Геологическое строение и рельеф территории Кенозерского национального парка

Кенозерский национальный парк расположен в юго-западной части Архангельской области на границе Плесецкого и Каргопольского районов, а также Пудожского района Республики Карелия. Протяженность парка с юга на север – 72 км, а с запада на восток – 27 км. Площадь территории парка составляет 141 321 га.

Геологическое строение парка являет собой летопись разнообразной и уникальной истории Земли на протяжении более 3540 млн. лет. История эта восстанавливалась по очень редким обнажениям и в основном по образцам горных пород из керна буровых скважин, пройденных геологами ПГО «Архангельскгеология», геофизиками ПГО «Севзапгеология», а также геологами ряда НИИ АН СССР. К сожалению, все эти исследования носили среднемасштабный характер, что повлекло за собой довольно слабую геологическую изученность данного уникального участка Архангельской области.

В пределах Кенозерского парка сочленяются две региональные геологические структуры: юго-восточный склон Балтийского (Фенноскандинавского) щита, сложенный древнейшими кристаллическими породами фундамента, и северо-западная часть Московской синеклизы Русской плиты, сложенная терригенно-осадочными породами[1]. Геологические образования территории парка относятся к трем структурным этажам: саамскому (3,6–3,2 млрд. лет), лопийскому (3,1-2,8 млрд. лет), которые относятся к структурам Балтийского щита и платформенному (570 млн. лет) который относится к структуре Русской плиты. Все древние образования на территории парка покрыты мощным чехлом четвертичных отложений, что также затрудняет их изучение.

Платформенный этаж в пределах национального парка сформировался в верхнем девоне и карбоне (370-280 млн. лет назад).

Нижняя часть структурного яруса сформировались в верхнем девоне и представлены алевролитами, пестроцветными глинами и песками мощностью до 230 м. Верхняя часть структурного яруса представлена осадочными отложениями трех отделов каменноугольной системы (карбона) мощностью свыше 220 м.

 

 

Рис. 1. Схема тектонического районирования Кенозерского Национального парка.

Условные обозначения:

1. Граница Кенозерского национального парка

2. Граница балтийского щита и северо-западной части Московской синеклизы Русской плиты

В пределах парка выходы пород нижнего карбона возрастом 320 млн. лет обнажаются для рассмотрения в устье реки Порженка и представлены пестроокрашенными глинами, алевролитами, песками. доломитами, доломитизированными известняками с прослоями известняков. В русле реки часто встречаются окаменелые раковины (фораминиферы Eostaffella ikensis Viss., E. Protkensis Raus ., Archaediscus grandiculus Schlyk., и брахиоподы Striatifera magna Jap ., Mitterella sp. и др.) и морские губки.

В «чистых» разновидностях известняков содержание СаСО₃ превышает 50%, что делает их пригодными для производства флюсового сырья, огнеупоров, цемента, извести.

Также в дельте р. Порженка можно обнаружить множество различных минералов и горных пород.

 

 

Кенозерский национальный парк расположен в юго-западной части Онего-Двинско-Мезенской равнины, являющейся в свою очередь частью северной мореной части обширной Русской равнины. Современный рельеф формировался в течение всей геологической истории. Наиболее общие черты рельефа сформировались еще до начала четвертичного периода, где выделялись относительно приподнятые платообразные поверхности на плотных каменноугольных известняках, расчлененных эрозионными долинами, а контрастность современных рельефа была усилена ледниковой деятельностью.

Характерные черты рельефа здесь сформировались под деятельностью неоднократно наступавших от ступавших ледников и морей в межледниковый периоды сформировались могучие толщи разнообразных пород, которые перекрыли кристаллический фундамент. Территория трижды покрывалась льдами, в том числе последнего на Русской равнине Валдайского оледенения.

Следы деятельности ледников, неоднократно в течение миллионов лет покрывавших территорию парка в виде отдельных крупных валунов или их мелкие скопления можно встретить повсеместно.

В течение четвертичного периода деятельности ледников, талых вод и морей в значительной степени сгладила неровности древнего рельефа, перераспределили обломочный материал, сформировали современные формы рельефа: уступы структурно-денудационные, озы и озоподобные формы вытаивания в мертвом льде, ложбины стока ледниковых вод. По совокупности влияния рельефообразующих факторов на территории парка выделяются структурно-денудационный, ледниковый аккумулятивный и речной эрозионно-аккумулятивный типы рельефа.

Структурно - денудационный (пластовый) тип рельефа характерен для карбонового плато с минимальной мощностью четвертичных отложений. Плато представляет собой плоскую равнину, сложенную с поверхности преимущественно ледниковыми валунными суглинками и песками. По нему разбросаны скопления разно великих валунов - следов деятельности ледников, неоднократно в течение миллиона лет покрывавших территорию парка.

Ледниковый аккумулятивный тип рельефа по возрасту и генезису слагаемых его отложений включает в себя ледниковый, водно-ледниковый и аллювиально-озерный типы рельефа. Наиболее широко распространен ледниковый рельеф, представленный плоскими и волнистыми мореными равнинами. Такие равнины сложены валунными суглинками основой морены осташковского ледника.

Холмистый и холмисто - грядовый моренный мореный тип рельефа сложен не отсортированным песчано-глинистым материалом с большим количеством слабо окатанных валунов, гравия, а также мореным суглинком одной из последних стадий валдайского ледника.

Водно-ледниковый тип рельефа представлен холмисто-моренным и камовым рельефом. Он образовался в результате аккумулятивной деятельности древнего ледника, (в четвертичном периоде), отложившего много рыхлого материала, с валунами. Этот тип рельефа характеризуется обилием холмов и понижений, разнообразных по величине и очертаниям, причем понижения большей, частью заболочены.

Волнисто-флювигационный тип равнин представлен небольшими по площади участками. Они образовались в результате аккумулятивной деятельности ледника. В результате их таяния, выноса, сортировки и переноса и отложения обломочного материала на значительные пространства у фронта ледника.

Озерно-ледниковый тип рельефа представлен незначительными по величине участками. Он представлен озерными равнинами образовавшимся на днищах бывших озер, осушившихся или вследствие спуска вытекающими из них реками или другими причинами. По своим окраинам такие озерные равнины оконтурены древними береговыми линиями, выраженными в виде абразивных уступов, береговых валов, береговых дюнных гряд и ли озерных террас, свидетельствующих о состояниях бывшего уровня озер. Данный тип рельефа особенно отчетливо выражен в южной части озера Лекшмозеро.

Озерный аккумулятивный тип рельефа представлен комплексом озерных террас по берегам озер: Кенозеро, Почозеро, Лекшмозеро. Высота террас 1-1,5 м ширина до 300 м. Озерные котлованы наиболее крупных озер расположены в древних понижениях, образовавшихся по тектоническим разломам.

Речной эрозионно-аккумулятивный тип рельефа приурочен к террасовым комплексам в долинах рек и озер. Русла рек порожисты, переполнены обломочным материалом. Где реки текут по легко размываемым породам, долины принимают ящикообразную форму с асимметричными склонами.

 

[1] Научный отчет В.С. Куликова, В.В. Куликовой «Особенности геоморфологического-геофизического и геологического строения территории Кенозерского национального парка» / Научный архив ФГБУ «Национальный парк «Кенозерский»