CC BY
50
Мунозерская островная возвышенность В.В. Колька
Геологический институт КНЦ РАН
Аннотащия. В статье приводится геоморфологическая и геологическая характеристика Мунозерской островной возвышенности цокольного типа, являющейся сложным многостадийным ледниковым образованием. На основе палеогеографического и геоморфологического анализов выявлена стадийность формирования и ярусность рельефа островной возвышенности. Характеризуются выделенные б пределах ярусов гетерогенные геоморфологические элементы рельефа, связанные с разными этапами эволюции поздневалдайского оледенения.
Abstract. The paper presents geomorphological arid geological characteristics of the Munosero icedivide upland of the socle type, which is a complicated multi-stage glacial formation. PalaJeogeographic arid geomorphological analyses have shown that the ice-divide upland had been formed in several stages reflected in several relief levels. Heterogeneous geomorphological relief forms related to the evolution of the Late Weichselian glaciation are discussed.
1.Введение
Островные возвышенности представляют собой крупные гетерогенные образования особого типа- (гляциоморфологические комплексы), формирование которых осуществлялось в течение нескольких различных по характеру этапов морфогенеза. Их образование является следствием сложного взаимодействия между ледниковым покровом и его ложем, меняющегося в соответствии с динамической структурой периферической части ледникового покрова, типом движения ледовых масс, а также фазой общего развития ледника, т.е. его ростом или деградацией (Аболтыньш, 1972). В пределах островных возвышенностей отмечается повышенная относительно окружающей их ледниковой равнины мощность четвертичных образований. Последние организованы б различные по генезису ледниковые и водно-ледниковые формы.
На Кольском полуострове подобный гляциоморфологическнй комплекс находится южнее Главного морфологического ледораздела- в области действия беломорского ледникового потока Скандинавского ледника. Географически он расположен между оз.Канозером на западе и р.Варзугой на востоке, оз.Умбозеро на севере и Кандалакшским заливом на юге. Впервые на сложное геоморфологическое строение этого района обратили внимание И.М. Экман и Б. А. Ильин (Ekman, Iljin, 1991). По аналогии с широко представленными и изученными островными возвышенностями Карелии (Сумозерская, Волозерская возвышенности и др.) характеризуемый геоморфологический (гляциоморфологическнй) комплекс эти авторы отнесли к типу межлопастных возвышенностей, назвав его Умба-Вялозерской возвышенностью (Umba-Vyaloaero ice-divide upland), и выделили здесь четыре гипсометрических уровня, соответствующие разным этапам дегляциации ледника Как ледораздельная аккумулятивная возвышенность она обозначена на Карте четвертичных отложений Финляндии и северо-залада Российской Федерации и их сырьевых pecypcoB(Niemela et al., 1993).
Следует отметить, что ранее опубликованное название возвышенности - Умба-Бялозерская B03BbimeHH0CTb(Ekman, Iljin, 1991) не совсем удачно по причине наличия в районе многочисленных топонимов Умба (так называется озеро, река и поселок, находящиеся вне изучаемой островной возвышенности). По наименованию расположенного в центре островной возвышенности озера Мунозеро предлагается более подходящее для нее географическое название: Мунозерская островная возвышенность.
В пределах Копьского региона Мунозерская островная возвышенность является единственным известным геоморфологическим комплексом подобного типа, поэтому ее описание и характеристика вызывают повышенный интерес.
2.Геолого-морфологические границы Мунозерской островной возвышенности
Мунозерская островная возвышенность занимает площадь 3920 кв. км. Она имеет форму вытянутого эллипса (рис.1). Абсолютные отметки в пределах возвышенности достигают 336 метров. Относительное
превышение возвышенности над окружающими ее низменностями колеблется в значительных пределах: от 20 до 240 метров.
Выделение границ Мунозерской островной возвышенности определялось особенностями ее строения. Любая островная возвышенность является многостадийным образованием, она имеет несколько гипсометрических ярусов с присущими им внутренним строением и внешним обликом. Исходя из этого, ее граница проходит по контакту островной возвышенности и окружающей ее ледниковой равнины с характерным рельефом основной морены и полями друмлинов, являющихся одностадийными образованиями, а также по контакту с коренными породами фундамента, выходящими на поверхность.
Рис.1. Геоморфологическая схема Муиозерской островной возвышенности.
1 - границы островной возвышенности; 2 - маргинальные склоны; 3 - насыпные гряды внутренней системы конечно-моренных образований (маргинальные озы); 4 - напорные гряды внешней системы конечно-моренных образований; 5 - ориентированный грядовый рельеф; 6 - грядово-кольцевой рельеф; 7 - грядово-западинный рельеф гляциокарста; 8 - чешуйчатые массивы; 9 - внутренние первичные массивы. Ярусы рельефа: 10 - наивысший (выше 240 м); 11 - верхний (200-240 м); 12 - I средний (140-200 м); 13 - II средний (100-140 м); 14 - нижний (ниже 100 м).
Согласно предложенному подходу к ограничению Муиозерской островной возвышенности, западные и северо-западные ее границы обусловлены полями друмлинов, огибающих ее в районе оз. Верхнее Капустное и ориентированных веером в северо-восточном и юго-восточном направлениях (рис.1). Ограничение возвышенности с северо-востока и востока является более сложной задачей, т.к. распространение "веера" друмлинов юго-восточной ориентировки постепенно затухает, у южного подножия г.Нейдепахк, расположенной северо-восточнее островной возвышенности, отмечаются лишь отдельные друмлины. Покров рыхлых отложений, представленных здесь преимущественно мореной, маломощный, из-за чего на аэрофотоснимках отчетливо читается структура доледникового ложа. Кроме
того, встречаются многочисленные, большие по площади выходы коренных пород на дневную поверхность (г.г. Нейдепахк, Егельпахк и г.Лягунка), что позволяет маркировать границу островной возвышенности по признаку коренных пород. В то же время в долине р.Полисарки и на западном берегу оз.Белозера, в междуречье р.Пятка и р.Сев.Кривец, расположенных на востоке островной возвышенности, кроме основной морены, развиты краевые гряды, являющиеся разноэтапными ледниковыми образованиями. Исходя из этого, северо-восточная граница островной возвышенности маркируется южным флангом поля друмлинов в районе п. Умбозеро — оз. Куръяврйок, а восточная граница проходит восточнее краевых гряд в долине р.Полисарки, западнее обнажающихся на поверхности коренных пород и восточнее системы краевых образований в долинах p.p. Пятка, Сев.Кривец.
Положение южной границы определяется субмеридиональной зоной Умбинского надвига (I,3 на рис.2), в пределах которой установлен грядово-кольцевой рельеф, а также имеются следы многоактного воздействия ледника на более древние ледниковые осадки, что привело к формированию так называемых маргинальных склонов. К югу от зоны надвига находится массив умбинских чарнокит-гранитов (II, 10 на рис.2), на поверхности которого четвертичные осадки представлены крупноглыбовым элювием и маломощным плащом основной морены, являющейся одноактным образованием.
3. Строение доледникового фундамента Мунозерской островной возвышенности
Коренным основанием островной возвышенности являются породы имандра-варзугской зоны карелид и ее более древнего обрамления. В пределах островной возвышенности развиты разновозрастные разломы, делящие породы коренного основания на блоки (рис.2). Среди главных разрывных нарушений отмечены:
- субширотный разлом раннекарельского заложения - долгоживущий Умбареченско- Вилмуайвский разлом (1 на рис.2) (Загородный и др., 1982);
- система разломов, отделяющих породы Имандро-Варзугского синклинория от пород Беломорской системы (2 на рис.2);
- система разломов Умбинского надвига (3 на рис.2);
- субмеридиональные разломы докарельского и карельского заложения: система Цагинских разломов (4 и 5 на рис.2) и Мунозерский разлом (6 на рис.2).
С этими главными связаны многочисленные второстепенные разломы, усложняющие строение доледникового фундамента в пределах Мунозерской островной возвышенности.
Анализ современных абсолютных отметок дневной поверхности, данные палеогеографических исследований о динамике и структуре последнего ледникового покрова (Стрелков и др., 1976; Евзеров и др., 1993), анализ аэрофотоматериалов, а также фрагментарные сведения о мощности рыхлых отложений позволяют связать формирование островной возвышенности с наличием тектонически обусловленных разновысоких ступеней доледникового фундамента. Эти ступени, по всей вероятности, образованы разнознаковыми перемещениями смежных тектонических блоков.
Мунозерская островная возвышенность имеет приподнятый и расчлененный цоколь из докембрийских пород. Наиболее приподнятые части возвышенности соответствуют значительным по размерам выступам коренного фундамента, поэтому Мунозерскую островную возвышенность следует относить к островным возвышенностям цокольного типа. Формирование аккумулятивного рельефа цокольных возвышенностей обусловлено выступами коренного фундамента.
Наивысшие отметки доледникового рельефа отмечены в блоке, отделенном Умбареченско-Вилмуайским разломом и субпараллельным ему более южным разломом (рис.2). Наиболее приподнятая поверхность блока, ориентированная на восток-юго-восток, являлась локальным морфологическим ледоразделом и контролировала направление перемещения льда во время поздневалдайского оледенения. Значительные перепады высот, превышающие 100 м, установлены между Ингозерским блоком (7 на рис.2) и блоком, ограниченном Мунозерским, Цагинским и одним из субширотных раннекарельского заложения разломами, что, вероятно, затрудняло перемещение ледника, двигавшегося здесь с запада на восток. Кроме того, гипсометрическое положение блоков явилось причиной разделения хибинско-колвицкой лопасти Беломорского ледникового потока на три более мелкие лопасти (Стрелков и др., 1976), что и способствовало формированию островной возвышенности. Кроме вышеназванных, гипсометрически приподнятым является участок доледниковой поверхности в районе Мунозерской синклинали (8 на рис.2). Именно с этими приподнятыми участками доледниковой поверхности связан наиболее активный литогенез на начальных стадиях развития островной возвышенности. Они явились ядрами ее формирования.
1 - границы Мунозерской островной возвышенности;
2 - приподнятые по отношению к окружающим структурам блоки доледникового фундамента;
3 - районы зарождения и формирования внутренних первичных массивов;
4 - границы тектонических структур.
Номерами в кружках обозначены: зоны главных разрывных нарушений (I):
1 - Умбареченско-Вилмуайвский разлом;
2 - система разломов, отделяющих породы Имандро-Варзугского синклинория от пород Беломорской системы;
3 - система разломов Умбинского надвига;
4-5 - система Цагинских разломов;
6 - Мунозерский разлом; другие тектонические структуры
(II):
7 - Ингозерский блок;
8 - Мунозерская синклиналь;
9 - Мунозерская антиклиналь (купол);
10 - массив Умбинских чарнокит-гранитов.
Рис.2. Схема тектонического строения кристаллического фундамента в пределах Мунозерской
возвышенности.
4. Ярусы рельефа и характеристика геоморфологических элементов островной возвышенности
В пределах Мунозерской островной возвышенности отмечается закономерное распределение абсолютных высот рельефа, выраженное несколькими ярусами (рис.1): наивысшим (выше 240 м), верхним (200-240 м), двумя уровнями среднего яруса (140-200 м, 100-140 м) и нижним (ниже 100 м). В каждом ярусе отмечаются гетерохронные генетически разнородные геоморфологические элементы, которые в общих чертах и обусловливают сами ярусы. Основными геоморфологическими элементами возвышенности являются: маргинальные склоны, краевые гряды, ориентированный грядовый рельеф, грядово-кольцевой рельеф, грядово-западинный рельеф гляциокарста, первичные внутренние массивы, представленные обособленными комплексами моренного рельефа или чешуйчатыми массивами (рис.1).
Перечисленные геоморфологические элементы в пределах возвышенности образуют несколько отличающихся по площади обособленных узлов, так называемых центральных зон (Аболтынъш, 1972). Каждая центральная зона представлена внутренним первичным массивом, который является здесь самым древним геоморфологическим элементом. По периферии внутренние первичные массивы опоясаны полосами развития более молодых форм ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции.
Центральные зоны в системе Мунозерской возвышенности занимают разное высотное положение. Максимальные абсолютные отметки поверхности (300-336 м) свойственны центральной зоне, расположенной на севере островной возвышенности в районе г.г. Верхний и Нижний Митриявр
(рис.1). Во внутренних частях возвышенности, расположенных по разные стороны Мунозерского глубинного разлома (рис.2), абсолютные отметки дневной поверхности центральных зон значительно различаются. Поверхность центральной зоны в районе г.Соммер (западнее глубинного разлома) расположена на высоте 200-220 м н.у.м., а поверхность центральных зон в районе г.Сопки и г.Любцкара (восточнее глубинного разлома) - 280-300 м н.у.м.
Исследования островных возвышенностей Карелии (Лукашев, Экман, 1980) показали, что наивысшие отметки поверхности центральных зон наблюдаются в проксимальной к направлению движения льда части возвышенностей, а наинизшие - в дистальной. В случае Мунозерской возвышенности эта закономерность, установленная для Сумозерской островной возвышенности Карелии, не подтверждается. В проксимальной части Мунозерской возвышенности, в районе горы Соммер (рис.1) отмечаются минимальные абсолютные отметки. Это связано с наличием значительной по амплитуде гипсометрической ступени в цоколе островной возвышенности, обусловленной Мунозерским глубинным разломом (6 на рис.2).
Наиболее высокие участки центральных зон островной возвышенности образованы внутренними первичными массивами, которые являются здесь важнейшими мезоформами рельефа. Это достаточно обособленные комплексы моренного рельефа в виде крупных изометричных или вытянутых возвышений, а также в виде чешуйчатых массивов. Внутренние первичные массивы центральной зоны в районе г.г. Верхний и Нижний Митриявр (рис.1) представлены крупными моренными возвышениями (холмами) с плавными очертаниями. Диаметр возвышений 1-2 км при относительной высоте - 50 м. Внутренние первичные массивы этой центральной зоны окружены участками грядово-западинного рельефа гляциокарста, который характеризуется наличием небольших (до 30 м в диаметре) округлых западин глубиной 5-10 и более метров. Его образование связано с вытаиванием мертвого льда.
Центральная зона в районе г.Соммер (рис.1) представлена несколькими крупными холмами, составившими наивысший уровень первичных внутренних массивов, и малоамплитудным грядово-кольцевым рельефом, развитым по их периферии. Подобное строение характерно и для центральной зоны в районе г.Сопки.
Характерной формой внутренних первичных массивов являются и так называемые чешуйчатые массивы. Они расположены в районе гор Нижний Митриявр и Любцкара (рис.1), занимают наивысшие гипсометрические уровни возвышенности и образованы при динамическом воздействии ледника на доледниковое основание (Аболтыньш, 1989). Следует отметить, что чешуйчатые массивы как геоморфологический элемент островной возвышенности встречаются и на более низких гипсометрических уровнях, вне пределов внутренних первичных массивов. В этом случае чешуйчатые массивы, возможно, являются краевыми образованиями, подвергшимися динамическому воздействию более поздних подвижек ледниковых лопастей. Общим геоморфологическим признаком всех чешуйчатых массивов является характерный рельеф в виде своеобразных сближенных субпараллельных, невысоких грядок, иногда более или менее прямолинейных, но чаще изогнутых. Такие геоморфологические признаки по аналогии с подобными изученными массивами (Лаврушин, 1976) позволяют судить о чешуйчато-надвиговой их текстуре. Более точное определение генезиса чешуйчатых массивов возможно при изучении их внутреннего строения.
Полосы развития форм ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции расположены гипсометрически ниже рельефа центральных зон возвышенности. Они представляют собой разновозрастные ярусы рельефа, поверхности которых последовательно снижаются. Каждый более низкий ярус отделен от более высокого отчетливо выраженными маргинальными склонами, либо краевыми грядами, либо ориентированным грядовым рельефом. Значительная часть площади выделяемых ярусов занята грядово-кольцевым или грядово-западинным рельефом. Основные площади островной возвышенности занимает плащеобразная холмистая монолитная основная морена.
Маргинальные склоны, являющиеся разновидностью краевых образований, представляют собой следы активного воздействия края ледника на ранее сформированные осадки. Этими формами краевых образований отделены друг от друга все ярусы рельефа на проксимальной (западной и северо-западной) части Мунозерской возвышенности (рис.1). Маргинальные склоны, прямолинейные или извилистые в плане, характеризуются крутыми выровненными или террасированными поперечными профилями. Иногда вдоль их склонов протягиваются небольшие краевые грядки.
Краевые гряды, отвечающие двум заключительным этапам эволюции поздневалдайского ледникового покрова - невской стадии и стадии сальпаусселькя (Евзеров и др., 1993), являются основными маргинальными формами Мунозерской возвышенности.
Маргинальный пояс невской стадии состоит из двух систем краевых гряд: внутренней и внешней, соответствующих, по предположению В.Я.Евзерова (1996), двум генерациям одного (невского) этапа эволюции оледенения. Внутренняя система гряд (маргинальный оз) представлена насыпными краевыми образованиями, отчетливо выделяющимися на восточных берегах оз.Мунозеро, оз.Руокса, оз.Нижнее Полисарское, оз.Соленое, на восточном склоне г.Ниж.Митриявр (рис.1). Эти гряды имеют длину от 1 до 3 км, ширину от 50 до первых сотен метров, высоту 10-15 м. Форма гряд прямолинейная и изогнутая. Соседние фрагменты маргинального оза иногда обнаруживают разную ориентировку длинных осей гряд (например, в районе оз.Соленого). Описываемые гряды внутренней маргинальной системы иногда имеют следы постседиментационного динамического воздействия, о чем свидетельствует их ребристая с небольшими всхолмлениями поверхность. Данные о внутреннем строении маргинального оза в пределах Мунозерской островной возвышенности отсутствуют. По аналогии со строением этого же маргинального оза вне пределов островной возвышенности (Евзеров, 1996) можно предположить, что в его строении принимают участие плохо дифференцированные по крупности песчано-гравийно-галечные осадки с валунами.
Внешняя система гряд представлена напорными моренными образованиями, маркирующими положение края льда после его реактивации и значительного продвижения на восток в невское время. Эти краевые гряды отличаются от гряд внутренней системы своим строением, морфологией и размерами. Они имеют высоту от 3 до 15 м, ширину от 6 до 75 м, образуют изолированные дуги, обращенные выпуклостью на восток-юго-восток и отстоят от внутренней полосы на несколько десятков километров. В пределах островной возвышенности подобные образования встречаются только в ее юго-восточной части, восточнее оз.Вялозеро в междуречье р.Пятки и руч.Сев.Кривец (рис.1). Внешняя полоса невских краевых образований за пределами островной возвышенности достигает предгорий Панских тундр и долины р.Варзуги.
В стадию сальпаусселькя, вероятно, также, как и в невскую стадию, формировались две системы краевых гряд. Внутренняя полоса — полоса насыпных гряд или "маргинальный оз"— располагается на западе, вне пределов островной возвышенности. Внешняя полоса маргинальных образований стадии сальпаусселькя выражена менее отчетливо, чем аналогичные невские краевые образования. Она представлена напорными краевыми грядами и маргинальными уступами на западном склоне г.Соммер, в районе озер Окуневое и Коченковое, восточнее оз.Долгое (рис.1). Высота этих гряд 2,5-5,0 м, ширина до 30 м, длина составляет первые сотни метров. Маргинальные уступы имеют протяженность 1-1,5 км, высоту 20 и более метров. В пределах островной возвышенности они меридионально ориентированы.
Ориентированный грядовый рельеф — важный геоморфологический элемент комплекса краевых ледниковых образований Мунозерской островной возвышенности. Полосы развития этого рельефа в пространстве часто ассоциируются с маргинальными склонами или краевыми грядами. Наиболее широко они представлены в зоне Мунозерского глубинного разлома (1.6. на рис.2), где выражена гипсометрическая ступень между разными блоками доледникового фундамента. Поля ориентированного грядового рельефа отмечены в районе озера Долгое, восточнее оз.Холодного, восточнее г.Ловбадор и в других местах (рис.1). Морфологический облик рассматриваемого рельефа обусловлен системой субпараллельных прямолинейных или извилистых гряд протяженностью сотни метров, шириной 10-30 м, высотой до 2-5 м. В строении этих образований участвуют водно-ледниковые отложения и морена.
Характерным для островной возвышенности и получившим широкое распространение в ее пределах является грядово-кольцевой рельеф. Он представлен на всех гипсометрических ярусах, кроме наивысшего (рис.1). Грядово-кольцевой рельеф выражен разноориентированными прямолинейными, изогнутыми в виде полуколец и колец грядами. В центральной части колец или полуколец часто располагаются болотца или мелкие озера. Высота гряд от 2-3 до 10-12 и более метров. Гребни гряд уплощены или слабовыпуклые, шириной 2-3 м. Склоны симметричны, реже асимметричны, когда внутренние склоны круче внешних. Диаметр кольцевых образований 300-400 м, иногда больше. Длина прямолинейных гряд колеблется от 100 до 1500-1700 м. Наряду с грядами в пределах площади развития грядово-кольцевого рельефа присутствуют изометричные моренные холмы. Размеры холмов 250x200 м при высоте около 10 м. Грядово-кольцевой рельеф отличается от грядово-западинного рельефа гляциокарста большими размерами и масштабом гряд, а также менее морфологически выраженными отрицательными формами рельефа, не образующими выразительных западин.
Существует мнение, что грядово-кольцевой рельеф образован активным ледником в рыхлых породах (А.Д.Лукашев, личное сообщение). При динамическом воздействии ледника на ложе рыхлый материал под давлением нагнетался по системе трещин в тело ледниковой лопасти, образуя гряды со сложным внутренним строением. В таких образованиях встречаются структуры песчаных диапиров.
По мнению других авторов (Арманд, 1964) образование грядово-кольцевого рельефа связано с вытаиванием погребенного мертвого льда, который по мере таяния распадался на отдельные, не связанные друг с другом и полностью погребенные под мореной глыбы, образуя так называемые ледово-моренные холмы. Центральные их части из-за постепенного таяния остаточного льда проседали, образуя впадины. После окончательного исчезновения льда и формировался своеобразный грядово-кольцевой рельеф.
По мнению автора, на разных этапах формирования Мунозерской островной возвышенности действовали оба описанных механизма образования грядово-кольцевого рельефа. В фазу активного продвижения ледниковых лопастей некоторое количество рыхлого материала под давлением нагнеталось в трещины, развитые в теле ледниковой лопасти. После ее деградации до уровня внутренней полосы невских краевых образований во внеледниковой зоне на возвышенных участках (например, в районе центрального массива г.Сопки) остались площади грядово-кольцевого рельефа с малоамплитудными (1-3 м высоты) грядами. В то же время в понижениях доледникового фундамента сохранились огромные поля мертвого льда с системой внутренних трещин, в разной мере заполненных кластическим материалом. При новом продвижении ледниковой лопасти, до положения внешнего пояса невских краевых образований, мертвый лед подвергался динамическому воздействию активной ледниковой лопасти. Материал ледникового ложа опять нагнетался в трещины ледника. Кроме того, на поверхность мертвого льда затаскивался новый кластический материал, который перекрывал глыбы мертвого льда, образуя ледово-моренные холмы. В дальнейшем, при деградации ледниковой лопасти, формирование грядово-кольцевого рельефа связано с таянием льда в ледово-моренных холмах.
5. Этапы литоморфогенеза при образовании островной возвышенности
Образование Мунозерской островной возвышенности связано с тремя главными этапами литоморфогенеза: подледниковым, внутриледниковым и этапом периферийной маргинальной аккумуляции. На каждом этапе литоморфогенеза происходило формирование генетически неоднородных комплексов форм рельефа.
Подледниковому этапу литоморфогенеза соответствует образование внутренних первичных массивов, формировавшихся в фазу зарождения возвышенности при накоплении избыточной массы морены в результате чешуйчато-надвигового движения донных слоев льда по плоскостям внутренних сколов и разрывов (Аболтынъш, 1972). Очагами подледниковой аккумуляции выступали крупнейшие возвышения коренного основания, а именно: Мунозерская синклиналь и приподнятые блоки, расположенные восточнее Мунозерского глубинного разлома (рис.2). Формирование чешуйчатых морен в этих местах было вероятно связано с уменьшением или сменой направления уклона ледникового склона и возникновением надвиговых поверхностей скола в теле ледника. Осадки, относящиеся к подледниковому этапу литоморфогенеза, обнажаются на дневной поверхности в виде чешуйчатых массивов центральных зон островной возвышенности, а также, возможно, и в областях крупных положительных выступов доледникового ложа, сопряженных с глубинными разломами и расположенных на средних ярусах рельефа, например, чешуйчатые массивы г.Виловатой и г.Сеньгора (рис.1). Следует заметить, что обнажение осадков, связанных с подледниковым этапом формирования островной возвышенности, в современном эрозионном срезе необязательно. Они обычно перекрываются аккумулятами более поздних этапов литоморфогенеза. Однако в пределах Мунозерской островной возвышенности такие обнажения имеют место вблизи тектонических зон, разделяющих разновысокие блоки, которые образовывали отчетливые гипсометрические ступени, соизмеримые с мощностью льда в последующие этапы формирования возвышенности. Такое положение чешуйчатых массивов, вероятно, способствовало тому, что осадки подледникового этапа не перекрывались более молодыми осадками, или они были маломощными, а впоследствии эродированы.
Внутриледниковый этап связан с регрессией ледникового покрова. В фазу регрессии ледникового покрова, при постепенно уменьшающейся его мощности, ледник становился все более "чувствительным" к неровностям ледникового ложа. В наиболее приподнятых частях выступов фундамента и на стыке нескольких потоков льда, двигавшихся здесь в разных направлениях, ледник терял свою активность. На контакте активного и отмирающего льда в теле ледника формировались разломы и трещины. Активный лед вовлекался в восходящие движения и на поверхности появлялись слои мореносодержащего льда. Трещины и разломы заполнялись как в результате выдавливания морены из основания ледникового покрова, так и в результате заполнения их материалом, оплывшим и сползшим в процессе таяния мореносодержащего льда (Аболтынъш, 1972). Внутриледниковому этапу литоморфогенеза отвечают ледниковые и водноледниковые формы рельефа, связанные с деградацией пассивного и мертвого льда. Это грядово-кольцевой рельеф, грядово-западинный рельеф гляциокарста.
На этапе периферийной маргинальной аккумуляции формирование островной возвышенности было связано с ее периферическими частями. С этим этапом литоморфогенеза соотносятся насыпные и напорные формы рельефа, образовавшиеся перед открытым краем активного ледника или в зоне его контакта с омертвевшим льдом.
Этапы литоморфогенеза в разных частях Мунозерской островной возвышенности могли совпадать по времени в процессе ее формирования. Разное сочетание этапов литоморфогенеза проявилось в стадийности формирования островной возвышенности как целостного гляциоморфологического комплекса.
6. Стадии формирования Мунозерской островной возвышенности
Анализ геоморфологического строения Мунозерской островной возвышенности позволяет выделить три основных стадии ее формирования: раннюю, среднюю и позднюю (рис.3).
Ранняя стадия (рис.3.1) наиболее вероятно сопоставляется с фазой максимального распространения ледовых масс, имевшего место предположительно 23-17 тыс. лет тому назад, и началом фазы сокращения оледенения и образования периферического покрова льда, отмечаемой предположительно 17-12 тыс. лет тому назад (Стрелков и др., 1976). С ранней стадией развития Мунозерской островной возвышенности связано разделение хибинско-колвицкой ледниковой лопасти на несколько языков, чему во многом способствовало наличие на месте Мунозерской островной возвышенности тектонически обусловленных разновысоких гипсометрических ступеней в пределах блоков. В это время происходила значительная экзарационная обработка ложа, которая приводила к обогащению льда обломочным материалом. Перегрузка обломками нижних частей толщи льда вызвала усиление внутреннего трения, замедление движения и в итоге отделение избыточно насыщенных слоев льда. Неравномерное распределение моренного материала как по разрезу ледниковой толщи, так и по площади привело к зарождению и формированию внутренних первичных массивов.
Средняя стадия в целом отвечает развитию дегляциации от конца предшествующей стадии (со времени отступания льда от лужских краевых гряд) до времени формирования двух поясов (Евзеров, 1996) невских краевых образований (рис.3.2 и 3.3). Она совпадает с окончанием фазы сокращения оледенения и образования периферического маломощного, но активного покрова льда (Стрелков и др., 1976) с высоким содержанием морены. Во время максимального сокращения ледникового покрова край активного льда занял положение, отвечающее современному положению внутренней полосы маргинального пояса краевых образований (рис.3.2). Вероятно, это произошло в период межстадиального потепления. У края льда формировалась система насыпных маргинальных образований. Восточные районы островной возвышенности в основном освободились от льда, только непосредственно к краю активной ледниковой лопасти примыкали поля стагнированного и мертвого льда. В структуре утончившейся хибинско-колвицкой лопасти наметились региональные разнонаправленные ледниковые языки, огибающие приподнятые участки доледникового ложа с внутренними первичными массивами. Через некоторое время произошла реактивация ледника. В итоге ледник, продвинувшись к востоку, сформировал перед насыпными маргинальными образованиями напорную моренную гряду, деформировал насыпные краевые образования и местами перекрыл их маломощной мореной (рис.3.3).
Поздняя стадия соответствует времени дегляциации возвышенности, соотнесенном со стадией сальпаусселькя в развитии поздневалдайского оледенения. Вначале произошло сокращение ледниковой лопасти и, вероятно, как и в невскую стадию развития оледенения, сформировался внутренний пояс насыпных краевых образований. Его положение в настоящее время не определено, но можно предполагать, что внутренний пояс расположен западнее границ распространения островной возвышенности, вне ее пределов. Территория в пределах границ островной возвышенности в это время в основном освободилась от льда. Там, где имело место таяние стагнированного льда, происходило формирование грядово-кольцевого рельефа. Впоследствии, при реактивации ледникового края, лед достигал положения внешней полосы краевых образований стадии сальпаусселькя. Эта полоса простирается от западного склона г.Соммер, к оз.Окуневому, до
¿11
V.__>
З7
10
Рис.3. Палеогеографические схемы этапов дегляциации района Мунозерской островной возвышенности. 1 — границы островной возвышенности; 2 — ледниковый покров; 3 — граница активного края ледниковой лопасти; 4 — крупные поднятия доледникового фундамента, части Главного морфологического ледораздела; 5 — локальные выступы доледникового фундамента, места зарождения внутренних первичных массивов; 6 — площади, в основном освободившиеся от мертвого льда; 7 — массивы стагнированного и мертвого льда; направления движения льда: 8 — основное направление движения льдов Хибинско-Колвицкой лопасти; 9 — основное направление движения Беломорской лопасти; 10 — направление движения локальных ледниковых языков; 11 — приледниковый бассейн (молодой дриас).
оз.Долгого (рис.3.4). В это время образовались маргинальные формы на средних ярусах рельефа. Дальнейшее таяние ледниковой лопасти происходило с кратковременными ее продвижениями вперед, на что указывают несколько полос маргинальных уступов на нижнем ярусе рельефа.
7. Выводы
1. Границы Мунозерской островной возвышенности, являющейся многостадийным геоморфологическим образованием, проходят по контакту островной возвышенности и окружающей ее ледниковой равнины, являющейся одностадийным образованием и представленной основной мореной с полями друмлинов. Границей также служат коренные породы фундамента, выходящего на поверхность.
2. Мунозерская возвышенность относится к островным возвышенностям цокольного типа, т.к. она имеет заметно приподнятый и расчлененный цоколь из докембрийских пород, а формирование аккумулятивного рельефа обусловлено выступами коренного фундамента.
3. Формирование Мунозерской островной возвышенности было многостадийным, происходило с участием и взаимным наложением форм активного, стагнированного и мертвого льда, что связано с проявлением разных этапов литоморфогенеза. Стадии формирования островной возвышенности обусловлены развитием поздневалдайского оледенения, характером взаимодействия ледника и его ложа. В разных частях возвышенности при ее формировании имели место разные этапы литоморфогенеза.
4. Островная возвышенность имеет выраженное ярусное строение. Для каждого яруса характерен комплекс гетерогенных геоморфологических форм, образованных в разные этапы литоморфогенеза. Ярусное строение, геоморфологический облик поверхности отличают островную возвышенность от других возвышенностей.
Работа выполнена в рамках плановой тематики и при финансировании Геологического института КНЦ РАН. Автор благодарит кандидата географических наук О.П. Корсакову и кандидата геолого-минералогических наук В.Я. Евзерова за консультации и советы при написании статьи.
Литература
Ekman I. and Iljin V. Déglaciation, the Younger Dryas end moraines and their correlation in the Karelia ASSR and adjacent areas. Eastern Fennoscandian Younger Dryas end morainnes. Field Conference North Karelia, Finland and Karelia ASSR. Geological Survey of Finland. Opasguide 32. H.Rainio&Saarnisto (eds.), Espoo, p.73-99, 1991. Niemela J., Ekman I. and Lukashov A. (Eds.). Quaternary deposits of Finland and North-Western part of
Russian Federation and their resources. Scale 1:1000000. Espoo, Geological Survey of Finland, 1993. Аболтыньш О.П. Гляциоструктура и ледниковый морфогенез. Рига, "Зинатне", с.95-117, 151-168, 1989.
Аболтыньш О.П. К вопросу о формировании острововидных возвышенностей. Ледниковый
морфогенез, Рига, "Зинатне", с.51-61, 1972. Арманд H.H. Грядово-кольцевой рельеф морены. Рельеф и геологическое строение осадочного покрова
Кольского полуострова, М.-Л., "Наука", с.68-71, 1964. Евзеров В.Я., Горбунов Е.О., Колька В.В. Краевые ледниковые образования позднего дриаса в северной и центральной частях Кольского полуострова. Четвертичные отложения и новейшая тектоника ледниковых областей Восточной Европы, Апатиты, КНЦ РАН, с.26-38, 1993. Евзеров В.Я. Специфика формирования маргинальных гряд поздневалдайского ледникового покрова в
условиях арктического климата. Геоморфология, т.2, с.64-71, 1996. Загородный В.Г., Предовский A.A., Басалаев A.A. Имандра-Варзугская зона карелид (геология,
геохимия, история развития). Л., "Наука", с.13-18, 1982. Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. М., "Наука", с.111-120, 1976.
Лукашев А.Д., Экман И.М. Деградация последнего оледенения и некоторые особенности маргинальной и островной ледниковой аккумуляции в Карелии. Природа и хозяйство Севера, Мурманск. кн. изд-во, вып.7, с.8-20, 1980.
Стрелков С.А., Евзеров В.Я., Кошечкин Б.И. История формирования рельефа и рыхлых отложений северо-восточной части Балтийского щита. Л., "Наука", с.87-90, 1976.
