Факультет

Студентам

Посетителям

Структурный рельеф Восточно-Европейской платформы

Геоморфология Балтийского щита — это сложное сочетание структурных и наложенных форм рельефа. Последние в свою очередь имеют на себе свежие черты влияния шквального климата и, главное, ледникового геоморфогенеза.

В образовании структурного рельефа Скандинавского нагорья главными факторами были: тектоническая структура, неотектоника и литологический состав геоморфологического субстрата. Они обусловили особенности орографии, распределение речной сети, расположение озер, очертания берегов и размещение частных ландшафтов.

Основой геоморфологии щита является выровненная поверхность кристаллического фундамента, пенепленизация которого завершилась еще в позднем докембрии. В последующие периоды развития этот древний пенеплен был расчленен разломами и эрозией, придавшими его поверхности вид горного рельефа. Вместе с тем были обнажены структуры, сложенные более устойчивыми породами (например, гранитные интрузивы). Преобразованная в той или иной степени факторами тектоники и климата, древняя поверхность выравнивания прослеживается на всей территории кристаллического щита. Незначительное расчленение ее сохранилось в прибалтийских районах, и в частности в пределах Центрального Финляндского массива. Этот район характеризуется многочисленными бессточными озерами и крайней заболоченностью. На Кольском п-ве древняя поверхность выравнивания приподнята на высоту 600—785 м. В пределах возвышенности Кейвы поверхность не превышает 350 м над уровнем моря и к окраинам полуострова заметно снижается.

Плоская поверхность кристаллических пород значительно переработана материковым оледенением. Водораздельные пространства часто характеризуются ландшафтами курчавых скал и бараньих лбов. Долины, расчленяющие плато, широкие, плоскодонные. Они ограничены пологими склонами, имеют следы обработки ледником.

В центральной части Беломорского массива большое значение в строении рельефа имеют плутоны магматических пород. Наиболее крупные из них образуют возвышенности: Хибинские тундры — 1198 м, Ловозерский плутон — 1126 м, Мончетундра — 1120 м и т. д.

Хибинский плутон представляет наиболее крупный и высокий горный массив Кольского п-ова. Он более чем на 1000 м возвышается над прилегающим озерным плато и сложен щелочными нефелиновыми породами. Поверхность Хибинского горного массива плоская. Она круто обрывается к прилегающим к нему низменным равнинам. Склоны гор расчленены долинами, часто имеющими вид ущелий, многие из которых имеют тектоническое происхождение. Многочисленны троговые долины и цирки. В верхней части склонов распространены снежники. Горные массивы плутонов представляют важнейшую черту ландшафта Беломорского массива.

Плутоны магматических пород составляют также главные черты ландшафтов многих других районов Скандинавского нагорья. В пределах собственно кристаллического щита они образуют горные массивы в центральной и южной Швеции. Одним из таких массивов являются горы Дальфьелль, поднимающиеся в северо-западной части до 945 м. Они соответствуют гранитному массиву Вермланд, который ограничен крутыми склонами, обусловленными сбросами. Аналогично отражен в рельефе небольшой гранитный интрузив Сильян, выступающий над расположенным у его подножья озером.

В зоне каледонской складчатости плутоны образуют горные массивы, заметно выделяющиеся в ландшафтах нагорья. Самым высоким таким массивом Скандинавского нагорья является плоскогорье Ютунхеймен. Оно расположено в южной Норвегии, восточнее Согне-фьорда. Его вершины Гальхепигген 2468 м и Глиттертин 2452 м — высочайшие на севере Европы. Нагорье покрыто ледниковой шапкой на площади около 320 км2. Шапка располагается вблизи ледниковой области Юстедальсбре. Общая площадь этого ледникового покрова (самого крупного в Скандинавии) превышает 1250 км2.

Массив Ютунхейм сложен в основном габбро. К югу от него лежит суровое плоскогорье Хардангер, поднимающееся на 1100—1200 м над уровнем моря. Над волнистой поверхностью его возвышаются отдельные невысокие вершины. Плато имеет восстановленный рельеф выступающих на поверхности докембрийских гранитов, осадочный палеозойский покров которых смыт. Выровненная поверхность Ютунхейм располагается на уровне 1200—1600 м. Это цоколь, над которым поднимаются отдельные вершины. Высота большинства из них около 2000—2300 м.

К северу от Ютунхейма тянутся Ромсдальские Альпы и прилегающее к ним плоскогорье Тролльхеймен. Горы характеризуются острыми гребнями с многочисленными пиками и зубчатыми вершинами, часто ограниченными вертикальными склонами. Долины, расчленяющие горы, глубокие. Их склоны отполированы ледниками.

К югу от Согне-фьорда располагается плоскогорье Халлингскарверт. Над его поверхностью поднимаются отдельные хребты, среди которых выделяется массив Халлингскарвет (вершина Гауста), покрытый вечным снегом.

Магматические плутоны составляют наиболее повышенные части рельефа и в других районах Скандинавского нагорья. В частности, граниты создают горный рельеф Лофотенских островов.

На Южно-Норвежском п-ове, в районе Далаги, массив лабрадорита имеет холмистый рельеф. Очертания холмов резкие, ограничены крутыми склонами. Вся территория массива лишена растительности.

В средней части Норвегии, в пределах Тронхеймского антиклинория, лакколиты гранита прорывают осадочно-метаморфические толщи и так же, как и в других районах, создают наиболее возвышенные части рельефа. Их массы поднимаются до 1500—1700 м над уровнем моря.

В геоморфологии области Тромса главную роль играют складчатые каледонские образования. Эта область сильно расчленена глубокими долинами—ущельями. Здесь преобладают острые гребни. Вершины имеют форму пиков, зубов и рогов. Бурные реки образуют множество водопадов. В восточной части района плутоны габбро составляют наивысшие горные массивы. Крутые изрезанные вершины их часто увенчаны снеговыми пятнами. К ним относятся массивы габбро около Люнге-фьорда — Мончские Альпы. Вершина Егеварре — 1915 м — самая высокая в Тройской части Скандинавского нагорья.

Кроме магматических пород большое значение в тектоорогении горных массивов и отдельных вершин Скандинавского нагорья имеют устойчивые породы — песчаники (спарагмиты) и конгломераты, а также мрамор и известняк. Однако по занимаемой ими площади и высоте сложенные этими породами формы рельефа имеют подчиненное значение.

Вторую главную черту рельефа Скандинавского нагорья составляют покровы кембро-силура и связанные с ними интрузии габбро и других магматических пород. Восточный фронт покровов, резко выступающий в рельефе, разделяет геоморфологические области кристаллического фундамента и складчатых каледонид. Особенностью геоморфологии Скандинавии является также поверхность выравнивания палеогенового возраста, образующая более или менее обширные плоскогорья — фьельды и плато, поднятые позже тектоническими движениями на различную высоту. Местами денудация почти полностью уничтожила раннепалеозойский тектонический покров, от которого сохранились возвышающиеся над древней поверхностью выравнивания останцовые горы. Они обычно имеют плоские гребни — остатки палеогеновой поверхности выравнивания.

Поверхность докембрийского фундамента иногда обнажается также среди покровов в тектонических окнах, в которых она создает главные черты рельефа.

В позднем кайнозое вся территория Балтийского щита пережила новую фазу значительного поднятия. Амплитуда последнего только в послеиольдиевое время превышает 250 м. В четвертичном периоде был окончательно выработан рельеф щита. Вся зона каледонид преобразована в горную страну. Остатки палеогеновой поверхности выравнивания были приподняты до уровня 1000— 2000 м. Горные гребни возвышаются над этой поверхностью более чем на 500 м.

Поднятие палеогенового пенеплена не было равномерным и одинаковым для всей страны, испытавшей общее куполообразное вздутие. В южной Норвегии это выражено в образовании ступенчатого рельефа с поверхностью выравнивания, приподнятой на высоту 200, 400 и 600 м над уровнем моря. В горы положение поверхностей повышается. В западном направлении древняя поверхность выравнивания снижается довольно круто и погружается под уровень моря. На восток кристаллический фундамент снижается более полого. В целом для Скандинавского нагорья кайнозойское поднятие завершилось созданием орографического облика страны, выделением массивов, антиклинальных поднятий и синклинальных прогибов, охарактеризованных ранее. В северной части каледониды совершенно сглажены. Они образуют плоскогорье Финмаркен. Это почти волнистая равнина, поднимающаяся на 300—500 м над уровнем моря. Покров рыхлых ледниковых отложений смягчает очертание возвышенности. Северная часть Каледонских гор, протягивающаяся в направление п-ов Порсангер — о-в Магероя, расчленена на небольшие массивы, сложенные габбро, гранитом, гнейсом или кристаллическими сланцами. Магматические породы образуют высокие элементы рельефа, поднимающиеся более чем на 1100 м над уровнем моря.

Мыс Нордкап — самая северная точка Европы — имеет плоскую поверхность. К морю он обрывается крутыми неприступными склонами.

Особенное место в тектоорогении Балтийского щита занимает разломная тектоника. Сложная система разломов имеет возраст от докембрийского до четвертичного времени. Однако для более точного определения времени происхождения разломов нет еще надлежащих критериев. Предположительно можно считать, что ведущее значение в тектоорогении не только Балтийского щита, но и всей западной части материковой коры Евразии имели докембрийские, ранне — и позднепалеозойские и кайнозойские разрывы.

Разломы докембрийского возраста составляют несколько генераций, развивавшихся в общем в одном плане. Наиболее древними считаются разломы западно-северо-западного простирания. Они хорошо отразились в структуре карелид, в зонах сочленения карелид с Беломорским массивом, в структуре Кольского п-ова, очертаниях заливов Белого моря и др. В это время, возможно, возникли разломы, наметившие северные границы материковой земной коры и океанических структур полярного бассейна. В восточном секторе этой зоны позже происходило герцинское складкообразование. Древнейшие субширотные разломы проявляются в очертаниях северных окраин Беломорского массива, Гренландского щита и Северо-Американской платформы.

Вторая система разломов, по-видимому, также позднедокембрийская, но значительно моложе первой. Такие разломы имеют северо-восточное простирание. В тектоорогении рассматриваемого сектора земной коры они обусловили границы Балтийского щита, протяжение каледонских складчатых сооружений, впадин Балтийского моря, а также простирание фронта каледонских покровов. С этой системой разломов в какой-то мере связано и образование тектонических впадин Онежского и Ладожского озер, развитие грабена Осло, морфоструктуры Шпицбергена, Британских островов и др.

Третья система разломов, возможно, относится к эпохе герцинского горообразования. Разломы этой системы простираются в субширотном северо-западном направлении под острым углом к простиранию разломов первой системы. Третья система разломов Скандинавского нагорья активизировала древние структуры. Главным результатом ее развития было расчленение в основном кристаллического докембрийского фундамента на множество небольших параллельных блоков, вытянутых в северо-западном направлении. Такие блоки перемещались вертикально, многие из них смещались в горизонтальном направлении. Горизонтальным смещением блока южной Норвегии объясняется происхождение грабена Осло. Движение происходило по часовой стрелке при одновременном смещении на север. Подобное движение испытал гранитный массив юго-восточной окраины Швеции, несколько сместившийся на юго-запад вдоль субмеридиональных разломов древнего заложения и опустившийся по отношению лежащего севернее антиклинория свекофеннид Вестланда.

С системой разломов третьей системы и перемещением блоков, активизированным этими разломами, связаны очертания впадин Балтийского моря, островов Готланда, Эланда, Борнхольма. Виргация разломов грабена Осло отражена в очертаниях пролива Каттегат, Норвежского желоба, а также в северо-западном простирании разломных структур гряды Халландсос — окраин гнейсового массива южной Швеции.

Важнейшее тектоорогеническое значение рассматриваемой системы разломов заключается также в том, что она предопределила пути и направления стока поверхностных вод и, в четвертичном периоде, направления движения ледниковых масс. Главнейшие речные долины и озерные котловины страны имеют закономерно выдержанное северо-западное протяжение. В большинстве случаев они приурочены к зонам разрывных нарушений, грабеновых понижений и меньше — к структурным элементам самого фундамента, а также менее устойчивым толщам, участвующим в его строении. Современная конфигурация озерных котловин, как и продольные профили рек, в значительной мере утратила свой первичный тектонический облик. Их очертания существенно изменены ледниковой экзарацией и эрозионной деятельностью рек.

Тектоническое происхождение озерных котловин хорошо видно на примере таких крупнейших озер Балтийского щита, как Веттерн, Вернерн, Тюрифьорд, Сильян, Ладожское, Онежское, Топ-озеро и др.

Наиболее поздняя, четвертая, система разломов Балтийского щита относится к кайнозою. Образование разломных структур этой системы было синтектоничным альпийскому горообразованию в Средиземноморской и Тихоокеанской областях материковой земной коры. Оно началось в позднем мезозое, особенно интенсивным было в течение палеогенового и неогенового периодов и продолжается в настоящее время. Об этом свидетельствуют мощные вулканические излияния мелового возраста на Шпицбергене, палеогенового и неогенового возраста в Гренландии, четвертичный и современный вулканизм Исландии.

Главные разломные структуры имели общее северо-восточное направление. Результатом их развития было расчленение каледонид на отдельные массивы, образование впадин Норвежского, Гренландского и Баренцова моря. Западная часть Восточно-Европейской платформы, в частности Скандинавское нагорье, в кайнозое находилась в состоянии неравномерного и, очевидно, прерывистого сводового или волнового поднятия. Гребни сводовых, особенно значительных воздыманий представляли Скандинавское нагорье и Кольско-Карельская зона. Область относительного погружения между этими сводами занимает Балтийское море.

Кайнозойские поднятия щита определили физиографию страны. Главнейшим тектоорогеническим выражением их является высокая поверхность выравнивания и орографический облик Скандинавии. На западе нагорья отдельные блоки были подняты выше снеговой линии. Шапки вечных снегов и льда покрывают массив Фольгефоннен (1653 м), плоскогорье Юстедальсбре (2079 м), ледник Свартисен (1640 м) и др. Оледенение Скандинавии — это реликт мощного ледникового покрова страны в четвертичном периоде.

Во время сводового поднятия Скандинавского нагорья были возрождены и древние разломы. Движение многих блоков было активизировано. Это отражено в образовании ступенчатого рельефа, возникновении водопадов, изменении положения береговой линии моря и озер на протяжении четвертичного периода.

Общие черты тектонического рельефа Скандинавского нагорья прослеживаются и в других районах, в строении которых принимают участие кристаллический докембрийский фундамент и каледонская складчатость (например, Шпицберген, Британские острова и др.). В частности, Шпицберген представляет собой возрожденную островную горную страну, наивысшая вершина которой — г. Ньютон — 1717 м над уровнем моря. Абрадированная поверхность гор погребена под мощным ледниковым покровом. Лед часто образует крутой клиф. Долинные ледники местами спускаются прямо к морю. Лишенная ледникового покрова поверхность острова представляет холмистые, часто покрытые щебнем возвышенности. Местное геоморфологическое значение имеют остатки древних вулканов Зигбург, Сверре и др. Береговая зона островов архипелага изрезана многочисленными фьордами. Длина Ис-фьорда превышает 100 км.

Рельеф Скандинавского нагорья. Тектоорогения Атлантического побережья Скандинавского нагорья — один из лучших примеров сочетания тектоно-структурных и экзогенных факторов рельефообразования в ходе историко-геологического развития земной коры.

Общие черты структуры побережья Скандинавии характеризуются такими особенностями. Западные склоны нагорья круто обрываются к морю и сильно расчленены глубокими долинами, в большинстве затопленными морем. Побережье, по-видимому, располагается в зоне разломов. В сторону океана нагорье продолжается в виде ступенчатой, подводной платформы, с запада ограничено океаническими глубинами и океанической земной корой. Ширина этой платформы по 66° с. ш. — до 250 км. У внешнего края платформа погружена до глубины 300—400 м. На север и юг от этого района глубина погружения платформы уменьшается до 100—200 м. В подводной платформе прослеживается две ступени: прибрежная и внешняя. Прибрежная ступень — абразионная морская терраса (местное название «Стрендфлет») шириной 40—60 км, сильно сужающаяся на севере и юге побережья. Образовалась она в результате тектонического опускания прибрежной полосы. Поверхность прибрежной ступени погружена ниже уровня моря до глубины 10—20 м или выступает в виде прибрежной равнины до 30—40 м над уровнем моря. Местами на поверхности прибрежной ступени хорошо сохранились следы ледниковой обработки. Внешняя ступень подводной платформы располагается между океаническими глубинами и прибрежной ступенью, от которой, возможно, отделена сбросом и погружена на более значительную глубину. О континентальном происхождении внешней ступени подводной платформы свидетельствуют многочисленные, затопленные морем долины, расчленяющие ее поверхность.

В геологическом строении прибрежной полосы Скандинавского нагорья принимают участие габбро, граниты, гнейсы, а также кембро-силурийские сланцы. Последние менее устойчивые, более размыты, образуют понижение в рельефе. К ним, как и к зонам разломов, приурочены эрозионные долины и фьорды.

В районе Тронхеймского понижения Скандинавского нагорья в строении береговой зоны преобладают гнейсы и песчаники. Скалистый рельеф, создаваемый ими, более понижен и не так недоступен, как в южной части побережья. Севернее 65° с. ш. побережье нагорья значительно повышается. Водораздельные хребты приближаются к берегу. Суженная береговая зона сильно изрезана и расчленена на многочисленные мелкие полуострова и острова. В строении водораздельного хребта преобладают габбро, граниты и гнейсы. Распространены также кварциты. Отдельные вершины здесь поднимаются выше 1500 м. Между водораздельным хребтом и береговыми горами, также сложенными гранитами и гнейсами, расположена пониженная зона, сложенная устойчивыми сланцами и белым мрамором, простирающимися в субмеридиональном направлении. К этой зоне приурочены продольные главные долины и фьорды.

В северной части Скандинавское нагорье еще более раздроблено разломами и эрозией, расчленено на отдельные острова. Севернее Уфут-фьорда гранитные горы погружаются под уровень моря. Продолжение их прослеживается в структуре островов Хиннейя, Сенья и др. Проливы, разделяющие острова, заполняют понижения, сложенные сланцами и известняками палеозойского возраста. Аналогичное строение имеют Лофотенские острова и архипелаг Вестеролен, сложенные гнейсами, гранитами и габбро. Для них характерен горный рельеф, увенчанный острыми гребнями.

Особенностью морского побережья Скандинавского нагорья являются фьорды — узкие глубокие морские заливы, по долинам рек далеко врезающиеся в сушу. В прибрежной зоне и в устьях фьордов обычно располагаются небольшие острова. Длина фьордов достигает более 200 км. Глубина крупнейшего из них, Согне-фьорда — 1240 м. Средняя длина фьордов 80—100 км. Большинство фьордов располагается перпендикулярно протяжению береговой линии. Многие крупные фьорды, как Хардангер, лежат под острым углом или, как Тронхеймс-фьорд, почти параллельно берегу и соединяются с морем узким поперечным проливом. Очертания берегов фьордов часто извилистые и образуют боковые заливы. Эти особенности фьордов обусловлены структурой и литологическим составом пород береговой зоны. Речные долины, выработанные в основном в дофьордовую фазу геоморфогенеза побережья, располагались в зонах разломов и в местах залегания более рыхлых пород. Последние относятся почти ко всем продольным долинам. Массивы магматических пород долины «обтекают», иногда приобретая причудливую форму. Кристаллические породы всегда образуют скалистые крутые берега фьордов. Только короткие поперечные долины часто имеют консекветное заложение.

Продольный профиль показывает значительное переуглубление их дна по отношению к современному уровню моря. В приустьевой части фьорды часто имеют порог, резко поднимающийся над уровнем их дна. У Согне-фьорда порог опущен лишь на 100 м ниже уровня моря.

История развития долин, занятых фьордами, освещена еще очень неполно. Начало формирования их относится к периоду до третичной пенепленизации. Об этом свидетельствует наличие долин на внешней подводной ступени. После погружения внешней зоны и, очевидно, плейстоценового воздымания осевой части Скандинавского нагорья происходило углубление и последующая переработка долин ледниковой экзарацией, придавшей им современный вид.

Образование собственно заливов фьордов аналогично образованию губ северного побережья Евразии, лиманов и бухт Средиземноморья.

Наложенные (климатические) формы рельефа. Осадочные отложения на Балтийском щите распространены ограничено и характеризуются незначительной мощностью. Толщи рыхлых отложений имеют горизонтальнослоистую структуру. Здесь преобладают ледниковые отложения, распространены морские, озерные и речные осадки. Залегание их обусловлено рельефом кристаллического фундамента. В строении наложенных форм главную роль играют аккумулятивные формы. Формы денудации рыхлого покрова имеют второстепенное значение.

Ледниковые формы рельефа. Современные ледники в Скандинавском нагорье покрывают площадь около 5000 км2. Оледенение относится к горному типу и представляет собой реликт более значительного ледникового покрова в четвертичном периоде. Считается наиболее вероятным, что щит покрывался льдами в миндельское, рисское и вюрмское время. Рисское оледенение было максимальным. Ледниковые образования древних оледенений полностью уничтожены деятельностью ледников вюрмского оледенения, образовавшего реликтовые гляцигенные ландшафты.

Поверхность кристаллического фундамента на больших территориях была отшлифована. Ландшафты курчавых скал и бараньих лбов распространены на Кольском п-ове, в Карелии, Финляндии и многих местах Скандинавского нагорья. Здесь также развиты карры, троги, висячие долины, особенно многочисленные на западных склонах нагорья.

Значительно распространены ледниково-аккумулятивные формы, определяющие основные современные черты рельефа многих районов Балтийского щита: холмистый моренный ландшафт, озы, гляциоаллювиальные равнины. Гряды невысоких конечных морен отмечают положение фронта ледникового покрова на разных стадиях его отступания. Внешняя гряда конечноморенных образований протягивается в юго-восточной части Норвегии в виде отдельных небольших холмов, восточнее, к Гримстаду, и далее, почти сплошной грядой, к Ларвику, Хортенц, Мосс, Сарпсборгу, Халлену в среднюю часть Швеции. Синхронными с этой конечноморской грядой в Финляндии считаются образования Сальпаусселькя. Севернее от внешней гряды конечных морен в Норвегии прослеживаются еще три гряды разрозненных конечных морен. Наиболее северная лежит на широте г. Хепефосс.

С внешней стороны от конечных морен обычно располагаются аккумулятивные равнины. К ним относятся Острфелле, Вестфелле, галечниково-песчаные и глинистые равнины на юге Румерике, в районе Гардермуен и др. С внутренней стороны внешней конечноморенной гряды лежат донно-моренные поля, занимающие огромные пространства в Прибалтике.

Ледниковые морены часто образуют запруды и моренные озера (например, Фемшье, Псешье, Фартси в южной Норвегии и др.). В западной части Норвегии конечноморенные гряды иногда пересекают фьорды.

В геоморфологии Балтийского щита значительное место занимают друмлины и, особенно, озы. Это неисчислимые гряды, протягивающиеся в северо-западном направлении и достигающие высоты 50 м. Местами озы пересекают озера.

Морские отложения играют относительно незначительную роль в строении рельефа Скандинавского нагорья. Воздействие моря на рельеф этой страны сказалось в образовании палеогеновой, уже рассмотренной нами, поверхности выравнивания. Более поздние следы береговых линий моря и морских аккумуляций отсутствуют или уничтожены ледниками четвертичного оледенения.

В рельефе щита отражены формы морских образований послеледникового возраста — береговые линии и береговые валы иольдиевого, литторинового и анцилового бассейнов. Следы более древних морских форм рельефа прослеживаются в пределах береговых равнин полуострова, образование которых связано с трансгрессиями моря в межледниковую эпоху. Отмечено три уровня береговых равнин. Самый древний из них в южной Норвегии приподнят на высоту 30—40 м. Средний уровень береговых равнин, достигающий на юге 15—18 м, на севере понижается до 8—10 м. Нижний уровень располагается на глубине 10 м. Образовался он в ледниковое время, когда возможное положение уровня океана было на 10 м ниже современного уровня. Эти уровни приурочены к древним ложбинам, врезающимся в уступы гор. Формирование их, по-видимому, охватывало более длительные отрезки времени, чем межледниковые эпохи, и развитие могло начаться еще в дочетвертичное время.

В завершающие стадии оледенения и в послеледниковое время колебание уровня Балтийского моря достигало значительной амплитуды. Впервые черты этого бассейна начали вырисовываться в виде Балтийского ледникового озера или озер. Сток его был в Белое море через Кандалакшскую губу. К концу оледенения наступила значительная трансгрессия вод со стороны Северного моря, связанная, как полагают, с эвстатическим поднятием уровня океана. На огромных пространствах Балтийского щита образовалось обширное Иольдиевое море.

Уровень Иольдиевого моря достигал высоты 282 м. Дальнейшее отступание ледников и, очевидно, начавшееся поднятие Балтийского щита вызвали в дальнейшем повторные изменения уровня Балтийского моря. Наиболее относительно долговременные стадии его развития известны как Анциловое и Литориновое моря.

Уровень Литоринового моря-озера был почти на 25 м выше современного. Распространение его хорошо прослеживается по развитию береговых валов и линий, приподнятых на различную высоту над уровнем моря. У Хернесанда береговая линия Литоринового моря поднята на высоту 120 м, в районе Стокгольма — 42 м, северо-западнее Ладожского озера — 25 м. Она и считается нулевой для литоринового времени.

После этого периода до установления современного уровня Балтийского моря было еще две или три фазы трансгрессий и регрессий незначительной амплитуды.

В геоморфологии Балтийского щита большое значение имеют поверхностные воды. Они образуют неисчислимые озера, огромные болота, многочисленные порожистые реки. На распределение поверхностных вод этого края решающее влияние оказывают тектонический рельеф кристаллического фундамента и наложенные ледниковые образования.

Среди водногенетических форм рельефа Балтийского щита, особенно в приозерных районах, встречаются вкрапления эоловых образований. В прибрежных равнинах края дюнные пески местами составляют главные черты ландшафта.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: