Развитие территории Беларуси в поозерское оледенение

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУСЬ

БЕЛОРУССКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Географический факультет

Кафедра динамической геологии

Курсовая работа

Развитие территории Беларуси в поозерское оледенение

Студент 1 курса

Болдырев С. Н.

Руководитель:

Творонович-Севрук Д. Л.

Минск - БГУ - 2015

Оглавление

• Введение
• Глава 1. Особенности динамики поозерского ледникового покрова
• Глава 2. Формирование внеледниковой области
• 2.1 Преобразование центрально-белорусских возвышенностей и гряд
• 2.2 Формирование Полесской низменности
• 2.3 Эволюция флоры и фауны внеледниковой области поозерского ледника
• Глава 3. Развитие области Белорусского Поозерья
• Заключение
• Список использованной литературы

Введение

Проблема развития территории Беларуси в поозерское оледенение является исключительно актуальной в настоящее время, так как отложения поозерского возраста имеют повсеместное распространение. Они входят в состав верхней части осадочного чехла и играют важную роль в хозяйственной деятельности человека, так как являются сырьем для производства строительных материалов, вместилищем подземных вод, основанием для различных инженерных сооружений, источником россыпных месторождений, материнской породой почв, определяют главные особенности рельефа и др.

Поскольку отложения поозерского возраста, благодаря приповерхностному залеганию и многочисленным выходам на земную поверхность, изучены лучше отложений более древних ледниковых горизонтов, то закономерности их формирования могут служить своеобразной моделью для понимания особенностей развития всех оледенений плейстоцена.

Целью работы является изучение поозерского оледенения и его влияния на неживую и живую природы Беларуси. Для достижения данной цели поставлены следующие задачи: проследить динамику поозерского ледникового покрова, выявить историю формирования внеледниковой зоны на примере крупнейших возвышенностей центральной Беларуси и Полесской низменности, описать палеогеографическую обстановку и господствующие геологические процессы в области Белорусского Поозерья.

В первой главе работы описаны особенности динамики поозерского ледникового покрова. Подробно изучены этапы максимального распространения льда и стадии его отступания. Показано воздействие ледника на развитие рельефа.

Во второй главе раскрыто формирование внеледниковой области. Описана палеогеографическая обстановка и изучено формирование крупнейших возвышенностей: Гродненской, Новогрудской, Минской и Ошмянской, а также Полесской низменности. Охарактеризованы основные типы флоры и фауны, имевшие распространение на территории Беларуси в данное время.

В третей главе показано развитие территории Белорусского Поозерья. Указаны основные особенности, отличающие формирование этой геоморфологической области от других. Одно представление о развити озерно-ледниковых низин и равнин, краевых ледниковых образований, камов, озов, мосаров. Поверхность имеет котловинообразную форму. Южная граница области в целом совпадает с предельной границей распространения последнего ледникового покрова.

При написании данной курсовой работы автором была использована литература, по геологии и палеогеографии четвертичного периода.

Основная часть литературы, взятой за основу в данной работе, создана школой белорусских геологов-четвертичников. Также в работе использованы собственные материалы, собранные в период летней геолого-геоморфологической экспедиции, проводившейся в августе 2008 года кафедрой динамической геологии БГУ в Белорусском Поозерье в Ушачском районе. Это в основном фотографии позерских отложений в карьерах и форм рельефа. Для улучшения восприятия текста были выполнены многочисленные схемы и рисунки на основе опубликованных материалов.

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.

2.1 Преобразование центрально-белорусских возвышенностей и гряд

Преобразование рельефа Минской и Ошмянской возвышенностей резко усилилось при наступлении позерского оледенения. Перигляциальные условия способствовали активному проявлению делювиально-солифлюкционных процессов. Это приводило к размыванию склонов гряд, снижению водораздельных участков. Депрессии и озерные котловины преимущественно заполнялись озерными и делювиально-солифлюкционными образованиями в стадиальные похолодания и органогенными озерно-болотными отложениями в межстадиальные потепления.

Процессы лессообразования способствовали заполнению до краев небольших западин, озерных котловин и почти полному исчезновению озер. В то же время на внутренних склонах и подножьях Мядининского массива в результате активной деятельности ледниковых языков возникали чешуйчато-надвиговые и складчатые формы. Эти нарушения сформировали систему небольших моренных массивов и соединяющих их мелких грядок и холмов, что предопределили современный облик поверхности западной проксимальной части Ошмянской возвышенности. Эти процессы особенно отчетливо проявились вдоль контакта ледника со склонами возвышенности и в пределах Нарочано-Вилейской низины. У западного склона и подножья Мядинского массива тогда же образовались абразионные уровни подпруженных бассейнов и флювиогляциальные поверхности [6].

Во время поозерского оледенения возвышенность находилась преимущественно в перигляциальных условиях. Территория испытывала слабое тектоническое погружение. Расширились долины низовьев Щары, Молчади, Сервечи, Уши, происходило накопление аллювия. Следы эоловой деятельности отмечены в пределах конечно-моренного рельефа в виде маломощных шапок лессовидных отложений. Криогенные процессы проявились на поверхностях водно-ледниковых и краевых образований сожского оледенения. Процессы представлены трещинами, клиньями, карманами глубиной до 1 - 2 м. Заполнение морозобойных форм лессоподобными образованиями указывает на накопление этих пород (представляющих собой «первичный лесс») в перигляциальных условиях. Лессообразование закончилось во второй половине поозерской эпохи [5].

Приуроченность основной массы образований лессовой формации к восточным отрогам Новогрудской возвышенности определяется положением этого региона в ветровой тени относительно преобладающих ветров юго-восточного направления. В позерскую ледниковую эпоху ледник находился в 100 - 150 км к северо-западу от Новогрудской возвышенности, что обусловило выдувание пыли из ледникового материала и перенос ее со стороны ледника на северо-восточные отроги возвышенности. Поставщиком пыли являлись также отложения предшествующего оледенения на севере и северо-западе территории [11]. Эоловый лессоподобный материал подвергался впоследствии сложным преобразованиям, важнейшими из которых были делювиальные явления, почвообразование, процессы выветривания и др. В лессовидные отложения приобрели окончательный облик со свойственными им признаками, зависящими от стадии литогенеза.

Рис. 5 Палеогеографическая обстановка территории Беларуси в период поозерского оледенения: 1 - лед, 2 - зандровые поля; 3 - лессовидные образования; 4 - криоаллювиальные потоки их отложения; 5 - наиболее приподнятые участки; 6 - растительность перигляциального типа

С началом поозерского оледенения межледниковые ландшафты сменились перигляциальными. Разраставшийся ледник, продвигаясь навстречу Неману и другим рекам Балтийского бассейна, вызвал подпруживание стока и образование крупных приледниковых озер на более высоких отметках. В речных долинах происходила усиленная аккумуляция перигляциального аллювия, во время максимальной стадии последнего оледенения перекрытого мореной или водно-ледниковыми осадками.

Образование накануне максимума оледенения приледникового озера в Средненеманской низменности привело к отступанию устья Немана до северной окраины Гродненской возвышенности и накоплению дельтовых отложений, наибольшая мощность которых отмечена в районе д. Гожи. В районе Гожа-Маньковцы он сформировал субмеридианальную ложбину выпахивания, врезанную в подстилающие аллювиальные отложения на 30 - 40 м, а также боковые гряды и гляциокупола на склонах долины Немана [10].

Северо-западнее и восточнее долины Немана значительное сопротивление продвижению ледника оказывали выступы подстилающего рельефа. В результате здесь образовались сравнительно крупные Доргуньская, Дубровская, Друцкая и Путришская гряды со сложным складчато-чешуйчатым строением. Прекращение стока в Средненеманскую низину из-за перекрытия долины Немана ледником вызвало усиленную аккумуляцию озерно-аллювиальных и водно-ледниковых отложений в долинах Лососны, Татарки и Припилии, по которым воды Скидельского приледникового водоема переливались в Бежбу и Нарев. В этот период верхнее течение Немана стало частью Вислинского бассейна [10].

2.2 Формирование Полесской низменности

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.

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[8].

Реликтами позднепоозерского времени в южной Белоруссии являются котловины наиболее крупных озер. Однако некоторые исследователи (Якушко, Махнач, 1973) считают, что начальный этап формирования озер был связан со временем деградации позерского оледенения. Но озера того времени просуществовали недолго, и вскоре на их месте возникли торфяники. Одной из причин этого предполагаются возможные положительные тектонические движения. Все позднеледниковье и ранний голоцен в Полесье был безозерный этап. Несколько иначе формирование современных озер представлено у Л. Н. Вознячука (1973), который утверждает, что многие озера имеют термокарстовое происхождение. Они появились на месте наиболее глубоких участков котловин, а в конце аллереда и начале позднего дриаса уровень вод повысился, в результате чего оказались затопленными и прилегающие торфяники.

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.

2.3 Эволюция флоры и фауны внеледниковой области поозерского ледника

Перигляциальная растительность поозерского времени была убогой и разряженной. Среди древесных и кустарниковых форм отмечались береза, сосна, ива; травянистая растительность была в основном представлена лебедовыми, осоками, злаками и пр., а на напочвенный покров в лесах преимущественно состоял из сфагновых, гипновых и других зеленых мхов, частично папоротников и плаунов. Правда, во время рутковичского стадиального потепления распространение получили хвойные леса с примесью широколиственных пород, представленных почти исключительно липой.

В связи с похолоданием после муравинского межледниковья широкое распространение на территории республики получают новые виды животных. Характерной особенностью фауны этого времени является существование на одних и тех же территориях представителей млекопитающих разных экологических групп. Среди животных верхнепалеолитического фаунистического комплекса совместно обитали кроме полизональных видов представители тундры, тундры и леса, леса, леса и степи, степи. Во время надвига позерского ледника арктические животные (северный олень, овцебык, песец, лемминги) появились в более низких широтах. При отступании ледника эти животные откочевали на север, на месте своего прежнего обитания. Поэтому вполне возможно, что на одних и тех же территориях оставались млекопитающие, чуждые, не свойственные основному биоценозу[2].

В стадиальных отложениях поозерского оледенения на территории Беларуси, на таких разрезах, как Гожа, Румповка, Диснениново, Борисова гора, Дричалуки, Пашино, Селище и др., обнаружены остатки мелких млекопитающих: Clethrionomys glareolus, Lemmus sibiricus, Dycrostonyx ex gr. Guilielmihenseli, Arvicola terrestris, Microtus gregalis, Microtus arvalis, Microtus oeconomus, Lagurus, Citellus и др.[4] Следует отметить, что остатки таких видов, как степные пеструшки и суслики, встречаются в отложениях на территории республики крайне редко, а преобладают кроме полизональных обитатели тундры и леса. В этом основное отличие ископаемых фаун Беларуси по сравнению с аналогичными, например, из Брянской и Черниговской областей, где были значительно распространены степные млекопитающие. Эти данные подтверждают выводы исследователей ископаемой флоры о том, что территория Беларуси имела большую заселенность, чем восточные районы Русской равнины в позднем плейстоцене.

3. Развитие области Белорусского Поозерья

Отличительной особенностью Белорусского Поозерья является широкое распространение озерно-ледниковых низин и равнин, краевого ледникового рельефа и озер. Поверхность в целом имеет котловинообразную форму, причем повышенные края созданы краевыми ледниковыми грядами и возвышенностями позерского оледенения. Южная граница области в целом совпадает с предельной границей распространения последнего ледникового покрова.

Территория Белорусского Поозерья дренируется густой сетью рек бассейнов Зап. Двины и Немана. Среди наиболее крупных притоков Зап. Двины следует назвать Оболь, Дриссу, Сарьянку, Лучесу, Уллу, Ушачу и Диену, а Немана - Вилию. Речные долины молодые узкие и глубокие. Их ширине обычно 0,5 - 2,0 км и только в низовьях Дриссы и у Вилии возрастает до 5,5 км. В долинах чаще всего выражена пойма и первая надпойменная терраса, а в низовьях наиболее крупных рек появляется вторая надпойменная терраса. В долине Вилии выделены четыре надпойменные террасы. В руслах рек нередко встречаются пороги, образованные чаще всего скоплениями валунов, а в долине Сарьянки у д. Коматы - выходами девонских пород.

На территории Поозерья насчитывается около 3 тыс. озер, причем озерные водоемы образуют значительные скопления. Котловины их имеют разнообразное происхождение (подпрудное, ложбинное, рытвинное, термокарстовое, эрозионное и сложное) и достигают максимальных для Беларуси размеров (см. рис. 6).



Рис. 6 Котловина оз. Кривое полигенетического происхождения

Довольно широко и разнообразно представлены формы краевого ледникового рельефа - гряды, увалы, холмы, которые группируются в три цепи. На самом севере Беларуси проходит Браславская полоса краевого рельефа, которая представлена Городокской возвышенностью (в восточной части) с абсолютными отметками до 259 м над уровнем моря. Основной категорией рельефа этого района являются грядово-холмистые образования с относительными высотами до 25 - 30 м. Следующим фрагментом Браславской полосы является участок в районе оз. Нещердо с абсолютными высотами до 220м, грядово-холмистые краевые формы, глубокие рытвинные ледниковые ложбины с остаточными озерами. Завершают Браславскую полосу Освейская гряда, представляющая собой крупный камовый массив, который возвышается на 35 - 45 м над поверхностью одноименного озера, и краевые образования Браславской возвышенности высотой до 210 м (см. рис. 7).



Рис. 7 Холмисто-увалистый рельеф Ушачской возвышенности в окрестностях д. Белое Ушачского района

Восточнее Витебска озерно-ледниковая равнина тяготеет к отметкам 155 - 165 м. Поверхность равнины плоская или пологоволнистая. Довольно часто встречаются эоловые холмы, серповидные дюны высотой до 15 м. Примерно на такой же высоте расположена озерно-ледниковая равнина в бассейне Лучесы. Рельеф ее плоский или волнистый. Абсолютные высоты составляют 150 - 160м. В прибортовых частях развиты эоловые образования. Встречаются также острова основной морены, камовые массивы, рытвинные ложбины. Наиболее крупная из ложбин протягивается в центральной части района с северо-запада на юго-восток на расстояние около 40 км и включает систему озер (Зеленское, Казенное, Серокоротня, Девинское, Ореховское).

По периферии Полоцкого и Лучесинского приледниковых озер и других водоемов у границы поозерского ледника достаточно широко распространены флювиогляциальные дельты высотой 2 - 10 м. Вблизи береговых зон встречаются своеобразные кольцевые формы рельефа. Наиболее крупная из таких форм выявлена в Бешенковичском районе, где представлена кольцевой грядой, окружающей оз. Боровно. Гряда имеет очертания овала с длинной осью 2км, короткой осью 1,8 км и высотой от 3 до 13 м.

Повсеместно на территории Поозерья встречаются флювиогляциальные равнины. Наибольшие их площади распространены восточнее Городокской возвышенности, между Лепелем, Ушачами и Глубоким, у оз. Нарочь, севернее Гродненской возвышенности. Абсолютные отметки варьируют чаще в интервале 150 - 180 м. Флювиогляциальные равнины осложнены камовыми холмами и озовыми грядами, ледниковыми ложбинами, многочисленными термокарстовыми западинами диаметром до 150 м и глубиной до 1 - 2 м и эоловыми грядами, имеющими высоту до 7 - 8 м. Выше флювиогляциальных равнин расположены моренные равнины. Они протягиваются довольно широкой полосой от Городка к Шумилино, Бешенковичам и затем в широтном направлении простираются до г. Поставы. Встречаются моренные равнины и в других районах Поозерья, но площади их невелики. Поверхность этих равнин имеет абсолютные высоты до 150 - 200 м. Для них характерен пологоволнистый или мелкохолмистый облик с колебаниями высот до 5 - 7 м. Встречается много термокарстовых западин, ложбин с озерами, камов и озов. У д. Горки Шумилинского района на поверхности моренной равнины залегает самый крупный из известных ледниковых валунов - глыба темно-коричневого крупнозернистого гранита рапакиви длиной 11 м, шириной 5,6 м и высотой 2,8 м. Это памятник природы республиканского значения ("Большой (Чертов) камень")[3].

Своеобразную группу форм рельефа, установленных в последние годы преимущественно в Белорусском Поозерье и имеющих тектоноледниковое происхождение, представляют собой мосары. Их возникновение предопределено активизацией разломных зон древнего заложения под воздействием ледниковой нагрузки. В результате появились линейно ориентированные системы гряд и холмов, выступающих в комплексе с озерами. Общая протяженность таких систем достигает десятков километров при ширине сотни метров. Они выделены в пределах Ушачской возвышенности, Свирской гряды, Чашницкой низины и др (см. рис. 8).

Структура ледника была довольно сложной. В пределах Беларуси выделялось 5 потоков (неманский, вилийский, дисненский, двинский и ловатский). Потоки делились на лопасти и языки. Например, на разных этапах обособлялись языки и лопасти по долинам Вилии и Нарочанки, Лучесы, котловина озер Лукомльского и Селява, Лепельских и др.

Моренные отложения позерского возраста представлены красно-бурыми, иногда с малиновым оттенком валунными супесями, суглинками и глинами, с прослоями и линзами гравийно-галечного материала и разнозернистых песков. Отторженцы в толще сравнительно редки и невелики по размерам. Мощность отложений чаще всего колеблется в пределах 10 - 40 м, местами достигает 60 - 70м. Встречаются моренные образования в основном с абсолютных отметок 125 - 175 м., В зоне краевых ледниковых образований кровля морены поднимается до 200 м и выше и образует современный рельеф.

На севере в начале и середине позерского времени продолжалось развитие речных долин. В бассейнах Немана и Западной Двины формировались усвячская и мостовская аллювиальные свиты и соответствующие им террасы, но в настоящее время они выражены в рельефе только фрагментами в верхнем и среднем течении Немана, а на большей части территории являются погребенными. В начале позерского времени получили также распространения болота. В северной Белоруссии уже в первой половине позднего плейстоцена могли также появиться зандровые уровни. Однако широкое распространение ледникового рельефа связывается с позднепоозерским временем. В оршанскую стадию возникли мощные краевые ледниковые образования (северные склоны Гродненской возвышенности Свенцянские гряды, Кубличская, северная часть Лукомльской и Оршанской, Витебская возвышенности).



Рис. 8 Гляциоинъективная гряда в окрестностях д. Веркуды Ушачского района

К югу от этих возвышенностей образовался пояс зандровых равнин, который местами достигает ширины 50 км. Ледник, преградив свободный отток Немана, способствовал формированию в пределах его долины крупных приледниковых озер, как за счет талых вод, так и стока верхнего Немана. Не исключено, что часть вод уходила в бассейн Вислы через сквозные долины или переливались в бассейн Припяти.

При отступании ледника огромные приледниковые водоемы (Полоцкий, Дисненский, Суражский, Лучесенский) появились и в северной Беларуси. С браславской стадией связывается также генезис краевых ледниковых образований вдоль северной границы Беларуси (Браславская, Невельско-Городокская возвышенности и др.). По мере отступания ледника понижался уровень озер, что выразилось в серии террас на склонах их котловин. Постепенно восстанавливался сток рек Балтийского бассейна. Формировались верхние надпойменные террасы Немана и Западной Двины.

В позднеледниковье интенсивно развивались термокарстовые процессы, возникала густая сеть озер, часть которых сохранилась до настоящего времени, сравнительно активно протекало болотообразование, эоловые, солифлюкционные, абразионные и другие процессы.

Заключение

В результате выполненной курсовой работы установлены особенности динамики поозерского покрова, формирование внеледниковой области и развитие территории Белорусского Поозерья.

Отложения поозерского ледника, благодаря приповерхностному залеганию и многочисленным выходам на земную поверхность, изучены лучше отложений более древних ледниковых горизонтов, поэтому закономерности их формирования могут служить своеобразной моделью для понимания этапов развития всех плейстоценовых оледенений.

Важная особенность динамики позерского ледникового покрова состоит в том, что поозерский ледник распространялся Чудским ледниковым потоком, для которого областью питания служил Шведско-Финско-Карелъский сектор. Подробно изучены особенности распространения льда и его лопастей на этих этапах развития оледенений.

Раскрыто формирование внеледниковой области. В поозерское время палеогеографические условия по-разному сложились в северное 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. В краевой зоне возникал комплекс образований из моренных гряд и холмов, камов, озов и других водно-ледниковых аккумуляций. В понижениях перед деградирующими льдами возникали огромные приледниковые озера, в которых накапливались мощные толщи ленточных пород.

Описана палеогеографическая обстановка и изучено формирование крупнейших возвышенностей: Гродненской, Новогрудской, Минской и Ошмянской, а также Полесской низменности. Рассматривается флора и фауна внеледниковой области позерского ледника.

Показана эволюция территории Белорусского Поозерья. Отличительной особенностью формирования Белорусского Поозерья явилось широкое развитие озерно-ледниковых низин и равнин, краевых ледниковых образований, камов, озов, озер. В позднеледниковье интенсивно развивались термокарстовые процессы, возникала густая сеть озер, часть которых сохранилась до настоящего времени, сравнительно активно протекало болотообразование, эоловые, солифлюкционные, абразионные и другие процессы.

Изучение ледниковых отложений имеет важное значение для геологии Беларуси. Ледниковые отложения четвертичного возраста на нашей территории имеют повсеместное распространение. Они входят в состав верхней части осадочного чехла и играют исключительно важную роль в хозяйственной деятельности человека, так как являются сырьем для производства строительных материалов, основанием различных сооружений, вместилищем пресных подземных вод, материнской породой почв, определяют особенности рельефа и др.

Список использованной литературы

1. Вальчик, М. А. Краевые образования Белорусской гряды / М. А. Вальчик, М. Е. Зусь, В. М. Феденя [и др.]. Мн.: Наука и техника, 1990. 162 с.

2. Величкевич, Ф. Ю. Плейстоценовые флоры ледниковых областей Восточно-Европейской равнины / Ф. Ю. Величкевич. Мн.: Наука и техника, 1982. 239 с.

3. Геология Беларуси / А.С. Махнач, Р.Г. Гарецкий, А.В.Матвеев [и др.]. Мн.: Институт геологических наук НАН Беларуси, 2001. 815 с.

4. Калиновский, П. Ф. Териофауна позднего антропогена и голоцена Белоруссии / П. Ф. Калиновский. Мн.: Наука и техника, 1983. 218 с.

5. Карабанов, А. К. Гродненская возвышенность: строение, рельеф, этапы формирования / А. К. Карабанов. Мн.: Наука и техника, 1987. 148 с.

6. Комаровский, М. Е. Минская и Ошмянская возвышенности / М. Е. Комаровский. Мн.: Издательский центр Белорусского государственного университета,1996. 150 с.

7. Левков, Э. А. Геология антропогена Беларуси / Э. А Левков, А. В.Матвеев, Н. А. Махнач. [и др.]. Мн.: Наука и техника, 1973. 420 с.

8. Лукашев, К.И. Материалы по антропогену Беларуси / К.И. Лукашев, М.М. Цапенко, Л.Н. Вознячук. Мн.: Наука и техника, 1961. 462 с.

9. Леонович, П. А. Геология СССР. Том 3.Белорусская ССР. / П. А. Леонович. М.: Недра, 1971. 456 с.

10. Мандер, Е. П. Антропогеновые отложения Белоруссии / Е. П.Мандер, Мн.: Наука и техника, 1973. 240с.

11. Матвеев, А. В. История формирования рельефа Беларуси / А. В. Матвеев. Мн.: 1990. 362 с.

12. Матвеев, А. В. Ледниковая формация антропогена Беларуси / А. В. Матвеев. Мн.: 1976. 212 с.

13. Махнач, Н. А. Введение в геологию Беларуси / Н. А. Махнач. Мн.: Институт геологических наук НАН Беларуси, 2004. 198 с.

14. Национальный атлас Беларуси / Мн.: Минская печатная фабрика, 2001. 190 с.

15. Якушова, А.Ф Общая геология / А.Ф. Якушова, В.Е.Хаин, В.И. Славин. М.: Издательство Московского университета, 1988. 488 с.

Размещено на Allbest.ru