Общая характеристика белорусского Поозерья

Ледниковые отложения, транспортируемые ледником, называют мореной. Моренные отложения в Беларуси состоят из песка и глины, гравия, гальки, валунов. Древние ледники сформировали моренные холмы, возвышенности, гряды и равнины. Наиболее характерны моренные формы рельефа для Северной и Центральной Беларуси: Белорусская гряда, Витебская возвышенность, Браславская гряда и другие.

Потоками талых ледниковых вод созданы водно-ледниковые равнины и низменности, например Центрально-Березинская равнина. Их поверхность сложена преимущественно песчаными отложениями, плоская и слабоволнистая, часто заболочена. После таяния ледника возникали крупные приледниковые озера. Позже они были спущены по рекам. Сейчас на их месте — озёрно-ледниковые низменности (например, Полоцкая низменность).

Еще одним фактором формирования современного рельефа Беларуси была деятельность рек, которые создали речные долины. Крупные реки имеют долины шириной в несколько километров.

Современный рельеф изменяется под действием не только природных, но и антропогенных факторов. В местах добычи полезных ископаемых возникают карьеры, а из отвалов пустой породы образуются терриконы (например, отходы калийного производства около Солигорска) [3].

 

2.1 Общая характеристика ледникового рельефа

 

Древние ледники покровного типа при своем движении производили эрозию (разрушение) и аккумуляцию (накопление) различных пород. Так же большую роль в формировании рельефа играли талые ледниковые воды, которые распространялись далеко на юг за пределы ледникового покрова.

Ледник разрушал породы, по которым двигался: распахивал рытвины, котловины, сглаживал выступы пород, расширял и углублял понижения. Захваченные обломки или морену ледник переносил на большие расстояния и там аккумулировал (накапливал). Во время оледенения из-под края льда и его поверхности стекали потоки талой воды, которые несли и накапливали песок, глину и способствовали образованию равнин. Типы и формы ледникового рельефа изменяются с севера на юг, т.е. расположены зонально.

Выделяют три зоны ледникового рельефа.

Первая – зона накопления и формирования ледника. Здесь преобладают процессы эрозии.

Вторая – зона преобладания ледниковой аккумуляции.

Третья – зона водно-ледниковой аккумуляции при подтаивании ледника. Рельеф территории Беларуси оказался под влиянием процессов, происходящих во 2-ой и 3-ей зонах, т.е. ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции.

 

2.2 Рельеф зоны ледниковой аккумуляции

 

Зона ледниковой аккумуляции протягивается от центра оледенения до максимальной границы его распространения. Наиболее типичен рельеф в границах последнего Поозерского (Валдайского) оледенения. Его граница проходит по линии: севернее Гродно – на Вильнюс – севернее Молодечно – на Лепель – Оршу.

Рельеф этой территории отличается молодостью и хорошей сохранностью. Вместе с формами подвижного или активного льда значительную роль на ней играли процессы, связанные с неподвижным или мертвым льдом и деятельностью талых вод. Широкое распространение живых озер в ледниковых котловинах послужило основанием называть подобные территории Поозерьями [4].

Накопление моренных отложений и образование специфических форм рельефа – основной итог деятельности ледника валдайского возраста. Мощность моренных и водно-ледниковых осадков достигает 100-150 м.

Наряду с грубыми валунами много валунно-глинистого и песчаного материала. В зоне ледниковой аккумуляции питание льда резко сокращалось, большое значение имели процессы таяния, южный край ледника приобретал неровный, волнистый характер, так как в понижениях рельефа образуются водные лопасти и потоки, языки, уходившие далеко на юг. Возвышенности коренного рельефа или более древнего ледникового служили препятствием продвижению ледника, заставляли его останавливаться. Ледник то наступал, то отступал. Этапы движения и остановок ледника носили пульсирующий характер в связи с изменением климата и интенсивности питания.

В зависимости от расположения лопастей и языков формируются и размещаются различные по генезису типы и формы рельефа. Наибольшие площади занимают комплексы форм ледниково-аккумулятивного происхождения: холмисто-моренные возвышенности и гряды, моренные равнины, конечно-моренные гряды.

Холмисто-моренно-озерный рельеф наиболее распространен. Он представлен сочетанием разбросанных в неопределенном положении моренных холмов и понижений между ними, занятых озерами или болотами. Бросается в глаза сложность строения поверхности в сочетании с мозаичностью почвенно-растительного покрова, направленностью и интенсивностью склоновых процессов. Такой рельеф с относительными превышениями 20-50 м создает ряд неудобств для сельскохозяйственного использования земель.

Пригодные для распашки склоны составляют небольшие площади, вершины заняты лесом и суходольным лугом, а подножия заболоченными ландшафтами.

Образование холмисто-моренно-озерного рельефа, вероятно, связано с участками распространения малоподвижного или мертвого льда, перегруженного мореной в языковой области. Каменный материал в его теле опускался на поверхность ложа при таянии ледника и образовал данный рельеф.

Рельеф моренных равнин. Рельеф ледниковых языков характеризуется типом полого-волнистых донно-моренных равнин. В отличие от холмисто-моренного рельефа эти равнины сложены тяжелыми моренными суглинками и при условии мелиорации удобны для сельскохозяйственного использования. Небольшие повышения и группы холмов на их поверхности чаще всего представлены камами (куполовидные холмы либо короткие гряды) [5].

Рельеф конечно-моренных гряд (Браславская гряда, Витебская и Городокская возвышенности). Особый сложный тип рельефа в зоне ледниковой аккумуляции создают конечные или краевые возвышенности. Они означают границу распространения льда самостоятельной ледниковой эпохи, а также южный край продвижения ледниковых языков в отдельные стадии или фазы, т.е. этапы длительных остановок и таяния ледника.

Конечные морены представлены холмистыми возвышенностями или системой гряд, вытянутых в субширотном направлении, и перпендикулярно к расположению ледниковых языков. По высоте они занимают господствующее положение, являясь водоразделами между речными системами.

Для конечных морен характерны значительные относительные превышения, создаваемые глубокими озерными котловинами. В таких местах крупные куполообразные холмы с крутизной склонов более 25 градусов перемешиваются с глубокими округлыми впадинами. По происхождению конечно-моренные возвышенности могут быть аккумулятивные (насыпные) и напорные.

Аккумулятивные формируются при длительном стационарном положении края ледникового языка и постепенном выталкивании моренного материала. В результате образуются пологие возвышенности с небольшими относительными превышениями поверхности.

Напорные конечные морены – это итог активного отступления ледникового языка, продвигающего перед собой моренные отложения, придавая им вид невысокой горной гряды. Передний склон такой гряды, обращенный на север, к леднику, обычно более пологий, а задний – более крутой.

Для напорных морен характерны крупные глыбы кристаллических или осадочных пород, перенесенных на далекое расстояние. Наиболее высокие конечно-моренные возвышенности образуются на стыке двух ледниковых языков или лопастей и называются угловыми массивами. В тех случаях, когда моренные языки обтекают моренную возвышенность более древнего возраста, последняя именуется островной.

В Беларуси типичными краевыми образованиями на территории Поозерья являются: Свенцянская возвышенность, Браславская гряда. Витебская и Городокская возвышенности относятся к числу островных.

 

2.3 Рельеф зоны водно-ледниковой аккумуляции

 

Представлен следующими формами: зандровыми (песчаными) и озерно-ледниковыми равнинами, камами, озами и друмлинами.

Образование зандровых равнин связано с оттоком талых ледниковых вод, выносом в них песчано-обломочного материала от края отступавшего ледника. Имеют пологоволнистую поверхность, осложненную многочисленными термокарстовыми западинами, глубокими ледниковыми ложбинами.

Зандровые равнины постепенно замещаются озерно-ледниковыми низинами. Это полого-вытянутые равнинные пространства, сложенные отсортированными песчаными и ленточными глинами, накопившимися в холодных приледниковых водоемах. Последние занимали обширные пространства в эпоху таяния ледника, заполняли понижения между поперечно-моренными возвышенностями.

Плоская поверхность низин разнообразится группами моренных холмов – бывшими островами озер. На озерно-ледниковых низинах обычно произрастает лес и они заболочены. Среди болот сохранились остаточные озера. Существование приледниковых водоемов в эпоху таяния ледника поддерживалось его талыми водами. Формирование вытока из них сопровождалось образованием сквозной речной долины и спуском озера (Лучосская, Суражская, Полоцкая низины).

Описанные типы ледникового рельефа разнообразятся своеобразными формами рельефа, которые служат индикаторами возраста и происхождения ледникового комплекса на конкретном участке.

Озы представляют собой длинные гряды, вытянутые по движению ледника. Озы могут тянуться на несколько километров, пересекая озера, болота, взбираясь на холмы. Они сложены слоистым песчаным материалом с прослойками ленточных глин и мелкого гравия. С поверхности во многих случаях образуется слой моренного суглинка с крупными валунами. Высота гряд над местным базисом эрозии достигает 30-40 м, а угол наклона склонов превышает 20°.

Песчаный озовый материал скатывается в русло наледниковых потоков, а при таянии ледника попадает на поверхность его ложа. Подобный процесс мог происходить в надледниковых и внутриледниковых пустотах, а также продольных трещинах. Вытаивание озового материала сопровождалось наложением на его вершину поверхностной морены. Формирование озов происходило в условиях малоподвижного или мертвого льда.

Камы – одиночные или групповые холмы, характерные для краевых возвышенностей и моренных равнин. Они отличаются куполовидной формой, и как бы посажены на моренный рельеф. На местности камы выделяются крутыми склонами, распространением естественной лесной и луговой растительности. Плотный тонкослойный песчаный материал с прослойками глин или гравия отражает способы их формирования.

Образуются камы подобно озам, только не в линейно вытянутых пустотах, а в замкнутых озерных понижениях. На поверхности ледника они наполняются тонким песчаным материалом, принесенным летом поверхностными водами. Спроектированный при таянии ледника на поверхности такой «слепок» надледникового озера преобразуется в камовый холм. Типичные камы с моренным покрытием образуются в подледных пустотах вблизи края ледникового языка. Отложенные на древнюю поверхность в процессе таяния ледника такие камы часто оказываются в прибрежной зоне приледниковых озер (лимнокамы).

Друмлины – ледниковые формы рельефа, характерные для ледниковых языков. Это холмы высотой 20-40 м, с ярко выраженными ассиметричными формами, вытянутые по направлению движения ледника на 50-200 м. Крутой передний и пологий задний склоны напоминают бараний рог, вывернутый в обратную сторону. Сложены плотными моренными суглинками, ядро иногда включает выступ коренных пород. В процессе образования друмлинов ледник двигается на неровной поверхности коренных пород, что служит причиной накопления вблизи выступов моренного материала. После краткого периода таяния ледник наступает вторично, придавая ранее созданным неровностям форму друмлинов.

Типы озерных котловин. Формы рельефа рассматриваемых зон представлены не только положительными, но и отрицательными образованиями, в основном озерными котловинами. Они различны по размерам, глубинам, строению и происхождению.

Подпрудные озера. Их котловины занимают понижения к северу от конечной морены или между краевыми образованиями. Обычно они округлые, неглубокие с ассиметричным поперечным профилем (Нарочь, Освейское).

Ложбинные озера. Эти озера расположены в глубоких крутых котловинах, вытянутых по движению ледника (Долгое). Располагаются в области передней части ледниковых языков.

Эворзионные озера. Они типичны для конечных морен и холмисто-моренного рельефа. Котловины эворзионного происхождения, небольшие, но глубокие, выбитые в ложе ледника вертикально падающими в трещины талыми водами.

Сложные котловины (Кривое, Отолово). Они представляют сочетание многочисленных заливов, плесов (залив озера, отделенный островом или косой), длинных мысов и полуостровов в виде озовых гряд. Образование таких котловин связано с толщей неподвижного льда, разбитого трещинами. В период таяния участи монолитного льда превращаются в плесы озера, а трещины заполняются рыхлым слоистым материалом, становятся мысами, разделяющими эти плесы.

Термокарстовые озера. Широко распространены в разных частях бывших ледниковых языков, образованы на месте вытаявших ледяных глыб и протаявшего моренного грунта. Такие котловины округлых очертаний, плоские с небольшими глубинами. В процессе таяния ледника образованные его деятельностью котловины заполнялись глыбами льда и мерзлыми моренными и водно-ледниковыми осадками, оказавшими длительное консервирующее влияние на котловины. Их расконсервация закончилась лишь после отступления ледника в начале голоцена 10-9 тыс. лет назад. Этим объясняется хорошая геоморфологическая сохранность котловин в зоне валдайского оледенения.

Высокая озерность территории сочетается со слабым развитием речной сети, за исключением крупной долины Западной Двины, оформленной одновременно с отступлением ледника. Долины рек и ручьев, соединяющих озера на моренных возвышенностях отличаются невыработанным продольным профилем, неглубоким врезом и другими признаками молодости.