2. Геоморфология

Согласно геоморфологическому районированию [11], изучаемая территория расположена в зоне сожского (московского) оледенения, области возвышенностей и равнин Центральной Беларуси, Западно-Белорусской подобласти, на границе геоморфологических районов Минской и Ошмянской краевых ледниковых возвышенностей. В геоморфологическом отношении они представляют собой единый комплекс краевых ледниковых аккумуляций. Природной границей возвышенностей служит долина р. Западная Березина. Формирование рельефа в прошлые и современную геологические эпохи происходило при совокупном воздействии эндогенных и экзогенных факторов и было обусловлено географическим положением территории.

В тектоническом отношении территория геостанции приурочена к северо-восточной части Белорусского кристаллического массива, для которой характерно блоковое строение фундамента. Выделяются структуры первого порядка: Вилейский погребенный выступ, Воложинский грабен, Ошмянский и Налибокский разломы. Наряду с ними отмечены более мелкие локальные структуры. Вдоль Воложинского грабена поверхность полого опускается на запад. Глубина залегания фундамента достигает отметок -0,2 - -0,4 км.

Фундамент перекрыт осадочным чехлом (мощность 240 – 400 м), верхняя толща которого представлена мергельно-меловыми породами девона и мела.

В рельефе доантропогена выделяется Неманская низина (абс. отм. 20 – 50 м), расчлененная долинообразными переуглублениями и локальными поднятиями (абс. высоты 60 – 100 м), ориентированными в направлении СЗ – ЮВ. Сопоставление рельефа поверхности коренных и доантропогеновых пород дает основание утверждать, что унаследованность в развитии рельефа выражена лишь локально. В целом в рельефе ложа антропогена преобладают обращенные морфоструктуры. Относительно неглубокое залегание

фундамента, перекрытого мергельно-меловыми породами, наличие локальных положительных структур и разломных зон, по которым проявлялись дифференцированные движения, характер рельефа ложа антропогена оказали существенное влияние на деятельность плейстоценовых ледников, игравших решающую роль в формировании современного рельефа. Здесь скважинами вскрыты три моренных горизонта, соответствующие березинскому, днепровскому и сожскому оледенениям.

С деятельностью березинского ледника связывают формирование моренного основания возвышенностей. Рельеф, созданный березинским ледником, был в дальнейшем преобразован и погребен под более молодыми отложениями днепровского и сожского ледников и межледниковий.

Деятельность днепровского ледника сопровождалась активной экзарацией и эрозией талых ледниковых вод. Проявившиеся в это время гляциоизостатические движения в сочетании с морфологическими особенностями доднепровского рельефа оказали существенное влияние на режим аккумуляции ледникового и водноледникового материала и экзарацию ледника. В конечном результате были оформлены основные черты современного рельефа, переуглублены ранее существовавшие и заложены новые долины, в том числе и Западной Березины (Гурский Б.Н. отмечает палеодолину Западной Березины в доантропогеновом рельефе, в системе Наревско-Неманской ложбины). Абсолютные отметки водоразделов составляли 130 – 200 м, низменностей 9--120 м.

Ко времени наступания сожского ледника рельеф мало отличался от современного. Этот ледник имел решающее значение в формировании современных типов и форм рельефа. Дегляциация ледника носила сложный характер, о чём свидетельствуют особенности гляциолитоморфологии краевого Ошмянско -Минского комплекса.

Рис.13 Геоморфологическая картосхема территории практики
I. Ледниковый рельеф сожского возраста, денудированный холмисто-увалистый		III. Флювиальный рельеф позднеледниковья и голоцена
	Конечно-моренный грядовый, крупнохолмистый		Пойма с микрорельефом
	Холмисто-увалистый		Поверхность 1 террасы (долинный зандр поозерского возраста)
	Полого волнистый, мелкохолмистый		Овраги, промоины, рытвины
II. Водноледниковый рельеф сожского возраста		IV. Бугрисый эоловый рельеф
	Камовый		Эоловые формы
	Поверхность водно-ледниковой равнины с плоско-волнистым	V. Выработанные поверхности
	рельефом Ложбины стока талых ледниковых вод		Аккумулятивные берега
	Конуса выноса водноледниковых потоков		Денудационные склоны долин
		VI. Антропогенный (техногенный) рельеф
			Скопление вылунов

Рис. 13 Геоморфологическая картосхема территории практики.

В настоящее время исследователи называют несколько стадий.фаз, осцилляций отступания сожского ледника /ВознячукЛ. Н., Пузанов Л. Т., 1971; Гурский Б. Н., 1974/. Формирование рельефа изучаемой территории происходило в ошмянскую фазу могилевской стадии. К этому времени относится формирование Воложинско-Логойско-Докшицкого (Ошмянско-Бегомльского) фронтального пояса моренных образоаний Минской возвышенности. Конечно-моренные гряды образуют дугу шириной до 40 км обращенную выпуклостью к юго-юго-востоку.

Рельеф, созданный сожским ледником, в значительной степени был преобразован и изменен эрозионно-денудационными процессами в муравинское межледниковье, поозерское время. Последнее для данной территории характеризуется перигляциальными условиями. Основными рельефообразующими процессами в этот период служат морозное выветривание, криосолифлюкция, эрозия и денудация. Под их воздействием моренный рельеф преобразуется в волнистый и увалистый. и расчленяется эрозионными ложбинами. Значительная глубина вреза последних объясняется активным проявлением в позднеледниковье гляциоизостатических (компенсационных) движений положительного знака, в которые была вовлечена полоса шириной 50 – 100 км, примыкавшая к границам поозерского оледенения с юга. В позднеледниковое время происходит формирование покровных и лессовидных супесей и суглинков. Современный облик рельеф приобретает уже в голоцене. Основными факторами рельефообразования становятся эрозия и денудация, обусловленные современной тектоникой и климатическими условиями. Этим можно объяснить современный врез реки и формирование двухъярусной поймы. Из современных геоморфологических процессов следует отметить эрозионно-аккумулятивную деятельность постоянных и временных водотоков, заболачивание, образование делювия, развевание песков в пойме р. Зап. Березины, рельефообразующую деятельность человека.

В рельефе дневной поверхности территории прослеживается определенная ярусность. Первый ярус (рис. 11) в пределах 180 – 240 м над уровнем моря представлен краевыми моренными грядами с покровом лессовидных пород. Здесь первичный аккумулятивный рельеф сожского возраста преобразован эрозионными процессами. Многочисленные ложбины стока, заходящие сюда вершинами, расчленили моренные образования и создали крупнохолмистый и холмисто-увалистый рельеф.

Рис.11 Крупнохолмистый и холмистоувалистый моренный рельеф.

Следующий ярус, расположенный на 20 – 40 м ниже предыдущего, занимают мелкохолмистые и пологоволнистые участки, среди которых встречаются камы и группы камов (рис. 12).

Склоны конечно моренных образований сопрягаются с поверхностью водно-ледниковых равнин времени отступания сожского и поозерского ледников.. Это долинные зандры, распространенные неширокой полосой до 0,5 км (редко более 1 км). Поверхность их носит черты размыва более молодыми потоками и осложнена моренными останцами, конусами выноса, эоловыми формами. Абсолютные отметки здесь составляют 155 – 160 м На 2 – 6 м ниже располагается днище современной долины р.Западная Березина

Рис.12 Плосковолнистый и мелкохолмистый моренный рельеф.

Особенности формирования и внешние морфологические различия дают основание выделить в пределах территории практики следующие геоморфологические комплексы (см. рис. 13):

1. Ледниковый рельеф сожского возраста, денудированный.

- конечно-моренный грядовый, крупнохолмистый ( 20 м);

- холмисто-увалистый водоразделов ( - 5 – 10 м);

- пологоволнистый водоразделов ( до 5 м).

П. Водноледниковый рельеф сожского возраста

• камовый;

• поверхность долинных зандров с плоско-волнистым рельефом ( 3 – 5 м);

• ложбины стока талых ледниковых вод;

• конусы выноса водноледниковых потоков.

Ш. Флювиальный рельеф позднеледниковья и голоцена:

а) рельеф, созданный постоянными водотоками (речные долины)

русло и его элементы;

• пойма с микрорельефом;

• поверхность 1 террасы (долинный зандр поозерского возраста);

• долины ручьев;

• староречья;

• старицы;

• конусы выноса ( дельты );

б) рельеф, созданный временными водотоками;

• эрозионные останцы;

• балки;

• овраги;

• промоины, рытвины;

• вершины растущих оврагов.

IV. Бугристый эоловый рельеф

V. Выработанные поверхности:

- денудационные склоны долин ( 20^о);

• эрозионные уступы русел;

• аккумулятивные берега;

VI. Антропогенный (техногенный) рельеф

• траншеи;

• канавы мелиоративные;

• карьеры;

• пруды;

• водохранилища;

• курганы валунов;

• дамбы;

• искусственные террасы на склонах.

Конечно-моренный рельеф широко распространен в районе практики и прослеживается в направлении северо-запад – юго-восток на севере участка и с запада на восток на юге. в пределах отрога Ошмянской гряды, отчлененного долиной реки. В морфологическом отношении территория неоднородна. Выделяются три довольно хорошо различающиеся между собой участка: южный – Ошмянский, западный и восточный Воложинского участка Минской возвышенности. Южный участок представлен неширокой грядой (2 – 2,5 км) с крутыми расчлененными склонами ( рис. 13). На востоке Ошмянская гряда отчленена от Минской возвышенности не широкой долиной (до 1 км). На севере ширина ее увеличивается до 4 км. Преобладающие абсолютные отметки 180 м максимальная 213 м, в пределах наиболее приподнятой западной части. Поверхность гряды пологоволнистая, с отдельными невысокими (до 5 м ) плосковершинными холмами. Формирование этих поверхностей происходило под воздействием процессов денудации в муравинское, межледниковье, поозерское, позднеледниковое время и в голоцене. Моренные породы, слагающие территорию, чаще всего прикрыты слоем песка (вскрытая шурфами мощность 80 – 70 см ) и тонким слоем облессованных супесей и суглинков. Мощность делювия достигает 1,5 – 2 м, в понижениях более 2 м. На вершинах холмов вскрывается грубообломочная супесчаная морена. На поверхности много валунов различного диаметра ( до 2 м ). Многие из них собраны в «курганы». Особенно много их на северных склонах гряды. Форма «курганов» округлая радиусом до 150 м, высота до 2,5 м. Многие из них заросли кустарником.

Западная часть Воложинского участка Минской возвышенности отличается уплощенным водоразделом с холмистоувалистым рельефом (рис.14). По морфологическим особенностям он близок южной части Ошмянской гряды. Абсолютные отметки 200 м, максимальная 222 м. В поперечном профиле гряда асимметрична. Северный склон короткий круто обрывается к долине реки, южный более пологий, длинный.

Восточная часть, наиболее приподнята, массивна. В пределах ее расположены максимальные высоты (302 м), преобладающие – 200 м. Типичен холмисто-грядовый, сильно расчлененный рельеф ( рис. 14). Моренные холмы имеют высоты до 20 м и более округлые, слегка вытянутые формы, с куполовидными вершинами. Ориентировка холмов различная. Склоны обычно

Рис.14 Холмисто-моренный рельеф, осложненный ложбинами стока.

крутые, вогнутые в нижней части прямолинейные и выпуклые в верхней. Ширина холмов у основания 50 – 200 м длина до 300 м. От соседних холмов отделяются четко выраженной подошвой. Встречаются и асимметричные холмы с крутым и коротким северным и северо-западным склоном, и пологим южным и юго-восточным. Высота этих холмов достигает 5 редко 10 м. Моренные породы в пределах данного участка выходят на поверхность и отличаются сильной завалуненностью. Разнообразие рельефа в значительной степени отражает особенности досожского рельефа, предопределившего формирование сложноустроенных конечно-моренных комплексов в период активной деятельности ледника и его отступания. С активной деятельностью ледника связано формирование напорной конечной морены, выраженной в рельефе в форме монолитных холмистых гряд, имеющих складчато-чешуйчато-надвиговую структуру. Подтверждением последнего служат многочисленные гляциодислокации, вскрытые в карьерах дд. Студенец, Бол. и Мал. Дайновка, Криницы и др. Многие из них описаны в литературе. Основными факторами формирования здесь напорных морен служили палеорельеф и режим неотектонических движений, обусловившие характер гляциотектоники. На такую закономерность указывают в своих работах Горецкий Г.И. /1970/ и Левков Э. А. /1980/. На данном участке отступание ледника сопровождалось неоднократными кратковременными остановками, нашедшими отражение в морфологии рельефа. Выделяются в пределах Минской возвышенности Дайновская (северная) и Воложинская (южная) осцилляторные гряды. Длина гряд достигает 25 км, ширина 4 – 6 км.

Первичный ледниковый рельеф был преобразован при отступании ледника деятельностью талых вод. По мере таяния льда освобождались более высокие участки территории и создавались условия для формирования системы водотоков; следы которых сохранились в рельефе до наших дней. Длительность существования потоков была различной. По мере уменьшения поступания вод, сток сосредотачивался в водотоках на более низком гипсометрическом уровне. Высоко расположенные потоки, углубляли свои долины, стремясь достичь базиса эрозии, а многие из них отмирали. В конечном итоге аккумулятивный ледниковый рельеф оказался сильно расчлененным. Глубина расчленения достигает 50 м. В рельефе выделяется неширокая ( от 300 м до 1 км ) слабо затронутая процессами линейной эрозии водораздельная поверхность и сильно расчлененные на массивы склоны. Длина их достигает 2 – 2,5 км, ширина 0,5 – 2 км.

С дегляциацией связано формирование камов. Положение последних на различных гипсометрических уровнях, морфологические особенности, внутреннее строение дают основание делать выводы о различных условиях образования камов. Формирование одних связано с начальным периодом дегляциации ледника, когда освобождались ото льда наиболее высокие участки междуречий. Здесь встречаются флювио- и лимнокамы. В настоящее время это небольшие округлых очертаний, с куполовидными вершинами холмы, имеющие маломощный чехол грубообломочного моренного материала. Иное происхождение камов в пределах более низкого высотного уровня (160 – 180 м ). В связи с тем, что льды заполнявшие межгрядовые и долинообразные понижения сохранялись дольше, и по их поверхности происходил сток талых ледниковых вод насыщенных кластогенным материалом, создавались условия для накопления последнего в полостях ледяного тела. Вместе с тем, ледниковые языки распадались на отдельные глыбы «мертвого» льда с присущими им условиями аккумуляции водно-ледникового материала. Именно в таких условиях формировались вероятно камовые массивы, обрамляющие конечно-моренные гряды (рис. 15).

Рис.15 Камовый рельеф.

Камы имеют округлую, слегка вытянутую форму, высоту до 10, редко более метров. Склоны различной крутизны, прямолинейные и вогнутые. Ширина холмов у основания 50 – 200 м. В отличие от моренных холмов камы сложены слоистыми разнозернистыми песками, песчано-гравийно-галечным материалом с валунами. Часто верхняя толща носит следы нарушений (дислокаций, криосолифлюкций). Проявление этих процессов обнаружено в карьерах п.п. Филипенята, Кутенята, Кражино. Говоря о процессах солифлюкции, следует отметить, что они наряду с другими, типичными для перигляциальных условий, способствовали выполаживанию рельефа.

В эпоху таяния ледника у края его формировались маргинальные долины. Некоторые из них короткое время существовали как приледниковые озера. Примером могут служить Березинское озеро, расположенное к северу от геостанции и озеровидное расширение к югу от нее. Они являлись базисом эрозии многочисленных водотоков, эродировавших склоны гряд и приносивших большое количество грубого кластогенного (терригенного) материала. Высокий уровень воды в озере обеспечивал проточность и относительно быстрый спуск его.

К этому времени относится формирование сквозного участка долины р.Зап.Березина от д. Городьки до д. Саковщина, расчленившего конечно-моренный пояс на Минский и Ошмянский участки. После спуска озера река стала интенсивно углублять свою долину. При этом понижался базис эрозии для временных потоков, усиливалось вторичное углубление эрозионных форм, образование уступов террас в старых ложбинах и балках.

Днища маргинальных долин и приледниковых озер представлены в современном рельефе в виде участков долинных зандров и субгоризонтальных слабонаклоненных поверхностей на абс.высотах 160 – 170 м, в которые в последующем врезались русла р.Зап.Березина и ее притоков. Этот тип рельефа широко распространен на территории практики. Он непосредственно примыкает к склонам конечно-моренных гряд и представлен сплошной полосой вдоль правого и левого берегов реки, шириной до 1 км. Пологоволнистая, плоская поверхность зандра осложняется моренными останцами, камовыми холмами, конусами выноса водно-ледниковых потоков, сетью эрозионных ложбин, долин ручьев эоловыми формами. Относительные колебания высот достигают 5 м (рис. 17).

Рис.17 Водноледниковые равнины сожского возраста с пологоволнистым рельефом.

В пределах описываемого участка обращают на себя внимание широкая сеть реликтовых эрозионных форм. Это ложбины стока талых ледниковых вод. Рисунок сети ложбин в плане разветвленный, древовидный (рис. 18). От времени их заложения зависит современный облик и выраженность в рельефе. Верховья ложбин, расположенных в верхней части склонов, имеют нечеткие очертания. Ниже по склону увеличивается их глубина, поперечный профиль приобретает V-образную форму. В устьевой части четко выделяются широкое днище и довольно крутые склоны. Поперечный профиль имеет трапецевидную форму (рис. 19). Длина ложбин от 0,2 до 3 км, ширина днища до 200 м редко более. В нижних частях некоторых ложбин имеются террасы, а в днища более крупных врезаны русла современных ручьев. В настоящее время к ложбинам приурочены молодые эрозионные формы временных водотоков (промоины, рытвины, овраги). Самой древней на участке является ложбина, унаследованная долиной р. Зап.Березина. В ней был сосредоточен срок талых вод днепровского, сожского и поозерского ледников.

Рис.18 Ложбина стока.

На участке практики долина реки хорошо выражена. В плане характерно четковидное строение: чередование расширенных (озеровидных) и узких (сквозных) участков. В местах расширений характерен поперечный профиль долин, со всеми присущими элементами (руслом, поймой, террасами) (рис. 19), в местах пересечения моренных гряд – профиль невыработанной долины. Долина асимметрична. Склоны ее имеют различную крутизну и высоту: от крутых обрывистых, высоких (10 – 15 м, г. Встреч) до низких, пологих переходящих в склоны моренных гряд. Строение долины отражает историю ее формирования. Оформлена долина была в днепровское время. В период сожского оледенения по ней стекали талые ледниковые воды. Следы деятельности последних в виде плоских пологонаклонных поверхностей, сохранялись в рельефе. Эти поверхности служат площадками эрозионных террас, расположенных на отметках 160 – 170 м. Формирование уступа этой террасы происходило в результате эрозионного вреза русла потока, обусловленного гляциоизостатическими поднятиями, последовавшими за

Рис.19 Поперечный гипсометрический профиль через долину р.Западная Березина.

деградацией ледника. В муравинское время происходит расширение и углубление днища долины, заполнение его аллювием.

Во время таяния поозерского ледника сюда проникали талые воды из Нарочано-Вилейского приледникового озера. Результатом их деятельности явилась толща отложений, в которой в последующем начала формироваться современная долина. В настоящее время поверхность этих отложений служит площадкой 1 надпойменной террасы на уровне 150 – 160 м н.у.м. В виде отдельных эрозионных останцов (реликтовых осередков) она встречается в пойме. Наиболее низкий гипсометрический уровень долины представлен поймой. Прослеживается пойма неравномерно. Ширина ее колеблется от 1 м до 1 км в местах озеровидных растений. Она имеет два уровня; высокая пойма на 1,0 – 1,5 м выше низкой поймы, отмечается небольшими участками. Для поймы характерен сложный микрорельеф. Вдоль русла, врезанного на 50 – 60 см иногда более 1 м, вытянуты пологие, но достаточно хорошо различимые песчаные прирусловые валы. Центральная пойма имеет типичный гривистый характер. Высота грив над общей поверхностью поймы колеблется в пределах 0,7 – 1,5 м (рис. 20). Понижения между гриами представлены старицами и староречьями, заполненными илистыми или песчано-илистыми осадками. В период половодья и паводков они заполняются водой, иногда на длительное время.

Рис.20 Пойма с микроформами.

Переход от поймы к террасе отмечен притеррасным (присклоновым) заболоченным понижением, где скапливаются весенние воды, а также выходят подземные источники.

В пойму входят устья многочисленных ложбин стока, где формируются конусы выноса, шириной до нескольких метров. Иногда они соединяются вместе, образуя наклонное поднятие во внешней части поймы. Русло реки меандрирующее. Широко распространены эрозионные уступы, высота которых достигает 1 – 1,2 м. В местах формирования вогнутой части меандров развиваются аккумулятивные участки берегов. Ширина русла 10 – 15 м, глубина реки 1,5 м.

Морфологические особенности долины были учтены при создании здесь водохранилища близ д. Саковщина.

Формирование рельефа в настоящее время обусловлено совокупностью современных рельефообразующих процессов, среди которых на первом месте деятельность текучих вод. Существенную роль играют склоновые процессы, в первую очередь делювиальные. Значительная распаханность территории оживляет склоновые процессы, благоприятствует развитию эрозионных форм. В связи с хорошей хозяйственной освоенностью, большую роль в преобразовании играет деятельность человека. Многочисленные траншеи сохранившиеся с военных лет, выемки и карьеры оказывают определенное влияние на изменение естественного хода рельефообразующих процессов. Такую же роль играют мелиоративные канавы, создаваемые пруды и водохранилища. Последние способствуют развитию процессов заболачивания в поймах рек, береговых процессов и др.

Рис. 3. Крупнохолмистый и холмистоувалистый моренный рельеф.

Рис.4.Плосковолнистый и мелкохолмистый моренный рельеф.

Рис. 5.Камовый рельеф.

Рис. 6. Водноледниковые равнины сожского возраста с пологоволнистым рельефом.

Рис. 9. Поперечный гипсометрический профиль через долину

р. Западная Березина.

Рис. 10. Холмисто-моренный рельеф, осложненный ложбинами

стока.

Рис.7.Ложбина стока.

Рис. 8. Пойма с микроформами.

3.2. Программа учебной полевой геоморфологической практики

Основной целью практики является ознакомление с методологическими основами полевых геоморфологических исследований и закрепление студентами важнейших положений теоретического курса.

Основное внимание уделяется формированию у студентов четких научных представлений о геоморфологических процессах, происходивших в геологическом прошлом и в настоящее время, о морфологических и морфометрических характеристиках рельефа, о строении речных долин, о содержании и принципах составления геоморфологических карт.

Исходя из основной цели в процессе прохождения практики решаются ряд задач:

1. Ознакомиться с геологическим и геоморфологическим строением района практики.

2. Приобрести навыки визуального полевого изучения геоморфологических объектов-типов, форм и элементов рельефа различного генезиса и возраста.

3. Познакомиться с проявлением и направленностью различных экзогенных процессов (выветривание, деятельность постоянных и временных водных потоков и т.д.).

4. Научиться пользоваться простейшими измерительными приборами (геологический компас, эклиметр, анероид, ватерпас) для измерения относительных превышений и углов наклона земной поверхности.

5. Научиться ведению полевой документации результатов геоморфологических наблюдений (текстовые записи, схематические геолого-геоморфологические профили, описание геологических обнажений, зарисовка геоморфологических объектов).

6. Научиться обрабатывать и обобщать полевой материал. Овладеть некоторыми приемами геоморфологического картографирования на топографической основе и умение составлять геоморфологическую карту.