (7—8 м) и современная древне-
черноморская (2—4 м) (Благоволин, 1962). На других участках по-
бережья высота террас может быть несколько больше вследствие
четвертичных поднятий.
Украинские Карпаты
Украинские Карпаты представляют собой сравнительно неболь-
шую часть геоморфологической провинции Карпатских гор, протя-
нувшихся в виде огромной дуги на 1500 км и сформировавшихся
на месте мезозойско-кайнозойской миогеосинклинали. В их попереч-
ном сечении различают внутреннюю и внешнюю мегазоны (Е. Е.
Милановский, Н. В. Короновский, 1973).
Внутренняя мегазона отвечает неглубокому мезозойскому (три-
ас-раннемеловому) прогибу или системе прогибов, которые в се-
редине мела, а местами в позднем мелу были смяты в складки и
перемещены в разных секторах Карпатской дуги на десятки кило-
метров к северо-западу, северо-востоку и юго-востоку. В их строении
участвуют как мезозойские отложения, так и метаморфические
породы палеозоя и допалеозойского фундамента. Выше несогласно
залегают отложения верхнего мела и палеогена флишоидного типа,
подвергшиеся в начале неогена сравнительно простым складчато-
глыбовым деформациям. Местами внутренняя мегазона была на-
двинута на внешнюю, а затем одни ее участки испытали интенсив-
ные дифференцированные поднятия амплитудой до 3 км, другие бы-
ли вовлечены в глубокие опускания и превратились в межгорные
и внутренние впадины. К внутренней мегазоне Карпат и главным
образом к зонам сочленения ее приподнятых и опущенных в неогене
участков приурочен Закарпатский вулканический пояс.
Внешняя мегазона Карпат возникла на месте мел-палеогеново-
го флишевого прогиба. Прогиб замкнулся в конце олигоцена и в
течение миоцена подвергался сильному сжатию, приведшему к фор-
мированию складчато-надвиговой структуры, надвинутой на мио-
ценовый Предкарпатский прогиб. В миоцен-четвертичное время
внешняя мегазона Карпат испытала воздымание, которое, как пра-
вило, не превышало 2 км.
Согласно Е. Е. Милановскому и Н. В. Короновскому, по харак-
теру тектоники, рельефа и проявлению орогенного вулканизма Кар-
патские горы делятся на пять отрезков, которые можно приравнять
к геоморфологическим областям: Западные (Польско-Словацкие),
Центральные (Северо-Восточные, или Украинские), Восточные
(Румынские), Южные Карпаты и Карпато-Балканы.
В Западных Карпатах внутренняя мегазона в основном припод-
нята и выражена рядом среднегорных и даже высокогорных масси-
317
bob (Высокие и Низкие Татры, Фатра и др.), образующих в целом
крупный выступ домелового складчато-покровного основания. С
запада, юга и востока она обрамлена зонами миоценового вулка-
низма, приуроченными к крупным разломам.
В Украинских Карпатах внутренняя мегазона опущена и погре-
бена под молассами Закарпатских межгорных впадин и Средне-
Дунайской (Венгерской) впадины. Поперечные и продольные раз-
ломы обрамляют и разделяют эти впадины, контролируют располо-
жение миоценовых и раннеплиоценовых вулканов. Границей внеш-
ней и внутренней мегазон Западных и Центральных Карпат слу-
жит узкая сложно построенная зона Карпатских утесов, вытянутых
вдоль глубинного тектонического шва.
В Восточных Карпатах внешняя мегазона относительно сужена.
Надвинутая на нее внутренняя мегазона выражена мощными вы-
ступами метаморфического фундамента (Родна, Марамуреш).
К югу зона поднятий сужается и выклинивается. К ее западному
борту и южному окончанию приурочена мощная вулканическая
гряда. В Южных Карпатах и Карпато-Балканах развита только
внутренняя мегазона.
Украинские Карпаты расположены в основном в пределах на-
шей страны. На территории Украинской ССР их протяженность
(вдоль северо-восточного края) составляет 280 км при ширине око-
ло 100 км. Для Украинских Карпат характерно продольно-зональ-
ное простирание основных структурно-орографических элементов
с северо-запада на юго-восток, отвечающее простиранию карпат-
ских мегазон.
Во внешней северо-восточной полосе, соответствующей Скибо-
вой зоне, прослеживается 10 цепей горных хребтов. Среди них глав-
ная цепь Парашки-Апшицы. Ее отдельные вершины превышают
1800 м (горы Высокая, Сывуля Великая, Сывуля Малая). Горные
хребты обычно асимметричные, их северо-восточные склоны значи-
тельно круче юго-западных. Асимметрия особенно четко выражена
в пределах Бескид, занимающих внешнюю полосу гор к северо-за-
паду от реки Мизунки, где преобладают высоты 1100—1200 м. Бли-
же к верховьям Днестра Бескиды переходят в низкогорье с хорошо
развитым решетчатым расчленением.
Наиболее высокие горы внешней полосы Карпат—Горганы —
располагаются юго-восточнее Мизунки. Они отличаются резкими
формами и глубоким поперечным расчленением, в котором участву-
ют реки Свича, Ломница, Быстрицы Солотвинская и Надворянская,
Прут. Участок гор юго-восточнее верховьев реки Пистынки выде-
ляется под названием Буковинских Карпат. Вдоль всего внешнего
края Карпат протягивается полоса низкогорья высотой 600—800 м,
ограниченная четко выраженным уступом к Предкарпатской возвы-
шенности.
С юго-запада к внешней полосе прилегает Водораздельно-Вер-
ховинская полоса Карпат. В ее пределах прослеживается извилис-
тый средневысотный водораздельный гребень и прилегающие к не-
му низкогорья и среднегорья «верховин» с мягкими пологосклоны-
318
ми формами. Средние высоты здесь 800—1200 м. Только в вер-
ховьях Рики, Теребли и Тересвы, куда заходят отроги Горган, вы-
соты достигают 1700 м и более. Соответственно и формы гор стано-
вятся более резкими и глубоко расчлененными.
Самая высокая внутренняя полоса Карпат соответствует Поло-
нинско-Черногорской зоне. Она включает Полонинский хребет, Сви-
довец и Черногору. Отдельную горную группу составляют также
Раховский массив и Чивчины. Широкий Полонинский хребет обра-
зует орографическую ось Украинских Карпат. Его высоты превыша-
ют 1400 м. Он отличается выровненностью вершинных поверхно-
стей (полонии) и достаточно крутыми асимметричными склонами.
Глубокие поперечные долины Ужа, Латорицы, Рики, Теребли и Те-
ресвы расчленяют его на отдельные горные массивы (полонины
Ровна, Боржава, Красна и др.).
Высоты внутренней полосы, как и всех Украинских Карпат, уве-
личиваются к юго-востоку и достигают в Черногоре 2000 м и боль-
ше. Максимальная абсолютная высота-—2061 м (г. Говерла).
Здесь же располагаются глубоко и резко расчлененные горы Ра-
ховского кристаллического массива, простирающегося за пределы
нашей страны.
Вдоль юго-западного края Украинских Карпат протягивается
вулканическая Выгорлат-Гутинская гряда высотой от 600 до 1000 м.
Поперечными долинами Ужа, Латорицы, Боржавы и Тисы она рас-
членена на отдельные горные группы. Между ней и Полонинским
хребтом расположена Березно-Л ипшанская, или Турьинская, меж-
горная ложбина, к которой приурочены притоки главных попереч-
ных рек. С юго-запада к Выгорлат-Гутинской гряде примыкает Чоп-
Мукачевская низменность, составляющая лишь незначительную
часть обширной Средне-Дунайской (Венгерской) низменности.
Геоморфологию Украинских Карпат в советское время изучали
Г. П. Алферьев, В. Г. Бондарчук, К. И. Геренчук, И. Д. Гофштейн,
Н. С. Демедюк, Н. П. Ермаков, Ю. А. Ермоленко, Б. Н. Иванов,
Л. Г. Каманин, Я. С. Кравчук, Г. И. Раскатов, Т. Ю. Пиотровская,
Л. В. Скварчевская, А. И. Спиридонов, Д. Г. Стадницкий, Н. Е.
Фельдбарг и многие другие. Наиболее полные данные по геоморфо-
логии Украинских Карпат содержатся в работах П. Н. Цыся.
Морфоструктура
Украинские Карпаты в целом находятся в прямых соотношениях
со структурой внешней мегазоны Карпат. Как прямые, так и инвер-
сионные соотношения рельефа со структурой сложились внутри
отмеченных структурно-орографических зон и более дробных мор-
фоструктурных подразделений.
Согласно взглядам геологов (А. А. Богданова, О. С. Вялова,
В. В. Глушко, М. В. Муратова, В. И. Славина, В. С. Соболева, С. И.
Субботина и др.), в складчатой системе Украинских Карпат с севе-
ро-востока на юго-запад выделяются Внешняя антиклинальная
319
Рис. 44. Схема морфоструктурного районирования Советских Карпат (по П. Н.
Цысю и Л. Г. Каманину):
равнины и возвышенности Предкарпатского прогиба: 1 — аккумулятивные низменности реч-
ного, флювиогляциального и ледникового происхождения, 2 — эрозионные возвышенности;
средние и низкие горы Внешних Карпат (зона Внешнего антиклинория): 3, а — складчатые
и моноклинальные иизкогорья Скибовых (Чешуйчатых) Карпат, 3, б — складчатые и моно-
клинально-чешуйчатые низкогорья вовлеченной в поднятия Карпат внутренней зоны Пред-
карпатского предгорного прогиба, 4 — низкогорья и среднегорья; низкогорья и среднегорья
Верховинских Карпат (Центральная синклинальная зона): 5 — среднегорья, 6 — низкогорья;
складчато-глыбовые и глыбовые горы Внутренних Карпат (Внутренний горст-антиклинорий),
Полонинская зона: 7 — Свидовецко-Черногорские среднегорья и высокогорья, 8 — средне-
горья Полонинского хребта, Шепитских гор и гор Лосевой, 9 — среднегорья и высокогорья
Раховского кристаллического массива и Чивчинских гор; вулканические Карпаты: 10—
низкогорья вулканического (Выгорлат-Гутинского) хребта; внутренние аккумулятивные рав-
нины котловин юго-западной части Закарпатского прогиба: 11, а — равнины межгорной
Солотвииской (Верхнетисенской) котловины, 11, б — равнина предгорной Чоп-Мукачевской
котловины; аккумулятивные равнины Большой Венгерской впадины: 12—Большая Венгер-
ская равнина, 13 —- границы морфоструктурных районов, 14 — примерная граница между
Предкарпатским передовым прогибом и Подольской плитой
(или Скибовая антиклинальная), Центральная синклинальная
(Кросненская синклинальная) и Внутренняя антиклинальная (Ра-
ховско-Дуклянская антиклинальная) зоны (рис. 44).
В строении зон участвуют мощные толщи мелового и палеоге-
нового флиша, из-под которого в Чивчинских горах выступают
кристаллические сланцы, филлиты, кварциты палеозоя, а в Рахов-
ском горном массиве — гнейсы, кристаллические сланцы и мраморы
протерозоя. Флиш представлен переслаиванием песчаников, аргил-
литов, алевролитов, играющих далеко неодинаковую роль в строе-
нии различных структурно-фациальных элементов. В составе ниж-
него мела участвуют также конгломераты, известняки и мергели.
В отложениях палеоцена особо выделяются мощные ямненские пес-
чаники, эоцена — ритмично переслаивающиеся песчаники и аргил-
320
литы, олигоцена — черные и темно-серые известковые аргиллиты
кросненской серии.
Меловой флиш на дневную поверхность выступает в ядрах ан-
тиклинальных складок Внешней и Внутренней антиклинальных зон.
Наиболее значительные площади сложены им в пределах Черно-
горы. Отложения палеоцена и эоцена слагают в основном Внешнюю
и Внутреннюю антиклинальные зоны, а олигоцена — Центральную
синклинальную зону. Выходы на поверхность стойких пластов мела,
палеоцена и эоцена в значительной степени способствовали обра-
зованию высоких горных хребтов Скибовой и Полонинско-Черно-
горской областей, а выходы легко выветривающихся и размыва-
емых глинистых сланцев олигоцена — формированию относительно
сниженного и сглаженного рельефа Водораздельно-Верховинской
области. Внутри выделяемых регионов наблюдается значительная
дифференциация рельефа, обусловленная деталями морфострук-
туры.
Для Скибовой области характерно широкое развитие опрокину-
тых, нередко лежачих складок в виде крупных чешуй — скиб (от
украинского слова «скиба» — ломоть), надвинутых последователь-
но одна на другую с юго-запада на северо-восток. Начиная от края
Карпат, выделяются следующие основные скибы: Береговая, Оров-
ская, Скольская, Парашки и Зелемянки. Главный гребень Внешних
Карпат связан со скибой Парашки и фиксируется цепью резко вы-
раженных гор и хребтов: Высокая (1808 м), Сывуля Великая
(1836 м), Сывуля Малая (1818 м) и др. Юго-западнее прослежива-
ется цепь Зелемянки с горами Оровы (1760 м), Грофа (1752 м)
и др. К северо-востоку от цепи Парашки можно выделить несколько
гребневых линий, приуроченных к Оровской, Скольской, а вдоль
края Карпат — к Береговой скибам.
Гребни хребтов обычно состоят из стойких песчаников мелового
и палеогенового флиша, продольные долины приурочены к полосам
более мягких пород эоцена и олигоцена. Преобладающее юго-за-
падное падение пластов обусловило характерную асимметрию гор-
ных цепей Скибовых Карпат: северо-восточные склоны их обычно
крутые, юго-западные — пологие.
Скибовая морфоструктура Внешних Карпат лучше всего выра-
жена в пределах средневысотных Сколевских Бескид, расположен-
ных между реками Стрый и Мизунка. Юго-восточнее в Горганах
она усложнена более глубоким и резким поперечным и менее раз-
витым продольным расчленением. Юго-восточный, Покутско-Буко-
винский район Внешних Карпат частично соответствует смятому в
складки внутреннему крылу Предкарпатского прогиба и отличает-
ся прямым типом морфоструктуры—низкие горные хребты отвеча-
ют антиклинальным складкам с выходами в их ядрах плотных пес-
чаников верхнего мела и палеоцена.
Морфоструктура Внутренних Карпат связана с участвующими
в их строении частными структурными зонами (покровами). Выде-
ляется до пяти таких покровов, надвинутых подобно скибам Внеш-
них Карпат один на другой в северо-восточном направлении и смя-
21 Спиридонов А. И
321
тых в сложную систему складок. Основной является Дусино-Черно-
горская зона, которой соответствуют Полонинский хребет и Черно-
гора. Поперечными разломами эта зона разбита на пять блоков,
ступенеобразно опускающихся в западном направлении, за исклю-
чением самого последнего, пятого, блока, несколько приподнятого
по отношению к четвертому.
Первый блок самый крупный и наиболее приподнятый. Он ха-
рактеризуется выходами на поверхность и широким развитием ниж-
не- и верхнемеловых песчаников, участвующих в строении наибо-
лее высоких в Украинских Карпатах горных массивов Черногоры.
Остальные блоки сложены, главным образом, палеогеном с выхо-
дами мела в ядрах антиклиналей. Погружение блоков по разломам
совпадает с уменьшением высот Полонинского хребта в западном
направлении от 1800 до 1400 м. В зависимости от литолого-страти-
графического разреза складки Дусино-Черногорской зоны получи-
ли не только прямое, но и обратное выражение в рельефе. Так, ин-
версионными (синклинальными) являются главный гребень Черно-
горы, некоторые звенья Полонинского хребта (полонина Ровна
и др.).
На крайнем юго-востоке Внутренних Карпат располагается Ра-
ховский горный массив. Ему соответствует Мармарошская струк-
турная зона, которая прослеживается далее в Румынии. В пределах
этой зоны кристаллический фундамент высоко приподнят и выве-
ден на дневную поверхность. Он определяет складчато-глыбовую
морфоструктуру территории. Юго-восточнее Раховского массива
вдоль государственной границы нашей страны протягивается гор-
ный массив Чивчин, отвечающий небольшому антиклинорию север-
ной окраины Мармарошской зоны.
Вдоль южного склона Карпат расположена Утесовая зона ши-
риной от 2 до 20 км, сложенная верхнемеловым и палеогеновым
флишем. В ее пределах в виде двух параллельных гряд выступают
крупные и мелкие массивы и отдельные утесы юрских и неокомских
песчаников. По общему характеру строения Утесовая зона может
быть уподоблена гигантской тектонической брекчии. Она возникла,
как отмечалось выше, вдоль мощного глубинного разлома, отделя-
ющего внешнюю мегазону от внутренней мегазоны Карпат.
С юга к Карпатам примыкает зона Закарпатского внутреннего
прогиба, состоящего из двух глубоких миоценовых впадин: Солот-
винской, или Верхнетисенской, и Чоп-Мукачевской. В рельефе им
отвечают Верхнетисенская котловина и Чоп-Мукачевская низмен-
ность.
В Верхнетисенской впадине отмечается ряд пологих брахианти-
клинальных складок, нередко осложненных соляной тектоникой,
вплоть до выраженных в рельефе диапировых куполов. Чоп-Мука-
чевская впадина, по геологической структуре сходная с Верхнети-
сенской, почти полностью перекрыта отложениями плейстоцена. Во
внутренней ее части (по линии Чоп — Берегово) намечается зона
антиклинальных поднятий в виде брахиантиклинальных складок,
осложненных крупными разрывными нарушениями.
322
Закарпатский прогиб крупным разломом отделен от Венгерской
впадины, которой отвечает Большая Венгерская низменность. Вен-
герская впадина представляет собой срединный массив в альпий-
ской геосинклинали, который стал интенсивно прогибаться только
с конца миоцена, когда Закарпатский прогиб уже был заполнен
мощной толщей моласс (Лазько, 1975). В пределы нашей страны
заходит лишь незначительная северо-восточная окраина Большой
Венгерской низменности.
Крупные продольные разломы, ограничивающие Закарпатский
прогиб с севера и юга, а также поперечный (Хустский) разлом,
контролируют расположение вулканических форм. Среди них выде-
ляются Выгорлат-Гутинская (Выгорлат-Хустская) вулканическая
гряда и островные вулканические формы окрестностей Берегова.
К сказанному о разрывной тектонике следует добавить, что
глубокие поперечные разломы прослеживаются из Закарпатья в
область Карпат и даже Предкарпатья и определяют многие черты
рельефа и, в частности, рисунок речной сети. С поперечными раз-
ломами связаны субмеридиональные отрезки речных долин Лато-
рицы, Боржавы, Теребли, Черной Тисы, Черемоша и других рек.
Развитие основных элементов морфоструктуры Карпат прихо-
дится На альпийский геотектонический цикл. До конца палеогена
на месте горного сооружения существовал геосинклинальный про-
гиб, заполнявшийся флишевыми осадками. На границу палеогена
и неогена падает переломный момент в развитии геосинклинали —
во флишевой области начинается складкообразование и последо-
вавшее за ней формирование гор. По обеим сторонам воздымаю-
щихся Карпат возникают прогибы — северный краевой в Пред-
карпатье и южный внутренний в Закарпатье, в которых отлагаются
продукты разрушения горного рельефа.
Можно предполагать, что уже в конце палеогена наметилось
разделение Карпатских гор на охарактеризованные выше три мор-
фоструктурные зоны: сначала внутреннюю, а затем внешнюю анти-
клинальные и центральную синклинальную. В пределах синкли-
нальной зоны олигоценовое море продолжало существовать, когда
во внешней и внутренней зонах начали уже формироваться участ-
ки поднимающейся суши. В дальнейшем эти различия усилились
и осложнились надвиговыми явлениями с образованием покровов.
Важным событием в жизни Карпат была поздненеогеновая
складчатость, проявившаяся главным образом в Скибовой зоне и во
внутреннем крыле Предкарпатского прогиба образованием новых
складок и надвигов амплитудой до 15 км и больше. На южной ок-
раине гор падвиговые движения осуществлялись в сторону Закар-
патского прогиба и были менее значительными. Здесь важную роль
играли опускания по разломам, сопровождавшиеся вулканически-
ми извержениями.
Морфоскульптура
Формирование морфоскульптуры Карпат началось после эпохи
складчатости и последовавшего затем общего воздымания гор,
21*
323
т. е. с раннего миоцена. В связи с прерывистыми поднятиями, че-
редовавшимися с периодами относительного тектонического покоя,
рельеф Карпат приобрел ярусное строение в виде разделенных ус-
тупами разновысотных поверхностей денудационного происхожде-
ния, сменяющихся ниже речными террасами.
Движения по разломам в Закарпатье сопровождалось, как уже
говорилось, образованием вулканогенной морфоскульптуры. Выгор-
лат-Гутинская вулканическая гряда протягивается от г. Выгорлат
в Словакии до долины реки Тисы, около которой она резко изгиба-
ется к югу вдоль Хустского поперечного разлома. Гряда состоит
из ряда полигенных стратовулканов, слившихся между собой и
сопровождаемых множеством мелких вулканов, экструзивных ку-
полов и трубок взрыва. Во многих местах хорошо сохранились эле-
менты вулканогенной скульптуры: кальдеры, кратеры и др.
Гряда образовалась в результате многократных извержений
преимущественно андезито-базальтовых и андезитовых лав, туфов
и туфобрекчий. Возраст вулканических толщ гряды определяли по-
разному: от позднего миоцена до раннего плейстоцена. В последнее
время господствует мнение о принадлежности всех или большей
части вулканических образований к позднему плиоцену и четвер-
тичному периоду. По мнению Е. Е. Милановского и Н. В. Коронов-
ского (1973), эти образования древнее и относятся к среднему или
даже к концу раннего плиоцена. В настоящее время Выгорлат-Гу-
тинская гряда расчленена реками Ужом, Латорицей, Боржавой и
Тисой на отдельные группы: Выгорлат (основная часть которого
расположена в Словакии), Великий Дил (г. Бужора, 1086 м), Ту-
пой, Оаш (уходящую в пределы Румынии).
Решение вопроса о развитии эрозионно-денудационной скульп-
туры Карпат упирается в решение проблемы поверхностей денуда-
ционного выравнивания. Большинство авторов выделяют в Украин-
ских Карпатах до четырех поверхностей выравнивания.
А. И. Спиридонов (1952) установил три поверхности денудаци-
онного выравнивания относительной высотой 900—1100 (полонин-
ская поверхность), 500—650 и 150—200 м.
Остатки полонинской поверхности приурочены к широким плос-
ким вершинам самых высоких гор, поднимающимся выше границы
леса. Вершины покрыты горными лугами и носят название поло-
нии. Замечательным примером их служит полонина Ровна. Ее плос-
кая, местами совершенно ровная бронированная песчаниками по-
верхность находится на абсолютной высоте 1300—1400 м. К юго-
востоку абсолютная высота полонии возрастает до 1950 м.
Основную часть Украинских Карпат в полосе флиша занимают
горы высотой в среднем 900—1000 м. Горы сильно расчленены, но
сохранившиеся в большом количестве мест ровные площадки на
их вершинах позволяют выделить денудационную поверхность от-
носительной высотой 500—650 м. Ее высота над уровнем моря, как
и полонинской поверхности, увеличивается к юго-восточной части
Украинских Карпат.
Очень отчетливо выражена еще одна более низкая поверхность.
324
Абсолютная высота ее колеблется в довольно широких пределах,
постепенно увеличиваясь к зоне современного водораздела от 400
до 950 м, а относительная высота сохраняется довольно постоян-
ной—около 150—200 м. Уступ к рекам и горное обрамление с
тыльной стороны придают этой поверхности характер ступени (пе-
димента). Поверхность прослеживается преимущественно в местах
залегания флиша, а также в краевых частях вулканических гор,
врезаясь в эффузивные образования Выгорлат-Гутинской гряды.
Следовательно, возраст этой поверхности послсвулканический,
т. е. в основном верхнеплиоценовый — нижнечетвертичный, если
вместе с Е. Е. Милановским и Н. В. Короновским признать, что
формирование вулканогенных толщ приходится главным образом
на средний плиоцен.
Средняя поверхность срезает флишевые толщи и миоценовые
отложения вплоть до среднесарматских, а ее внешний край пере-
крыт вулканогенными образованиями Выгорлат-Гутинской гряды.
Следовательно, возраст этой поверхности может быть определен
как довулканический -—мио-, плиоценовый. Самую верхнюю — по-
лонинскую поверхность А. И. Спиридонов отнес к нижнему мио-
цену.
Проблема поверхностей выравнивания Украинских Карпат об-
суждается многими учеными. И. Д. Гофштейн (1964) полагает, что
на юго-западных склонах Карпат сохранились реликты трех уров-
ней планации рельефа, не считая более низких озерно-аллювиаль-
ных. Это поверхности Урду, Подполонинская и Кичерская, сформи-
ровавшиеся в раннем миоцене, начале позднего тортона и в раннем
панноне. Эпохам выравнивания соответствуют глинистые и соле-
носные отложения в толще закарпатских моласс, а эпохам подня-
тий—горизонты конгломератов.
На северных склонах Карпат И. Д. Гофштейн выделяет Бес-
кидскую денудационную поверхность позднетортонского возраста
и Подбескидскую поверхность позднеплиоценового возраста. Он от-
рицает присутствие поверхности выравнивания в Горганах и счи-
тает, что ее формированию препятствовала большая тектоническая
активность горного сооружения.
П. Н. Цысь (1971) разделяет мнение о трех основных этапах вы-
равнивания Карпат, однако этапам дает другую возрастную при-
вязку. Он считает, что отмеченное И. Д. Гофштейном и другими ав-
торами чередование грубо- и тонкообломочного материала в ниж-
не- и среднемиоценовых молассах не дает оснований для заключе-
ний о восходящем и нисходящем развитии рельефа. На протяжении
раннего и среднего миоцена констатируется общая мобильность
Карпат, не благоприятстовавшая выравниванию гор. Об этом
свидетельствует большая мощность среднемиоценовых коррелят-
ных отложений в Предкарпатском прогибе (свыше 3500 м) и в Со-
лотвинской впадине (свыше 7300 м), развитие грубообломочных
фаций (конгломератов).
Наиболее благоприятные условия для выравнивания рельефа,
по мнению П. Н. Цыся, сложились во время позднетортонской и
325
особенно раннесарматской трансгрессии, сопровождавшейся опус-
каниями и накоплением тонкообломочного материала. Возникшая
в это время полонинская поверхность представляла собой низко-
горье с останцовыми грядами и вершинами, с широкими долинами.
К этому времени уже сложилось поперечное расчленение воздыма-
ющихся гор реками, стекавшими в сторону Предкарпатского и За-
карпатского прогибов, их водораздел проходил на месте современ-
ных Полонинских гор. Позднее — в раннеплиоценовое и поздне-
плиоцен-раннечетвертичное время, по П. Н. Цысю, образовались
средняя и нижняя поверхности выравнивания.
Н. С. Демедюк (1973) кроме Полонинской поверхности выделяет
еще Бескидскую и две Приречные поверхности. Их формирование,
как и неоген-четвертичных моласс, он связывает с тремя основными
стадиями орогенного этапа развития Украинских Карпат.
Раннеорогенная стадия (аквитан — гельвет) в начале характе-
ризовалась поднятиями и интенсивной складчатостью, сменивши-
мися последующим ослаблением движений, сглаживанием рельефа
и образованием к концу стадии полонинской поверхности выравни-
вания.
Для среднеорогенной стадии (тортон — паннон) также харак-
терно было сначала усиление поднятий, повторная складчатость,
сопровождавшаяся во Внешних Карпатах образованием крупных
надвигов, а затем ослабление движений и формирование к концу
стадии Бескидской эрозионно-денудационной поверхности.
Позднеорогенная стадия (средний плиоцен — плейстоцен) вновь
ознаменовывается резким усилением поднятий, в которые вовлека-
ются Предкарпатье и Солотвинская впадина, а Чоп-Мукачевская
впадина продолжает погружаться. К концу стадии оформляетей
современное сводовое поднятие Карпат, образуются приречные эро-
зионно-аккумулятивные поверхности и расположенные ниже реч-
ные террасы.
Я- С. Кравчук (1975) выше плиоцен-эоплейстоценовых педимен-
тов Предкарпатья выделяет три поверхности выравнивания. Их
формирование он относит к раннему тортону, позднему тортону
и раннему сармату.
В противоположность взглядам большинства исследователей,
Е. М. Беликовская и Н. Е. Фельдбарг считают, что в северо-восточ-
ной части Украинских Карпат развита плиоценовая поверхность
выравнивания, которая послужила исходным уровнем при форми-
ровании горного рельефа. Однако здесь, так же как и на юго-запад-
ном склоне, более достоверна позднеплиоценовая поверхность вы-
равнивания типа педимента, переходящая в сложенную галечника-
ми позднеплиоценовую террасу рек Днестра, Прута и их притоков.
Как отмечалось, на юго-западной окраине Карпат верхнеплиоцено-
вый педимент вырезан в вулканических массивах Выгорлат-Гутин-
ской гряды и по течению Тисы и ее притоков сливается с их верхне-
плиоценовой террасой, в строении которой участвует галька вулка-
нических пород.
Таким образом, проблема поверхностей выравнивания Украин-
326
ских Карпат остается еще весьма дискуссионной. Нет единого мне-
ния о количестве, возрасте и механизме формирования этих поверх-
ностей. По-видимому, можно считать более обоснованным представ-
ление о трех основных уровнях поверхностей выравнивания, вклю-
чая нижнюю верхнеплиоценовую типа педимента. Заслуживают
внимания доводы П. Н. Цыся в пользу того, чтобы возраст самой
верхней (Полонинской) поверхности признать раннесарматским,
сходным с возрастом вершинных поверхностей Кавказа и Крыма.
Необходимо отметить, что верхняя (полонинская) и средняя
поверхности выравнивания несут признаки дифференцированных
как плавных, так и глыбовых новейших поднятий Карпатского ме-
гантиклинория. Именно в новейшее, преимущественно в послемио-
ценовое, время определялась охарактеризованная выше морфо-
структура Карпат с разделением их на три структурно-геоморфоло-
гические зоны. В Полонинско-Черногорской (Дусино-Черногор-
ской) зоне в это время происходили движения по поперечным раз-
ломам, отразившиеся в отмеченных И. Д. Гофштейном, Т. Ю. Пиот-
ровской и другими перепадах высот поверхностей выравнивания.
По представлениям некоторых исследователей (Н. П. Ермакова,
Г. И. Раскатова, Е. М. Беликовской и др.), в плиоцене Карпаты бы-
ли расчленены широкими продольными долинами, следами кото-
рых являются Водораздельно-Верховинская, Березно-Липшан-
ская, Ясиня-Черемошская и другие депрессии рельефа. Только в
конце плиоцена — начале плейстоцена после сводных поднятий Кар-
пат продольные реки были перехвачены более энергично врезавши-
мися поперечными реками. Однако следует признать более обосно-
ванным вывод Г. П. Алферьева о том, что продольные депрессии
созданы притоками основных — поперечных рек.
Система плиоценовых террас, широкое распространение в мо-
лассах Предкарпатья и Закарпатья обломочного материала из по-
род внутренней и центральной зон скорее говорят о сложившейся
в Карпатах в конце плиоцена и даже еще раньше системы основных
поперечных долин. Продольное расчленение было, в основном, вто-
ричным, связанным с работой притоков, заложившихся по прости-
ранию относительно легко поддающихся размыву горных пород.
Первоначально водораздельная линия проходила по гребню По-
лонинского хребта. В начале четвертичного периода она была пере-
пилена реками юго-западного склона Карпат. Их более энергичная
глубинная и регрессивная эрозия была вызвана продолжавшимися
в плиоцене и плейстоцене опусканиями Закарпатского прогиба. Пе-
репиливание полонинского водораздела сопровождалось местными
перехватами в верховьях Тисы, Теребли и других рек. Только Прут
и Черемош пересекают Водораздельно-Верховинскую зону.
В долинах рек отмечается до семи четвертичных террас. Их
средние относительные превышения, по данным Г. П. Алферьева,
Г. И. Раскатова, П. Н. Цыся и др., составляют: 0,5—0,7; 1,5—2;
5—6; 15—20; 25—40; 50—70; 80—110 м. Возраст первых трех тер-
рас голоценовый, четвертой и пятой — верхнечетвертичный, шес-
той — среднечетвертичный и седьмой — нижнечетвертичный. На-
327
блюдаются обрывки одной-двух верхнеплиоценовых террас относи-
тельной высотой от НО до 160 м и больше. Террасы сложены галеч-
никами, которые на нижних террасах ближе к предгорьям бывают
прикрыты маломощными суглинками.
Количество террас и их относительная высота заметно варьиру-
ют в разных районах Карпат. По данным Т. Ю. Пиотровской
(1966), в долинах южного склона Карпат прослеживается семь тер-
рас: первая и вторая верхнечетвертичные (5—10 и 15—-25 м),
третья и четвертая — среднечетвертичные (35—40 и 50—60 м), пя-
тая и шестая — нижнечетвертичные (90—100 и 120—160 м), седь-
мая нижнечетвертичная — верхнеплиоценовая (200—250 м). Это
свидетельствует о дифференцированных поднятиях гор и продол-
жавшихся в позднем плиоцене и в плейстоцене местных речных пе-
рехватах.
Количество террас и их относительные высоты в долинах южно-
го склона Карпат заметно сокращаются на границе с Чоп-Мука-
чевской низменностью, а в долинах северного склона высотные по-
казатели террас оказываются более выдержанными до самых гра-
ниц с Предкарпатьем. Эти различия объясняются опусканиями в
плейстоцене и относительно слабыми поднятиями Закарпатского
прогиба и преимущественно поднятиями Предкарпатского прогиба.
Новейшие поднятия и врезание рек способствовали интенсивно-
му эрозионному расчленению гор системой основных поперечных и
подчиненных им продольных долин, а также более дробных развет-
влений эрозионной сети. Глубина расчленения колеблется от 200 м
близ предгорий до 1000 м в глубине гор при абсолютных высотах
от 600 до 2000 м.
При образовании продольных долин была выделена система па-
раллельных горных хребтов, приуроченных к положительным
структурам и выходам на поверхность наиболее прочных горных
пород, главным образом песчаников флиша. Гребни горных хребтов
преимущественно узкие, округлые с выступающими на поверхность
песчаниками, а в пределах Черногоры — известняками, кварцита-
ми палеогена и мела, образующими на вершинах россыпи глыб и
щебня. Наблюдаемые местами плоские вершинные поверхности и
ступенеобразные формы локального характера могли образоваться
вследствие бронирования рельефа пластами стойких горных пород.
Ниже гребней в горах преобладают гравитационные склоны, ча-
ще всего осыпные, у которых обычно четко выделяются стенка
срыва осыпей и осыпной шлейф. Стенки срыва падают под углом
40° и более (нередко 50—70°). Непосредственно с поверхности они
сложены скальными коренными породами, на более пологих отрез-
ках-— подвижными каменными россыпями и каменными реками.
Осыпные шлейфы имеют наклон 15—30° и состоят из щебня и бо-
лее крупных обломков (до 2 м в поперечнике) с дресвянистым и
суглинистым заполнителем. Мощность осыпных отложений до 6 м
и более. Они в разной степени затронуты процессами оползания,
плоскостного смыва и солифлюкции.
Осыпные склоны с высокими стенками срыва и подвижными
328
осыпями широко распространены во Внутренней зоне Карпат. Они
особенно характерны для глубоковрезанных ущелистых долин, ин-
тенсивно расчленивших Чивчинские горы, весь бассейн Белого и
Черного Черемошей. Во Внешней зоне осыпные склоны ограничи-
вают с северо-востока большинство горных хребтов — скиб с их
резко выраженным асимметричным строением.
Внутри Карпат широко распространены склоны с углом паде-
ния 10—15е. Они главным образом приурочены к тем местам, где
на поверхность выступают глинистые сланцы, которые легко вывет-
риваются, а в выветрелом состоянии легко подвергаются ополза-
нию, солифлюкции и плоскостному смыву. Кроме мерзлотной соли-
флюкции (криосолифлюкции), воздействовавшей на склоны в пери-
гляциальной обстановке во время оледенений, отмечается также
влияние солифлюкции (дефлюкции) в условиях теплого влажного
климата межледниковий и послеледниковья.
Склоны делювиально-солифлюкционного сноса и оползания наи-
более характерны для Центральной синклинальной зоны, в строе-
нии которой участвуют мощная толща глинистых сланцев олигоце-
на. Именно структурно-литологическими условиями, в первую оче-
редь, обусловлен общий характер рельефа этой зоны: менее значи-
тельные, чем во Внутренней и Внешней антиклинальных зонах, аб-
солютные высоты (800—1200 м), округлость вершин и гребней гор,
мягкие очертания и сположенность склонов. Во Внешней и Внут-
ренней зонах такие склоны приурочены к широким межхребтовым
понижениям и долинам, заложившимся вдоль осей синклиналей
или выходов на поверхность песчано-глинистых свит палеогена и
мела.
В наиболее возвышенных районах Карпат (на северных склонах
Черногоры, Свидовца, в Раховском массиве, в восточных Горга-
нах) наблюдаются формы горно-долинного оледенения. Следы сред-
нечетвертичного оледенения (морены, флювиогляциальные терра-
сы) плохо сохранились и очень проблематичны. Значительно пол-
нее и ярче представлены формы и отложения, созданные во время
последнего, позднечетвертичного оледенения (боковые и конечные
морены, троги, кары).
Особенно хорошо развиты ледниковые формы в Черногоре, где
наблюдается большое количество каров, расположенных двумя
ярусами. Из нижних каров спускаются моренные языки до 1000 м
абсолютной высоты. Лучше всего сохранились боковые моренные
валы, достигающие в длину 1—2 км при высоте 50—60 м. Они фик-
сируют максимум распространения ледников в долинах Прута, Гад-
жины, Кизи. Морены состоят из крупных (до 2 м) угловатых глыб
песчаников, заключенных в более мелком щебневом и гравийном
материале. Мощность морены достигает нескольких десятков мет-
ров. Выделяется от 2 до 3 дуг стадиальных морен с заключенными
между ними торфяниками. К конечноморенным валам в долинах
Прута и других рек прислонены флювиогляциальные конусы, сли-
вающиеся с позднеплейстоценовыми речными террасами высотой
до 40 м.
329
Примыкающая к Украинским Карпатам Чоп-Мукачевская низ-
менность, как отмечалось выше, соответствует одноименной впади-
не, в пределах которой ложе миоценовых образований опущено на
глубину до 2000 м, а мощность одних только четвертичных отложе-
ний превышает 100 м. Плиоцен-четвертичные опускания по линии
разлома, прослеживающегося от Ужгорода на Мукачево, способ-
ствовали образованию на уровне поймы обширной, совершенно
плоской, и гривистой равнины. Ее абсолютные высоты колеблются
в очень небольших пределах — от 120 м около предгорий до 105 м
около Чопа на берегу Тисы. Таким образом, поверхность весьма
слабо наклонена от гор к Тисе и одновременно с востока на запад
согласно течению реки. Предгорную часть низменности составляют
три плоских конуса выноса, образованные наносами рек Ужа, Лато-
рицы и Тисы. Между конусами располагаются понижения. Среди
них между Латорицей и Тисой особо выделяются озерно-болотные
понижения урочища Черный Мочар и Иршавской котловины, отве-
чающие локальным синклинальным структурам.
Чоп-Мукачевская низменность с поверхности сложена голоцено-
вым аллювием мощностью 15—20 м, ниже которого залегают еще
три аллювиальные свиты: верхнечетвертичная на глубине от 15 до
50 м, среднечетвертичная — от 35 до 70 м и нижнечетвертичная —
от 60 до ПО м. Каждая свита в нижней части разреза представлена
валунно-галечным материалом, а вверху — песчано-галечным и су-
глинистым, слагающим соответствующие погребенные террасы
(Швыдкий, 1974).
Между молодым Ужгород-Мукачевским разломом и подножием
Выгорлат-Гутинской гряды располагается полоса предгорий, испы-
тавшая поднятия в четвертичное время. В полосе предгорий хоро-
шо выражена серия эрозионно-аккумулятивных террас, у
которых площадки заметно наклонены в сторону низменности.
Ю. Н. Швыдкий группирует их в три разновозрастных уровня: ниж-
нечетвертичный абсолютной высотой 260—380 м, среднечетвертич-
ный— 180—220 м и верхнечетвертичный— 140—160 м. Террасы
эрозионно-аккумулятивные, сложенные галечниками. Из них самая
верхняя, по нашим наблюдениям (Спиридонов, 1952), в глубь гор
фациально переходит в поверхность выравнивания (педимент) от-
носительной высотой 150—200 м и составляет с ней одно параге-
нетическое целое. Время образования этой террасы, по-видимому,
охватывает также конец плиоцена.
В окрестностях Берегова, Виноградова однообразный рельеф
Чоп-Мукачевской низменности нарушается холмообразными вул-
каническими формами относительной высотой 60—ПО м. Холмы
образовались в результате миоценовых извержений и в настоящее
время сильно разрушены под воздействием денудации. Их основа-
ние погребено под мощными плиоценовыми молассами.
Литература
Анучин Д. Н., Борзов А. Л. Рельеф европейской части СССР. М., Географгиз,
1948.
Асеев А. А. Древние материковые оледенения Европы. М., «Наука», 1974.
Атлас литолого-палеогеографических карт СССР (в 4-х томах). М., ГУГК,
1967.
Бальян С. П. Структурная геоморфология Армянского иагорья и окаймляю-
щих областей. Ереван, Изд-во Ереван, ун-та, 1969.
Билинкис Г. М. Неотектоника Молдавии и смежных районов Украины. Ки-
шинев, «Штиинца», 1971.
Бискэ Г. С. Четвертичные отложения и геоморфология Карелии. Петроза-
водск, 1959.
Воскресенский С. С. Геоморфология СССР. М., «Высшая школа», 1968.
Востряков А. В. Неогеновые и четвертичные отложения, рельеф и иеотекто-
пика юго-востока Русской платформы. Саратов, Изд-во Саратовск. ун-та, 1967.
Геология Армянской ССР, т. 1. Геоморфология. Изд-во АН Армян. ССР, 1962.
Геология СССР, т.: 1, 3, 4, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 21, 37, 43, 45, 46, 47, 48. М.,
«Недра», 1960 -1972.
Геоморфология Азербайджана. Изд-во АН Азерб. ССР, 1959.
Геоморфология Грузви. Изд-во АН Груз. ССР, 1971.
Геренчук К. И. Тектонические закономерности в орографии речной сети Рус-
ской равнины. Записки Географ, общ-ва СССР, т. 20. Львов, 1960.
Горелов С. К- Морфоструктурный анализ иефтегазаиосных территорий. М.,
«Наука», 1972.
Горные страны европейской части СССР и Кавказ. М., «Наука», 1974.
Горецкий Г. И. Аллювий великих аитропогеновых прарек Русской равнины.
Пра-реки Камского бассейна. М., «Наука», 1964.
Горецкий Г. И. Формирование долины Волги в раннем и среднем антропо-
гене. Аллювий пра-Волги. М., «Наука», 1966.
Горецкий Г. И. Аллювиальная летопись великого пра-Днепра. М., «Наука»,
1970.
Гофштейн И. Д. Неотектоника Карпат. Киев, Изд-во АН УССР, 1964.
Грищенко М. Н. Плейстоцен и голоцен Верхнего Дона. М., «Наука», 1976.
Гуделис В. К. Рельеф и четвертичные отложения Прибалтики. Вильнюс,
«Минтае», 1973.
Данилине И. Я. Четвертичные отложения Латвии. Рига, «Зинатне», 1973.
Дедков А. П. Экзогенное рельефообразование в Казанско-Ульяновском При-
волжье, Казань, Изд-во Казанск. ун-та, 1970.
Дедков А. П. п др. Климатическая геоморфология денудационных равнин. Ка-
зань, 1977.
Кавказ (Природные условия и естественные ресурсы СССР). М., «Наука»,
1966.
Карандеева М. В. Геоморфология европейской части СССР. М., Изд-во МГУ,
1957.
Коржуев С. С. Рельеф Припятского Полесья. М., Изд-во АН СССР, 1960.
Леонтьев О. К-, Фатеева Н. И. Геоморфология и история развития побережья
Каспийского моря. М., Изд-во Московск. ун-та, 1965.
Маринич А. Л1. Геоморфология Южного Полесья. Киев, Изд-во Киевск. ун-та,
1962.
331
Марков К. К., Лазуков Г. И., Николаев В. А. Четвертичный период, т 1 и 2.
М„ Изд-во МГУ, 1965.
Мещеряков Ю. А. Рельеф СССР. М., «Мысль», 1972.
Можаев Б. Н. Новейшая тектоника северо-запада Русской равнины. Л., «Нед-
ра», 1973.
Милановский Е. Е. Новейшая тектоника Кавказа. М., «Недра», 1968.
Морфоскульптура и экзогенные процессы на территории СССР. М„ Изд-во
АН СССР, 1975.
Николаев Н. И. Неотектоиика и ее выражение в структуре и рельефе терри-
тории СССР. М., Госгеолтехиздат, 1962.
Обедиентова Г. В. Формирование речных систем Русской равнины. М.,
«Недра», 1975.
Обедиентова Г. В. Эрозионные циклы и формирование долины Волги. М„
«Наука», 1977.
Поверхности выравнивания и коры выветривания на территории СССР. Под
ред. И. П. Герасимова и А. В. Сидоренко. М., «Недра», 1974.
Равнины европейской части СССР. М., «Наука», 1974.
Раскатов Г. И. Геоморфология и неотектоиика территории Воронежской анте-
клизы. Воронеж, Изд-во Воронежск. ун-та, 1969.
Рождественский А. П. Новейшая тектоника и развитие рельефа Южного при-
уралья. М., «Наука», 1971.
Савинов Ю. А. Четвертичная геология севера Русской равнины. Л., Изд-во
Ленингр. уи-та, 1971.
Сафронов И. Н. Палеогеоморфология Северного Кавказа. М., «Недра», 1972.
Север европейской части СССР (Природные условия и естественные ресурсы
СССР). М., «Наука», 1966.
Соболев С. С. Развитие эрозионных процессов па территории европейской
части СССР и борьба с ними, т. 1. М. — Л., Изд-во АН СССР, 1948.
Соколов Н. Н. Геологическое строение и история развития рельефа. — В кн.
«Северо-Запад РСФСР. Физико-географическое описание», М. — Л. Изд-во АН
СССР, 1949.
Соколовський 1. Л. Законом1рноси розвитку рельефу Украши, Кшв, «Наукова
думка», 1973.
Спиридонов А. И. Геоморфологическое районирование Восточно-Европейской
равнины. «Землеведение», 1969, № 8.
Средняя полоса европейской части СССР (Природные условия и естественные
ресурсы СССР). М., «Наука», 1967.
Стрелков С. А. и др. История формирования рельефа и рыхлых отложений
северо-восточной части Балтийского щита. М., «Наука», 1976.
Украина и Молдавия (Природные условия и естественные ресурсы СССР).
М., «Наука», 1972.
Цись П. Н. Геоморфолопя УРСР. Вид. Льв^вск. ун-ту, 1962.
Щербакова Е. М. Древнее оледенение Большого Кавказа. М., Изд-во
Московск. уи-та, 1973.
Юго-Восток европейской части СССР (Природные условия и естественные
ресурсы СССР). М., «Наука», 1971.
Оглавление
Предисловие......................................................3
Введение.........................................................4
Восточно-Европейская равнина .......................................... °
Общий обзор....................................................8
Морфоструктура.................................................П
Морфоскульптура .....................................................28
Геоморфологическое районирование Восточно-Европейской равнины . . 72
v Кольско-Карельская провинция.................................74
iz Северорусская провинция . '.................................93
• Низменности и возвышенности северо-запада Русской равнины . . 93
- Возвышенности и низменности Центра д Запада Русской равнины . ИО
I * Низменности и возвышенности Северной покатости Русской равнины 128
Vг-Печорская низменность и Тиман.............................138
Среднерусская провинция.....................................153
Приднепровская и Полесская низменности....................154
Низменности Кинешмско-Чебоксарского Заволжья, Волжско-Окско-
го и Окско-Донского междуречий..............................167
Низкое Заволжье.................................................181
Украинская возвышенность........................................190
V Среднерусская возвышенность.....................................208
Приволжская возвышенность и Ергени..............................220
Высокое Заволжье................................................234
Донецкая возвышенность .... 249
/ Южнорусская провинция............................................255
Причерноморская и Азово-Кубанская низменности...................256
V Ставропольская возвышенность....................................265
Прикаспийская низменность.......................................267
Подуральское плато..............................................279
— Кавказ................................................................281
Морфоструктура......................................................286
Морфоскульптура.....................................................294
~ Крымские горы.........................................................305
" Морфоструктура ... ................................306
Морфоскульптура.....................................................310
Украинские Карпаты....................................................317
Морфоструктура .....................................................319
Морфоскульптура ....................................................323
Литература . 331
АЛЕКСЕЙ ИВАНОВИЧ СПИРИДОНОВ
ГЕОМОРФОЛОГИЯ европейской ЧАСТИ СССР
Редактор И. М. Шагирова. Художник Ю. С. Шлепер. Худо-
жественный редактор Т. А. Коленкова. Технический редактор
Н. В. Яшукова. Корректор С. К. Марченко
ИБ № 1152
Изд. № Е—320.
Сдано в набор 08.08.7/. Подп. к печа-
ти 22.02.78. Т-03638. Формат 60x90/i6. Бум. тип. № 3. Гарнитура
литературная. Печать высокая. Объем 21 усл. печ. л. 24,14 уч.-
изд. л. Тираж 5000 экз. Заказ № 1741. Цена 1 руб.
Издательство «Высшая школа»,
Москва, К-51, Неглинная ул., д. 29/14
Великолукская городская типография управления издательств,
полиграфии и книжной торговли Псковского облисполкома,
г. Великие Луки, ул. Полиграфистов, 78/12
ВНИМАНИЮ СТУДЕНТОВ —
географов, геологов, биологов, геофизиков!
Для вас издательство «ВЫСШАЯ ШКОЛА»
выпустит в свет в 1978 году
следующие учебные пособия:
К л е м е н т о в П. П., К о и о и о в В. М. Методика
гидрогеологических исследований. Учебник. 30 л. с ил.
1 р. 41 к. В пер.
В учебнике рассмотрены принципы изучения место-
рождений подземных вод и охарактеризованы основные
виды современных гидрогеологических исследований.
Кратко освещены общие положения по планированию,
проектированию и проведению гидрогеологических иссле-
дований, определению их экономической эффективности,
охарактеризованы вопросы методики гидрогеологиче-
ских исследований применительно к решению конкретных
народнохозяйственных задач. Уделяется внимание ком-
плексному и рациональному использованию водных ре-
сурсов, охране природы и эффективному проведению ис-
следований при решении разнообразных народнохозяйст-
венных задач.
Предназначено для студентов гидрогеологических
специальностей геологоразведочных и горных вузов и фа-
культетов. Может быть полезен специалистам в области
поисков и разведки подземных вод.
Введение в физическую географию. Учебное пособие.
Изд. 2-е, перераб. и доп. 20 л. с ил. 89 коп. В пер. Авт.:
Марков К. К., Добродеев О. П. Симонов Ю. Г. и др.
Книга служит введением к более частным курсам
физической географии. В первой части курса излагаются
географические понятия, первоначальные сведения о си-
стеме географической науки и ее истории. Вторая
часть — основная. В ней рассматривается структура фи-
зико-географической науки как система сквозных направ-
лений.
335
1 руб.
сж
1 9^7 8
«ВЫСШАЯ ШКОЛА»
МОСКВА