Полевая геоморфологическая практика (стр. 5 )

пойма с микрорельефом; поверхность первой террасы (долинный зандр поозерского возраста); поверхность второй террасы (долинный зандр сожского возраста); долины ручьев; староречья; старицы; конусы выноса ( дельты );

б) рельеф, созданный временными водотоками;

балки; овраги; промоины, рытвины; вершины растущих оврагов.

IV. Бугристый эоловый рельеф

V. Выработанные поверхности:

- денудационные склоны долин (20о);

эрозионные уступы русел; аккумулятивные берега; эрозионные останцы.

VI. Антропогенный (техногенный) рельеф

траншеи;                                - канавы мелиоративные; карьеры;                                - пруды; водохранилища;                        - курганы валунов; искусственные террасы на склонах; дамбы.

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 Зап. Березины (рис. 12). 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. 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, высотой до 2,5 м. Многие из них заросли кустарником.

Западная часть Воложинского участка Минской возвышенности отличается уплощенным водоразделом с плосковолнистым и мелкохолмистым рельефом (рис.13). 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 относительную высоту до 20 м и более округлую, слегка вытянутую форму, куполовидные вершины.

Рис.12. Крупнохолмистый и холмистоувалистый моренный рельеф.

Рис.13.  Плосковолнистый и мелкохолмистый моренный рельеф.

Ориентировка холмов  различная.  Склоны  обычно  крутые, выпукло-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 формы 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 /1970/ и /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. Одни существовали короткое время, другие, расположенные на более низком гипсометрическом уровне, формировали эрозионные формы. В конечном итоге аккумулятивный ледниковый рельеф оказался сильно расчлененным ложбинами стока талых ледниковых вод. 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 массивов достигает 2 – 2,5 км, ширина 0,5 – 2 км.

С дегляциацией связано формирование камов. Их положение 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).

Камы имеют округлую, слегка вытянутую форму, высоту до 10, редко более метров. Склоны различной крутизны (4 – 8?), 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, криосолифлюкции). 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.

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

Рис.15 Камовый рельеф

В эпоху таяния ледника у края его формировались маргинальные долины. Некоторые из них короткое время существовали как приледниковые озера. Примером может 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 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 (относительные колебания высот достигают 5 м) осложняется моренными останцами, камовыми холмами, конусами выноса водно-ледниковых потоков, эоловыми формами, сетью эрозионных ложбин, долин ручьев (рис. 16).

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. 17). От времени заложения зависит их 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 ложбин имеет трапецевидную форму.