Рельеф территории заповедника

По морфографическим признакам в пределах территории заповедника выделяются три группы рельефа. В центральной полосе, пересекающей территорию с северо-запада на юго-восток, рельеф мелко- и средне холмистый, участками плоско-волнистый; в юго-западной части рельеф плоско-волнистый, участками плоский и холмистый; в северо-восточной – холмисто-увалистый. Превышение между отдельными карстовыми формами составляет 15-20 м; абсолютные высоты вершинной поверхности от 23-50 м для эрозионных врезов до 145-173 м для высоких отметок плато.

Величина площадной поверхностной закарстованности составляет 500-700 форм на 1 км², на участках максимального развития карстовых форм превышает 1500 форм на 1 км² , общее количество пещер (включая территорию охранной зоны) -140.

Особенности рельефа заповедника определяются своеобразием геологического строения и геолого-исторического развития территории. Основными рельефообразующими процессами в течение длительного периода являлись ледниковые и карстовые. В результате их воздействия на территории Пинежского заповедника и его охранной зоны сформирован комплекс подземных и поверхностных карстовых форм сульфатного карста, отличающийся широким видовым разнообразием, высокой плотностью карстопроявлений, уникальностью своего есте­ственноисторического развития. Карстовые формы представлены как классическими проявлениями: пещерами, воронками, рвами, котловинами и провалами, так и формами, имеющими традиционные местные названия: шелопняко­выми полями и карстовыми логами.

Геологическое строение территории

Территория заповедника расположена в пределах западного крыла Мезенской синеклизы Русской плиты. Простирание пород осадочного чехла меридиональное и субмеридиональное, залегание в целом полого-моноклинальное с наклоном к востоку и юго-востоку. Карстующимися породами здесь являются гипсы и ангидриты соткинской свиты (мощность более 80 м) нижней перми, перекрытые верхнепермскими огипсованными красноцветными песчаниками и известняками. По характеру образования, распространения и условиям залегания комплекс карстующихся пород относится к 4 типу III группы (Максимович, 1963),  для которого характерны пластовые и пластообразные отложения осадочного чехла платформы, в данном случае – моноклинально залегающие. Четвертичные отложения (мощность 0-10 м, на западе 25-30 м) представлены моренами и флювиогляциальными отложениями эпохи валдайского оледенения.

История развития рельефа

К концу палеозоя в пермский период (285-230 миллионов лет назад) сформировался общий структурный план территории. В нижнепермское время отложилась мощная толща сульфатных пород, перекрытая в верхней перми континентальными красноцветами и бронированная известняками. Затем, под воздействием более молодых осадков, впоследствии не сохранившихся, массив пермских пород погрузился на значительные глубины, где подвергался метаморфическим изменениям. Следствием этих процессов явилась перекристаллизация сульфатных пород, образование крупнокристаллических включений – кристаллобластов. 

В неогене произошло общее поднятие территории, образовалось Беломорско-Кулойское структурно-денудационное плато. Началось заложение речной сети по глубинным разломам осадочной толщи. В неогене территория подверглась максимальному расчленению, были заложены основные структурно обусловленные долины рек, углубленные впоследствии направленным движением скандинавских льдов, воздействием межледниковых ингрессий (Девятова, 1982). В этот период завершилось формирование водораздельных возвышенностей, образовались полого-волнистые моренные равнины, покрытые чехлом ледниковых и водно-ледниковых рыхлых отложений. Воздействие талых ледниковых вод ускорило развитие гидросети второго и третьего порядка, карстовых логов, ряда пещер.

В дальнейшем развитии выделяются 2 этапа карстогенеза - поздневалдайский и голоценовый, а основными его факторами являются воздействие поздневалдайского материкового оледенения и его деградация (Николаев, 1987; Малков, Шаврина, 1989, 1991). До начала валдайского оледенения в области распространения сульфатных пород уже существовали карстово-денудационные формы: долины рек, карстовые лога, наиболее крупные карстовые депрессии. Это подтверждается характером распределения ледниковых отложений - в зоне крупных форм четвертичный чехол менее мощный, в его составе повышена доля местного материала. Основной этап карстогенеза наступил в послеледниковую эпоху. Об этом свидетельствует четкая выраженность карстовых воронок, а характер залегания четвертичного чехла в областях слабой и средней трещиноватости гипсовых массивов говорит об одновременном (или более позднем) его образовании с карстовыми формами (Горячкин, Шаврина, 1997). Последнее оледенение – верхневалдайское – закончилось  около 9 тыс. лет назад.

В ходе геолого-исторического развития, прежде всего под воздействием материковых оледенений и межстадиальных морских ингрессий, здесь сформировался своеобразный комплекс поверхностных и подземных форм карстового рельефа. В настоящее время развитие рельефа территории происходит за счет процессов карстовой денудации и ряда других подчиненных карсту экзогенных процессов. Преимущественно гравитационных (оползневых и обвально-осыпных, провально-просадочных). Меньшее значение имеют  процессы заболачивания и речная эрозия.