Развитие территории Беларуси в поозерское оледенение
Глава 1. Особенности динамики Поозерского ледникового покрова
В первой главе рассмотрим структуру и динамику ледникового тела позерского ледника. Будут описаны границы предельного распространения льдов в максимальную и минимальную фазы развития ледника, а также отложения и образования, выраженные в современном рельефе.
Областями питания последнего ледникового покрова Европы служили Британские острова, Фенноскандия (Скандинавский, Кольский полуострова, котловина Балтийского моря) и континентальный шельф Баренцева моря (Баренцев шельф). Данные о ледниковом разносе валунов позволяют выделить шесть секторов, обеспечивавших питание отдельных или одновременно нескольких ледниковых потоков: Британский, Южнонорвежский, Северо-Западный (северные склоны Скандинавских гор), Шведско-Финско-Карельский, Баренцевоморский (Кольский полуостров и юго-западная часть шельфа Баренцева моря) и Северо-Восточный (юго-восточная часть этого шельфа, Новая Земля, Полярный Урал) [2].
Шведско-Финско-Карельский сектор служил областью питания для нескольких ледниковых потоков: Балтийского, Чудского, Ладожского, Онежско-Карельского и Беломорского. Основными центрами питания и разноса валунов являлись восточные склоны Скандинавских гор, котловина Балтийского моря, низменности и возвышенности Финляндии Кольского полуострова.
Поозерский ледник распространялся Чудским ледниковым потоком. Этот ледниковый поток был узким, но отличался своеобразием динамического проявления и выделялся уже с максимальной стадии. Его западный и восточный ледоразделы хорошо выражены в современном рельефе в виде цепи возвышенностей (Судомской, Бежаницкой, Городокской, Витебской). Во время максимального распространения льда ледораздельная зона была связана с Витебской возвышенностью, аккумулятивная основа которой, образовавшаяся в допоозерское время, осложнила существующее здесь поднятие дочетвертичных пород [7].
В таблице 1 приведена геохронологическая шкала позднего плейстоцена и голоцена, которая охватывает и позерский этап.
В максимальную островецкую стадию Чудский поток оканчивался двумя лопастями - Дисненской (Нарочано-Вилейской) и Полоцкой. Во время его дальнейшей деградации эти лопасти прекратили свое существование, но обособились две другие - Псковско-Великорецкая и Восточно-латвийская.
Во время предельного распространения льды Чудского потока нередко достигали проксимальных склонов краевых образований сожского возраста. Граница максимальной стадии проходит по левобережью Вилии, в окрестностях Сморгони и Молодечно, вблизи склонов Ошмянской и Минской возвышенностей. Восточнее она поднимается к верховьям Березины, а затем снова опускается на юг по ее левобережью, поднимается к верховьям Усвейки, окаймляет с юга Лучесинское понижение. В максимальную стадию Дисненская лопасть имела несколько микроязыков в верховьях Вилии, а Полоцкая лопасть - крупный язык, приуроченный к Лучесинскому понижению, а также микроязыки в окрестностях Лепеля, озер Плавно и Лукомльского, в верховьях рек Бобр и Усвейка.
Направление движения льдов этих двух лопастей и языков, определенное по ориентировке валунов и расположению ледниковых форм, было в целом субмеридиональным. Только Лучесинский язык, судя по геолого-геоморфологическим данным, продвигался на юго-восток. Ориентировка ложбин стока, рытвинных озер и озов, располагавшихся в гляциодепрессии, а также ориентировка моренных гряд указывают, что он отступал в северо-западном направлении [3].
Полоцкая лопасть, к которой относится Лучесинский язык, отделялась Витебской возвышенностью от соседнего с востока Двинско-Касплянского языка Ловатской лопасти Ладожского ледникового потока, отступавшего в северо-восточном направлении. О ледораздельном генезисе Витебской возвышенности можно судить по большой мощности поозерских ледниковых отложений в ее западной части. Однако самые высокие участки возвышенности, скорее всего, оставались не покрытыми льдом.
Таблица 1. Геохронологическая шкала позднего плейстоцена и голоцена [3]
Система |
Раздел |
Звено |
Горизонт |
Подгоризонт |
Слой |
|
Четвертичная |
Голоцен |
Современное |
Голоценовый |
Верхнеголоценовый |
Субатлантический |
|
Среднеголоценовый |
Суббореальный |
|||||
Атлантический |
||||||
Нижнеголоценовый |
Бореальный |
|||||
Пребореальный |
||||||
Пдейстоцен |
Верхнее |
Поозерский |
Верхнепоозерский |
Верхнедриасовый |
||
Аллередский |
||||||
Среднедриасовый |
||||||
Беллингский |
||||||
Нижнедриасовый |
||||||
Раунисский |
||||||
Оршанский |
||||||
Среднепоозерский |
Борисовогородский |
|||||
Михалиновский |
||||||
Вязынский |
||||||
Рогачевский |
||||||
Турский |
||||||
Даинский |
||||||
Нижнепоозерский |
Круглицкий |
|||||
Слободский |
||||||
Тамасовский |
||||||
Мирогощинский |
||||||
Чериковский |
||||||
Аландский |
||||||
Муравинский |
Наиболее активной на территории Беларуси была Дисненская ледниковая лопасть. Проведенные замеры ориентировки галек в моренах выявили, что в лопасти наряду с главным направлением движения льда с севера на юг происходило движение вдоль осевой линии. Вместе с тем ориентировка галек часто соответствует местному простиранию моренных гряд и межгрядовых котловин. Из этого следует, что движение льда лопасти в стадию деградации контролировалось рельефом ложа.
Рис. 1 Структура поозерского ледникового покрова [13]. Ледниковые потоки: 1 - неманский; 2 - вилийский; 3 - дисненский; 4 - двинский; 5 - ловатский
Полоцкая ледниковая лопасть по размерам была близка к Дисненской, но распад ее закончился раньше. В этой лопасти еще резче проявилась различие в степени активности между западным и восточным флангами. Вдоль бывшего западного крыла лопасти протягивается цепь крупных островных возвышенностей, построенных из мощных накоплений морены, - Лукомльская, Пышногорская, Кубличская [13]. Образование ядер этих возвышенностей, по-видимому, относится еще к сожскому времени. Основной этап их формирования пришелся на период деградации максимальной стадии поозерского ледника.
В островецкий этап в Белоруссии талые ледниковые воды сравнительно свободно переливались через Балтийско-Черноморский водораздел и приледниковые озера занимали небольшую площадь. В это время на проксимальных склонах краевых образований сожского возраста (Ошмянской, Минской гряд и других) сформировались локальные площадки самого верхнего террасового уровня (195 -- 205м над уровнем моря) [12].
После максимального распространения льдов ранг этапов деградации Чудского ледникового потока пока еще достоверно не установлен. Озерные отложения, известные по разрезам Комаришки, Нарочь (Поповцы), Ясеновка и Вошнарово, изучались рядом исследователей. Они характеризуются довольно однообразными спорово-пыльцевыми спектрами с преобладанием пыльцы березы и сосны, с участием пыльцы ольхи и ели. Постоянно встречающаяся пыльца широколиственных пород является, по-видимому, переотложенной. Среди пыльцы травянистой растительности преобладает пыльца полыней и маревых. Скорее всего, это отложения, близкие к отложениям межстадиалов; на справедливость этого предположения указывают и данные карпологических анализов [4].
Рис. 2. Деградация поозерского ледникового покрова [14]. Гляциоморфологические комплексы: 1 - оршанская стадия; 2 - витебская фаза; 3- браславская стадия. 4 - конечно-моренные гряды; 5 - межлопастевый массив; 6 - ледораздел
Следующий за максимальным этап деградации льдов на территории Беларуси называется мядельским. Е.А. Ильин (1965) и Л.Н. Вознячук (1971) сопоставляют его с поморским временем. На мядельском этапе образовались хорошо выраженные конечноморенные гряды 1-я Свирская, Северонарочанская, Браславская, связанные с ритмичными колебаниями края Дисненской лопасти. Они отличаются мелким холмисто-котловинным рельефом с рытвинными озерами. Поверхности этих гряд (главным образом 1-ой Свирской) не подвергались абразионной обработке водами Вилейского приледникового озера.
В результате значительного отступания края ледника и усилившегося изостатического погружения в мядельскии этап на межмаргинальных пространствах образовались огромные озера: Лучесинское, Верхне-Березинское, Вилейское, а на юге Беларуси существовало обширное эфемерное Полесское озеро-разлив. В озерах отлагались в основном сортированные мелко- и тонкозернистые пески и значительно реже глинисто-алевритовые породы. Вместе с тем в озерах были велики участки абразионного размыва. На отметках 180 - 186 и 176 - 176 м сформировались хорошо выраженные абразионно-аккумулятивные террасы. Совпадение высоты террас разных водоемов объясняется тем, что все они были привязаны к системе Днепра и к тому же нередко соединялись между собой проливами-протоками.
В браславский этап площадь этих озер заметно сократилась, но зато образовалось Полоцкое озеро, в котором отлагались мощные толщи ленточных глин. Террасы Днепра, Березины и других рек Черноморского бассейна увязываются с береговыми линиями приледниковых озер, расположенных в интервале высот 205 - 160 м. Более низкие террасы приледниковых озер увязываются с террасами Западной Двины, Немана и их притоков. Геохронологический подсчет показал, что продолжительность накопления глин и, следовательно, продолжительность существования Вилейского озера можно оценить в 400 лет, а Полоцкого - в 1000 - 1200 лет.
Изложенное выше показывает, что в период деградации максимальной стадии лопасти все более обособлялись и проявляли наибольшую активность на западных флангах. В это время оформилась зона межлопастного ледораздела, сформировались мощные маргинальные образования и межъязыковые возвышенности.
На следующем, браславском этапе деградации образовались более мелкие ледниковые языки. На севере Беларуси этому этапу соответствуют полосы грядово-холмистого рельефа. Примером может служить рельеф Браславской возвышенности. Не исключено, что остов этой возвышенности был создан предшествовавшими надвигами ледника, а в браславское время произошла его надстройка молодыми формами.
Невельские краевые образования представлены в районе сел. Усвяты, г. Невель и пос. Россоны полосой холмистого и крупнохолмистого рельефа шириной до 10 - 15 км. Заложение Невельских краевых образований произошло между краем активного и полосой мертвого льда. Отток талых вод осуществлялся вдоль края активного льда и поэтому с его дистальной стороны возникли вытянутые по простиранию краевого комплекса холмы, гряды и небольшие массивы. Они наблюдаются к северу от оз. Езерище и по правобережью р. Оболь.
Себежские краевые образования, связываемые В.А. Исаченковым и рядом других исследователей с мядельским (поморским) этапом деградации, прослеживаются в виде полосы холмистого и крупнохолмистого рельефа шириной 50 - 60 км, протягивающейся между Бежаницкой и Латгальской возвышенностями в районе Себежа, Пустошки и Идрицы. В пределах Себежских краевых образований выделяются внешняя (южная) и внутренняя (северная) зоны, формирование которых было связано, по-видимому, с двумя подвижками края ледника. Во внешней зоне развит мелкохолмистый, реже крупно-пологохолмистый рельеф. Наиболее четко краевые образования выражены на восточном крыле ледниковой лопасти (г. Пустошка), где отмечается до четырех-пяти полос холмистого рельефа. В районе г. Пустошка и пос. Освея прослеживаются крупные гряды, имеющие вид дуг, обращенных выпуклой стороной на юг (Освейская гряда) и юго-восток (Пустошикинская гряда). С дистальной стороны внешняя зона сопровождается зандрами, развитыми в бассейне р. Уши.
В фазу максимального продвижения ледника, когда край Псковско-Великорецкой лопасти надвинулся на Идрицко-Себежское поднятие северобелорусской доледниковой куэсты, произошло относительно быстрое омертвение ее внешней части и расчленение на глыбы мертвого льда. На месте этих глыб в настоящее время располагаются котловины крупных озер (Свибло, Нища, Осыно и др.).
Край активного ледника быстро отступил к северу и не обусловил значительной аккумуляции, поэтому в полосе его максимального продвижения развит главным образом мелкохолмистый рельеф. Несколько большую активность ледник проявлял в депрессиях дочетвертичной поверхности в районе Пустошки и Освея, где возникли морены напора (Пустошка) и хорошо выражены гляциодепрессии макроязыков (котловина Освейского озера). Движение льда в освейской гляциодепрессии происходило в юго-юго-западном направлении, в пустошкинской - на восток-юго-восток. Об этом свидетельствует простирание длинных осей гляциодепрессии и окаймляющих их дуг краевых образований[1].
Рис. 3 Край ледникового покрова: 1 - коренные породы; 2 - отложения донной морены; 3 - зандровые отложения; 4 - конечно-моренная гряда; 5 - канал стока талых ледниковых вод; 6 - приледниковое озеро; 7 - массив мертвого льда; 8 - лопасть ледникового покрова
Идрицкая цепь проходит в южной части внутренней зоны у пос. Идрица и дер. Ночлегово. Она состоит из крупных гряд длиной до 10 - 15 км, шириной до 1 - 2 км и высотой от 10 до 40м. Сложены гряды главным образом песчано-гравийным, но местами песчано-валунно-галечным материалом. Между Идрицкой и Томсинской цепями выделяется система гряд, вытянутых в северо-западном направлении на 10 - 15 км при ширине 2 - 3 км и высоте до 20 - 40 м. Эти гряды обычно сложены разнозернистым песком, и некоторые из них перекрыты маломощным валунным суглинком.
Строение четвертичных отложений в пределах Себежских краевых образований изучено слабо. По имеющимся данным, здесь выделяются два, иногда три горизонта морены, разделенные водно-ледниковыми осадками. Нижний горизонт, ограниченно распространенный, относится условно к сожскому времени, средний и верхний - к поозерскому. Верхний горизонт отмечается обычно в пределах внутренней зоны.
Таким образом, формирование Себежских краевых образований связано с двумя крупными подвижками Псковско-Великорецкой лопасти. Во время первой, пустошкинской, фазы ледник отличался повышенной активностью и надвинулся на Идрицко-Себежское допоозерское поднятие и прилегающие участки Бежаницкой и Латгальской возвышенностей. Деградация ледника сопровождалась омертвением его внешней части шириной до 20 - 30 км. В дальнейшем произошло отступание края активного ледника к северу, но его ранг в настоящее время неясен, так как необходимые для этого стратиграфические данные на территории Псковской области отсутствуют.
Во время следующей, себежской фазы в составе псковско-великорецкой лопасти четко выделился верхневеликорецкий язык, занимавший бассейн верхнего течения р. Великой. Движение льда в это время происходило в южном направлении, о чем свидетельствует простирание длинной оси верхневеликорецкой гляциодепрессии и развитых на ее поверхности озовых и моренных гряд, а также общая конфигурация краевого комплекса. Отступание ледника в себежскую фазу сопровождалось омертвением его внешней части шириной до 20 - 40 км.
Наиболее четко краевой комплекс выражен на востоке Средневеликорецкого языка (от Судомской возвышенности до пос. Красногородское), где он представлен полосой холмистого, местами крупнохолмистого моренного и камового рельефа шириной от 4 до 10 км. Здесь выделяются две цепи холмов и гряд. Южная состоит обычно из холмов, сложенных валунным суглинком, в северной развиты песчаные гряды длиной от 2 до 12 км. На переднем участке Средневеликорецкого языка, к западу от пос. Красногородского, краевые образования выражены слабо и состоят из небольших изолированных моренных и песчаных холмов. С дистальной стороны краевой комплекс сопровождается системой камовых массивов и озовых гряд, наиболее крупные из них располагаются в районе пос. Пушкинские Горы и севернее г. Опочка [9].
Приведенные данные позволяют предположить, что формирование Красногородских краевых образований происходило следующим образом. Первоначально заложилась внешняя цепь холмов и гряд. Отток талых ледниковых вод осуществлялся на юг через полосу мертвого льда. На месте водных потоков возникли озовые гряды и камовые массивы. В дальнейшем, по мере заполнения полостей мертвого льда обломочным материалом и отступания ледника к северу, сток стал осуществляться вдоль его края на юго-запад. В это время сформировалась северная цепь холмов и гряд, сложенная водно-ледниковым материалом.
В лужский этап происходила новая активизация льдов Чудского потока и сформировались краевые образования, пересекающие Псковскую низину к северу от г. Остров (селения Палкино, Красные Пруды, Карамышево, севернее г. Порхово). Здесь развит холмистый и холмисто-грядовый рельеф, местами выделяется до трех цепей холмов и гряд. С дистальной стороны они сложены валунным суглинком, часто образуют морены напора и включают ряд микроугловых участков, достигающих в поперечнике 1 - 2 км и в высоту 20 - 25 м. С внутренней стороны обычно развиты камы.
Таким образом, мы видим, что позерский ледник представлял собой не единый ледяной монолит, а состоял из нескольких потоков, языков и микроязыков, с различной динамикой каждого из них. Именно они и сыграли определяющую роль в формировании современного рельефа и морфологии Белорусского Поозерья.
2. Формирование внеледниковой области
поозерский ледник покров гряда
В поозерское время по-разному сложились палеогеографические условия в северной части Беларуси и за ее пределами в более южных районах: первая была покрыта ледником, а во внеледниковой зоне сложились перигляциальные условия. Это привело к возникновению на севере республики свежего ледниково-аккумулятивного рельефа, а на остальной площади - к еще большему преобразованию и затушевыванию подобных, но более древних форм.
Во время своего максимального продвижения (оршанская стадия) ледниковый покров занял территорию Поозерья. Примерная граница предельного распространения льдов проводится по северным склонам Гродненской возвышенности, а затем по линии Островец - Докшицы - Лепель - Орша[11]. В краевой зоне этого покрова возник комплекс образований из моренных гряд и холмов, камов, озов и других водно-ледниковых аккумуляций, (см. рис. 4). В понижениях перед деградирующими льдами возникали огромные приледниковые озера, в которых накапливались мощные толщи ленточных пород. Самым обширным из таких водоемов было озеро, заполнявшее Полоцкую низменность.
Рис. 4 Территория после таяния ледника: 1 - коренные породы; 2 - отложения донной морены; 3 - зандровые отложения; 4 - конечно-моренная гряда; 5 - оз; 6 - кам; 7 - термокарстовая западина; 8 - котловина озера экзарационного происхождения
Ведущее место во внеледниковой области принадлежало осадкообразованию, связанному с делювиально-пролювиальными процессами (накопление ритмично-слоистых песчано-глинистых пород по склонам возвышенностей и долин, балкам и оврагам), деятельностью рек (отложения надпойменных террас) и озер. В перигляциальной зоне из материала, доставляемого главным образом ветрами из ледниковой области и примыкавших районов, сформировался плащ лессовидных пород, впоследствии преобразований различными процессами и ныне развитый на значительных площадях Оршанской, Минской и Новогрудской возвышенностей, Мозырской, Копыльской и Ошянской гряд, Оршанско-Могилевского плато и пр.
Во внеледниковой зоне в начале и середине позерского времени накапливались торфяники, озерно-аллювиальные отложения, аллювий вторых надпойменных террас, шло овраго- и балкообразование. Во время оршанской стадии завершилось выделение вторых надпойменных террас в бассейнах Днепра и Буга, причем по Березине, Бобру и Днепру отмечается смыкание этих террас и зандров (см. рис. 5).
В промежутке между браславской и оршанской стадиями во внеледниковой зоне происходил подъем территории и врезание рек. Тогда же Припять, по мнению ряда исследователей, пропилила Мозырскую гряду, и начали спускаться многие полесские озера.
Во время ледниковых подвижек во внеледниковой зоне продолжалось развитие оврагов и балок. В частности, тогда появились два верхних террасовых уровня балок Мозырской гряды. Образовались также эоловые гряды, дефляционные западины и котловины, интенсивно протекали процессы солифлюкции, плоскостной смыв и пр.