Особенностью карста Европейского Севера России является его длительное развитие в условиях материковых оледенений и многолетней мерзлоты, в результате чего во взаимодействие с вышеназванными природными средами включается гляциосфера. Геологическая деятельность плейстоценовых материковых оледенений оказывала значительное воздействие на развитие и распределение поверхностной и подземной закарстованности.

Строение карстового рельефа и его особенности определяются составом карстоносных геологических формаций, тектоническим строением, неотектоническими движениями, историей развития рельефа и молодыми рельефообразующими процессами. Карстовый рельеф создается и эволюционирует при действии карстовых и других экзогенных денудационных процессов (флювиального, нивального, гляциального, абразионного и др.). При этом, в отличие от других типов рельефа, карстовый рельеф подразделяется на поверхностный и подземный типы. Главным отличительным свойством карста являются его способность к саморазвитию, так же сочетание – парагенез, карстовых форм с флювиальными, нивальными, гляциальными формами рельефа.

На территории Архангельской области карстоносные формации занимают площадь 106220 км², что составляет 36,3% площади (материковая зона без арктических островов). Под покровом терригенных отложений комплексы карстующихся горных пород развиты на площади, составляющей 50-52% от всей территории области. На Канино-Тиманском поднятии карстоносные формации занимают 19287 км², 22,7% его площади.

Исходя из особенностей строения карстоносного разреза, однородности, либо разнородности состава растворимой минеральной основы, на рассматриваемой территории выделяются следующие литологические типы карста: 1) карбонатный; 2) сульфатный; 3) карбонатно-сульфатный; 4) смешанный карбонатный; 5) смешанный сульфатный. Два последние типа характерны для терригенных пород с ограниченным содержанием растворимых прослоев, растворимым цементом, а также для частого тонкого переслаивания растворимых и нерастворимых пород. В таких вариантах карстовый процесс смешивается с суффозионным и суффозионно-просадочным процессами.

Карст Европейского Севера России весьма разнообразен и включает в себя как всю совокупность отрицательных и положительных форм карстового генезиса, так и денудационные грани разного порядка, с которыми эти формы имеют неотъемлемую связь. К карстовому рельефу относятся также подземные проявления и формы, что подчеркивает его специфику. Представлены все типичные формы поверхностного карста: карры, воронки, западины, рвы, котловины, цирки, овраги, суходолы, карстовые озера. Кроме них установлены редкие и уникальные формы: потяжины, борозды, полигенетические лога или карстово-гляциальные долины (рис. 1), шелопняковые поля, останцы, башни, опади, польеобразные депрессии.

Рис. 1. Саккумулированная карстово-денудационная долина.

На Европейском Севере России распространен как унаследованный древний, так и молодой карст. Видимые различия в закарстовании конкретных районов обусловлены не только особенностями последнего этапа развития рельефа, но и всей предшествующей геологической историей.

В истории развития карста Архангельской области можно выделить четыре этапа.

Первый этап начался во второй половине неогена, когда территория представляла собой пенепленизированную равнину с абсолютными высотами до 100 м (Спиридонов, 1978). Затем, в позднем плиоцене произошли поднятия территории с одновременной регрессией Полярного бассейна и осушением рельефа. В позднем плиоцене произошли поднятия территории с одновременной регрессией Полярного бассейна и осушением рельефа. Это способствовало формированию протяжённой сети ложбин и долинных врезов глубиной более 100 м (Зархидзе и др., 1984). Первый этап охватывает около 1,5 млн. лет и заканчивается в середине раннего плейстоцена.

Второй этап карстогенеза происходил в среднеплейстоценовую эпоху в условиях чередования похолоданий и потеплений, при воздействии трёх материковых оледенений. Карстовые процессы протекали в целом в неблагоприятных условиях. При деградации ледников, действии изостатических поднятий формировались отдельные группы крупных поверхностных форм и подземные карстовые пустоты. Продолжительность второго этапа около 300 тыс. лет, при этом 170 тыс. лет были безледниковыми, и рельеф развивался в режиме нарастающего эрозионно-денудационного расчленения.

Третий этап карстогенеза состоялся в позднем плейстоцене и продолжался 110 тыс. лет. Он включает в себя микулинскую трансгрессию - 30 тыс. лет, холодный ранний и средний валдай - 69 тыс. лет, поздневалдайское материковое оледенение - 11 тыс. лет. В раннем и среднем валдае была образована и частично закарстована сеть долинных форм, формировался обширный воронковый и котловинный рельеф. В глубине массивов развивались карстовые водоносные системы.

В поздневалдайскую эпоху поверхностное карстообразование прекратилось до начала таяния ледника и распада его на отдельные языки и шапки мёртвого льда. При таянии остатков ледникового покрова (13-9,8 тыс. лет назад), возникли условия для интенсивного площадного поверхностного и подземного закарстования. Параллельно с новообразованием шло расширение, углубление и переработка существующих доледниковых карстопроявлений.

В пределах Онего-Беломорской карстовой области выявлен, преимущественно карбонатный карст. При этом погребенный карстовый цоколь залегает на значительной глубине под покровом четвертичных отложений, мощность которых может превышать 50 м. Он представлен саккумулированными котловинами и долинными проявлениями. Развиты также саккумулированные мезоформы: воронки, рвы, западины, котловины, овражные суходолы, просадки, поноры. Плотность мезоформ 30-50, при максимальной 90-270 на 1 км². На гидрологическом уровне карст проявлен карстовыми источниками, карстовыми озерами различного размера, часто с сильной сработкой уровня и периодически исчезающими озерами.

Карстообразование в пределах Двинско-Мезенской карстовой области связано, преимущественно, с сульфатными породами. Величина площадной поверхностной закарстованности территории составляет 500-700 форм на 1 км², на участках экстремального развития карста превышает 1500 форм на 1 км², максимальная величина – 2800 форм на 1 км². На Беломорско-Кулойском плато, особенно на его юго-востоке воздействие материковых оледенений на развитие карста имело ряд уникальных черт, не проявлявшихся на прилегающих территориях.

Современный облик рельефа определило положение территории на стыке с одной стороны Полтинского и Пинежского ледниковых языков Северодвинской лопасти Скандинавского центра, с другой стороны Кулойского языка Мезенской лопасти Баренцевоморского центра. Максимумы двух последних ледниковых языков были смещены во времени на 10 тыс. лет (Малков, Гуркало, Шаврина и др., 2001). Поэтому в среднем течении р. Сотки существовала нунатаковая островная возвышенность, не перекрывавшаяся материковым льдом (Малков, Николаев, Кузнецова, 1987). В её пределах ослабленные карстовые и эрозионно-денудационные процессы не прекращались и в прогрессивную фазу оледенения. С запада к возвышенности примыкал пояс периферической ледниковой аккумуляции с закарстованным основанием и краевой моренный массив со сложным сочетанием участков ледниковой морфоскульптуры. В периферической зоне ледника при действии экзарации образовались субгляциальные рытвины и долины, врезанные в карстующийся цоколь. Долины и прилегающая полоса рельефа имеют чёткие признаки закарстования до распада ледникового покрова (Шаврина, Малков, 2000).

Часть старых котловин и польеобразных депрессий была приоткрыта, заполнена отложениями, но при этом сохранила расчленённое закарстованное днище. Другая часть форм оказалась полностью раскрыта и включена в состав долинного рельефа. Многие небольшие и мелкие проявления карста были саккумулированы и перешли в погребённое либо полупогребённое состояние. На экзарационных участках рельефа, сложенных гипсовыми породами и прикрытых сверху шапками мёртвого льда, при их таянии и закарстовании трещиноватого основания произошло образование уникальных полей шелопняков, приуроченных к прибортовым зонам долинных форм карста (рис. 2).

Рис. 2. Шелопняковое поле, долина р. Чуги.

Шелопняком является совокупность точечных, линейных поверхностных и переходных элементов, расчленяющих открытую поверхность карстолитов, занимающих обширные пространства и созданных общим формирующим процессом. Элементами шелопнякового поля являются: воронковидные, трубчатые, колодцевидные, трещинные, расщелинные углубления, а также разделяющие их перемычки, перегородки и бугристые выступы. Шелопняки связаны с эрозионно-ледниковым, денудационным придолинным, карстово-денудационным внутридолинным рельефом. Наибольшую концентрацию шелопняковые образования имеют в полосе между реками Чуга и Угзеньга. Ширина полосы достигает 5-8 км, участками - 0,5-1,5 км. Участки шелопнякового открытого карста являются островами среди волнисто-холмистого ледникового рельефа. Мощность ледниковых отложений колеблется от 0-2 до 5-6 м.

Карстовые останцы представляют собой остаточные выступы, отчленённые от коренного массива в результате карстообразования и общей денудации. Все формы связаны с сульфатным карстом. Останцы мезоуровня приурочены к зонам воздействия подпрудных бассейнов и подразделяются на три вида.

Останцы-столбы находятся в бортах крупных котловин на провально-глыбовых склонах. Сверху столбы имеют сглаженную, омытую форму. Реже столбы встречаются на островных выступах в днище долин, где они имеют заострённую форму и следы разрушенных пещер.

Останцы-башни полностью отчленены от коренной основы и имеют либо резкие, либо омытые грани. При групповом расположении, башни имеют выдержанную вершинную поверхность. Обычно на вершине сохраняется почвенно-растительный слой на рыхлых отложениях, растут редкие деревья. В случае уничтожения почвенно-растительного слоя верхняя часть башен становится заострённой и они начинают быстро разрушаться. В классическом виде останцы-башни представлены в днище Ераскиной депрессии (рис. 3).

Рис. 3. Башенные останцы, оз. Ераскины.

Останцы-горбы являются обособленными холмистыми выступами целикового, либо разрушенного массива. Они выступают над днищем долин (котловин) на высоту до 10-12 м и встречаются очень редко. Карстовые останцы-холмы являются формами макрорельефа, закладываются на пересечении долин разных порядков, либо при рукавном разделении устьев долин. Макроостанцы указывают на длительное карстообразование в условиях многоэтапного развития рельефа. Размеры макроостанцов изменяются в следующих пределах: поперечник 100-700 м, длина 150-740 м. По высоте выделяются две группы: от 10 до 15 м и от 15 до 30 м.

Благодаря обильному подледниковому и талому стоку поздневалдайское оледенение оказало мощное воздействие на подземное карстообразование. Этот сток, протекая по существующей и новообразованной сети карстово-денудационных долин, обеспечил концентрированное питание и интенсивный рост существующих пещер и образование новых форм (Малков, Николаев, Кузнецова, 1987). Некоторые пещеры под действием ледниковой нагрузки и прибортовой подрезки были раскрыты и в различной степени разрушены. Другие пещеры прекратили свой рост после таяния льда. Ряд крупных пещер развивался с максимальной проработкой и слиянием нескольких гипсометрических ярусов. Формирование большинства пещер шло в напорных условиях (наведённая фреатика). Это было обусловлено как общим подледниковым положением полостей, так и реакцией земной коры на распространение материкового оледенения (Малков, 1987).

Своеобразна система мелких пещер шелопнякового уровня (на глубине 2-3 м от поверхности), которые сформировалась под ледником, а в настоящее время осушены и в значительной мере разрушены. В отдельных случаях в прибортовых зонах встречаются мелкие гравитационные пещеры и полости, образовавшиеся над карстовыми полостями в результате обрушения их сводов.

Ускоренное развитие поздневалдайских пещер продолжалось до поясной деградации оледенения и изостатического поднятия территории, вызвавших перестройку водного питания и нарастающее осушение полостей.

Столь значительное и разноплановое воздействие материковых оледенений отмечено лишь для карста Канады, где оно проявлено, преимущественно, в карбонатных породах (Brook, Ford, 1978; Ford, Williams, 1989). Тем не менее, для сульфатных пород территории юго-востока БКП выявлены все последствия проявления парагенезиса карста – материковое оледенение, отмеченные в Канаде. На Европейском Севере, как и на закарстованных территориях Канады "ледниково-карстовые взаимодействия выстраиваются в ряд от временной консервации доледникового карста до его полного разрушения; от исключения какого-либо послеледникового карста к его наиболее быстрому развитию" (Ford, Williams, 1989).

Рис. 4. Туннель в пещере Голубинский Провал.

Четвёртый этап карстогенеза – голоценовый. В его рамках произошли следующие события: деградация зоны многолетней мерзлоты, становление речного стока, врез эрозионной сети, сработка послеледниковых водораздельных озёр и их практически полное заболачивание, развитие лесов, ритмическое чередование потеплений и похолоданий. При этом проявились разные тенденции карстообразования. В поверхностном рельефе линейные и площадные макроформы перешли в стадию торможения и деградации. Часть мезоформ, унаследованных от позднеледниковья, активизировались в своём развитии. Другая часть мезоформ была саккумулирована и стала существовать в пассивном виде.

На рассматриваемом этапе появились линейные мезоформы и микроформы, а также большое число очаговых мезоформ. Благодаря своей молодости они характеризуются активным протеканием карстового процесса. В подземном карсте проявилось общее снижение водоносности, концентрация действующих процессов в карстово-эрозионных звеньях водоносных систем, образование молодых вадозных полостей, деструкция верхних ярусов подземного рельефа.

В результате воздействия материковых оледенений, карст на Европейском Севере в своем развитии проходил ряд денудационных состояний, характеризующихся нарастанием масштабов карстификации и эволюционной зрелости проявлений. В этой связи для рассматриваемого региона выделяется пять основных стадий карстовой денудации: 1) покровно-закрытая; 2) покровная; 3) полуоткрытая; 4) открытая; 5) раскрыто-останцовая.

Покровно-закрытая стадия. Карстующийся цоколь залегает на значительной глубине (более 10-15 м) под покровом рыхлых отложений. В зависимости от проницаемости и мощности отложений карстопроявления на земной поверхности могут отсутствовать, либо выражаться в виде плановых контуров погребенных форм. В цоколе массивов представлены древние отмершие, либо частично омоложенные формы, а также омоложенные и зарождающиеся проявления. На участках неотектонических поднятий в полосе денудационных врезов развиты карстово-эрозионные элементы, вызывающие поглощение линейного стока.

Покровная стадия. Рыхлый покров нарушен старыми и молодыми растущими формами. Они охватывают цоколь, протыкают покров и выходят на поверхность. Глубина залегания цоколя больше глубины поверхностных форм. В днище форм, как правило, отсутствуют элементы активизаций карстового процесса в виде поноров и просадок. При снижении мощности рыхлого покрова на участках погребенного, полупогребенного карста покровная стадия переходит в покровно-экранную. Она отличается высокой плотностью карстопроявлений, невыдержанностью морфологического облика и размеров форм, колебанием высоты пограничной бровки, наличием элементов активизации.

Полуоткрытая стадия. Карстующийся цоколь перекрыт рыхлым покровом незначительной мощности. Интенсивно развиты карстовые формы активного и пассивного характера. Они варьируют по размерам и морфологическому строению. Существующие формы заглублены в карстующийся цоколь, поэтому в днище и бортах обычно имеются его выходы. В карстовом рельефе обычно представлены многочисленные микро-, мезо- и макроформы с элементами активизаций, а также фазовые активизации либо пассивные проявления карста.

Открытая стадия. Карстующийся цоколь залегает на уровне дневной поверхности и вскрыт карстовыми формами на всю их глубину. Рыхлый покров прерывистый, очень небольшой по площади – до 2,0 м, участками до 0,5 м или отсутствует. Характерно развитие дерново-почвенного слоя. Карстопроявления в виде карров, имеют ограниченное развитие. Типичными формами в области древних материковых оледенений являются шелопняки и шелопняковые поля сложного строения.

Раскрыто-останцовая стадия. Выделяется на участках дифференцированного пластово-денудационного рельефа, где карстующийся цоколь залегает на разных высотах и образует выступы на дневной поверхности в виде останцов, останцов-башен, холмов. Рыхлый покров маломощный, местами прерывистый. На субгоризонтальных гранях вскрыты подземные пещерные формы различной сохранности. Образования данной стадии фиксируют участки наиболее древнего карстового рельефа.

Таким образом, на Европейском Севере России благоприятное сочетание уникальных геологических условий и особенностей естественноисторического развития привело к формированию своеобразного и неповторимого комплекса денудационно-аккумулятивного рельефа. Его развитие было обусловлено долгосрочным воздействием геологических процессов, в первую очередь, карстовых и ледниковых. Облик рельефа территории сложился к моменту деградации последнего – поздневалдайского - покровного оледенения. В современную эпоху (последние 9 тыс. лет) унаследованное развитие подземного и поверхностного рельефа продолжается, преимущественно при действии карста и ряда сопряженных с ним экзодинамических процессов.

Список литературы

1. Зархидзе В.С., Соловьев В.А., Барановская О.Ф., Слободкин В.Я. Условия накопления плиоценовых и четвертичных отложений на островах и шельфах советской Арктики.// Возраст и генезис переуглублений на шельфах и история речных долин. М., Наука, 1984, с. 29-37.
2. Малков В.Н., Гуркало Е.И., Монахова Л.Б., Шаврина Е.В. и др. Карст и пещеры Пинежья. М.: Ассоциация "Экост". 2001. 208 с.
3. Малков В.Н, Николаев Ю.И., Кузнецова В.А. Опыт среднемасштабного инженерно-геологического обследования закарстованной территории (на примере юго-восточной части Беломорско-Кулойского плато и бассейна рек Пинеги и Кулоя). // Гидрогеол. и инж. геология. Отечеств. произв. опыт. Экспресс-информация. ВИЭМС, 1987, вып.2, С.1-10.
4. Спиридонов А.И. Геоморфология Европейской части СССР // М., Высшая школа, 1978.
5. Шаврина Е.В., Малков В.Н. Геологическое строение и рельеф // в сб. Структура и динамика природных компонентов Пинежского заповедника (северная тайга ЕТР, Архангельская область) биоразнообразие и георазнообразие в карстовых областях. Арх. 2000 г. С. 21-30.
6. Brook G.A. Application of LANDSAT imagery to flood studies in the remote Nahanni karst, Northwest Territories, Canada. Journal of Hydrology. 1983. Vol. 61. P. 305-324.
7. Ford D., Williams P. Karst geomorpfhology and hydrology. London, Unwin Hyman, 1989. 601p.

_____________________________________

¹ Работа выполнена при поддержке фонда РФФИ, грант № 05-05-64819

Спелеологическая изученность

Динамика ледяных отложений