Инженерно-геологические условия Карельского перешейка

Оглавление

Введение 3
1. Инженерно-геологические условия Карельского перешейка (север
Ленинградской области) 4
Заключение 17
Список использованных источников 18

Введение

Геологическое изучение территории Ленинградской области началось еще во второй половине XVIII в. И вот уже более двухсот лет интерес геологов к этой территории не ослабевает. Объясняется это прежде всего наличием в ее недрах значительных запасов бокситов, огнеупорных глин, каменного угля, минеральных красителей, гипса, фосфоритов, горючих сланцев, флюсовых известняков, строительных материалов и других видов минерального сырья.
До середины XIX в. геологические исследования на описываемой территории носили случайный характер, и сведения о них приводились лишь при описании окрестностей Петербурга или касались отдельных вопросов, связанных с полезными ископаемыми (Лепехин, Паллас, Севергин, Странгвайс, Георги и др.).
Первые сведения о стратиграфии характеризуемого района были получены в сороковых годах прошлого века в результате исследований X. Пандера (1841—1843), Э. И. Эйхвальда (1825, 1840), Р. Мурчисона, А. Кайзерлинга, Е. Вернейля, Г. Гельмерсена, Д. И. Соколова (1831— 1841). Ранний период теологического изучения завершился появлением первой геологической (геогностической) карты, составленной Куторгой в 1852 г. в масштабе 1 : 420 000.
Геологические исследования, проведенные в течение второй половины XIX в., по своему научному уровню и результатам были значительно выше.
Инженерно-геологические условия Карельского перешейка (север Ленинградской области)Север Карельского перешейка характеризуется своеобразным рельефом, отличающимся от рельефа остальной территории четкой северо-западной ориентировкой всех его форм: гряд (сельг), межгрядовых понижений, системы озер и соединяющих их рек. Наиболее расчлененный и контрастный рельеф развит в северной части района (до широты г. Лесогорска). Абсолютные отметки вершин сельг возрастают с юго-востока на северо-запад от.45—50 до 115—130 м, а межгрядовых понижений от 25—30 до 60—90 м. Склоны сельг и ложбин крутые до отвесных. К югу от г. Лесогорска рельеф более сглаженный. Широко распространены озовые гряды высотой 15—20 м и протяженностью до 10—12 км. Значительно развиты здесь и плоские равнины. Абсолютные высоты на большей части территории не превышают 50—60 м. Побережья Финского залива и Ладожского озера изобилуют узкими фьордообразными заливами, вблизи которых много островов типа шхер.[2]
Прибалтийская низменность занимает большую часть рассматриваемой территории и представляет собой полого наклоненную на север волнистую равнину с абсолютными высотами преимущественно от 50 до 100 м, пересеченную густой сетью рек. На общем фоне низменной равнины выступает ряд изолированных возвышенностей, достигающих абсолютных отметок 200—300 м, и наблюдаются обширные пониженные пространства с абсолютными высотами от нуля до 50 м. Прибалтийская низменность подразделяется на следующие орографические районы: 1) Вуоксинская низина, 2) центральная возвышенность Карельского перешейка, 3) Предглинтовая низменность, 4) Балтийско-Ладожский (Ордовикский) глинт, 5) Ордовикское плато, 6) Девонская равнина (см. рис. 3). Вуоксинская низина разделяет север Карельского перешейка на две части, вклиниваясь в центральную его часть в виде заливообразного понижения. Поверхность низины слабоволнистая, почти равнинная, наклоненная на юго-восток к Ладожскому озеру с изменением абсолютных отметок примерно от 50 до 5 м на побережье.
Центральная возвышенность Карельского перешейка, включающая Котовскую возвышенность, Лемболовские и Токсовские высоты, представляет собой аккумулятивное моренное плато высотой 60—80 м. Поверхность плато неровная, местами волнистая. Относительные колебания высот в центральной части плато составляют 5—10 ж, на окраинах и в пределах участков камового рельефа до 30—50 м. Максимальные абсолютные высоты в 170—205 м наблюдаются в центральной части возвышенности, к периферии они понижаются до 120 м. [7]
Предглинтовая низменность расположена к югу от центральной возвышенности Карельского перешейка и отграничена Балтийско-Ладожским (ордовикским) уступом от Ордовикского плато. Низменность представляет собой комплекс аккумулятивных террасовых поверхностей (с абсолютными высотами от нуля до 100 м), наклоненных в сторону Финского залива и Ладожского озера. Изолированные камовые массивы, нарушающие равнинный рельеф террас, возвышаются на 40— 100 м, их высота достигает 50—137 м (Колтушская возвышенность 80 м, Всеволожская 50 м, Юкковская 80 м, Семейская 96 м и Сойкинская 137 м). Склоны возвышенностей крутые — до 20°, обычно террасированные.
Равнинность территории, ее невысокое гипсометрическое положение и значительная мощность четвертичного покрова явились причиной плохой и крайне неравномерной обнаженности дочетвертичных пород. Большая часть обнажений расположена по берегам рек, прорезающих склоны Ордовикского и Карбонового уступов. К водораздельным пространствам и побережьям Финского залива, Ладожского и Онежского озер приурочено сравнительно небольшое число обнажений. Выходы архейско-протерозойских пород известны на Карельском перешейке (гнейсы, гранито-гнейсы, диориты, гранодиориты), на островах Финского залива (порфиры и туфы), на западном побережье Онежского озера (кварцито-песчаники, кварциты, глинистые сланцы с интрузиями диабазов). Песчано-глинистые отложения гдовского горизонта обнажены по берегу р. Волчьей на Карельском перешейке; аргиллитоподобные глины котлинского горизонта — по южному берегу Финского залива (у д. Большая Ижора по р. Черной, у Графской бухты и в низовьях р. Коваши). Выходы на поверхность пород ломоносовской свиты нижнего кембрия известны у Большой Ижоры и по р. Коваши (у д. Шишкино). Разрез лонтоваской и пиритаской свит прослеживается в естественных обнажениях у подножия Ордовикского глинта и по долинам пересекающих его многочисленных рек. Отложения ордовикских известняков и доломитов с оболовой толщей в основании довольно полно вскрыты в долинах рек, прорезающих Ордовикский глинт: Нарвы, Плюссы, Луги, Славянки, Поповки, Ижоры, Тосны, Мги, Назии, Волхова, Сяси и их притоков.
Сотни обнажений девонских пород в пределах Главного девонского поля известны по долинам рек и по берегу оз. Ильмень. Некоторые из них достигают высоты 20—30 м и протяженности в несколько километров. Выходы наровских мергелей в старооскольских песчаниках среднего девона находятся на берегах рек Луги, Оредежи, Славянки, Ижоры, Тосны, Тигоды. Карбонатные породы верхнего девона обнажаются по р. Великой и ее притокам, по р. Шелони, на южном побережье оз. Ильмень, по Волхову и Сяси. Разрезы песчано-глинистых пород верхнего девона (так называемая верхняя пестроцветная толща) вскрываются реками Ловать, Пола, Мета, Сясь, Паша, Оять и др.[11]
В пределах центральной возвышенности Карельского перешейка почвенный покров более пестрый: здесь развиты подзолистые железисто-гумусовые, торфянисто-подзолистые, иллювиально-гумусовые и среднеторфянистые почвы.
Кристаллические породы дорифейского возраста, выходящие на дневную поверхность на севере Карельского перешейка, представляют собой небольшую часть крупной региональной структуры (Восточно- Финляндская синклинорная зона).
В пределах описываемой территории кристаллические образования дискуссионного архейского — нижнепротерозойского возраста слагают южное побережье Финского залива и восточную часть Карельского перешейка, представляющую собой непосредственное продолжение главной свекофенской зоны Южной Финляндии и Швеции. Характерные для этого комплекса высокоглиноземистые гнейсы появляются в западном крыле Ладожско-Невельской синклинорной зоны и в ядрах антиклиналей высшего порядка, осложняющих Белорусско-Эстонскую структурную зону.
В северной части Карельского перешейка, гнейсы в основном представлены здесь биотитовыми и высокоглиноземистыми разновидностями с гранатом, кордиеритом, силлиманитом, известными в геологической литературе под названием кинцигитов. Единичными скважинами среди этих пород вскрыты амфиболо-биотитовые разновидности, местами обогащенные магнетитом, гиперстеновые и двупироксеновые гнейсы, местами процессами щелочного метасоматоза превращенные в чарнокиты.
Гранитоиды нижне-среднепротерозойского возраста выделяются В. А. Перевозчиковой (1968) и на Карельском перешейке, где они образуют небольшие плаетово-еекущие тела среди гранодиоритов архея, гнейсов архейско-нижнепротерозойского возраста и гнейсов ладожской серии.
Отложения валдайской серии в пределах рассматриваемой территории развиты почти повсеместно; только в северной части Карельского- перешейка они уничтожены эрозией. Узкая полоса выходов валдайских отложений под четвертичным покровом протягивается в широтном направлении по южному берегу Финского залива; от района г. Ленинграда она расширяется к северу, распространяясь на южную часть Карельского перешейка. К югу от выходов на поверхность отложения валдайской серии погружаются под нижнекембрийские и более молодые образования.
Северная граница распространения гдовеких отложений, которая одновременно является границей осадочного покрова платформы, прослеживается на Карельском перешейке от Финского залива (г. При- морск) через ст. Кирилловское, по берегу оз. Вуокса и у д. Соловьево до западного берега Ладожского озера. Под четвертичным покровом выходы пород гдовского горизонта образуют сравнительно неширокую полосу в северной части Карельского перешейка. Обнажения гдовского горизонта (только верхней его части) известны лишь в двух пунктах на Карельском перешейке: на левом берегу р. Волчьей — западнее ж.-д. ст. Петровское и на юго-западном берегу оз. Красное.[11]
Отложения котлинского горизонта в пределах рассматриваемой территории отсутствуют только в северной части Карельского перешейка. Под четвертичными отложениями котлинский горизонт прослеживается неширокой полосой, протягивающейся вдоль южного берега Финского залива, в южной части Карельского перешейка, через г. Ленинград и его окрестности.
Днепровские ледниковые отложения выделены в ряде разрезов на Карельском перешейке, а также в Приневской низменности. Однако- в связи со сложностью геологического строения этого района датировка их не всегда достаточно обоснована. Наиболее определенное положение на юге Карельского перешейка, где они сохранились в глубоких впадинах рельефа дочетвертичных пород.
Отложения, относимые Н. И. Апухтиным к одинцовскому времени, описаны Т. В. Усиковой и Е. С. Малясовой (1965) в южной части Карельского перешейка и в Приневской низменности. Эти осадки выполняют здесь наиболее глубокие впадины рельефа дочетвертичных пород,
Залегая на нижней морене или непосредственно на коренных породах. Они представлены разнозернистыми кварц-полевошпатовыми песками, с гравием, галькой и иногда с валунами, а также глинами, суглинками, реже супесями и пылеватыми песками. Местами обнаруживаются и тонкозернистые пески. Глинистые отложения окрашены в зеленовато-серые тона. Переход глинистых осадков в песчаные постепенный. В районе поселков Мистолово и Бугры кровля толщи лежит на отметках около 5 м, в районе Ленинграда снижается до —68 м. Максимальная мощность слоев (42 м) установлена в разрезе скв. 56 на Васильевском острове.
На Карельском и Онежско-Ладожском перешейках микулинские отложения распространены широко и вскрыты многими скважинами. Представлены они преимущественно континентальными фациями и лишь местами, в понижениях рельефа дочетвертичных пород, носят характер опресненных морских осадков. По периферии Карельского перешейка микулинские слои залегают под тремя разновозрастными моренами, а в пределах возвышенной его центральной части — под двумя моренами (Апухтин и др., 1967). Высота залегания кровли микулин- ской толщи на западе перешейка в среднем. Около 50—63 м, в возвышенной центральной части увеличивается до 100—112 ж и на его северо- востоке вновь опускается до 58 м.
Рис. 1 – Геологический разрез
На Карельском перешейке морские межледниковые отложения характеризуются остатками фауны и флоры, отражающими нормальную соленость морских вод. Во время этой морской трансгрессии центральная возвышенная часть Карельского перешейка находилась выше уровня моря, так же как и южная часть Онежско-Ладожского перешейка, что доказывается континентальным происхождением молого-шекснин- ских отложений в разрезах этих районов. Морские слои в средней части Карельского перешейка были вскрыты буровыми скважинами в районе оз. Нахимовского у пос. Овсяное, на берегу Финского залива у поселков Пески и Первомайское.
На востоке центральной части Карельского перешейка, у пос. Денисове, морские молого-шекснинские (соминские) слои вскрыты на глубине 39,0 м. Они характеризуются, по данным Е. С. Малясовой, спектрами преимущественно лесного типа и связываются ею с началом межледниковья. Среди древесных пород преобладает пыльца березы (30—50%) и ольхи (10—60%). Максимумы пыльцы этих пород приурочены к глубинам 76—87 и 21—55 м. В интервале 56—75 м пыльца ели достигает 32%, сосны 40%.[1]
На Карельском перешейке онегоозерские (плюсские) слои представлены глинами, илами, тонкозернистыми песками, гравием и галечниками. Они вскрыты многочисленными скважинами под верхней (карельской) мореной, располагаясь на различных абсолютных высотах от 45 до 74 м.
Кроме морских осадков, в бассейне рек Луги, Нарвы и на Карельском перешейке значительного развития достигают лагунные отложения регрессивных фаз литоринового моря. Это диатомиты, диатомовые илы или супеси, которые залегают в виде крупных линз, шириной до 2—3 км и длиной до 7 км, при мощности от 1—2 до 8,3 м. Местами концентрация скелетов диатомовых водорослей образует залежи, имеющие промышленное значение.
В южной половине Карельского перешейка фундамент составляют более поздние осадочные породы, перекрытые толстым слоем ледниковых отложений. Выходящие на поверхность в виде скальных возвышенностей и гранитных “лбов” кристаллические породы в Северном Приладожье и в северной части Карельского перешейка формируют вытянутые в направлении северо-запад – юго-восток гряды (сельги), образуя шхерный тип берега.
Формы рельефа западного побережья Ладожского озера и центральных районов Карельского перешейка более выровненные; возвышенности находятся, как правило, там, где на поверхность выходят кристаллические породы. Заметное влияние на формирование рельефа рассматриваемой территории и его основных современных форм оказали ледники, продвигавшиеся в четвертичное время через Карельский перешеек и Приладожье несколько раз.
Ледниковое выпахивание оставило наиболее выраженные следы в северной части Ладожского озера в зоне сложенных кристаллическими породами расчлененных форм, оказывавших наибольшее сопротивление. Помимо выпахивания, происходило также накопление ледниковых отложений.
Особенно яркие следы оставило последнее валдайское оледенение, во время которого Скандинавский ледниковый щит достиг ок. 25 000 л.н. Валдайской возвышенности. Его отступление началось ок. 18 000–17 000 л.н. Примерно 13 000 л.н. край ледника достиг северной части Приладожья.
У его границы талые воды образовали пресноводный бассейн, известный под названием Балтийского Ледникового озера (13 000–11 590 л.н.), берег которого фиксируется на Карельском перешейке на высотах до 90–97 м от ур. м. Примерно 11 590 л.н. в связи с потеплением началось быстрое отступление ледника.
После освобождения от него территории Средней Швеции исчез порог, отделяющий пресноводное Ледниковое озеро от океана, вследствие чего уровень воды в нем упал почти на 30 м и стал равен существовавшему тогда уровню Мирового океана. Соленые воды проникли в Балтийскую котловину, образовав т.н. Иольдиевое море (11 590–10 700 л.н.) (рис. 1), берега которого в Северном Приладожье наблюдаются на максимальной высоте 50–60 м над ур. м. [6]
Они не имеют выраженных террас или береговых валов, поскольку подъем земной коры происходил быстро, вследствие чего береговая линия постоянно изменялась. После отступления ледника и снижения уровня воды Балтийского Ледникового озера значительная часть Карельского перешейка стала сушей, представленной открывшейся в зоне кристаллических пород скальной поверхностью и оставленными ледником моренами и грядами, а также песчанистыми и глинистыми отложениями. Активно происходившая речная эрозия и процессызаболачивания продолжали формирование рельефа.
Отступление ледника привело к началу достаточно быстрого на раннем этапе подъема земной коры, придавленной и прогнутой в период оледенения гигантской массой льда. Соединявший Иольдиевое море с океаном Средне шведский пролив вследствие этого мелел и сужался, пока ок. 10 700–10 500 л.н. бассейны Балтийского моря и Ладожского озера не утратили связь с океаном, став пресноводным Анциловым озером (10 700–9 500 л.н.) (Рис. 2).
Рис.2 - Этапы послеледниковой истории Балтики.
Изобазы отражают высотные отметки относительно современного уровня моря
Максимальная высота берега в северной части современного Ладожского озера достигала 30 м, на Карельском перешейке – 10 (Зеленогорск) – 30 м (Выборг). [2]
Уровень воды в Анциловом озере, неуклонно поднимаясь, превысил существовавший в районе Датских проливов порог, после чего ок. 10 100 л.н. начался его быстрый спад. Поднятие порога стока Ладожского озера в районе Хейнйоки (Вещево) и поступление вод Онежского озера через возникшую более 10 000 л.н. р. Свирь означали начало самостоятельного развития Ладожского озера. Берега времени трансгрессии Анцилового озера хорошо прослеживаются на Карельском перешейке в виде высоких почти отвесных уступов по берегу Финского залива.
Продолжавшееся таяние ледников настолько подняло уровень воды в Мировом океане, что соленая вода из него вновь ок. 9 500 л.н. проникла в котловину Балтийского моря. В его истории начался этап т.н. Литоринового моря (Рис. 2).
На Карельском перешейке об этом этапе развития Балтики (9 500 – ок. 2 500 л.н.) напоминают высокие береговые террасы на некотором удалении от берега Финского залива. С течением времени, ок. 6 000 л.н. поднятие земной коры остановило подъем уровня Балтийского моря, после чего он стал падать, приближаясь к современному. Максимум уровня воды на этапе Литоринового моря превышал современный в районе Санкт-Петербурга на 5–6 м, на Карельском перешейке в районе Зеленогорска – на 10, Выборга – на 18–20 м.
Выборгский залив был значительно шире и врезался в глубь Карельского перешейка. В районе Хейнйокского порога (скала Ветокаллио) стока воды Ладожского озера в Выборгский залив уровень Литоринового моря превышал скалу Ветокаллио на 1–2 м, однако напор воды шел со стороны пресноводной Ладоги, уровень воды в которой (20,5 м над ур. м.) был на несколько метров выше, чем в Литориновом море.
Таким образом, еще в эпоху каменного века Ладожское озеро имело прямое сообщение с Балтийским морем через Хейнйокский (Гейнийокский) пролив (Рис. 3). Подъем земной поверхности и связанные с ним изменения береговой черты Ладожского озера и Финского залива стали основными образующими ландшафт факторами в послеледниковый период.
Рис.3 - Древняя Ладога до возникновения Невы и Гейнийокский пролив:
1 – береговая линия Ладоги и Финского залива на этапе Литоринового моря, 2 – современный уровень водоемов.
В настоящее время подъем суши в районе Выборгского залива составляет ок. 2 мм в год, или 20 см за столетие. В районе Санкт-Петербурга он уже не отмечается. В силу этого обстоятельства еще одним фактором ландшафтных изменений на Карельском перешейке и в СевероЗападном Приладожье является вызванный неравномерным подъемом земной поверхности ее наклон в юго-восточном направлении.
О массе “сцепленной” ледником воды говорит тот факт, что ко времени максимума последнего оледенения 20 000–18 000 л.н. уровень Мирового океана был на 120–140 м ниже современного. По окончании ледникового периода ок. 11 500 л.н. на этапе Иольдиевого моря эта разница составляла 40–50 м. [2]
В настоящее время на Карельском перешейке уровень воды Иольдиевого моря соответствует отметке ок. 40 см выше ур. м. Поверхность суши, следовательно, за 11 500 лет поднялась на 80–90 м. Это означает, что подъем (выпрямление) земной коры в первые тысячелетия после отступления ледника происходил значительно быстрее, чем в настоящее время. Отвечающий современному уровень Мирового океана был достигнут ок. 7 000 л.н.
Заключение

Карельский перешеек — расположен к северу и северо-западу от Санкт-Петербурга, между Финским заливом и Ладожским озером.
На юге граничит с Приневской низменностью. Сложен на севере главным образом гранитами и гнейсами, в центре и на юге — ледниковыми, озёрно-ледниковыми отложениями (пески с галькой, суглинки, глины и т.п.). Характеризуется грядовым рельефом с преобладающими высотами около 50 м, в южной части — холмисто-моренным: озы, камы и моренные плато (Лемболовская возвышенность высота до 173 м).
Карельский перешеек пересекается многоводной рекой Вуоксой. Многочисленны озёра ледникового происхождения. Преобладают хвойные леса (на севере — еловые, на юге — сосняки).
Отличие Карельского перешейка и более северных районов Финляндии от соседних, расположенных южнее регионов состоит в том, что из-за придавленности земной коры массой ледникового льда здесь и в настоящее время происходит ее подъем (спрямление) со скоростью 20 см в столетие, приводящий к наклону земной поверхности в юго-восточном направлении и изменению ландшафтной ситуации.
Русла рек и очертания берегов водоемов постоянно менялись, что приводило к изменению мест поселений и тем самым давало основания для установления геологической хронологии памятников по береговым террасам. Те же процессы формировали значительные по площади плодородные почвы долины Вуоксы.
Карельский перешеек обитаем с доисторических времён. Древнейшее население появилось здесь уже в IV—III тысячелетиях до нашей эры. Об этом свидетельствует обнаруженная в районе Каменногорска (на реке Вуокса) стоянка первобытного человека. В русских летописях IX—XI вв. встречается упоминание о русских и карельских поселениях к северу от Невы.
Список использованных источников

Бискэ Г.С. Четвертичные отложения и геоморфология Карелии. – Петрозаводск: Карелия, 1959. – 307 с.
Герасимов Д.В., Лисицын С.Н., Тимофеев В.И. Материалы к археологической карте Карельского перешейка (Ленинградская область) // Памятники каменного века и периода раннего металла. – СПб.: ИИМК РАН, 2003. – 68 с.
Гурина Н.Н. Древняя история Северо-Запада европейской части СССР. – М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1961. – 588 с. – (МИА; № 87). Гурина Н.Н. Из истории древних племен западных областей СССР (по материалам нарвской экспедиции). – Л.: Наука, 1967. – 207 с. – (МИА; № 144).
Долуханов П.М. Послеледниковая история Балтики и хронология неолита // Новые методы в археологических исследованиях. – М.; Л.: Наука, 1963. – С. 57–76.
Долуханов П.М. О колебаниях уровня озер на СевероЗападе европейской части СССР в среднем и позднем голоцене. – М.: Наука, 1969. – 118 с.
История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки / А.Ф. Трешников (гл. ред.), Г.И. Галазий, Н.Н. Давыдова, М.В. Кабайлене, Д.Д. Квасов, Г.Г. Мартинсон, В.А. Румянцев, Д.В. Севастьянов, А.В. Раукас, О.Ф. Якушко. – Л.: Наука, 1990. – 280 c. – (История озер СССР). Квасов Д.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. – Л.: Наука, 1975. – 278 с.
Кошечкин Б.И. Геоморфология береговой зоны // История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки. – Л.: Наука, 1990. – С. 22–26.
Кошечкин Б.И., Назаренко В.А. Возраст береговых образований по археологическим данным // История Ладожского, Онежского, Псковско-Чудского озер, Байкала и Ханки. – Л.: Наука, 1990. – С. 33–35.
Ладожское озеро (развитие рельефа и условия формирования четвертичного покрова котловины) / Г.С. Бискэ, Н.Н. Горюнова, В.А. Ильин, А.Д. Лак, Г.Ц. Лак, А.Д. Лукашев, И.М. Экман. – Петрозаводск: Карелия, 1978. – 205 с.
Лийва А.А., Сарв А.А., Экман И.М. К истории послеледникового (голоценового) развития Ладоги // Природа, береговые образования и история развития внутренних водоемов и морей Восточной Прибалтики и Карелии. – Петрозаводск: Карелия, 1971. – С. 23–26.
Малаховский Д.В., Арсланов Х.А., Гей Н.А., Диноридзе Р.Н., Козырева М.Г. Новые данные голоценовой истории Ладожского озера // Эволюция природных обстановок и современное состояние геосистемы Ладожского озера. – СПб.: РАН; РГО, 1993. – С. 61–73.
Марков К.К. Развитие рельефа северо-западной части Ленинградской области. – М.; Л.: [Б. и.], 1931. – 255 с. – (Тр. Гл. геол.-развед. упр.; Вып. 117). Марков К.К., Корецкий В.С., Шлямина Е.В. О колебаниях уровней Ладожского и Онежского озер в послеледниковое время // Тр. Комиссии по изучению четвертичного периода. – 1934. – Т. 4, вып. 1. – С. 71–129.