Геоморфология Беларуси - Белорусский государственный

БЕЛОРУССКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
Географический факультет
О. Ф. Якушко, Л. В. Марьина, Ю. Н. Емельянов
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
БЕЛАРУСИ
МИНСК
1999
УДК 551.4 (476) (075.8)
ББК 26.823 (4 Беи) Я 73
Я 49
Рецензенты:
Доктор геолого-минералогических наук, заведующий
кафедрой физической географии и охраны природы,
профессор Л. А. Демидович.
Доктор географических наук, заведующий кафедрой
динамической геологии, профессор В.Н. Губин
Утверждено советом географического факультета
_________1999 г., протокол №____
Исполнители:
О. Ф. Якушко – глава 1 – Отличительные особенности рельефа
Беларуси, глава 2 – Геоморфология Белорусского Поозерья,глава 3 –
Область возвышенностей и равнин Центральной Беларуси.
Л. В. Марьина – глава 1 – Отличительные особенности рельефа
Беларуси, глава 4 – Область равнин и низин Предполесья.
Ю. Н. Емельянов – глава 5 – Область Белорусского Полесья.
Якушко О.Ф. и др.
Я 49
Геоморфология Беларуси: Учебное пособие для студентов географических и геологических специальностей – Мн.: БГУ, 1999. – 173 с.
Освещаются вопросы истории развития рельефа, классификации и
геоморфологического районирования. Особое внимание уделяется характеристике геоморфологических областей и районов, вклющающей
генетическое обоснование типов и форм рельефа, связи с морфоструктурами территории, морфометрические показатели и своеобразие современных рельефооброазующих процессов.
ISBN 985 – 445
УДК – 551.4 (476) (075.8)
ББК 26.823 (4 Беи) Я 73
Я 49
© О.Ф. Якушко, Л.В. Марьина, Ю.Н. Емельянов
2
Содержание
Предисловие…………………………………………………..…………….4
Глава 1. Отличительные особенности рельефа Беларуси………..…..5
История изучения рельефа …………………………………..11
Экологические аспекты геоморфологии……………………15
Основные факторы ельефообразования………..…………...17
Развитие рельефа в нтропогене……………………………….23
Классификация рельефа и геоморфологическое
районирование .……………………………………………….35
Глава 2. Область Белорусского Поозерья……………………………..40
Общие черты…………………………………………………….40
Геоморфологическое районирование………………………….53
Глава 3. Область возвышенностей и равнин
Центральной Беларуси…………………………………..……86
Общие черты…………………………………………………….86
Геоморфологическое районирование………………………….87
Глава 4. Область равнин и низин Предполесья…………….………114
Общие черты…………………………………………………...114
Геоморфологическое районирование………………………..119
Глава 5. Область Белорусского Полесья…………………………….146
Общие черты………………………………………………..…146
Геоморфологическое районирование………………….…….152
Литература………..……………………………………………………..170
3
Предисловие
Настоящее учебное пособие составлено по учебному курсу «Геоморфология Беларуси» и предназначено для студентов географических
и геологических специальностей университетов. Основное содержание
написано авторами на основании читаемых лекционных курсов, личных
исследований, литературных и картографических источников. Согласно
принятой программе, в пособии освещаются проблемы геолого-геоморфологических связей, современных и древних геоморфологических
процессов, морфогенеза рельефа, геоморфологического районирования
и классификации.
Пособие состоит из пяти основных глав. В первой главе рассматриваются отличительные особенности рельефа и факторы рельефообразования Беларуси, приводится краткий исторический экскурс науки, сделана попытка выделить экологические аспекты геоморфологии. Приведенные в этой главе классификация и районирование включают результаты работ В. А. Дементьева и А. В. Матвеева.
Вторая глава посвящена геоморфологии области Белорусского Поозерья, где особое внимание обращается на характеристику районов.
Геоморфология области возвышенностей и равнин Центральной Беларуси освещается в третьей главе, наиболее сложной и разноречивой.
Область равнин и низин Предполесья рассматривается в четвертой
главе. Несмотря на внешнюю относительно однородную поверхность,
территория характеризуется геоморфологическим разнообразием. В
главе пятой, посвященной геоморфологии Полесья, учитывается разнообразие рельефа и глубина его изученности.
Различия в подробности освещения районов связаны с разной степенью изученности рельефа. При этом авторы пособия придерживались
определенной схемы описания: географическое расположение, структурные предопределения, происхождение и возраст, характеристика типов и форм рельефа с учетом выделения доминирующих и подчиненных, включая техногенные преобразования.
Учитывая недостаточность учебных пособий по геоморфологии
Беларуси авторы выражают надежду, что оно получит признание в студенческой среде и поможет молодым географам и геологам получить
достоверные знания о рельефе своей страны.
Особую благодарность за внимание к работе, существенные пожелания и замечания, за общий положительный отзыв авторы выражают
профессорам Л. А. Демидовичу, В. Н. Губину.
4
Глава 1
Отличительные особенности
рельефа Беларуси
Территория Беларуси расположена на западе Восточно-Европейской равнины и является частью этого сложного геоморфологического
комплекса. Крайняя северная точка республики (56°10' с. ш.) находится
близ оз. Освейского, южная (51°16' с. ш.) у пос. Комарин, западная
(23°11' в. д.) в районе пос. Высокое, восточная (32° 41' в.д.) у г. пос. Хотимска. Протяженность территории с севера на юг – 560 км, с запада на
восток – 650 км, площадь – 207,6 км2. Дневная поверхность представляет равнину, средняя высота которой 159 м над уровнем моря.
Около 44 % территории находится на высоте 150 м; 48 % приподняты
на 150 – 200 м., 7,8 % – на 200 – 300 м. Высоты более 300 м и менее
100 м составляют 0,2 % (рис. 1).
Максимальная абсолютная отметка гора Дзержинская (346 м)
находится в Центральной части республики на Минской
возвышенности, минимальная (80 м) – в бассейне р. Неман близ
границы с Литвой, амплитуда высот достигает 266 м. Общую
равнинность территории подчеркивают показатели крутизны склонов,
средние значения которых составляют 1–8°, максимальные значения
могут достигать 40° и более (склоны холмов, абразионные склоны
озерных котловин, речных долин, ложбин).
Рельеф характеризуется преобладанием плоских, пологоволнистых
и грядово-холмистых комплексов различного размера и конфигураций,
которые отличает неравномерное расчленение. Густота эрозионного
расчленения колеблется от 0,1 до 3,5 км/км2 и более. Наименьший
показатель 0,1–0,2 км/км2 получен для низин, на равнинах он составляет
0,3–0,5 км/км2, на склонах конечно-моренных гряд, вблизи речных долин и озерных котловин он может достигать максимальных значений.
Расчленение водоразделов определяется главным образом неравномерной аккумуляцией, эрозией талых ледниковых вод, суффозией, процессами термокарста. Глубина расчленения составляет 5–10 м на равнинах,
достигая 25–40 м и более в пределах ледниковых возвышенностей. В
ряде случаев за счет эрозионных врезов речных долин она может достигать 80 м (Г. И. Сачок, Н. А. Шишонок, Л. В. Марьина, 1993).
Отличительной чертой геоморфологии республики является чередование возвышенностей, гряд, равнин, ледникового и водно-ледникового происхождения, озерно-ледниковых, озерно-аллювиальных и
5
аллювиальных низин. Возвышенности и гряды, образуя монолитные
массивы и холмистые комплексы, вытянуты на десятки километров.
Занимая около 30 % поверхности республики, они сконцентрированы в
центральной части. Здесь расположена уникальная в геоморфологическом смысле Белорусская гряда, служащая главным Черноморско-Балтийским водоразделом. Гряды севера и юга Беларуси заметно уступают
по размерам центральнобелорусским.
В формировании поверхности Беларуси принимали участие эндогенные и экзогенные процессы. Первые проявились в морфоструктуре
фундамента и коренных пород. Примером может служить Белорусская
антеклиза, к которой относятся возвышенности центральной части республики, Латвийская седловина и приуроченная к ней Полоцкая низина.
Припятский прогиб, расположенный в центральной части Полесской
низменности и некоторые другие. Нельзя не отметить проявлений в
рельефе неотектонических и современных движений, выраженных в
6
разломной тектонике субширотного (Полоцкий разлом) и субмеридионального (Двинско-Днепровский разлом) направления. Длительный этап
развития по типу платформ способствовал преобладанию горизонтального и моноклинального расположения доантропогеновых структур и
выравниванию поверхности, которая позже явилась плацдармом движения материковых ледников. В рельефе поверхности коренных пород заметную роль играют погребенные ложбины ледникового выпахивания и
размыва. Нередко они проявляются в морфологии ложбинных озерных
котловин, на участках речных долин и русел.
Экзогенные процессы выразились главным образом в антропогене.
Основную роль сыграла деятельность ледников, проявившаяся в образовании специфических форм рельефа и накоплении отложений ледникового генезиса, мощность которых достигает 250–300 м. Беларусь – классический регион, в пределах которого отразилась деятельность пяти материковых оледенений (рис. 2). Отложения и формы рельефа трех последних ледниковых эпох распространены непосредственно на поверхности. Их литологические, возрастные, рельефообразующие различия
выразились в широтной геоморфологической зональности, меридиональной провинциальности и локальных особенностях. Широтная зональность отражает распространение и деятельность поозерского на севере, сожского в центре и днепровского на юге ледниковых покровов.
Меридиональные геоморфологические различия выражены в особенностях восточной и западной частей территории и послужили основанием
выделения геоморфологических провинций – днепровской на востоке и
неманской на западе. Локальные проявления геоморфологических процессов присутствуют при выделении районов.
Достаточно равномерно по территории распределена речная сеть.
Общая длина рек составляет 90,6 тыс. км. Густота речной сети изменяется от 0,23 до 0,8 км/км2, при среднем значении 0,44 км/км2. Преобладают малые реки, длина которых не более 10 км (93 %), к средним, длиной до 500 км, принадлежит 41 река (0,2 %) и только семь рек имеют
длину более 500 км (Днепр, Березина, Сож, Припять, Неман, Вилия,
Западная Двина). Реки относятся к бассейнам Балтийского и Черного
морей.
Речные долины играют значительную роль в рельефе
республики.Они достаточно равномерно распространены по территории
Беларуси. Речные долины различаются размерами, плановым рисунком,
возрастом, обусловленными этим
степенью выработанности,
морфологическими чертами.
Кроме основного типа выработанных
продольных долин, существенное значение имеют маргинальные и
сквозные долины. Последние, в частности, способствовали расчленению
7
возвышенностей, соединению рек разных бассейнов, формированию
современного водораздела (В. А. Дементьев, 1954).
Неповторимое разнообразие рельефа Беларуси создают многочисленные котловины «живых» озер. Они относятся к типу ледниковых на
севере, карстовых в центре и на юге, полесских озер-разливов и долинных (стариц) в системах крупных рек.
Отличительной особенностью рельефа Беларуси следует считать
широкое распространение озерно-ледниковых низин, которые в позднеледниковье занимали более 30 % территории на севере и юге.
Для моренных возвышенностей характерно широкое распространение процессов гляциотектоники. Гляциодислокации, приуроченные
8
чаще всего к отторженцам, выражаются в складчатых структурах, надвигах, скибах, термокарстовых проявлениях, локальных сбросах и др.
Наиболее крупные моренные возвышенности с относительными
превышениями 30–50 м обладают заметными чертами вертикальной
геоморфологической дифференциации, которая выражается в микроформах рельефа, различиях в механическом составе поверхностных
грунтов и в общем облике ландшафтной структуры.
На территории республики проходит северная граница распространения лессовидных пород и сопутствующих им форм рельефа, создающих специфический овражно-балочный комплекс и выровненную
поверхность высоких равнин с лессовым покрытием и суффозионными
формами.
Рельеф республики является фундаментом природных ландшафтов.
Об этом свидетельствует классификация типов ландшафтов на карте и в
монографических изданиях: холмисто-моренно-озерные, камово-моренные, водно-ледниковые и др. (Г. И. Марцинкевич и др., 1989).
В современном рельефе Беларуси в высокой степени выражена антропогенная трансформация поверхности в процессе хозяйственной
деятельности (рис. 3). Морфологически техногенные образования представлены как положительными, так и отрицательными формами природно-антропогенного и техногенного генезиса (В. Б. Кадацкий,
К. И. Лукашев, 1979).Типы антропогенных форм ( Савчик С.Ф.):
техноморфы транспортных коммуникаций; горных выработок;
отвалов;субстратных поверхностей ( спланированных участков для
строительства и другой производственной деятельности); защитных
сооружений; фортификационных сооружений; мелиоративных систем;
микрорельефа пашни; культовых объектов; зданий и сооружений. В
качестве рельефообразующих процессов техногенезом охвачено 32,5 %
территории. Только в процессе добычи полезных ископаемых в
пределах республики перемещено 4770 млн м3 грунта, при распашке
земель – 15 200, в результате мелиоративного строительства – 1270, а на
складирование отходов производств – 399 млн м3. (А. В. Матвеев, 1988).
В итоге нельзя не подчеркнуть большое практическое значение
рельефа в качестве природно-техногенного фактора в различных отраслях народного хозяйства. Особенно заметно это проявляется при строительстве населенных пунктов, реконструкции городов, сооружении
промышленных объектов, гидротехнических систем, создание которых
требует подробных геолого-геоморфологических изысканий и экспертиз. Решение проблем мелиоративного строительства, задач правильного землепользования в районах густого и глубокого расчленения
9
поверхности, разработка противоэрозионных мероприятий и других
вопросов рационального природопользования, наконец, создание
охраняемых территорий нуждаются в подробном геоморфологическом
анализе. На этом фоне нельзя не подчеркнуть значения рельефа как
10
11
экологического фактора, оказывающего существенное влияние на
характер размещения населенных пунктов, плотность населения,
особенности хозяйственной деятельности (В. М. Яцухно, С. И. Кузьмин,
Ю. П. Качков, 1994).
Рельеф – важнейший природный фактор. Уникальные формы рельефа и их комплексы (участки фронтальных морен, гляциодислокации,
озы, камы, друмлины, озерные котловины и их группы, сквозные участки речных долин) все чаще подвергаются разрушению в процессе добычи полезных ископаемых и техногенных преобразований. Широкие
техногенные преобразования поверхности вызывают необходимость
расширения объектов, имеющих статус особо охраняемых. До
настоящего времени в республике не разработаны критерии выделения
геоморфологических и геологических объектов, которые следовало
брать под охрану. Среди них должны быть памятники, которые
отражают древние этапы развития земной коры (выходы
кристаллических пород на поверхность), а также эволюцию природы в
кайнозое (эталонные и уникальные разрезы плейстоцена и голоцена).К
геоморфологическим объектам охраны необходимо относить типичные
формы рельефа: овраги и балки, моренные и камовые холмы и гряды,
озы, озёрные котловины и их фрагменты, флювиогляциальные дельты и
конусы выноса, дюны, истоки крупных рек, карстовые формы,
ледниковые ложбины, фрагменты речных долин, участки озёрноледниковых равнин, в том числе остатки береговых валов, абразионных
террас, эталонные конечно-моренные ледниковые комплексы и др).
Нужно помнить, что объекты неживой природы незаменимы.Существует опасность их исчезновения и потери в качестве природных лабораторий и летописцев истории формирования поверхности территории
Беларуси. В настоящее время ( по данным на 1.09.2000г.) на базе
геолого-геоморфологических объектов созданы: Национальные парки
«Браславские озёра» и Нарочанский. Ландшафтные заказники ( 85
):Муйсовский звонец, Сарьянская ложбина,сквозная долина р.Зап.
Двина, Мозырские овраги, Голубые озёра, Свитязянский, Красный бор,
Синьша, Турецкие гряды (гляциодислокации), Освейские дюны и др.
Памятники природы – формы рельефа (79 объектов, из них в
Белорусском Поозерье 56, 22 в гродненской области): Смульки (высш.
точка Браславщины), Слободковская озовая гряда, Струстянский кам,
Мосарский кам, Милидовская гора, Голубинское пинго, дюны в
Малоритском районе и др.
История изучения рельефа
12
Первые сведения о рельефе современной территории встречаются в
трудах Геродота и Птолемея. На месте Полесья описывалось и
изображалось болото или море-озеро, окруженное горами, продолжавшими систему Карпат. Такое представление было ошибочным, тем не
менее оно сохранялось вплоть до опубликования карт С. Мюнстера и
Г. Меркатора в «Книге Большому чертежу», на которых относительно
правильно показывались равнинный рельеф и гидрография.
По мере развития производительных сил исследования рельефа
становятся неотъемлемой частью изучения природы. Первые
исследования рельефа северных районов Беларуси были осуществлены
экспедицией Академии наук и Императорского географического
общества по Западным провинциям России в начале ХIХ в.
Участвовавший в ее работе В. Севергин высказал идею о
распространении здесь покровных ледников, о термокарстовом генезисе
озерных котловин, описал долину Лососны, рельеф Лепельского,
Борисовского и других районов, россыпи валунов, происхождение
которых объяснялось трансгрессией моря, таянием айсбергов.
Значительный интерес представляют работы М. Огинского, Я. Ляхницкого, П. П. Семенова, братьев Тышкевичей, М. Гельмерсена, описавшего Невельско-Витебский пояс возвышенностей и объяснившего их
происхождение высоким залеганием девонских пород. В это же время в
России создается столистная «Подробная карта Российской империи и
близлежащих заграничных владений», на которой наряду с гидросетью
достаточно правильно показана гипсометрия поверхности Беларуси.
Вторая половина XIX в. ознаменовалась расширением собственно
геоморфологических исследований в различных направлениях. В Гродненской губернии П. Бобровский описал болота и эоловые «летучие»
пески; И. Зеленский, обратив внимание на особенности морфологии
Минской возвышенности, выделил наиболее приподнятую северо-западную и пониженную юго-восточную. Изучая Полесье, он описал
болота от Пинска до Турова и территорию Загородья, уточнил рисунок
гидросети, пересчитал притоки крупных рек, каналы. Особенности
рельефа Минской, Гродненской, Витебской, Могилевской губерний
описаны Н. Столпянским. Значительное внимание уделялось изучению
генезиса, эволюции и палеогеографии рельефа в трудах П. Армашевского, П. Тутковского, А. Гедройца и др.; влияния неотектоники на
особенности морфогенеза в исследованиях Е. Апполова, А. Иностранцева, Н. Соболева и др.; отмечалось водораздельное положение
территории. Первые сведения о морфологии озерных котловин появля-
13
ются в работах В. Врублевского, П. Домрачова, Б. Дыбовского, строятся
первые батиметрические карты; описывается морфология крупнейших
речных долин В. Севергиным, А. Лесневским, Г. Танфильевым и
Б. Личковым. Большой вклад в изучение и преобразование Полесья
внесла экспедиция под руководством И. Жилинского. Один из важнейших его выводов гласил, что осушение болот Полесья может иметь
глобальные негативные последствия – понижение уровня грунтовых
вод, развитие дефляции и др. (Л. Н. Вознячук, М. М. Цапенко, 1971).
Особо следует выделить исследования А. Б. Миссуны на северозападе республики и в междуречьи Западной Двины и Немана в начале
ХХ в. Ею впервые были составлены карты распространения краевых
морен, осуществлена их корреляция, установлен напорный генезис
многих из них, высказаны идеи о сложной динамике и деградации
покровных ледников. Многие положения А. Б. Миссуны не утратили
своей актуальности. Сведения о рельефе Беларуси и Литвы были
обобщены Д. Соболевым и представлены схематической картой
рельефа.
Новый этап в изучении рельефа начался после 1917 г. В это время
был собран большой фактический материал о геологическом строении
поверхности, генезисе рельефа, созданы научные, научно-исследовательские и производственные организации. В эти годы были подтверждены и уточнены положения о неоднократных ледниковых эпохах на
территории Беларуси. Начали развиваться палеогеография и палеогеоморфология, гляциотектоника, внедрялись новые палеоботанические и
картографические методы исследований. Большое количество нового
фактического материала позволило Г. Ф. Мирчинку разработать стратиграфическую схему антропогена, опубликовать ряд обобщающих работ
по геологии и геоморфологии республики.
Значительный вклад в изучение рельефа западных районов
Беларуси внесли польские ученые. Под руководством С. Ленцевича
проводилась съемка озер Полесья, Е. Кондрацки описал озера севера.
В послевоенное время наряду с традиционными направлениями
применялись и разрабатывались новые. Большое влияние на развитие
геоморфологических исследований оказали идеи М. М. Цапенко по
палеогеографии плейстоцена, позволившие объяснить особенности
формирования рельефа, составить серию геоморфологических карт,
разработать оригинальную схему стратиграфии четвертичных отложений. Ею была создана школа белорусских геологов, из среды которых
вышли известные исследователи рельефа. Современный взгляд на генезис лессовых равнин и эоловых форм формировался под воздействием
14
работ академика АН БССР К. И. Лукашова и его учеников. Новые
работы по геоморфологии выполнялись в Белгосуниверситете. На географическом факультете под руководством В. А. Дементьева была
составлена геоморфологическая карта, схема геоморфологического
районирования Беларуси, разработана генетическая классификация
рельефа, описаны и изучены сквозные долины, выполнены морфометрические расчеты и опубликованы первые морфометрические карты. В
70-е годы на факультете создается лаборатория озероведения, основана
школа белорусских лимнологов, основателем которой стала
О. Ф. Якушко. Ею разработаны принципы генетической классификации
озерных котловин, выполнены исследования по палеогеографии и
палеогеоморфологии озер. На факультете успешно проводятся комплексные исследования озер и водохранилищ, их паспортизация.
Большое значение в геоморфологических исследованиях имеют
работы академика АН БССР Г. И. Горецкого. Им разработано учение о
погребенных долинах и ложбинах ледникового выпахивания и размыва
– палеопотамология, основана Белорусская комиссия по изучению
четвертичного периода (БЕЛАНКа), в составе которой работает
Геоморфологическая комиссия.
Развитие геоморфологических исследований получило продолжение в работах учеников М. М. Цапенко и К. И. Лукашева, Г. И. Горецкого и В. А. Дементьева.
Изучение рельефа ведется в разных направлениях научными и
учебными организациями. В Институте геологических наук НАН РБ
была открыта лаборатория динамики ландшафтов под руководством
А. В. Матвеева. Данная лаборатория выполнила работы по изучению
Белорусского Полесья и других регионов республики. Э. А. Левковым
создано учение о гляциотектонике; в трудах Л. Н. Вознячука развивались представления о палеогеографии речных долин; в области палеогеоморфологии выполнены работы Б. Н. Гурским, Р. И. Левицкой,
Л. Ф. Ажгиревич, Е. П. Мандер и др. Получили развитие исследования
по литоморфодинамике крупных ледниковых комплексов (А. К. Карабанов, М. Е. Зусъ, М. Е. Комаровский, В. М. Феденя, А. Ф. Санько,
М. А. Вальчик, И. Э. Павловская и др.), структурно-геоморфологические
исследования с использованием аэрокосмических методов (В. И. Гридин, Л. С. Гирилович, И. А. Тяжкевич, В. Н. Губин, Ю. Н. Емельянов);
количественной оценке рельефа (Г. П. Рудова, Л. В. Марьина,
Г. И. Сачек, Н. А. Шишонок и др.); изучение современных
геоморфологических
процессов
(В. В. Жилко,
Л. М. Ярошевич,
А. И. Павловский, П. С. Лопух, Н. А. Махнач и др.); техногенного
рельефа (В. Прокопеня, И. И. Кирвель, С. Ф. Савчик, и др.); прикладной
15
геоморфологии (В. М. Яцухно, С. Кузьмин и др.). Большой фактический
материал, полученный на основе применения современных методов и
технологий, позволил уточнить классификацию рельефа и схему геоморфологического районирования, разработать классификацию современных рельефообразующих процессов, опубликовать серию геоморфологических карт разного масштаба, подготовить монографии, учебники
и учебные пособия: Г. И. Горецкий «Аллювиальная летопись великого
Пра-Днепра»; Б. Н. Гурский «Нижний и средний антропоген Белоруссии»; А. В. Матвеев, Б. Н.. Гурский, Р. И. Левицкая «Рельеф Белоруссии»; А. В. Матвеев «История формирования рельефа Белоруссии»;
Э. А. Левков «Гляциотектоника»; А. В. Матвеев, В. Ф. Моисеенко,
Г. И. Илькевич, Р. И. Левицкая, Э. А. Крутоус «Рельеф Белорусского
Полесья»; Л. Н. Вознячук, М. А. Вальчик «Морфология, строение и
история развития долины Немана в неоплейстоцене и голоцене»;
М. А. Вальчик, М. Е. Зусь, В. М. Феденя, А. К. Карабанов «Краевые
образования Белорусской гряды»; М. Е. Комаровский «Минская и
Ошмянская возвышенность»; И. Э. Павловская «Полоцкий ледниковоозерный бассейн: строение, рельеф, история развития»; О. Ф. Якушко
«Озероведение», «Белорусское Поозерье», «Основы геоморфологии»
(2 издания); Л. А. Нечипоренко «Условия залегания и тектоническая
предопределенность антропогенового покрова Белоруссии», а также ряд
сборников статей «Современная динамика рельефа Белоруссии»,
«Морфогенез на территории Белоруссии» и др., материалов совещаний.
Экологические аспекты геоморфологии
Уже отмечалось, что равнинная в целом поверхность Беларуси
отличается рядом специфических черт, которые находят выражение в
качестве экологических факторов (Б. Н. Гурский, О. Ф. Якушко, 1995).
Располагаясь в центре Европы, территория республики постоянно
находилась в условиях интенсивной хозяйственной деятельности. Уже в
неолите – бронзовом веке рельеф имел значение экологического
фактора. В частности, поселения человека располагались, как правило,
на склонах и надпойменных террасах речных долин. Нижеприведенные
примеры характеризуют экологическое значение различных типов
рельефа в условиях определенного направления хозяйственной
деятельности в современную эпоху.
Холмисто-моренно-озерный рельеф возвышенностей Поозерья
отличается разнообразием орографического рисунка, высокими показателями холмистости (10–15 вершин на 1 км2), значительным расчлене16
нием вблизи озерных котловин, завалуненностью моренных суглинков.
Частая смена положительных и отрицательных форм является основной
причиной мелкоконтурности угодий, что служит отрицательным негативным фактором. Средний размер пахотных угодий около 5 га, а сенокосных и пастбищных – не более 1–2 га. Особенности рельефа, локальное размещение пахотных участков вызывают усиление плоскостной
эрозии. Сильно эродированные земли составляют до 30 %. Совокупность неблагоприятных геоэкологических факторов в определенной
степени оказала влияние на развитие поселений хуторского типа, а
также на невысокую плотность сельского населения (10–12 человек на
1 км2). Наряду с негативными экологическими показателями для этого
типа рельефа нельзя не отметить и положительные черты. К ним относятся своеобразие и живописность ландшафтов, важные с точки зрения
создания рекреационных центров и заповедных территорий (национальный парк «Браславские озера», заказники «Голубые озера», «Красный
бор» и др.). Многочисленные глубокие озерные котловины,
полузамкнутые расширения речных долин создают естественные
предпосылки для сооружения озер-водохранилищ, небольших гидростанций, водяных мельниц, отдельные вершины холмов благоприятны
для создания ветровых энергетических установок.
Кроме Белорусского Поозерья, аналогичная геоэкологическая ситуация наблюдается в пределах крупнохолмистых возвышенностей центральной части республики, где моренные гряды и холмы нередко увенчиваются камами, образуя местные водоразделы, а глубина расчленения
достигает 20–30 м. Типичны в этом отношении Радошковичский, Логойский, Плещеницкий, Воложинский участки Минской возвышенности, где на супесях и песках сохранились крупные лесные массивы.
Занимающие основные площади более низкие ярусы возвышенностей, представленные склонами и обширными межхолмистыми пространствами с преобладанием моренных отложений и плодородных
дерново-подзолистых почв нередко на лессовидных супесях; отличаются положительными экологическими чертами. В значительной степени это выражается в высокой (30–40 %) распаханности территории и
плотности сельского населения (около 20 человек на 1 км2). Несмотря на
значительный плоскостной смыв и процессы линейной эрозии, порожденные хозяйственной деятельностью, средний размер пахотных угодий
достигает 20–25 га.
Обширные песчаные низменные равнины водно-ледникового и
озерно-ледникового происхождения также характеризуют геоэкологическую обстановку (Полоцкая, Дисненская, Верхнеберезинская, Неманская и др.) Слабая расчлененность поверхности, высокая степень забо17
лоченности, бедные гумусом песчаные почвы препятствуют ведению
сельского хозяйства. Этим же объясняются высокая степень облесенности (до 70 % под лесом) и относительно низкая плотность населения.
Те же причины создают условия для развития лесного хозяйства и
организации особо охраняемых территорий (Березинский биосферный
заповедник, Ельнянский, Козьянский заказники).
Интерес в экологическом аспекте представляет рельеф высоких
моренных равнин с покровом лессовидных отложений, занимающих
значительные пространства на востоке республики. Ряд положительных факторов, связанных с общей равнинностью рельефа, плодородными почвами, создали здесь условия развития древней культуры ведения сельского хозяйства (до 60 % распаханности) и значительной
плотности населения (около 25 человек на 1 км2). Характерна также
значительная площадь пахотных угодий – до 25–30 га. Негативные геоэкологические факторы в этом типе рельефа под влиянием деятельности человека выразились в сплошной вырубке лесов, проявлении суффозионных процессов (на плоских плакорах до 30 западин на 100 га
пашни) и резком усилении овражной эрозии на склонах речных долин
и древних балок.
Отличительными чертами геоэкологии характеризуется территория
Полесья. Отрицательные качества, связанные с низменной поверхностью, сплошным заболачиванием, неблагоприятными для здоровья
человека особенностями микроклимата в значительной степени исчезли
в процессе мелиоративных преобразований.
Основные факторы рельефообразования
В происхождении и особенностях орографии поверхности Республики Беларусь важное значение имеет эндогенный фактор, в частности
тектоническое строение и характер проявления неотектонических движений. Территория Беларуси расположена на западе Восточно-Европейской платформы, основой которой служит древний (допалеозойский) кристаллический фундамент и платформенный чехол, мощность
которого колеблется от 0,02 до 6 км.
Главнейшим структурным элементом является Белорусская антеклиза, расположенная в центральной и западной части республики. Она
имеет протяженность с запада на восток 500 км, и с северо-запада на
юго-восток 400 км. Глубина залегания фундамента в сводовой части
50–103 м и -1000 м на склонах. Наиболее высокая часть антеклизы выделяется в Центрально-Белорусский массив, к северу от которого простирается Вилейский погребенный выступ, отделенный от него Воло18
жинским грабеном. Северо-восток республики занимает Оршанская
впадина, в строении которой выделяется Витебская и Могилевская
мульды, разделенные Центрально-Оршанским горстом. Северная часть
приурочена к Латвийской седловине с глубиной залегания фундамента
от 600 до 1000 м. На юго-востоке в пределы Беларуси заходит югозападная окраина Воронежской антеклизы, поверхность которой погружена до 400 м. Через Жлобинскую седловину Воронежская антеклиза
сочленяется с Белорусской. Между Белорусской и Воронежской антеклизами, Жлобинской, Полесской и Брагинско-Лоевской седловинами
выделяется Припятский прогиб, погруженный на глубину 6 км. Поверхность фундамента имеет складчато-блоковую структуру, а характерной чертой прогиба являются соляные купола. На юго-западе Беларуси располагается Подлясско-Брестская впадина, ограниченная с востока Полесской седловиной, с юга Северо-Ратновским разломом от Луковско-Ратновского горста. На юг Беларуси проникают небольшие участки Украинского щита, местами выходящие на поверхность (рис. 4).
Тектоническая неоднородность поверхности фундамента нашла
отражение в особенностях неотектоники. Одним из важнейших факторов, повлиявших на направленность и интенсивность движений,
служили оледенения. После отступания ледников происходил общий
гляциоизостатический подъем территории. Амплитуда неотектонических движений по сравнению с предледниковым временем возросла
почти вдвое (до 50–60 м) (Э. А. Левков, А. К. Карабанов,
Л. А. Нечипоренко, 1989).
19
20
На современном этапе вертикальные деформации проявляются
слабо и выражаются в виде эпейрогенических колебаний ±2 мм/год. Выделяются тектонически активные зоны, с колебаниями годовых скоростей до 10–20 мм/год и более. В этой связи примечателен участок Воложинского грабена (+10 мм/год), Житковичского кристаллического массива (-2,5 мм/год). На фоне нисходящих движений поверхности Полесья
поднятия характерны для кольцевых структур (+0,7 мм/год). В целом
территория испытывает опускание, по сравнению с предыдущими этапами, когда отмечалось общее воздымание (А. В. Матвеев, Л. А. Нечипоренко, Н. А. Шишонок, 1998). Наряду с эпейрогеническими в Беларуси наблюдаются проявления сейсмических процессов. Зафиксированы землетрясения до 4–5 баллов вдоль крупных разломов, а также отзвуки карпатских землетрясений. Положение республики вблизи Карпатской зоны современного геосинклинального пояса, развитая сеть
глубинных разломов дают основание относить ее к районам возможных
землетрясений в 6–7 баллов.
Особенности глубинного строения и неотектоники в значительной
мере нашли отражение в рельефе дневной поверхности. Установлена
прямая связь крупных структур и основных орографических комплексов. Белорусской антеклизе соответствует Белорусская гряда; к Латвийской седловине приурочена Полоцкая низина; с Подлясско-Брестской впадиной, Полесской седловиной, Припятским прогибом коррелируются озерно-аллювиальные, водно-ледниковые низины и равнины
Полесья. С Оршанской впадиной совпадает часть долины Днепра, Западная Двина и Неман текут в сторону падения поверхности фундамента к Балтике, Припять наследует Припятскую впадину.
Закономерную связь со структурами обнаруживает и размещение
наиболее крупных озерных котловин. С расположением Двино-Днепровского разлома связаны озера Ушачской, Лепельской и других групп.
С положительными элементами фундамента, зонами разломов и
восходящими движениями связывают распространение эоловых форм.
В ряде случаев структурные элементы влияли в конечном итоге на
размещение генетических типов рельефа. Высокое положение кристаллических пород благоприятствовало накоплению ледниковых толщ и
формированию краевых ледниковых комплексов. Так, положение Свенцянских гряд приурочено к северо-западным комплексам Вилейского
погребенного выступа; Минской возвышенности, Копыльской гряды – к
положительным структурам Белорусской антеклизы; Мозырской возвышенности – к локальным структурам, испытавшим активное поднятие. Вместе с тем часто конечно-моренные формы являются обращенными, не связанными с положительными элементами фундамента. При21
мером могут служить Городокская, Оршанская и Витебская возвышенности, расположенные в пределах Оршанской впадины.
Важную роль в морфогенезе играют коренные породы, которые
представлены образованиями разного возраста и генезиса. Разрез платформенного чехла начинается отложениями верхнего протерозоя разнообразного состава, в том числе вулканогенными и ледниковыми.
(Э. А. Высоцкий, Л. А. Демидович. Ю. А. Деревянкин, 1996). Палеозойский комплекс имеет неравномерное распространение. Около 80 %
территории Беларуси покрывают толщи девонских мергелей, глин, известняков, доломитов, мощность которых достигает 3,5–4,0 км. Они
вскрываются в обнажениях Днепра, Западной Двины и их притоков.
Значительное распространение получили отложения всех систем мезозоя. В это время широко развивались морские трансгрессии, которые
проникали с юга и достигали широты Витебска. Отложения меловой
системы выходят на поверхность в долине Сожа, в виде отторженцев
вскрыты в карьерах. Специфические условия осадконакопления отличали каждый период кайнозоя. В это время на территории республики
существовал последний морской бассейн, отложения которого сохранились на юге и локально на севере.
Неоднократные ледниковые эпохи антропогена способствовали повсеместному накоплению моренных, водно-ледниковых, озерно-ледниковых толщ. В составе антропогеновых осадков значительную роль играли породы, принесенные ледником из зоны экзарации.
Коренные породы и антропогеновые отложения по-разному проявляются в современном рельефе. На процессы морфогенеза оказывали
влияние в первую очередь литологические и петрографические особенности пород. Почти всегда на глинистом субстрате формировались
толщи, в составе которых свыше 70–80 % составляют валунные глинистые отложения, а в дневной поверхности преобладают моренные равнины.
Значительную роль в морфогенезе играла разная устойчивость коренных пород ледниковому воздействию. Песчаные и глинистые разности примерно одинаково вовлекались ледником в перенос, карбонатные
породы оказались менее податливыми к ледниковой ассимиляции. В
связи с этим на месте податливых к экзарации пород вырабатывались
понижения в рельефе, которые часто отражаются в дневной поверхности. Состав пород влиял и на форму возникших депрессий. В прочных
породах вырабатывались узкие ложбины, а в рыхлых – широкие. При
воздействии с прочными породами образовывались выступы, которые
впоследствии влияли на ход морфогенеза, создавая условия для формирования возвышенностей (А. В. Матвеев, 1990).
22
Присутствие пластичных глинистых меловых пород в ложе ледников благоприятствовало развитию гляциодислокаций. Появление последних могло быть связано и с изменением физико-механических
свойств песчаных пород под ледником. В морфологии дневной поверхности они проявляются в виде дугообразных участков параллельно-грядового рельефа. Выражение в рельефе находят и отторженцы, включенные в верхнюю часть антропогеновой толщи (Э. А. Левков, 1980).
Более очевидные связи существуют между морфологическими особенностями поверхности республики и антропогеновыми отложениями.
Последние находятся в тесных генетических связях с формами рельефа.
Поверхности, сложенные основной мореной, представляют плосковолнистые равнины с термокарстовыми западинами, отдельными холмами,
ложбинами стока.
У края ледниковых покровов накапливались мощные толщи грубообломочного материала конечных морен. Именно в таких условиях
сформировались некоторые краевые возвышенности и гряды Беларуси.
На месте приледниковых озер распространены плоские или слабоволнистые заболоченные низины, сложенные ленточными глинами.
Талые ледниковые воды, перемывая моренный материал, сформировали новые генетические типы и фации водно-ледниковых отложений, которые имеют своеобразное проявление в рельефе. Наибольшее
распространение получили зандровые равнины, закономерно расположенные к югу от краевых образований, долинные зандры, флювиогляциальные дельты и др. Примером зандров служат равнины в центральной части республики, окаймляющие пояс Белорусской гряды, а также
небольшие участки на севере республики. Они характеризуются плосковолнистым рельефом с густой сетью ложбин стока талых ледниковых
вод, сквозными долинами, эоловыми формами.
Определенное влияние на процессы рельефообразования оказала
морфология доантропогеновой поверхности. В самом общем виде она
представляла собой моноклиналь, полого наклоненную с юго-востока на
северо-запад в сторону Балтийского моря. Амплитуда колебаний высот
достигала 200–220 м, а с учетом локальных переуглублений – до 300 м.
Наиболее приподнятые участки этой поверхности на юге и востоке
(абсолютные высоты 160–180 м) приурочены к склонам Украинского
щита и Воронежской антеклизе. Самые низкие точки тяготеют к западным (Белорусскому Понемонью) и северо-западным районам. Здесь на
значительных участках поверхность залегает на несколько десятков
метров ниже уровня моря, а в ряде случаев (у г. Гродно) в небольших по
площади углублениях на отметках 150–168 м (рис. 5). Колебания относительных высот обусловлены широким распространением ложбинооб23
разных форм (Ошмянская, Налибокская, Лососненская и др.), изолированных локальных понижений (Чашникское, Наревское и др.) и поднятий (Новогрудское, Волковысское, Ивенецкое, Воложинское, Радошковичско-Логойское и др.). Отмеченные характерные черты поверхности
ледникового ложа были обусловлены рядом факторов. Немаловажная
роль при этом принадлежит неотектоническим деформациям. Преимущественно тектоникой обусловлены региональные и нередко локальные
различия. На формирование последних оказали воздействие ледниковая
и водная эрозия, карстовые процессы.
24
Развитие рельефа в антропогене
Определяющую роль в формировании рельефа дневной поверхности сыграли геоморфологические события антропогена. Для него характерна непрерывная смена теплых и холодных эпох. За этот период сюда
пятикратно проникали ледниковые покровы. В теплые промежутки
(межледниковья) устанавливались близкие к современным климатические условия (табл. 1).
Раннеантропогеновый этап развития рельефа охватывает довольно
значительный период (около 550 тыс. лет). Он характеризуется резкими
изменениями климатических условий, послужившими причиной распространения ледниковых покровов. На территории Беларуси выделены
отложения двух ледниковых эпох – наревской, березинской и двух межледниковий – брестского и беловежского.
Брестское (добрушское) предледниковье характеризовалось чередованием относительно теплых и более холодных периодов на фоне
прогрессирующего похолодания. Территория представляла пологоволнистую денудационную равнину, приподнятую над озерно-аллювиальными низинами на юго-западе. Здесь же были распространены наиболее
крупные и глубокие озера. Значительный по размерам водоем располагался в бассейне р. Припять на участке рек Иппа, Тремля и Птичь. На
выровненной в целом поверхности развивалась густая речная сеть. Глубина вреза составляла 20–25 м и редко 40–50 м. Речная сеть на значительных участках совпадала с современной, о чем свидетельствуют
фрагменты погребенных долин с аллювиальными отложениями. Неглубокие, широкие водотоки соединяли многочисленные озера. В результате их совместной деятельности формировались озерно-аллювиальные
низины.
В наревское время большую часть территории перекрыл первый
ледниковый покров, южная граница которого проводится через Брест–
Кобрин – севернее Пинска и Лунинца–Октябрьский–Брагин–Лоев–Гомель. Выделяют три ледниковых потока (неманский, вилейский и днепровский), формирование которых связывают с особенностями рельефа
доледниковой поверхности, компенсационными движениями земной
коры. Преобладающим направлением движения льда на западе было
северное, на остальной территории северо-северо-западное. Появились
цоколи будущих возвышенностей (Гродненской, Новогрудской, Витебской).
При своем движении ледник и его талые воды производили разрушительную, выпахивающую и деформирующую работу. Были углублены существовавшие долины и другие понижения. К этому времени
25
26
относится образование наиболее крупных ложбин ледникового выпахивания – Браславской, Чашникской, Александрийско-Копысско-Шкловской, Свислочской, Борисовской и др. Сток талых ледниковых вод осуществлялся на юг по серии ложбин, унаследованных впоследствии реками Ясельдой, Ланью, Горынью, Днепром, Сожем и др.
В беловежское (налибокское) межледниковье созданный наревским
ледником рельеф существенно отличался от доледникового. Денудационные равнины сохранились в южной части республики, не покрывавшейся ледником, возросла общая расчлененность поверхности. Между
краевым рельефом располагались моренные равнины, водно-ледниковые, озерно-ледниковые низины. Получили распространение озера, котловины которых в большинстве случаев имели водноледниковый генезис. В беловежское время развилась густая сеть рек. Существенным
фактором формирования долин являлся остаточный эффект гляциоизостатического погружения. Беловежские отложения представлены
озерными, озерно-аллювиальными, аллювиальными и болотными
супесями, алевритами и редко суглинками, глинами и песками с
растительными остатками. Мощность отложений достигает 10–15 м – на
севере, 15–25 м – в пределах Белорусской гряды, в бассейне Днепра и
Припяти – до 36 м.
Почти полностью территорию Беларуси перекрыл березинский
ледник. Движение льдов в это время происходило в направлении с
северо-запада и северо-северо-запада. Граница распространения проводится по линии Столин–Петриков–Ельск. Результатом выпахивающей,
эродирующей работы ледника служат ледниковые ложбины и врезы в
долинах Немана, Днепра и других рек. Аккумулирующая деятельность
ледника проявилась в оформлении ледниковых возвышенностей.
Расширились площади пологоволнистых равнин, озерно-ледниковых
низин на месте многочисленных приледниковых водоемов. Палеогеннеогеновые участки рельефа сохранились только на правобережье ПраПрипяти.
Среднеантропогеновый этап охватывает отрезок времени около
340 тыс. лет. Территория Беларуси испытывала воздействие днепровского и сожского ледников. Ледниковые эпохи разделены александрийским и шкловским межледниковьями.
В александрийское время продолжалось развитие многочисленных
озер. Высокой озерностью характеризовался юго-запад (20 %). Широкие
долины, высокие весенние разливы имели реки. За время александрийского межледниковья сформировались значительные аллювиальные
толщи, которые вскрываются в большинстве современных долин. Густота речной сети почти соответствовала современной. В условиях
27
влажного, теплого климата при относительно стабильной тектонической
обстановке шло постепенное выравнивание территории. Отложения
этого времени широко распространены и хорошо изучены. Самыми
известными являются разрезы у г. пос. Копысь, дд. Саковичи и Александрия. Отложения представлены аллювиальными, озерными песками,
мергелями и торфом. Мощность их довольно велика. В Поозерье она составляет до 20 м, в Полесье до 16 м, слои торфа достигают 3–5 м.
В днепровское время территория была полностью перекрыта
мощным ледником, который отличался сложной структурой. В нем
выделяют три потока: неманский, днепровский, верхнедвинский, а на
разных этапах формировались многочисленные лопасти и языки.
Сложная структура ледника и неравномерная дегляциация
способствовали образованию нескольких субширотных полос конечноморенных и межлопастных возвышенностей. Геоморфологические
комплексы днепровского возраста в преобразованном виде выходят на
дневную поверхность в Полесье у Мотоля–Пинска–Житковичей–
Петрикова–Мозыря–Хойников–Брагина. Несколько конечно-моренных
комплексов представлены и в северной части Полесья (рис. 6).
Важным событием этого времени явилось дальнейшее оформление
Белорусской гряды. Возникшие в предыдущие эпохи остовы основных
возвышенностей в ряде случаев оказались приподнятыми в результате
дифференцированных неотектонических движений, служили зонами
усиленной краевой аккумуляции моренного материала и сложных
гляциодислокаций. Надстройка возвышенностей происходила и на
севере. Значительно возросли площадь и высота возвышенностей,
абсолютные высоты достигали 160 м.
Одновременно воздействие ледника способствовало образованию
ложбин ледникового выпахивания и размыва. Со временем отступания
днепровского ледника связывают образование самой высокой перигляциальной террасы Днепра. В целом днепровское оледенение
способствовало
формированию
орографических
особенностей
территории, приблизив их к современным.
Дальнейшее преобразование рельефа происходит в шкловское
межледниковье. На всей территории республики глубина расчленения
была близка современной, за исключением севера. Значительные
площади занимали пологоволнистые моренные, водно-ледниковые
равнины, в северной и центральной Беларуси – озерно-ледниковые
низины.
Гидрографическая сеть мало отличалась от современной. Существовало много озер, среди которых довольно часто встречались
глубокие эворзионные и рытвинные котловины, приуроченные к
28
днищам ложбин ледникового выпахивания и размыва. Озера были
распространены на водно-ледниковых и озерно-ледниковых низинах,
реже на моренных равнинах и конечно-моренных возвышенностях.
В оформлении рельефа значительную роль сыграло сожское оледенение, перекрывшее большую часть республики. Южная граница распространения ледника проводится по линии Шерешево–Линево–Береза–
Ивацевичи–Доманово–ст. Лесная–южнее Барановичей–Головинцы–Ганцевичи–Старобин–Любань–Глуск–Бобруйск–Рогачев–Климовичи, при
этом основная зона краевых образований оказалась севернее названной
29
границы. Сток талых вод осуществлялся в южном и юго-восточном направлениях по долинам Припяти, Днепра и их притоков. С отложениями
талых вод связано формирование обширных зандровых поверхностей,
характерных для Предполесья и Полесья.
Сожское оледенение не было цельным. В структуре ледника
обособлялись неманский, минский, днепровский потоки, а также лопасти и языки. Неравномерное отступание ледника выразилось в славгородском, могилевском и ошмянском стадиалах (Б. Н. Гурский, 1974),
обозначенных конечно-моренными; межлопастными возвышенностями.
Каждая из стадий включала несколько фаз, также отраженных в рельефе
конечно-моренными комплексами меньших масштабов. С сожским
временем связывается окончательное оформление Гродненской,
Волковысской, Слонимской, Новогрудской, Копыльской, Ошмянской,
Минской возвышенностей и гряд.
Во внеледниковой зоне в это время шло накопление перигляциальных отложений и оформление перигляциальных террас. Вслед за
отступанием ледника начала возрождаться речная сеть. Понижение
уровня приледниковых озер способствовало проявлению глубинной
эрозии, происходил врез рек и оформлялись эрозионные террасы. В это
же время осуществляется прорыв через Гродненскую возвышенность,
многочисленные перехваты рек.
Позднеантропогеновый этап имел продолжительность около
100 тыс. лет и характеризовался самым суровым климатом за весь
антропогеновый период. На территорию Беларуси надвигался последний ледниковый покров. В течение этого этапа природная обстановка в
значительной степени приблизилась к современной.
Поздний антропоген начался муравинским межледниковьем.
Территория характеризовалась типичным ледниково-аккумулятивным
рельефом. Север был обширной моренной равниной, центр оставался
наиболее приподнятым. Большая часть поверхностных вод стекала на
юг в сторону Полесья. Постепенно формировалась речная сеть,
наследовавшая ложбины и депрессии, заложенные сожским ледником.
В долинах Черноморского бассейна накапливался аллювий вторых
надпойменных террас. Подобные террасы известны также в бассейне
Западной Двины и Немана. Изменение положения базиса эрозии
способствовало заболачиванию долин, формированию меандров,
расширению долин, накоплению толщ аллювия.
Муравинские отложения представлены аллювиальными, озерными
и болотными толщами. Преобладают гумусированные пески, супеси,
суглинки, глины, мергели, известковые туфы, гиттии, торф. Мощность
горизонта 2–5 м (реже до 20 м). Хорошо изучены разрезы у населенных
30
пунктов Мурава, Чериков, Лоев, Стайки, Тарасово, Лесковичи. В
поозерское время палеогеографические условия по-разному сложились
в северной части республики и к югу от нее. Север был покрыт
ледником, а для внеледниковой зоны были характерны перигляциальные условия. Это обстоятельство способствовало формированию свежего ледникового рельефа в северных районах и переработке поверхности к югу от границы распространения ледника.
Максимальная граница распространения поозерского ледника
проводится по северным склонам Гродненской возвышенности между
Скиделем и Острыной, затем на север к Вильнюсу, далее на восток к
Островцу, севернее Вилейки, Докшиц, на озера Шо, Лепель, Селяву,
Оршу и вдоль широтного отрезка Днепра выходит за пределы
республики. Широко развитые ледниковые комплексы этого времени
соответствуют двум стадиям поозерского оледенения: максимальной
оршанской и браславской. Ледник браславской стадии не продвигался
южнее Браславской и Городокской возвышенностей. В структуре
ледника выделялись балтийский, чудской, ладожский потоки, лопасти и
языки которых занимали наиболее пониженные участки.
Граница распространения ледника подчеркивается краевыми комплексами северной части Гродненской, Кубличской, Лукомской,
Оршанской, Витебской возвышенностей, а также Свенцянской гряды. К
югу от них сформировался зандровый пояс. Сток вод осуществлялся
широким потоком по ложбинам и речным долинам Черноморского бассейна, в которых накапливались толщи гляциоаллювия. На западе, в
бассейне Немана, существовали приледниковые озера, образовавшиеся
в результате подпруживания талых ледниковых вод Немана. Часть вод
уходила в бассейн р. Вислы. На севере широкое распространение получили приледниковые водоемы – Полоцкий, Дисненский, Суражский,
Лучесинский, в которых накапливались ленточные глины. По мере отступания ледника уровень их понижался, на склонах котловин формировались серии террас, восстанавливался сток рек Балтийского бассейна, оформлялись сквозные участки долин, террасовые уровни Западной Двины и Немана.
Во внеледниковой области ведущее место принадлежало эрозионным, делювиально-пролювиальным, солифлюкционным процессам на
Оршанской, Минской, Новогрудской, Мозырской, Копыльской возвышенностях, Оршанско-Могилевской равнине.
В период между оршанской и браславской стадиями во внеледниковой зоне проявились положительные гляциоизостатические движения, что обусловило усиление эрозионных процессов в речных долинах,
образование надпойменных террас рек Черноморского бассейна, спуск
31
приледниковых водоемов, оформление сквозных долин на водоразделах. С этим временем связывают прорыв рекой Припятью Мозырской
гряды, в результате чего было спущено Полесское озеро. Отмечено развитие оврагов и балок, эоловых форм.
В связи с деградацией поозерского ледника речная сеть Черноморского и Балтийского бассейнов развивалась по-разному. Реки Балтийского водосборного бассейна в устьевых частях были подпружены ледником. Реки Черноморского бассейна некоторое время служили водоприемником ледниковых вод. Возрождение речной сети Балтийского
бассейна происходило трансгрессивным путем в направлении наступающего ледника. По мере понижения уровня приледниковых водоемов
удлинялись русла рек в сторону устья. В реках Черноморского бассейна
восстановление происходило в результате регрессивного перемещения
верховьев за отступающим ледником. Как следствие, для рек западного
региона характерны участки долин прорыва и признаки перехвата, лестницы локальных террас, связанных с уровнями приледниковых водоемов. На востоке в связи со свободным оттоком талых вод формировались поверхности зандровых равнин и долинных зандров в ложбинах и
речных долинах Днепра, Березины и их притоков.
В течение позднеледниковья на территории Беларуси происходили
смены климатических условий, которые отражались в закономерных
проявлениях геоморфологических процессов, морфогенеза (табл. 2).
В раннем голоцене (пребореал и бореал) происходит постепенное
потепление климата, что привело к завершению термокарстовых процессов, «расконсервации» озер (О. Ф. Якушко, Н. А. Махнач, 1973). Для
озерных водоемов характерны низкие уровни на склонах озер; в долинах Западно-Двинского и Вилейского бассейнов оформились уступы
террас. В центральной Беларуси на месте исчезающих озер накапливаются торфяные отложения. Происходит процесс формирования лессовидных пород, усиливается овражная эрозия. В Полесье повысился уровень грунтовых вод, что привело к заболачиванию.
В среднем голоцене (атлантический и суббореальный периоды)
происходит повышение уровня воды в озерах, интенсивное заболачивание суходолов и образование заторфованных понижений, которые стали
одним из распространенных типов рельефа. Во второй половине среднего голоцена происходит понижение уровня грунтовых вод, снижаются
уровни озер. Оформляется низкая озерная терраса, а в долинах крупных
рек – высокая пойма.
32
33
34
Современный этап голоцена (субантлантический) характеризуется
увлажнением климата, которое сказалось в повышении уровня озер,
частичном затоплением низких озерных пойм и прилегающих торфяников, оформлении подводной аккумулятивной террасы. Интенсивные
техногенные преобразования привели к понижению уровней озер и речных долин, осушению болот и заболоченных массивов, усилению эрозионных и дефляционных процессов и др. В результате сложного взаимодействия всех процессов поверхность приобрела современные черты
(рис. 7).
35
УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ К РИС. 7.
Грядово-холмистые краевые ледниковые образования поозерского оледенения
Грядово-холмистые и холмисто-увалистые краевые ледниковые образования
сожского оледенения
Холмисто-увалистые и увалистые краевые ледниковые образования
днепровского оледенения
Холмистые и волнистые моренные равнины поозерского оледенения
Увалистые и пологоволнистые моренные равнины сожского оледенения
Пологоволнистые моренные равнины днепровского оледенения
Мелкохолмистые и пологоволнистые флювиогяциальные равнины и низины
поозерского оледенения
Волнистые и пологоволнистые флювиогляциальные равнины и низины
сожского оледенения
Пологоволнистые флювиогляциальные равнины и низины днепровского
оледенения
Плоские и пологоволнистые ледниково-озерные равнины и низины
поозерского оледенения
Холмисто-западиные камовые массивы поозерского оледенения
Холмисто-западиные камовые массивы сожского оледенения
Плоские озерно-аллювиальные низины поозерского возраста
Аллювиальные низины и долины рек поозерскоголоценового возраста
Заболоченные поверхности
Поверхности, перекрытые лессовидными отложениями
ФОРМЫ РЕЛЬЕФА
Краевые ледниковые гряды
Овраги, балки
Камы
Абразионные уступы
Озы
Древние долины
Флювиогляциальные дельты
Котловины озер и
Эоловые холмы и гряды
водохранилищ
Поозерского
ГРАНИЦЫ ОЛЕДЕНЕНИЙ
сожского
36
Классификация рельефа и геоморфологическое
районирование
Многообразие факторов и условий, процессов, участвующих в
формировании внешнего облика земной поверхности, дают основание
систематизировать рельеф по разным признакам. В каждом случае за
основу берется один или группа показателей. В настоящее время предпочтение отдается генетическому принципу.
В разное время в Беларуси были разработаны классификации рельефа В. А. Дементьевым (1959), Л. Н. Вознячуком (1971), В. Ф. Моисеенко, А. В. Матвеевым (1982), А. В. Матвеевым, Б. Н. Гурским, Р. И. Левицкой (1988).
В предлагаемой классификации (табл. 3) в зависимости от основного источника энергии рельефообразующих процессов выделяются
классы (эндогенный, зкзогенный, техногенный). В соответствии с основным рельефообразующим фактором выделяются типы рельефа (тектонический, ледниковый, водно-ледниковый и др.). Направленность и
интенсивность древних и современных процессов учитывалась при выделении подтипов (эрозионный, аккумулятивный и др.). В каждом подтипе выделяются формы, для которых характерен общий способ формирования и схожее геологическое строение.
Для территории Беларуси в разные годы был выполнен ряд региональных схем геоморфологического районирования: Д. Н. Соболевым (1931), В. А. Дементьевым (1948, 1960), М. М. Цапенко (1957),
Е. П. Мандер (1973), Л. Н. Вознячуком (1975). Наряду с этим О. Ф. Якушко (1960) разработала схему районов для Белорусского Поозерья;
украинский геоморфолог А. М. Маринич (1963), М. Ф. Козлов (1971),
Т. А. Романова (1978), А. В. Матвеев и др. (1982) на основании материалов исследований представили схемы геоморфологических районов
Белорусского Полесья.
Многие годы основой при выполнении научно-исследовательских и
прикладных работ служила схема, разработанная В. А. Дементьевым в
1948 г. В ее основу положен возрастной и генетический принцип, а единицами районирования служили геоморфологические области (4 области), районы и подрайоны (27 районов и подрайонов). В 1975 г.
Л. Н. Вознячуком была предложена новая схема, в содержании которой
уточнялись и детализировались границы областей и районов и были выделены новые. В последующем и эта схема была пересмотрена
(А. В. Матвеев, Б. Н. Гурский, Р. И. Левицкая, 1988). С учетом измене
37
38
ний и дополнений схема геоморфологического районирования включает
4 геоморфологические области и 68 районов (рис. 8). При выделении
областей учитывались генетические и возрастные особенности территории, обусловленные, как правило, деятельностью днепровского,
сожского и поозерского леднииков. Наименьшая таксономическая единица, геоморфологический район, выделялся по гипсометрическому и
морфологическому признакам. При этом большое внимание обращалось
на структурно-тектонические особенности и характер проявления рельефообразующих процессов.
Основными природно-территориальными единицами районов
являются возвышенности и гряды, с характерными абсолютными отметками более 200 м, равнины, расположенные на гипсометрическом
уровне 150–200 м и низины ниже 150 м.
I. Область Белорусского Поозерья:
1. Освейская краевая ледниковая гряда. 2. Городокская краевая ледни39
ковая возвышенность. 3. Суражская озерно-ледниковая низина.
4. Лучесинская озерно-ледниковая низина. 5. Озерская водно-ледниковая низина. 6. Браславская краевая ледниковая возвышенность.
7. Заборская водно-ледниковая равнина с краевыми моренными образованиями. 8. Полоцкая озерно-ледниковая низина. 9. Шумилинская
моренная равнина. 10. Ушачская ледниковая возвышенность.
11. Нарочанская водно-ледниковая равнина с краевыми образованиями.
12. Свенцянские краевые ледниковые гряды. 13. Витебская краевая ледниковая возвышенность. 14. Сенненская моренная равнина с краевыми
ледниковыми образованиями. 15. Чашникская моренная и водно-ледниковая равнина. 16. Верхнеберезинская водно-ледниковая низина.
17. Лукомская ледниковая возвышенность. 18. Свирские краевые ледниковые гряды.
II. Область возвышенностей и равнин Центральной Беларуси:
IIа. Западно-Белорусская подобласть: 19. Гродненская краевая ледниковая возвышенность. 20. Неманская низменность. 21. Лидская моренная
равнина. 22. Вороновская водно-ледниковая равнина. 23. Минская краевая ледниковая возвышенность. 24. Ошмянские краевые ледниковые
гряды. 25. Новогрудская краевая ледниковая возвышенность.
26. Волковысская краевая ледниковая возвышенность. 27. Слонимская
краевая ледниковая возвышенность. 28. Копыльские краевые ледниковые гряды. 29. Столбцовская моренная равнина. 30. Кривичская моренная равнина с краевыми ледниковыми образованиями.
IIб. Восточно-Белорусская подобласть: 31. Горецко-Мстиславская
повышенная моренная равнина. 32. Оршанская краевая ледниковая возвышенность.
III. Область равнин и низин Предполесья: 33. Высоковская водноледниковая моренная равнина. 34. Пружанская моренно-водно-ледниковая
равнина.
35. Коссовская
водно-ледниковая
равнина.
36. Барановичская водно-ледниковая равнина. 37. Пуховичская водноледниковая равнина. 38. Центральноберезинская водно-ледниковая
равнина. 39. Могилевская водно-ледниковая равнина. 40. Солигорская
моренно-водно-ледниковая равнина с краевыми образованиями.
41. Бобруйская водно-ледниковая равнина с краевыми образованиями.
42. Славгородская водно-ледниково-моренная равнина с краевыми образованиями. 43. Костюковичская моренно-водно-ледниковая равнина с
краевыми образованиями. 44. Светлогорская моренно-водно-ледниковая
низина. 45. Стрешинская водно-ледниковая низина. 46. Чечерская моренно-водно-ледниковая равнина. 47. Светиловичская водно-ледниковая
равнина с краевыми образованиями. 48. Тереховская водно-ледниковая
равнина.
40
IV. Область Белорусского Полесья: 49. Брестская водно-ледниковая
низина. 50. Наревско-Ясельдинская озерно-аллювиальная низина.
51. Логишинская водно-ледниковая равнина с краевыми образованиями.
52. Люсиновская водно-ледниковая равнина. 53. Случско-Оресская
озерно-аллювиальная низина. 54. Житковичская водно-ледниковая
низина. 55. Ветчинская водно-ледниковая равнина с краевыми ледниковыми образованиями. 56. Озаричская моренно-водно-ледниковая равнина. 57. Василевичская водно-ледниковая озерно-аллювиальная низина. 58. Приднепровская аллювиальная равнина. 59. Верхнеприпятская
озерно-аллювиальная низина. 60. Краевые ледниковые образования и
водно-ледниковые равнины Загородья. 61. Столинская водно-ледниковая равнина. 62. Лельчицкая водно-ледниковая равнина. 63. УбортьСловечненская озерно-аллювиальная низина. 64. Мозырская краевая
ледниковая возвышенность с прилегающей водно-ледниковой равниной. 65. Хойникско-Брагинская водно-ледниковая равнина с краевыми
образованиями. 66. Водно-ледниковая равнина Украинского Полесья.
41
Глава 2
Область Белорусского Поозерья
Общие черты
Белорусское Поозерье расположено на севере республики и граничит с запада на восток с Литвой, Латвией, Псковской и Смоленской областями России. Максимальная протяженность по широте – 350 км, по
долготе – 160 км. Территория относится к Балтийским Поозерьям Западной и Северной Европы. Основу фундамента составляет сложное
сочленение Латвийской седловины на севере, склонов Белорусской
антеклизы на юге, Оршанской впадины на востоке. Крайний запад в
пределах Балтийской гряды занимают Балтийская синеклиза и Вилейский погребенный выступ (Тектоника запада Восточно-Европейской
платформы, 1990). Наиболее общей и важной чертой геоморфологии региона является молодость рельефа, оформление которого в настоящем
виде связано с последней ледниковой эпохой, позднеледниковьем и
голоценом. Основные котловины и возвышенности получили первичные контуры уже в эпоху сожского оледенения. В эти геологические
этапы большое значение приобретали восходящие и нисходящие
неотектонические и гляциоизостатические движения, оказавшие существенное влияние на осадконакопление в водоемах, преобразование
возвышенностей, трансгрессивные и регрессивные фазы морфо- и седиментогенеза.
Белорусское Поозерье на Восточно-Европейской равнине является
классическим регионом, для которого характерно распространение
фронтальных краевых моренных возвышенностей и угловых массивов с
явным преобладанием тяжелых моренных суглинков и валунного материала, не покрытых более поздними отложениями, с широким распространением форм рельефа ледниковой аккумуляции и экзарации. Классическим для Восточно-Европейской равнины следует считать также
распространение пресноводных приледниковых бассейнов, занимавших
до 50 % территории, оставивших после себя плосковогнутые заболоченные низины. Различия происхождения наложило свой отпечаток на
морфометрический рисунок региона. Абсолютные высоты варьируют в
пределах от 120 м в центре до 220 м на Свенцянской и 290 м на Витебской возвышенностях.
В рельефе Белорусского Поозерья ясно выражены вытянутые в
субширотном направлении полосы краевых ледниковых комплексов.
Они образованы балтийским, чудским и ладожским ледниковыми пото42
ками, многочисленными языками и фиксируют положение края ледника
в периоды его длительного стационарного положения: стадии, фации,
осцилляции и даже годичные остановки. Южное положение края
последнего ледника – оршанская стадия. Граница проходит по ЮжноНарочанской гряде и далее на восток через Лукомскую и северную часть
Оршанской возвышенности. Эта граница соответствует бранденбургской стадии в Западной Европе и бологовской на Валдае. Она
объединяет Южно-Нарочанскую гряду, Лепельскую, Лукомскую, северную часть Оршанской возвышенности. Севернее выделяется витебская
(свенцянская) фаза, которая сопоставляется с франкфуртской в Западной Европе и едровской на Валдае. Самая северная, а следовательно, и
наиболее молодая браславская стадия (рис. 9), включающая Браславскую возвышенность, Освейскую гряду, Нещердовскую и Городокскую
возвышенности.
В Западной Европе эта стадия носит название поморской (померанской) и вепсовской на Валдае. Не менее принципиальной чертой геоморфологии Белорусского Поозерья следует считать мелкоконтурность
рельефа, которая в свою очередь создает мелкоконтурность почвеннорастительного покрова и в целом ландшафта. Показателем мелкоконтурности может служить густота расчленения на возвышенностях, которая достигает 0,5–0,8 км/км2. Эта особенность определяется не столько
43
эрозионным расчленением, сколько частотой вершин холмов. В отдельных районах холмистость достигает 15–18 вершин на 1 км2. Длительные
или относительно короткие остановки края ледника характеризуются
определенным составом отложений и закономерным размещением ледниковых и водно-ледниковых форм, создающих геоморфологические
комплексы. Каждый комплекс включает краевые (напорные и насыпные) гряды и возвышенности, ограниченные с дистальной стороны зандровыми (перигляциальными) низинами, а с проксимальной – сложным
сочетанием форм рельефа, свойственным ледниковым языкам. Так,
фронтальный комплекс свенцянской фазы (Свенцянская, Ушачская,
Витебская возвышенности) отличается разнообразным холмистоморенно-озерным, рельефом основной морены. На юге он резко ограничен Нарочано-Вилейской, Верхнеберезинской, Лучесинской низинами с
остаточными озерами, водно-ледниковыми формами. Геоморфологические комплексы браславской стадии включают фронтальные образования Браславской, Освейской, Нещердовской, Городокской возвышенностей. К югу они сменяются Полоцкой, Дисненской, Суражской озерноледниковыми низинами, а севернее – холмисто-моренно-озерным и камовым рельефом языковой части комплекса. В пределах браславской
стадии выделяются три крупных геоморфологических комплекса: браславский, освейско-нещердовский, городокский. Первый из них связан с
балтийским потоком. На севере и северо-востоке он ограничен широтным (маргинальным) участком Западной Двины, южная граница совпадает с Полоцким разломом кристаллического фундамента по линии:
озера Дрисвяты, Дривяты, Обстерно, Сумовка, Говцы, Миоры, Черес и
далее на северо-восток до меридионального отрезка Западной Двины. В
браславском геоморфологическом комплексе четко выделяется граница
осцилляции, которая проходит по линии: оз. Недрово, маргинальная
долина реки Друйки. Общий характер рельефа и гидросети свидетельствуют о затрудненности стока талых вод на юг. Меридиональные элементы поверхности здесь представлены не столько речными долинами,
сколько ложбинными котловинами озер: Даубле, Опса, Рака, Богинское.
Образование сквозной долины Западной Двины на участке Верхнедвинск–Краслава способствовало спуску приледникового Полоцко-Дисненского водоема в сторону Балтийского моря. Перигляциальная часть
комплекса представлена Дисненской низиной.
Освейско-Нещердовский геоморфологический комплекс является
восточным ответвлением Латгальской возвышенности. На юге он ограничен долиной р. Дрысы, образующей маргинальную линию по краю
дрисенского ледникового языка. Крайняя восточная граница совпадает с
системой ложбинных озер группы Синьша, а на западе – с долиной
44
р. Сарьянки. Северная граница комплекса ограничена озером Освейским, Освейской грядой, системой озера Лисно и далее на северовостоке – Нещердовской фронтальной мореной и озером Нещердо.
В пределах комплекса выделяется линия осцилляторной остановки края
ледника. Она проходит от Освейской гряды на Россоны и далее к
южной оконечности оз. Нещердо. Существенным показателем комплекса являются речные долины. Основную маргинальную долину
образует р. Дрыса. Меридиональные субсеквентные долины представлены реками Сарьянкой, Ужицей, Свольной, Нищей, которые являлись
основными путями стока вод браславской стадии.
Городокский геоморфологический комплекс расположен в крайнем
северо-восточном углу браславской стадии и является ледораздельной
зоной чудского и ладожского ледниковых потоков. Кодплекс протягивается в субмеридиональном направлении от подпрудной котловины
оз. Езерище на севере до широтного участка долины Западной Двины на
юге. Осцилляторная остановка края ледника фиксируется маргинальной
долиной р. Овсянки. Небольшая осцилляция на севере оконтуривается
долиной р. Ловать, которая была перехвачена при своем движении на
юг в сторону Овсянки и повернута на север в сторону Балтики, образовав характерный коленообразный изгиб.
Примеры геоморфологических комплексов, созданных ледниковыми языками, нередко можно обнаружить в пределах свенцянской
фазы. К их числу, в частности, относится мядельский и сенненский
комплексы (рис. 10).
Мядельский комплекс расположен к северу от оз. Нарочь и образован ледниковым языком, вытянутым с севера на юг. Южная часть ком45
плекса ограничена субширотными грядами Свенцянской возвышенности и подпрудной котловиной оз. Мядель. В северной части комплекса
все гидрографические и геоморфологические элементы имеют меридиональное направление, которое подчеркивается рисунком изогипс, а
также системой ложбинных, эворзионных, термокарстовых озерных
котловин, соединенных р. Мяделькой.
Аналогичное строение имеет Сенненский геоморфологический
комплекс. Южная часть ледникового языка ограничена здесь субширотными грядами Оршанской возвышенности. Для основной части комплекса изогипсы преобретают субмеридиональное расположение, также
вытянуты с северо-запада на юго-восток котловины озер и соединяющие их протоки.
В каждом большом и малом геоморфологическом комплексе деятельность ледника выражена в образовании напорных гряд, многочисленных гляциодислокаций, отторженцев, гляцигенных ложбин и других
признаков ледниковой экзарации. Относительные высоты достигают
50–60 м, а углы наклона – 15–20. Насыпные (аккумулятивные) гряды
обычно имеют более сглаженный характер, меньшие высоты при отсутствии форм ледниковой экзарации. Значительную роль в формировании
геоморфологических комплексов играли неподвижные (мертвые) ледники. Крупные ледяные массивы, перегруженные моренным материалом, отличались густой трещиноватостью и интенсивной деятельностью
надледниковых, внутриледниковых водных потоков. С их участием в
трещинах накапливался слоистый песчано-глинистый материал. В процессе таяния ледника этот материал проектировался на ложе ледника и
преобразовывался в озовые гряды, камовые холмы, создавая своеобразный сложный рисунок на поверхности моренных возвышенностей и
равнин, занимая нередко наиболее значительные высоты в их пределах.
Намного реже в Поозерье встречаются друмлины, которые характеризуют местные подвижки ледника, отличаются асимметричными склонами и сложены тяжелыми моренными суглинками.
Отличительной чертой геоморфологических комплексов Белорусского Поозерья являются отрицательные формы рельефа – замкнутые и
полузамкнутые западины, озерные котловины, речные долины. Первые
образовались на месте небольших водоемов, заполненных ледниковыми
водами, а затем в период дегляциации спущенных ручьями и протоками
и превращенных в болота. Котловины «живых» озер в Белорусском
Поозерье многочисленны и разнообразны. В сочетании с положительными формами озерные котловины создают своеобразный холмистоморенно-озерный ландшафт. Только в бассейне Западной Двины количество озер достигает 3000, а в отдельных районах их общая площадь
46
составляет 5–9 % площади водосбора. Расположены озерные котловины
преимущественно в пределах моренных возвышенностей и равнин. Урез
воды водоемов Свенцянской возвышенности – 165 м, а Браславской –
130 м. Образование озерных котловин связано с деятельностью ледника
и его талых вод. В зависимости от их генезиса выделяются котловины
подпрудные, ложбинные, эворзионные, сложные, термокарстовые. В
пределах заболоченных низин распространены плоские остаточные котловины. Озера чаще всего образуют группы, соединенные мелководными протоками. Стабильность их уровня является результатом переуглубленности котловин в сравнении с потоками и небольшими реками.
Внешний вид и морфология большинства озерных котловин отличаются многочисленными признаками молодости, которая выражается в
сохранении ледниковой деятельности, значительной глубине вреза в
моренные отложения, четком выражении бровки, склонов, подводного
рельефа, отсутствии эрозионного расчленения и др. Кроме того, существует явное несоответствие морфологии котловин и возраста заполняющих их озер. Если первые созданы ледником и его водами и имеют значительный абсолютный возраст, то период существования самих озер не
превышает 10–12 тыс. лет. Каждый генетический тип котловин занимает определенное положение в ледниковом комплексе.
I тип, – ложбинные котловины (гляцигенные рытвины, ринны),
приурочены к проксимальной части ледниковых языков. При небольших площадях они отличаются значительными глубинами, достигающими 20–40 м. В литературе ринны рассматриваются как результат ледникового выпахивания или эрозионной деятельности подледниковых
потоков в условиях значительного гидростатического давления. Внешним признаком котловин этого типа служит вытянутость (рис. 11) в направлении движения ледника. В продольном профиле наблюдается
сочетание глубоких впадин, занятых озерами, и сухих перешейков
между ними – ригелей, что характерно для ледниковых ложбин. В самих
озерах выступы ложа (усухи) по сравнению с впадинами – плесами –
возвышаются на 10–15 м, а иногда образуют острова. Форма поперечных профилей корытообразная, типична для троговых долин с плоским
дном и крутыми склонами: озера Долгое, Лесковичи, Соро, Гиньково,
Тиосто. Котловины глубоко врезаны в моренные суглинки и напоминают каньон. Накопление отложений началось в начале голоцена. В
других случаях морфология ложбинных котловин свидетельствует о
водно-ледниковом происхождении (Свирская, Сорочанская ложбины,
окруженные песчаными отложениями и водно-ледниковыми формами –
озами и камами).
47
48
II тип, – подпрудные котловины (рис. 12), занимают гляциодепрессии между моренными возвышенностями или грядами, чаще всего в
краевой зоне геоморфологических комплексов. Наиболее типичны
крупные котловины озер Нарочь, Мястро, Мядель, Дривяты. Чаще всего
котловины асимметричны, озера среднеглубокие и неглубокие. Рельеф
ложа холмистый или пологоволнистый. Осадконакопление началось в
позднеледниковье – аллеред (12 т. лет).
III тип, – эворзионные котловины, наиболее характерны для внутренней стороны фронтальных морен и языковой зоны. При небольших
площадях озера этого типа (Рудаково, Светлое, Свиты, Воронец, Веркуды) отличаются значительными (более 20 м) глубинами, крутыми
склонами и котлообразной формой. Происхождение их связано с раскалыванием ледника и вертикальным падением в трещины талых вод, способных выбивать в ложе ледника котлообразные впадины. Этот процесс
получил название эворзии. Многие авторы считают, что глубокие впадины в котловинах другого типа имеют эворзионное происхождение.
IV тип, – сложные котловины (рис. 13), характерны для фронтальной части геоморфологических комплексов. Они формируются при
участии процессов эрозии, эворзии, термокарста. При движении ледника по неровному ложу в многочисленных трещинах скапливается
слоистый песчано-глинистый материал и проектируется на поверхность
ложа ледника, образуя сеть озов и камов. На месте участков цельного
льда формируются глубокие плесы. Возникают озера со сложным рисунком береговой линии. Например, в оз. Отолово при площади 8,2 км2
длина береговой линии равна 21 км.
V тип, – термокарстовые котловины, своим происхождением обязаны просадке грунта при вытаивании находящегося в его толще погребенного (мертвого) льда или мерзлых горных пород. Такие котловины,
как правило, имеют округлые или лопастные очертания, небольшие глубины, пологие склоны. Наибольшее распространение они получили в
языковой части ледникового комплекса, а также в перигляциальной зоне
в условиях вечной мерзлоты. В таких условиях мертвые ледники могут
сохраняться под слоем морены или флювиогляциальных отложений
длительное время даже в условиях значительного потепления климата.
VI тип, – остаточные котловины, нередко встречаются на месте
спущенных приледниковых озер. Пологие, заболоченные склоны,
округлые очертания, незначительные глубины, значительная мощность
отложений – основные черты этого типа.
Уже отмечалось, что котловины ложбинных, сложных, эворзионных озер отличаются морфологической свежестью, несмотря на солидный возраст. Исследования этого несоответствия позволили выделить в
49
50
развитии котловин этап ледниковой консервации льдом или мерзлыми
грунтами, заполнявшими котловины и способствующими ее сохранению в позднеледниковье, которое продолжалось в пределах 15–10 тыс.
лет назад. В раннем голоцене (10–8 тыс. лет назад) – в пребореале и бореале – началось интенсивное освобождение (расконсервация) ледниковых котловин от заполнявших их ледяных толщ. Появились первые еще
не глубокие озера на поверхности консервирующих масс. В условиях
потепления климата в бореальном и атлантическом периодах голоцена
(8–6 тыс. лет назад) расконсервация закончилась. В период высокого
уровня Полоцкого водоема слоями воды покрывались склоны прилегающих возвышенностей, оставивших песчано-глинистые осадки. Они
образовали широкие озерные террасы до высот 170–165 м (И. Э. Павловская, 1994). В ледниковых котловинах сформировались современные
озера, на дне которых начали накапливаться песчаные, глинистые,
карбонатные и илистые отложения. В современный период голоцена –
субатлантический – во многих случаях они представлены органоминеральными сапропелями. Процесс расконсервации котловин носил характер гляциокарста (термокарста).
В любой озерной котловине выделяются подводная (чаша) и надводная части. Последняя представлена склонами и берегами. По высоте
и форме склоны подразделяются на высокие, низкие, выпуклые, прямые, вогнутые. Это показатели происхождения котловины, геологии,
рельефа водосбора, направленности современных процессов и форм:
оползней, эрозионных рытвин, впадающих и вытекающих рек, распаханности ближайших участков водосбора и проч.
В глубоких котловинах, расположенных на моренных возвышенностях, склоны нередко совпадают с берегами, обрываются к урезу воды и
подвергаются абразии. Однако чаще всего вдоль береговой линии образуется низкая береговая отмель – озерная пойма, отделяющая склоны от
чаши. В некоторых случаях склоны котловин осложнены террасами, которые являются свидетелями колебания уровня озер. Обычно над поймой возвышается незатопляемая низкая (первая надпойменная) аккумулятивная терраса. Она сложена слоистыми озерными отложениями: заиленными песками, с прослойками глин, охристых ожелезненных песков,
иногда с включением извести или лимонитовых конкреций. Низкая терраса образовалась при понижении уровня воды и выходе на поверхность
мелководной прибрежной зоны – литорали. Ее ширина колеблется до
нескольких сотен метров, а высота не превышает 1,0–1,5 м. При искусственном понижении уровня воды высота увеличивается до 3–5 м (озера
Соро, Веркуды, Пазушное). Вторая (высокая) надпойменная цокольная
терраса обнаружена на высоте 5–8 м над уровнем озера. Обычно она
51
врезана в рыхлые отложения древних озер, водно-ледниковые и даже
донно-моренные осадки. Формировалась в период расконсервации котловин в раннем голоцене и понижения в связи с этим уровня. В отдельных случаях высокая терраса выражена несколькими линиями
(оз. Снуды), связанными с неоднократным понижением базиса эрозии
или уровня соседних с ним приледниковых озерных водоемов. Следующий за бореальным атлантический теплый и влажный период характеризовался трансгрессией озер, накоплением рыхлых литоральных
осадков, создавших подводную площадку будущей низкой аккумулятивной террасы. Последняя окончательно сформировалась в результате
понижения уровня в сухом теплом климате суббореального периода.
Современные озера в естественном состоянии обнаруживают признаки
трансгрессии, отвечающей влажному прохладному современному климату субатлантического периода голоцена. Этот процесс выражается в
затоплении устьев рек, береговых валов, заболачивании поймы, проявлении абразии у крутых берегов.
Неотъемлемая часть озерной котловины – берега (береговые отмели), т. е. прилегающая к озеру часть поймы. Они развиваются под непосредственным влиянием волн в условиях переменного затопления.
Кроме того, влияние оказывают деятельность рек, направление и сила
ветра, развитие прибрежной растительности, деятельность человека.
Различаются три основных типа береговых отмелей: абразионные,
аккумулятивные, нейтральные. Первые отличаются значительными высотами (0,3–0,5 м), извилистыми очертаниями, наличием каменистых
мысов и глубоких бухт. Прибрежная полоса у них сложена песчаногалечниковым и валунным материалом. Аккумулятивные берега также
характеризуются проявлением динамических процессов, которые проявляются в развитии песчаных пляжей, береговых валов, песчано-галечниковых кос. Большинство береговых отмелей относится к числу нейтральных, которые характеризуются пологими и низкими берегами и
равновесием между процессами эрозии и аккумуляции. Значительную
роль играет полоса прибрежных макрофитов, которая служит защитой
от разрушения и контролирует равномерное размещение аккумулятивных осадков. Берега, сложенные органическими породами, обычно
очень низкие, нередко сплавинные или торфянистые.
Своими особенностями обладает рельеф подводной части озерной
котловины. Мелководная часть – литораль – распространяется в среднем до глубины 2–3 м и занимает 5–20 % площади. Поверхность ее
слегка наклонена в сторону глубокой части озера, а в строении преобладают пески с примесью глины и карбонатного вещества. При условии
абразионных берегов литораль слагается галькой с валунами. Склон
52
литорали – сублитораль – обычно сложен мелким песком, глиной, а в
некоторых озерах – карбонатами. Глубина распространения до 10–15 м
в глубоких озерах, где подводный угол наклона достигает 25°. В неглубоких озерах сублитораль выражена хуже и угол наклона не превышает
3–5°. Основную часть озерной чаши составляет ложе – профундаль,
рельеф которой зависит от типа котловины.
Важнейшей чертой геоморфологического облика Белорусского
Поозерья являются речные долины, которые характеризуются молодостью и чертами, свойственными невыработанным долинам. Они выражаются в каньонообразной форме поперечного профиля, наличии порогов и перекатов, высокой степени озерности, распространении сквозных
участков, слабом развитии поймы и террас, четковидности русел и т. д.
Реки относятся к бассейнам Черного и Балтийского морей. Общей чертой гидрографической сети следует считать процессы вершинного и
бокового перехвата, под влиянием которого происходило смещение
водораздела и образование сквозных долин, изменение направления
водотоков с юга на север в связи с положением края ледника, его отступанием и освобождением территории от деятельности ледниковых вод.
Коротко этот процесс выражается в том, что в период дегляциации ледника все водотоки и пра-реки двигались с севера на юг. По мере освобождения от ледника основного уклона территории к Балтийскому
морю значительная часть их заворачивала на северо-запад с помощью
маргинальных участков и сквозных долин. Примером могут служить
долина Немана, огибающая край ледника в среднем течении и прорвавшего затем путь к Балтике, долины Щары (притока Немана), Вилии,
Лучесы, Ловати и многих других. Современное строение гидрографической сети сформировалось в позднеледниковье и голоцене, т. е. за
последние 12–10 тыс. лет. В связи с этим есть основание более подробно рассмотреть условия формирования водораздела и стока на примере сквозных долин (В. А. Дементьев, 1959).
Наиболее значительной консеквентной рекой Поозерья является
Западная Двина. Ее долина пережила сложную историю в позднеледниковье и голоцене. В период формирования Полоцкого приледникового
водоема существовала лишь верхняя часть долины, а пра-Западная
Двина впадала в Полоцкое озеро. По мере понижения уровня озера и
последующего его спуска в Балтийское море в долине Западной Двины
формировался каскад водоемов, соединенных сквозными участками долины. Озерное происхождение имеет сквозной участок в районе
Витебск – Руба, где долина пересекает возвышенность и приобретает
каньонообразный характер, который имеет также р. Витьба – правый
приток. Подпруженные воды Полоцкого и Лучесинского приледнико53
вых водоемов образовали сток на юг к Днепру по реке Лучесе. Позже со
спуском приледниковых озер реки Лучеса, Оболянка, Черница использовали направление стока на север и образовали в процессе перехвата
левые притоки Западной Двины. Сухая долинообразная ложбина в сторону Днепра сохранилась в рельефе. Второй участок сквозной долины
Западной Двины образовался в ее среднем течении на участке Краслава–Даугавпилс и связан с энергичным спуском Полоцкого приледникового водоема через Балтийскую моренную фронтальную гряду. Морфологические особенности долины на этом участке также имеют характер каньона с порожистыми чертами. Глубокий врез долины Западной
Двины связан также с понижением ее базиса эрозии – Балтийского моря
в конце позднеледниковья и начале голоцена. Многочисленные субсеквентные притоки Западной Двины (с нижнего течения) правые: Сарьянка, Дрыса (с притоками Свольна, Нища), Полота, Оболь, Витьба дренируют в верхнем течении озера, а в нижнем течении образуют маргинальные участки, связанные, по-видимому, с обходом мертвых ледников
в период их дегляциации. Долины глубоко врезаны, каньонообразны, а
Сарьянка образует пороги при пересечении девонских доломитов.
Левые притоки – Друя, Дисна, Ушача, Дива, Улла, Лучеса –дренируют
многочисленные озера, пересекают возвышенности, но лишены маргинальных участков. Главная река системы – Западная Двина – начинается
из оз. Корякино на Валдайской возвышенности. Длина реки 1020 км, из
них по территории Беларуси – 328. Озерность – 3 % площади всего
водосбора. В пределах Беларуси водосбор составляет 33,2 тыс. км2. Густота эрозионной сети – 0,45 км/км2. Трапециевидная, каньонообразная
долина имеет среднюю ширину 2–3 км, глубина вреза – 20–50 м. На
склонах выделяются два уровня поймы на высотах 1–1,5 и 3–4 м. Ширина на северо-востоке около 60 м, в районе г. пос. Руба сокращается до
10–20 м, а в русле образуются пороги в девонских доломитах. В пределах Полоцкой низины пойма достигает 300 м, однако при слиянии с
рекой Дисной скопление крупных валунов в русле образует узкий
порожистый участок. Первая надпойменная терраса эрозионно-аккумулятивная, с маломощным слоем аллювия. Ее высота над урезом воды
7–9 м ширина 2–2,5 км. Вторая надпойменная цокольная терраса
наблюдается на отдельных участках долины на высоте 15–19 м. Ее
ширина до 14 км, на поверхности встречаются термокарстовые
западины, а также эоловые дюнно-бугристые формы. Выше Витебска на
высоте 26–33 м над урезом воды отмечаются террасовидные площадки
и эрозионные локальные террасы, образование которых связано с
колебаниями уровня Полоцкого приледникового водоема.
54
Второй наиболее значительной рекой Белорусского Поозерья является р. Вилия – правый приток Немана. Ее основные притоки: Ошмянка,
Илия, Нарочь, Сервечь, Страча, Уша. Долина Вилии построена сложно и
включает несколько участков. Выше города Вилейки ширина долины
около 3 км, глубина вреза 15–20 м, склоны образуют низкие и повышенные участки. Пойма обычно невысокая – 1–2 м, шириной до 0,5 км.
Хорошо выражена первая надпойменная терраса позднеледникового
возраста. Ее высота – 5–7 м, ширина около 0,5 км. Сложена водно-ледниковыми осадками с небольшой покрышкой аллювия. Ниже по течению долина Вилии приобретает сложный характер, в котором основу
составляет маргинальное направление. При движении к Неману долина
огибает фронтальные морены свенцянской фазы, образует узкие сквозные участки при пересечении моренных гряд. На большом расстоянии
долина реки асимметрична. Правый крутой склон подмывается рекой,
на левом пологом склоне выделяются пойма высотой 1,5–2 м над урезом
воды и две надпойменные террасы, высотой 5 и 9 м, шириной около
0,5 км, а также несколько террасовых уровней, образованных при спуске
Нарочано-Вилейского приледникового озера. Две нижние террасы
сформировались в позднеледниковье и в начале голоцена в процессе
спуска рекой Вилией озерного водоема. Для Вилии и ее притоков характерна гидрологическая связь с озерами Швакшты, Сарочанские и др.
Также характерны сквозные долины Илии–Гайны, Ошмянки–Гольшанки, Страчи–Вилии, Березины (неманской) и др. Они характеризуют
геоморфологическую и гидрологическую связи долины Вилии и ее
притоков с морфоструктурами сожского и поозерского оледенений.
Геоморфологическое районирование
Освейская краевая ледниковая гряда
Занимает территорию на крайнем севере республики на границе с
Латвией. Она образует подковообразную гряду шириной до 10 км вдоль
южного берега озера Освейского от реки Сарьянки на западе до реки
Нищи на востоке, являясь восточным ответвлением Латгальской возвышенности. Северная часть района совпадает с Латвийской седловиной, а
южная принадлежит Балтийской моноклинали. Мощность антропогенового чехла не превышает 100 м и подстилается девонскими мергелями и
доломитами. Ложе антропогенового покрова рассечено ложбиной ледникового выпахивания и размыва – ответвлением крупнейшей ДвинскоДнепровской мегаложбины. Абсолютные высоты гряды колеблются от
55
130 м (уровень Освейского озера) до 187 м. Глубина расчленения составляет 20–40 м/км2, а густота – около 0,3 км/км2. Освейская гряда образует мощный вал асимметричного профиля. Южные склоны пологие и
изменены абразионной деятельностью Полоцкого приледникового
озера. Здесь хорошо выражена напорная деятельность ледника, на северных
склонах многочисленны формы мертвого льда: камовые
скопления, озы, звонцы. Водораздельная поверхность гряды имеет
пологоволнистый характер.
На территории района расположены большие озера. К ним относится, в первую очередь, подпрудная котловина озера Освейского (площадь 52,8 км2). Она отличается небольшими (максимум 6–7 м) глубинами, овальной формой, широкой литоралью, мощным слоем органоминеральных (тонкодетритовых) сапропелей. Высота северных пологих
склонов 1,2 м, а крутых южных – 12–15 м. На западе и севере котловина
окружена заболоченной низиной – дном спущенного озера. В пределах
озера организован охотничий заказник «Освейский». Еще одно озеро
Лисно – имеет площадь 15,71 км2 и глубину около 6 м. Подпрудная котловина вытянута с севера на юг с довольно высокими (до 20 м) склонами. Индивидуальные особенности рельефа и гидросети отличают
междуречье Свольны и Нищи. Молодой рельеф здесь представлен
скоплениями крупных (до 40 м) куполовидных камовых холмов, озовых
гряд длиной 1–1,5 км и разделяющих их впадин, занятых озерами.
Абсолютные высоты достигают 165–170 м. Наиболее многочисленная
группа озер Изубрица представлена небольшими (менее 1 км2)
водоемами округлых очертаний, с глубинами и повышенными склонами, характерными для термокарстовых котловин. Одно из них – озеро
Белое Малое (площадь 1,17 км2, максимальная глубина 6,6 м) отличается чертами, свойственными котловинам «пинго» (рис. 14): округлая
форма, чашеобразное днище, крутые склоны высотой 10–15 м, прекрасно выраженный вал вокруг всей береговой линии.
К востоку и югу от описанного камово-озового рельефа территория
представлена крупными выпуклыми болотами – «Великое болото»,
«Юхоновичское», «Великий мох», в центре которых располагаются
остаточные озера, окруженные сплавинами (Моховое, Черненькое,
Шипок, Плотищенки). На открытых участках песков распространены
дюнные формы и котловины выдувания. Камово-озовый комплекс объединен с крупными болотами в общий ландшафтно-гидрологический
заказник «Красный бор» площадью 34 234 га.
Для рельефа района существенное значение имеют долины рек –
правых притоков Западной Двины: Сарьянки, Ужицы, Свольны и ее
крупного притока Нищи. Особый интерес представляет р. Сарьянка с
56
57
глубокой долиной, врезанной в девонские породы на глубину 25–35 м.
Ее отличает быстрое течение, сочетание плесов и перекатов, на которых
образуются пороги. Река Свольна вытекает из озера Лисно. Общая
длина 87 км, ширина около 5 км. Долина хорошо выражена. Склоны
повышенные, берега крутые, пойма двусторонняя. Русло извилистое
шириной 15–20 м, глубиной 1–2,5 м. Хорошо прослеживается надпойменная терраса. Густота речной сети на водосборе 0,21 км/км2. Река
Нища вытекает из озера Нища в Псковской области. Длина 97 км, высокие озерность (8 %) и заболоченность бассейна. Берега крутые, нередко
совпадают со склонами. Выражена надпойменная терраса. В 37 км от
устья создано водохранилище Клястицкой ГЭС площадью 1,25 км2.
Городокская краевая ледниковая возвышенность
Расположена на северо-востоке Беларуси на границе с Псковской
областью. В тектоническом смысле она соответствует границе
Оршанской впадины и Латвийской седловины. Под отложениями
антропогена мощностью до 50–100 м залегают доломиты, мергели,
глины верхнего девона. На юго-востоке и северо-западе обнаруживаются локальные поднятия, где девонские осадки залегают на
абсолютной высоте 140–130 м. Над уровнем моря возвышенность
поднята на 180–200 м, а высшая точка у д. Загорины достигает 259 м.
Глубина расчленения составляет 20–40 м/км2, уменьшаясь к югу.
Густота расчленения 0,3 км/км2.
Городокская возвышенность может служить типичным примером
высокоприподнятой монолитной ледораздельной макроформы между
чудским и ладожским ледниковыми потоками поозерского времени.
Общий характер рельефа грядово-холмистый и пологоволнистый. Наиболее высокие и протяженные гряды приурочены к северной ее части,
где относительные высоты над уровнем озер достигают 20–30 м. Преобладают суглинки, валунные супеси. Встречаются напорные участки и
мергельные отторженцы девонского возраста. Рельеф центральной
части возвышенности представлен пологоволнистой и мелкохолмистой
поверхностью, образованной «мертвым» льдом. Максимальные высоты
выражены скоплениями камовых холмов высотой 25–35 м с куполообразными вершинами и крутыми (до 25) склонами. Отмечаются крутые
озовые гряды длиной около 1,5 км, высотой 15–20 м. Они разделяются
термокарстовыми западинами и ложбинами, нередко занятыми озерами,
а также долинными зандрами. Южная часть возвышенности представлена пологоволнистой моренной равниной с термокарстовыми (гляцио-
58
карстовыми) западинами и долинными зандрами. Для пониженных участков территории характерны процессы заболачивания.
Рельеф Городокской возвышенности разнообразится развитой гидросетью. Правые притоки Западной Двины Оболь, Овсянка, а также
р. Ловать образуют глубокие (30–35 м) долины с относительно узкими
поймами и хорошо выраженной надпойменной террасой. В эпоху дегляциации р. Ловать, как и все другие водотоки этого района, текла на юг
в сторону Днепра. После отступания края ледника на северо-запад
эпигенетически образовался сток Ловати в сторону озера Ильмень.
Несмотря на значительную эродированность поверхности, в пределах
возвышенности распространено много озер и сухих озерных котловин.
Наиболее крупное озеро – Езерище с асимметричной подпрудной котловиной площадью 15,4 км2. Оно вытянуто на 8,9 км в субширотном
направлении, максимальная глубина – 11,5 м. Зеркало озера разнообразится двадцатью небольшими островами. Из озера начинается один из
крупных правых притоков Западной Двины – река Оболь. Езерище входит в состав орнитологического заказника «Езерищенский».
Суражская озерно-ледниковая низина
Расположена на северо-востоке республики. С юга граничит с
Витебской возвышенностью и Лучесинской низиной, на западе –
Шумилинской равниной. Простирается с запада на восток на 55 км, а с
севера на юг – на 50 км. В геоструктурном отношении низина приурочена к Оршанской впадине. Кристаллический фундамент погружен на
1200–1400 м ниже уровня моря. Коренные породы представлены девонскими доломитами, мергелями, глинами. Для антропогенного ложа
характерны ложбины ледникового выпахивания и размыва. Они
выявлены в долине р. Усвячи, а также на крайнем западе, где связаны с
системой Двинско-Днепровской мегаложбины (А. Ф. Санько, 1987).
Современная поверхность низины выровненная, с глубиной расчленения не более 5–10 м/км2, лишь вблизи глубоких речных долин и озерных
котловин она увеличивается до 30 м/км2. Густота расчленения – до
0,3 км/км2. По происхождению и геоморфологии в пределах района
выделяются южная озерно-ледниковая низина и северная пологоволнистая моренная и водно-ледниковая равнина.
Суражская низина образована на месте приледникового озера, подпруженного Витебской возвышенностью, а позже спущенного Западной
Двиной. Абсолютные высоты здесь достигают 150–165 м. Ровная
поверхность разнообразится эоловыми холмами, серповидными дюнами, дюнно-бугристыми формами. Их относительные высоты дости59
гают 10–15 м, длина 0,2–0,4 км. Сложены эоловые формы слоистыми
тонкозернистыми песками.
Моренная и флювиогляциальная равнина имеет абсолютные высоты 165–175 м, относительные высоты увеличиваются вдоль долин рек
и озерных котловин. Плосковолнистая поверхность расчленена ложбинами стока, вытянутыми с северо-востока на юго-запад. Ширина таких
желобов достигает 300 м, а глубина вреза 20–25 м. Нередко встречаются
термокарстовые западины, камовые холмы, а также эоловые формы в
виде дюнно-бугристого рельефа.
Гидрографическая сеть равнины представлена глубоко врезанной
долиной Западной Двины, ее правым притоком Усвячей и левым
Касплей. Долины отличаются значительным врезом (Усвяча до 30 м),
хорошо выраженной поймой шириной до 200 м и надпойменной террасой на высоте 6–7 м. Склоны долин в отдельных местах крутые, изрезаны небольшими оврагами. Озера расположены главным образом в
северной части. Наиболее значительны Вымно и Тиосто в бассейне
Овсянки. Обе озерные котловины относятся к типу ложбинных и глубоко врезаны в моренные суглинки. Озеро Вымно площадью 7,24 км 2
вытянуто с северо-запада на юго-восток на 9,2 км. Максимальная глубина 7,8 м, средняя 4,4 м. Рытвинная котловина озера Тиосто имеет
форму перевернутой буквы «Г». Площадь 5,35 км2, длина 6,2 км. Максимальная глубина 11,7 м, средняя 4,1 м. Северо-восточные и юго-восточные склоны крутые, на юге они низкие и заболоченные. Особенностью котловины являются семь островов, вытянутых друг за другом по
длинной оси озера. Острова имеют четкую форму друмлинов с
асимметричными склонами и характеризуют, таким образом, направление движения ледникового языка с севера-северо-востока на юго-югозапад. Особенностью озера Тиосто являются также густые заросли
водяного ореха в южной части котловины.
Лучесинская озерно-ледниковая низина
Район вытянут треугольником на северо-востоке от южных границ
Поозерья до долины Западной Двины. Протяженность с севера на юг –
55 км, с запада на восток – 85 км.
В тектоническом отношении основное значение имеют Оршанская
впадина и отчасти склон Белорусской антеклизы. В центральной части
района протягивается локальный разлом. Гранито-гнейсовое основание
фундамента погружается с запада на восток до 1550 м ниже уровня
моря. Толща антропогеновых отложений увеличивается с востока на
запад до 130 м. Они лежат на песках, алевритах, глинах, доломитах,
60
известняках девона. Поверхность кровли колеблется в пределах от 23 до
145 м, понижаясь с востока на запад.
В пределах низины наиболее распространены высоты 130–140 м,
хотя отмечаются поднятия до 180 м. Минимальные высоты занимают
центральную часть, снижаясь к долине Лучесы до 123,8 м. Глубина
расчленения небольшая – около 5–7 м/км2, густота расчленения –
0,5 км/км2 .
Основная часть района занята плоско-волнистой озерно-ледниковой низиной. Приледниковый бассейн образовался здесь в период таяния ледника браславской стадии. На севере он ограничивался краем
ледника, а на юге – северными склонами Оршанской возвышенности.
Первоначальный сток из озера был направлен на юг в сторону Днепра.
После освобождения от ледника возникла современная сквозная долина
Лучесы в сторону Западной Двины. Трансформированная долина ПраЛучесы представлена ложбиной длиной около 40 км, вытянутой с
северо-запада на юго-восток. Ширина долины около 2 км, высота склонов 10 м. В широких участках расположена система ложбинных озер с
глубинами 4–9 м, соединенных протоками Зеленское, Казенное, Серакаротня, Девинское, Ореховское. На юго-востоке сохранились участки
абразионной террасы высотой до 3 м.
Более высокий уровень (160–180 м) занимает водно-ледниковая
низина с волнистой поверхностью и значительными заболоченными
понижениями (Осиновское болото в бассейне р. Выдрицы площадью
5,4 тыс. га с мощным торфяным горизонтом).
Реки Лучесинской низины представлены Лучесой (левый приток
Западной Двины) и ее притоками: правыми – Черницей и Суходовкой и
левым – Оболянкой. Долины неширокие – менее километра, хорошо
выражена пойма шириной до 500 м. Из других форм рельефа нельзя не
отметить эоловых форм, которые подвергаются активному перевеванию.
Озерская водно-ледниковая низина
Занимает территорию на крайнем западе республики на границе с
Литвой. При длине с запада на восток 70 км низина имеет ширину не
более 30 км. Ее южная граница совпадает с границей распространения
поозерского ледника. В тектоническом отношении район принадлежит
Белорусской антеклизе с глубиной залегания кристаллических пород
100–200 м, с наклоном в сторону долины Немана. Ложе антропогенового чехла залегает ниже уровня океана (от -40 до -80 м), сложено меловыми и палеогеновыми породами. Антропогеновые породы включают
61
осадки всех ледниковых и межледниковых эпох мощностью 60–180 м.
Поверхностные слои представлены песками и супесями. Преобладающую территорию района занимает водно- и озерно-ледниковая низина
поозерского возраста. Ее пологоволнистая поверхность имеет два
уровня. Верхний, с абсолютной высотой 120–150 м, расположен на правом берегу р. Неман. Нижний, с высотой 110–120 м и ниже, занимает
левобережье Немана.
Поверхность низины заметно расчленена долинами рек и котловинами озер. Густота расчленения около 3 км/км2. Многочисленные
мелкие притоки Немана вытянуты в субмеридиональном направлении.
Наиболее крупные реки Котра, Черная Ганча в верхнем течении
отличаются слабым врезом (3–5 м). В нижнем отрезке долин, в связи со
значительным понижением базиса эрозии, глубина вреза достигает
18–20 м, а крутизна берегов – до 30. Значительную роль в формировании поверхности играют озерные котловины.
Браславская краевая ледниковая возвышенность
Расположена на крайнем северо-западе республики и включается в
Балтийский моренный комплекс, являясь продолжением Латгальской
моренной возвышенности. Браславская возвышенность – типичный
пример сложно построенной стадиальной конечной морены. В широтном направлении она протягивается на 70 км, а в меридиональном – на
90 км. Граничит с долиной Западной Двины на северо-востоке и севере,
а на юге – с Дисненской низиной. В структурном отношении район
относится к Прибалтийской моноклинали. Южная граница совпадает с
Полоцким разломом кристаллического фундамента, кровля которого
находится на глубине 600–700 м. Доантропогеновые породы сложены
песчано-глинистыми и карбонатными породами девонского возраста.
Мощность антропогенового чехла достигает 100–120 м и представлена
осадками всех ледниковых эпох. Верхний покров антропогеновых
отложений сильно расчленен за счет локальных движений. На западном
берегу оз. Снуды кровля коренных пород поднимается до 112 м выше
уровня моря, а у западного берега оз. Обстерно высота локального
поднятия достигает 69 м над уровнем моря. От озер Дрисвяты и
Дривяты и далее на юго-восток протягивается одна из самых крупных
ложбин ледникового выпахивания и размыва – Двинско-Днепровская,
днище которой располагается на отметках от -20 до -74 м.
Современная поверхность Браславской возвышенности расположена на высотах 130–210 м (вблизи д. Слободка), преобладают высоты
около 150 м. Основные грунты представлены завалуненными суглин62
ками и супесями. Важнейшими особенностями рельефа являются его
мелкоконтурность и расчлененность за счет сохранности молодых
ледниковых положительных и отрицательных форм. Наибольшие
глубины и густота расчленения характерны для приозерных территорий.
Если на водораздельных участках густота расчленения не превышает
1км/км, то вблизи озер она повышается до 2–3 км/км2. Такой же
закономерностью характеризуется глубина расчленения. На участках
водоразделов она составляет 10–20 м, а вблизи озерных котловин увеличивается до 20–40 м. Значительная частота замкнутых горизонталей с
положительным и отрицательным знаком характеризует высокий показатель холмистости, который достигает 20–15 холмов на 1 км2 (первичная расчлененность). Геоморфология Браславской возвышенности
отражает особенности образования и строения браславской ледниковой
лопасти. Основные моренные гряды, соединенные короткими перемычками, образуют три серии, вытянутые с северо-востока на юго-запад.
Северная серия представлена в основном напорными и напорно-аккумулятивными образованиями, с распространением гляциодислокаций
(диапиры, скибово-чешуйчатые толщи). Вместе с тем, распространение
получили широкие понижения, созданные водно-ледниковыми потоками. Центральная серия гряд сформирована напорной мореной суглинистого состава. Ее водораздельная часть отличается относительно
пологой поверхностью. Что касается серии южных гряд, то в их формировании основную роль сыграли аккумулятивные образования насыпного типа с широким распространением термокарстовых западин и других форм мертвого льда, а также ложбины стока талых ледниковых вод.
Важным элементом рельефа южных и восточных склонов моренных
гряд являются плоские террасовые поверхности, образованные в эпоху
существования Дисненско-Полоцкого водоема и его Друйского
«залива» (И. Э. Павловская, 1994).
Показателем молодости рельефа района может служить слаборазвитая речная сеть. Наиболее значительной рекой является Друйка, дренирующая систему Браславских озер. Она вытекает из оз. Недрово и
впадает в Западную Двину слева. В верхнем течении долина выражена
слабо, склоны сливаются с низиной. После выхода из Браславских озер
долина заметно углубляется (до 20–15 м), появляется узкая пойма, хорошо выражена надпойменная терраса на высоте 5–7 м. В гидрографическую сеть возвышенности входят многочисленные протоки, соединяющие озера.
Морфологию Браславской возвышенности невозможно представить
без характеристики многочисленных озерных котловин. Современный
облик рельефа начал оформляться 15–16 тыс. лет назад. Ледяной щит,
63
покрывавший территорию, отличался сравнительно небольшой мощностью и перегруженностью рыхлым материалом. В краткие периоды
потепления моренный материал проникал вглубь ледника. На поверхности ледникового покрова возникали временные реки и озера, в которых
скапливался песчано-глинистый материал. Аккумуляция рыхлого материала, а также процессы эворзии проявлялись в поперечных и продольных трещинах. В дистальной части языковой лопасти под влиянием
талых ледниковых вод возникали многочисленные впадины, пещеры,
гроты, служащие местом накопления песчано-глинистого материала,
который впоследствии проектировался на ложе ледника в виде камов,
лимнокамов. Широкая полоса их ограничивает северный берег
оз. Дривяты, берега водоема, спущенного р. Друйкой в направлении
Браслав–Перебродье. У края ледника возникали глубоко врезанные
маргинальные долины. Одна из них, протяженностью 30–35 км, вытянута в субширотном направлении по линии Перебродье–Миоры–
Чересово и занята системой лентовидных озер, соединенных протоками
(озера Сумовка, Говцы, Миорское, Чересово, Грецкое).
В конечном этапе дегляциации ледникового покрова таяние носило
площадной характер, свойственный «мертвому» льду. Первыми из-под
ледяного покрова высвобождались наиболее высокие участки поверхности: моренные холмы, камы, озы. Они являлись своеобразными нунатаками и служили источниками солифлюкционного материала. Плоские
поверхности ложа, а тем более котловины, созданные ледником и его
талыми водами, находились подо льдом еще длительное время, заполненные льдом и мерзлыми породами (стадия консервации).
Талые воды ледника устремлялись на юг и заполняли впадину
Полоцкого водоема, уровень которого достигал 150–160 м. Это привело
к частичному затоплению Браславской возвышенности и образованию
серии абразионных и аккумулятивных террас на ее склонах. Этот этап
принято называть эпохой максимального обводнения территории
Поозерья. Он продолжался короткое время и оставил плоские, сложенные глинистым и песчано-глинистым материалом поверхности выравнивания на высотах до 160 м.
Образование сквозной долины на участке Краслава–Даугавпилс
вызвало резкое понижение уровня Полоцкого водоема. Многочисленные глубокие ложбины стока талых вод приобрели к настоящему времени облик сухих долин, «висящих» над современными озерами. Примером может служить глубокая ложбина, пересекающая водораздел
Снуды и Струсто.
Наиболее разнообразный рельеф отмечается вблизи озерных котловин. Относительные превышения достигают 30–40 м. Высокие холмы
64
здесь часто и резко сменяются котлообразными и блюдцеобразными
впадинами. Соседние впадины нередко соединены друг с другом заболоченными долинами – древними водными связями. На водораздельных
участках возвышенности вблизи котловин обычны озовые гряды, которые вместе с камами образуют сложные решетки. Классическая озовая
гряда вытянута на 1,5 км между озерами Потех и Недрово. Ее относительная высота 30–35 м сложена слоистыми песками, кое-где с моренной покрышкой. Поверхность оза горбатая, на гребне и склонах отмечаются замкнутые котлообразные углубления. Превосходно сохранился
озово-камовый комплекс вдоль северных берегов оз. Снуды. Высота над
уровнем озера 25–30 м, а крутизна склонов достигает 25–30. Сложены
озы светлыми тонкослоистыми песками с прослойками ленточных глин.
Говоря об особенностях поверхности, нельзя не отметить наличие
сухих корытообразных ложбин, имеющих форму трога. Одна из них
четко выражена между озерами Потех и Ильменок. Плоское днище
трога распахано и занято проселочной дорогой.
Современная Браславская возвышенность отличается высокой
озерностью (около 11 %), которая создает типичный рельеф холмистоморенно-озерного типа. Общая площадь озер превышает 100 км2. Котловины представлены разными типами. Основная группа наиболее
крупных и глубоких сложных котловин образует единый озерный и
геоморфологический комплекс: озера Дривяты, Снуды, Струсто, Потех,
Болойсо, Недрово, Неспиш, Войсо, соединенные узкими протоками
(проливами) и руслами небольших рек. Несколько в стороне на границе
Беларуси, Литвы и Латвии расположены значительные по площади и
глубине озера Дрисвяты и Ричи. Рельеф сложных котловин чрезвычайно
разнообразен. Глубокие впадины ложа сменяются поднятиями и многочисленными каменистыми и песчаными островами. На оз. Снуды (площадь 22 км2, максимальная глубина 16,5 м) возвышается 11 островов
площадью 1,6 км2; оз. Струсто (площадь 13 км2, максимальная глубина
23 м) украшают многочисленные острова общей площадью 2,5 км. Не
менее разнообразна котловина оз. Ричи, максимальная глубина которого
составляет 51,9 м. При площади 13 км2 длина его береговой линии
39,4 км. Для сложных котловин характерно широкое развитие высоких,
часто террасированных абразионных склонов, узких пойменных участков. Подпрудные котловины представлены озерами Дривяты и Дрисвяты. Первое из них имеет площадь 36 км2 с максимальной глубиной
12 м, асимметричными склонами, широкой поймой. Восточную окраину
возвышенности окаймляет группа подпрудных озер Обстерно, Укля.
Небольшие котловины представлены ложбинным типом: озера
Рака, Даубле, Опса. Более распространены эворзионные котловины,
65
разбросанные в пределах всей ледниковой лопасти. Наибольший интерес представляют озера Волосо Северный и Волосо Южный с максимальными глубинами 29 и 40 м. Некоторые эворзионные котловины
лежат выше уровня озер, и днище их представлено торфяниками. Одна
из таких котловин «Чертова яма» с крутыми склонами глубиной около
20 м расположена вблизи д. Слободка.
Рельеф, положение гидросети, облик котловин свидетельствуют о
молодом возрасте озер в сравнении с окружающим холмисто-моренным
рельефом. Процессы расконсервации котловин начали проявляться в
позднеледниковье около 12 тыс. лет назад. Вначале образовывались
мелководные озера с ледяным дном. В раннем голоцене (пребореал и
бореал, около 10–9 тыс. лет назад) процесс расконсервации закончился,
глубина озер и облик котловин приблизились к современному состоянию.
Природа Браславской возвышенности интенсивно преобразована
хозяйственной деятельностью: распашка, изменение уровня озер,
мелиорация, добыча минеральных, полезных ископаемых и др. Вместе с
тем этот район является эталоном типичного молодого ледникового
рельефа. Необходимы серьезные меры охраны природы территории,
которые возложены на национальный парк «Браславские озера».
Заборская водно-ледниковая равнина с краевыми
моренными образованиями
Район расположен на крайнем севере Беларуси, на границе с
Псковской областью. Его протяженность около 50 км, ширина 10–30 км.
Границы четко очерчены долинами рек Дрысы и Нищи на юго-востоке
и западе. Южные границы района примыкают к Полоцкой низине. В
тектоническом отношении район располагается в пределах Прибалтийской моноклинали с глубинами кристаллического фундамента до 750 м
ниже уровня моря. Доантропогеновые породы мощностью около 100 м
представлены карбонатными и глинистыми сериями верхнего девона.
Антропогеновые осадки, водно-ледниковые и моренные, образуют
сложные сочетания.
В пределах водно-ледниковой равнины абсолютные высоты
составляют 140–160 м. Поверхность Нещердовской конечно-моренной
возвышенности достигает высоты 224 м при уровне оз. Нещердо 147 м.
Также различается глубина эрозионного расчленения: обычные для территории глубины 10–20 м/км2 увеличиваются на возвышенности до
40 м/км2. Густота расчленения колеблется в пределах 0,3–0,4 км/км 2.
Большую часть территории занимает пологоволнистая и холмистая
66
Заборская равнина. Ее поверхность разнообразится скоплением камов,
лимнокамов, озов, ложбинами стока талых ледниковых вод, замкнутыми
понижениями поверхности. На северо-западе основная площадь занята
Россонским камовым массивом с многочисленными озерными котловинами. Камовые холмы имеют куполообразные вершины, а размеры
в поперечнике достигают 0,3–0,4 км при относительной высоте до
20–30 м. Они занимают господствующее положение в рельефе.
Сложены камы тонкослоистыми сортированными песками, нередко
имеют моренную покрышку из красно-бурых валунных суглинков и
супесей. В конце камового массива четко выражена ледниковая
рытвина, по длинной оси которой протягиваются озовые гряды. Днище
рытвины занято небольшими озерами: Межево, Мыленское и др.
Озовые гряды обычно имеют длину 1–1,5 км, четко выражены в рельефе
при ширине 100–200 м и высоте 10–15 м. Нередко гребень озов покрыт
моренной покрышкой, но основу их составляют слоистые пески с
прослойками ленточных глин.
Значительное место в рельефе Заборской равнины занимает
Нещердовская краевая возвышенность. Поверхность ее приподнята
выше 200 м и представлена холмистым рельефом, с относительными
превышениями 10–20 м, наиболее значительными вблизи озерных
котловин и речных долин. На востоке и юго-востоке возвышенность
резко обрывается в сторону долины Дрысы и системы озер Синьша,
Глыба, Дрысы, Оптино, Вожицы, занимающих вытянутые лентовидные
котловины по течению р. Дрысы.
В этой группе наибольшей площадью (2,53 км2) и максимальными
глубина (7,1 м) обладает оз. Синьша. Разнообразие и живописный характер ландшафтов послужил основанием создания здесь заказника
«Синьша». Самым значительным озером Заборской равнины является
Нещердо, расположенное в центре района. Его площадь 24,62 км 2, максимальная глубина 8,1 м. На вытекающей реке установлена плотина, регулирующая величину стока. Сложно построенная котловина длиной
12 км отличается значительной (50,18 км) длиной береговой линии. Два
плеса, северный и южный, соединены узким проливом, в центре которого возвышается остров. Склоны котловины изобилуют эрозионными
рытвинами и небольшими оврагами.
Несмотря на значительное количество озер, речная сеть района
достаточно густая. Основная речная артерия включает р. Дрысу, левый
приток Западной Двины и ее многочисленные притоки, начало которым
дают озера Нища, Нещерда, Россонка и др. Долины основных рек врезаны на глубину 30–40 м, а ширина долин превышает 4–4,5 км. Склоны
повышенные. Выделяется низкая и высокая (3–4 м) пойма шириной
67
200–400 м. Высота первой надпойменной террасы 6–8 м и второй – до
10 м над урезом воды. Надпойменные террасы цокольные.
Полоцкая озерно-ледниковая низина
Этот самый крупный район Белорусского Поозерья вытянут в субширотном направлении на 190 км, при максимальной ширине до 85 км.
На Восточно-Европейской равнине он занимает первое место среди
низин озерно-ледникового происхождения. Границами низины служат
ледниковые возвышенности и равнины: на севере – Браславская возвышенность, Освейская гряда, Заборская равнина; Городокская возвышенность, Шумилинская равнина на востоке; Свенцянские гряды, Ушачская
возвышенность, Чашникская равнина на юге.
В тектоническом отношении здесь сказывается влияние Прибалтийской моноклинали на западе, с глубиной фундамента 500–600 м. В
центре расположен Вилейский погребенный выступ, а на востоке на
склоне Оршанской впадины кристаллические породы опущены на глубину до 800 м. Породы фундамента разбиты многочисленными разломами. Наиболее значительный из них – Полоцкий. Доантропогеновые
отложения представлены глинами, мергелями, песками, алевритами
девонского возраста. Их поверхность характеризуется большими
перепадами высот от 100 до 40 м, а также широким распространением
ложбин ледникового выпахивания и размыва. Наиболее глубокие расположены в районе Полоцка, по долине р. Дисны выше г. Шарковщина,
по долине Западной Двины до г. Верхнедвинска.
Общая площадь Полоцкой низины около 12 тыс. км 2, что составляет 46 % площади Белорусского Поозерья. Граница современной
низины проводится по горизонтали 140 м. Учитывая уровень приледникового озера, граница распространяется до 150–160 м абсолютной
высоты. Рельеф Полоцкой низины отличается несколькими закономерностями. Высоты поверхности в центральной части составляют
130–140 м, а на периферии на склонах возвышенностей увеличиваются
до 150–160 м. Колебания высот составляют от 102 м (урез воды в
Западной Двине) до 179 м (левобережье р. Полоты). В целом низина
представляет чашу с неровными берегами и волнистым дном.
Склоны низины опускаются к центру уступами, представляющими
собой систему террас шириной несколько километров, образующих
высокую поверхность абразионного и аккумулятивного выравнивания.
Преобладание плоского и плоско-волнистого рельефа центральной
части низины соответствует низким величинам относительных превышений в среднем 2–3 м и лишь вблизи речных долин и на периферии –
68
до 10 м. Средняя густота расчленения 0,35 км/км2. Глубина расчленения
3–5 м/км2, увеличивается в нижней части речных долин до 10–15 м/км2.
Указанные особенности характеризуют, таким образом, определенную зональность рельефа, которая выражается не только в морфометрических показателях, но и в характере озерных отложений в разных частях бывшего водоема, хотя все они представлены минеральными
кластогенными осадками. Минимальное значение вертикальной и горизонтальной расчлененности рельефа отмечается на участках распространения ленточных глин в профундали. В районах распространения
песчаных и особенно алевритовых отложений в литорали и сублиторали
древнего водоема показатели расчлененности рельефа достигают максимума.
Заполнение Полоцкого и Дисненского водоемов связано с несколькими этапами трансгрессии и обусловлено особенностями дегляциации
ледникового покрова, главным образом, браславской стадии. В этот
период образовался единый озерно-ледниковый водоем, объединявший
Дисненский, Дрысенский, Обольский и Друйский локальные бассейны
(заливы). В общий Полоцкий водоем поступали воды из расположенных
выше Суражского и Лучесинского приледниковых озер. Это был период
максимального обводнения территории Белорусского Поозерья, когда
уровень Полоцко-Дисненского озера достигал 160 м. На этой высоте на
склонах прилегающих возвышенностей обнаружены террасы. Наибольшие глубины в этот период были приурочены к дисненской части
водоема и достигали 70 м .
Полоцкий приледниковый водоем был слабо проточным. В южном
направлении в бассейн Вилии воды стекали по линии современных рек
Гольбицы (правый приток Дисны), Узлянки (правый приток Нарочи), а
далее из бассейна р. Вилии по сквозной долине Березины в пределы
Неманской низины. Сток осуществлялся также по долине Березины
днепровской в пределы Центральноберезинской равнины.
Спуск Полоцкого озера, его превращение в заболоченную низину
совершился после образования сквозной долины Западной Двины на
участке Краслава–Даугавпилс и приурочен к концу позднеледникового
времени – аллереду.
Основными элементами поверхности современной низины
являются речные долины, остаточные озера, моренные и камовые
поднятия – острова бывшего озера, эоловые формы. Река Западная
Двина отличается многочисленными притоками: слева – Друя, Дисна,
Нача, Ушача, Улла, Лучеса; справа – Дрыса, Оболь. В долинах
выделяется пойма шириной 40–400 м, высотой над уровнем реки 2–5 м.
69
В низовьях долин четко выражены первая и вторая эрзионноаккумулятивные надпойменные террасы на высотах 5–9 м и 13–16 м.
К числу крупных в западной окраине низины относится
оз. Богинское площадью 13,2 км2 и максимальной глубиной 15 м. Подпрудная котловина озера вытянута с северо-запада на юго-восток на
9,1 км. В центре низины, на территории Ельнянского гидрологического
заказника, расположено около 20 остаточных озер, разбросанных на
поверхности крупного верхового болота. Наиболее значительное
оз. Ельня площадью 5,42 км2 и максимальной глубиной 3,5 м. Выпуклая
поверхность верхового болота сложена торфом мощностью до 5–7 м.
Поверхность низины разнообразится дюнами, холмисто-дюнными
массивами высотой до 15–20 м, длиной 1–2 км. Склоны дюн асимметричные, с крутыми восточными склонами. Среди эоловых форм встречаются котловины выдувания, иногда занятые неглубокими озерами.
Озово-камовые формы встречаются в основном по окраинам.
Типичный комплекс вытянутый по правому берегу Западной Двины на
40 км при ширине до 20 км, получил название Альбрехтово–Звановский
(д. Альбрехтово, оз. Званое). Он связан с крупной подледниковой
ложбиной стока. Высота отдельных камов достигает 20–30 м над уровнем низины.
Шумилинская моренная равнина
Район расположен на северо-востоке республики. С юго-запада на
северо-восток он вытянут на расстояние около 70 км, ширина превышает 50 км. Граничит на западе с Полоцкой, на востоке – с Суражской
низинами. Северная граница четко проводится по подножию Городокской возвышенности, а южная совпадает с долиной Западной Двины.
Кристаллический фундамент на юго-западе приурочен к
Вилейскому погребенному выступу Белорусской антеклизы; северовосточная часть входит в Велижскую седловину. Породы фундамента
погружаются с юго-запада на северо-восток от 500 до 1000 м ниже
уровня моря. Породы осадочного чехла представлены отложениями
девонского возраста: на юго-западе песками, глинами, алевритами, а на
северо-востоке мергелями, известняками, доломитами. Мощность
антропогеновой толщи достигает 120–125 м. Для равнины характерны
ложбины ледникового выпахивания и размыва. На юго-западе в
направлении от Шумилино на Витебск вытянут отрезок ДвинскоДнепровской мегаложбины с отметками днища до – 50 м. Вблизи озера
Лосвидо участок этой ложбины расположен на глубине 80– 90 м.
Шумилинская моренная равнина может служить типичным пред70
ставителем этого типа рельефа. Основная часть территории представлена плоской и пологоволнистой поверхностью, сложенной краснобурыми валунными суглинками и супесями. Вблизи д. Горки расположен геологический памятник республиканского значения «Вялікі камень». Это крупная глыба коричневого крупнозернистого гранита рапакиви длиной 11 м, шириной 5,6 м, высотой 2,8 м.
Равнинный характер рельефа подтверждается небольшими относительными высотами, глубиной расчленения около 5 м, средней густотой
расчленения около 0,27 км/км2. Плоская и пологоволнистая поверхность
разнообразится многочисленными, различными термокарстовыми западинами. Преобладающие абсолютные высоты колеблются в пределах
150–170 м. По долинам рек они понижаются до 140 м, а на участках
распространения озово-камовых комплексов повышаются до 180 м.
Характер рельефа заметно изменяется в непосредственной близости к
озерным котловинам, где моренная равнина приобретает глубину расчленения более 10 м/км2. Заметную роль в строении рельефа играют
ложбины стока талых ледниковых вод и гляцигенные рытвины, созданные ледником и подледниковыми водами. Наиболее типичной из числа
последних является Лесковичская ложбина, южнее Шумилино, вытянутая примерно на 25 км с северо-запада на юго-восток. Она характеризует положение ледникового языка к югу от Городокской возвышенности. Ложбина занята системой озер разной площади и глубины. Морфология Лесковичской ложбины в поперечном и продольном профилях
типична для троговых долин. Корытообразное, с глубокими впадинами,
разделенными ригелями, днище окружено высокими крутыми склонами
с двумя террасами. Наиболее пониженные части в центре представлены
глубокими ложбинными и эворзионными озерами: Сосна, площадь
0,71 км2, максимальная глубина 23 м; Круглик и соединенное с ним
протокой Лесковичи имеют общую площадь 1,12 км2 и максимальные
глубины более 30 м. Широкая часть ложбины занята оз. Будовесть
(Будовичи) общей площадью 3,41 км2 с глубиной более 10 м.
Лесковичская ложбина выработана в тяжелых моренных суглинках
на глубину 25–30 м. Склоны резко переходят в плоскую поверхность
выравнивания донной морены, которая изредка разнообразится камовоозовыми комплексами. Кроме описанных выше, наиболее крупное
оз. Лосвидо на северо-востоке района. Занимает сложную лопастную
котловину площадью 11,42 км2 с максимальной глубиной 20 м в бассейне р. Лужесянки.
Речная сеть Шумилинского геоморфологического района слагается
из небольших водотоков – Усыса, Овсянка, Лужесянка. Они характеризуются неглубокими и относительно узкими (0,5–0,6 км) долинами.
71
Ушачская ледниковая возвышенность
Геоморфологический район является одним из наиболее крупных и
сложно построенных в Белорусском Поозерье. Контуры его представляют неправильный четырехугольник, проведенный по линии Ветрино –
Пышногоры – оз. Полозерье – устье р. Ушачи. Он вытянут с северозапада на юго-восток, а размеры составляют приблизительно 65 км в
субмеридиональном направлении и 40 км в субширотном. Граничит с
Полоцкой низиной, Чашникской равниной, Лукомской возвышенностью, Верхнеберезинской низиной и Свенцянскими грядами.
В тектоническом строении основную роль играет Вилейский
погребенный выступ Белорусской антеклизы. Поверхность фундамента
расположена на высотах 400–550 м ниже уровня моря. Доантропогеновые породы представлены глинами, доломитами, алевритами среднего
девона. Поверхность ложа антропогенового чехла сильно расчленена.
На междуречьи Ушачи и Начи выделяется несколько значительных
поднятий с абсолютной высотой 80–100 м; параллельно с ними вытянута депрессия с отметками до 40 м выше уровня моря. В направлении
Лепель–Новополоцк расположена меридиональная Ушачская ложбина
ледникового выпахивания и размыва. Здесь коренные породы вскрываются на глубине 75 м. Она является крупным ответвлением ДвинскоДнепровской мегаложбины.
Мощность антропогеновых отложений 100–120 м, увеличивается с
запада на восток. Породы представлены моренными валунными суглинками и супесями, флювиогляциальными и озерными песками. Положение района, основные геоморфологические показатели, расположение
гидросети позволяют выделить здесь ледниковую лопасть с двумя-тремя
осцилляторными остановками и большой ролью мертвого льда. Параллельно линии, вытянутой по движению ледника с северо-запада на юговосток, район делится на возвышенную юго-западную и равнинную
северо-восточную примерно по долине р. Ушачи. В западной части
крупнохолмистый рельеф чередуется с понижениями и глубокими озерными котловинами. Здесь выделяются наиболее высокие участки:
Ветринский, Кубличский, Пышногорский с Лепельскими высотами с
абсолютными отметками до 220–230 м. Они представляют ледораздельные зоны дисненской и полоцкой ледниковых лопастей, характеризуются значительной глубиной расчленения (более 30 м/км 2) и густотой,
достигающей 0,2–0,3 км/км2. Для всей территории типична мелкоконтурность моренно-холмисто-озерного рельефа. Заметную роль в рельефе
играют многочисленные озера. Наиболее значительное оз. Лепельское в
центре возвышенности Пышногоры. Оно занимает сложную подпруд72
ную котловину, вытянутую с юга на север на 7,57 км. Глубокая котловина выработана в моренных суглинках и делится на узкую северную и
широкую южную части. Площадь озера 10,18 км2, максимальные глубины до 33,7 м. С юга в районе г. Лепель в озеро впадает р. Эсса, и здесь
же она вытекает почти под прямым углом на восток, а потом на север
под названием Улла (левый приток Западной Двины). Восточная часть
района принадлежит бассейнам рек Ушачи и Дивы (Туровлянки) –
левым притокам Западной Двины.
Огромную роль в рельефе данной территории играют озерные котловины и озера, количество которых достигает 100, что составляет
около 10 % площади. Ушачская ледниковая лопасть представляла собой
малоподвижное образование, разбитое многочисленными продольными
и поперечными трещинами. Межозерные участки территории образуют
волнистую и равнинную поверхность выравнивания, которая резко
нарушается вблизи озерных котловин. Абсолютные отметки составляют
150–160 м, наиболее низкая отметка уровень озера Яново – 127 м.
Заметные увеличения глубины расчленения и относительных высот до
20–30 м наблюдаются в южной части, где получили распространение
озовые гряды, камовые холмы и сложные котловины озер. Озера в
бассейне р. Ушачи – Вечелье, Должино, Волчо, Барковщина и другие
образуют систему, вытянутую на 20 км вдоль долины реки. Наиболее
значительный водоем – оз. Вечелье с площадью 1,36 км2 и максимальной глубиной 35,9 м. Это типичная ложбинная котловина в форме трога,
отличается чистой водой, живописностью и входит в рекреационную
зону «Лесные озера». Долина р. Ушачи врезана на 15–20 м. Выделяются
низкая пойма шириной до 600 м и высокая пойма.
Наибольшее число озер объединяется небольшой слабо выработанной р. Дивой. Начинаясь небольшим ручьем из оз. Урода, Дива течет по
заболоченной низине с юга на север и пересекает ряд крупных озер:
Отолово, Березовское, Паульское, Яново, Гомель. Здесь расположены
плотина и Гомельская ГЭС, построенная в 1952 г. Из оз. Гомель Дива
выходит под названием р. Туровлянка и, пройдя через озера Суя и
Туровля, впадает в Западную Двину. Котловины озер относятся к разным типам: подпрудные (Паулье, Березовское, Полозерье), ложбинные
(Липно, Урода, Любжинское), эворзионные (Женно, Веркуды, Оршино),
термокарстовые (Мугирино, Черствяты), сложные (Отолово, Кривое).
Наиболее крупными озерами являются Черствяты (площадь 9,35 км 2),
Паулье (8,54 км2), Полозерье (8,0 км2) с глубинами около 5–6 м, лишь
эворзионная впадина оз. Полозерье достигает 17,0 м.
Наибольшей живописностью и распространением реликтовых
видов фауны обладает оз. Кривое с площадью 4,5 км2 и максимальной
73
глубиной 31,5 м. В 1979 г. оно объявлено озерным заказником республиканского значения.
Нарочанская водно-ледниковая равнина
с краевыми образованиями
Расположена в южной части Поозерья. Граничит с Свирской грядой на западе, Свенцянскими краевыми грядами на севере и Кривичской
моренной равниной. Район построен очень сложно и включает участки
водно-ледниковой равнины, приледниковой озерной низины и холмисто-моренно-озерного рельефа. С запада на восток вытянут на 60 км при
максимальной ширине около 30 км.
В тектоническом отношении здесь выделяется переход от Прибалтийской моноклинали к Вилейскому погребенному выступу Белорусской антеклизы. Кристаллические породы лежат на глубине 300–380 м.
Осадочные породы представлены девонскими глинами и мергелями на
севере и доломитами ордовика на юге. Абсолютные высоты доантропогеновой поверхности 80–90 м, лишь в ложбине ледникового выпахивания и размыва в долине р. Мяделки понижаются до 60 м.
В современном рельефе поверхности преобладают пологоволнистая и холмистая поверхности с абсолютными высотами от 165 м (урез
воды оз. Нарочь) до 200–235 м на севере. Заметно изменяются и другие
морфометрические показатели. На севере глубина расчленения достигает 60 м/км2, а в низменной части снижается до 10 м/км2. Густота расчленения около 0,5 км/км2. В северной части района расположена высокая (относительные превышения до 30–50 м) Северо-Нарочанская краевая моренная гряда – ответвление от системы Свенцянских гряд. В
эпоху дегляциации последнего оледенения на этой широте располагался
край ледника свенцянской (франкфуртской) фазы. Талые воды двигались на юг и, подпруженные краевыми возвышенностями Центральной
Беларуси (главным образом Ошмянскими грядами), формировали
участки водно-ледниковой и озерной низины. Последняя получила
наибольшее распространение по долине р. Узлянки. Северо-Нарочанская гряда вытянута на 35 км при ширине 3–5 км. Сложена моренными
валунными суглинками и супесями. Поверхность увалистая, вершины
холмов куполообразные, разделенные седловинами. В глубокой эворзионной котловине лежит оз. Рудаково с максимальной глубиной 28,6 м;
южные склоны обрываются в сторону оз. Нарочь заметным уступом.
Вдоль южного берега Нарочи проходит пологая Южно-Нарочанская гряда, которая является границей Поозерья. Поверхность водноледниковой равнины разнообразится пологими широкими ложбинами
74
стока, флювиогляциальными дельтами, многочисленными эоловыми
формами. Последние распространены и на участках озерной низины,
образуя дюны, холмы, грядовые цепи длиной в несколько километров и
высотой до 5–7 метров. Сохранились на поверхности плоские округлые
термокарстовые западины, занятые болотами и остаточными заросшими
озерами.
Речная сеть района негустая. Основная р. Нарочь (Нарочанка)
вытекает из оз. Нарочь на юго-востоке и впадает в р. Вилию. Вблизи
истока р. Нарочь образует широкую плоскую заболоченную долину,
ниже по течению ширина ее около 1 км, глубина вреза 7–8 м, пойма
шириной 0,3–0,5 км. Подобную долину имеет р. Узлянка – левый
приток Нарочи. Она пересекает обширные болотные массивы, ширина
долины до 2 км, повсеместно выражена пойма. В восточной части в
оз. Нарочь впадает р. Скема, вытекающая из оз. Мястро. Она имеет характер короткой заболоченной протоки.
Район отличается крупными озерами, входящими в Нарочанскую
систему: Нарочь, Мястро, Баторино и др. Мезотрофное оз. Нарочь
лежит в округлой асимметричной котловине подпрудного типа. Площадь зеркала почти 80 км2, длина 12,8 км, ширина 9,8 км. Это самое
крупное озеро в республике. Максимальные глубины расположены на
юго-востоке (Гатовичские ямы) и достигают 24,8 м, средние глубины
8,9 м. Котловина образует два плеса – Большой и Малый. Их разделяет
длинная песчано-каменистая коса – Наносы. Подводные каменистые
косы получили распространение у северных высоких абразионных берегов. Вдоль северо-восточных склонов хорошо выражены низкая – аккумулятивная и высокая – абразионная терраса. Пологие берега обрамлены песчаными береговыми валами высотой 1–1,5 м. Озеро отличается
широкой полосой песчаной литорали, пологой сублиторалью и холмистой поверхностью профундали. Основной фон в Малом плесе создают
карбонатные известковистые сапропели, а в Большом – кремнеземистые
осадки, обогащенные карбонатными породами и каменистыми скоплениями. Органоминеральные сапропели отсутствуют.
Озеро Мястро занимает округлую котловину, с асимметричными
склонами. Площадь его 13,1 км2, максимальная глубина 11,3 м. В эпоху
максимального обводнения, а также в атлантический период голоцена
оба озера составляли единый водоем с оз. Баторино. Площадь его
6,25 км2, максимальная глубина 5,5 м. Узкая протока – Баторинский
ручей – соединяет его с оз. Мястро. На водосборе получили распространение камовые холмы высотой до 18–20 м.
75
Свенцянские краевые ледниковые гряды
Район построен очень сложно и разнообразно. Он вытянут на протяжении 120 км с запада на восток от границы с Литвой (г. Швенченис)
до самого глубокого оз. Долгое. Северная граница четко обозначена Полоцкой низиной, на юге подчеркивается Нарочанской равниной, на востоке граница постепенно переходит в Ушачскую возвышенность, а на
западе уходит за пределы республики. Гряды расположены в зоне сочленения Прибалтийской моноклинали и Вилейского погребенного выступа Белорусской антеклизы. Породы фундамента лежат на глубинах
от 380 до 500 м ниже уровня моря. Глубокий разлом тянется от
оз. Мядель к г. Шарковщина. Рельеф ложа антропогенового чехла отличается неровным строением. Выявлены локальные поднятия: Лынтупское, Лотвинское (к югу от г. Поставы), Дуниловичское, Подсвильское.
Они разделены ложбинами ледникового выпахивания и размыва: Мядельская ложбина с глубиной вреза 80 м вдоль долины р. Мяделки, ложбина глубиной 165 м по линии Глубокое–Шарковщина. Осадочный чехол сложен глинами, мергелями, песчаниками среднего девона, прикрытыми сериями отложений ледниковых эпох. Их мощность достигает
200 м. Свенцянские гряды относятся к типичным фронтальным
образованиям по южной границе Свенцянской ледниковой лопасти, в
рисунке которой прослеживается несколько ледниковых языков. В их
строении выражаются геоморфологические комплексы, включающие
рельеф конечной морены и ледникового языка. Свенцянские гряды
высоко подняты над окружающими низинами и равнинами. Основные
изогипсы – 150–160 м, проходят по подножию района. Центральные его
части имеют абсолютные высоты более 200 м (227 м на западе, у
г. пос. Лынтупы, 226 м вблизи г. Глубокое). Сочетание гряд холмистых
участков, глубоких впадин озер создает мелкоконтурность рельефа с
показателем холмистости до 15 холмов на 1 км2. Относительные
превышения вершин над ближайшими озерами достигают 30–40 м,
создавая живописный рисунок низкогорья. По наиболее значительным
высотам проходит водораздел Западной Двины и Немана.
А. В. Матвеев (1988) разделяет Свенцянские гряды на три комплекса: Лынтупско-Камайский (Западный), Мядельско-Подсвильский
(Центральный), Воропаевский (Северный). Лынтупско-Камайские краевые образования на водосборе рек Страчи и Камайки носят напорный
характер с чешуйчатыми надвигами. В их толще обнаруживаются
отторженцы глинистого материала. Сложены они валунными суглинками и супесями, переотложенными ледником в процессе выпахивания
и гляциодислокаций.
76
Мядельско-Подсвильский участок представлен сложной дугой гряд
и крупнохолмистого рельефа, разделяющихся многочисленными котловинами эворзионных и рытвинных (ложбинных) озер. Вблизи озер
моренные холмы достигают 30 м, а крутизна склонов превышает 25–30.
Монолитность гряд по линии водораздела нарушается участками сквозных долин.
Воропаевский участок представляет озово-камовую систему вытянутых гряд и округлых холмов, разделенных многочисленными термокарстовыми западинами, риннами и эворзионными котловинами.
Особое значение в рельефообразовании принадлежало неподвижному
леднику.
В эпоху наиболее высокого уровня Полоцко-Дисненского приледникового озера (максимальное обводнение) его воды проникали в
пределы гряд, образуя террасовые поверхности. Морфометрические
показатели характеризуют значительную глубину расчленения. На
западе она достигает 45–50 м/км2, на востоке – до 20–40 м/км2. Густота
расчленения 0,4 км/км2.
Речная сеть района Свенцянских гряд негустая и характерна для
областей молодого ледникового рельефа. Наиболее значительные реки
Мяделка, Голбица, Березовка, Мнюта – левые притоки Дисны, Сервечь
(приток Немана). Их верховья образуют участки сквозных долин,
возникших в процессе регрессивной эрозии при спуске Полоцкого водоема. В долинах рек выделяется пойма. В верхнем течении долины
неглубокие, в устьевой части увеличивается глубина и крутизна склонов
долин.
Особый интерес для района Свенцянского ледникового комплекса
представляют озерные котловины. Наиболее крупное оз. Мядель (площадь 15,4 км2, максимальная глубина 24,6 м) занимает глубоко врезанное межгрядовое понижение, отличается сложным рисунком береговой
линии и ложа. В северной части выделяется п-ов Дубовый, вдоль
южного берега протягивается озовая гряда «Скоры». Несколько островов нарушают рисунок ложа. Наиболее высокий в центре озера – остров
Замок, в западной части – Круглово, Березовый, Селище. Многочисленные озера Свенцянских гряд образуют группы и цепочки, вытянутые с
северо-запада на юго-восток: Лучайская, Глубокская, Поставская,
Мядельская, Долгинская. При небольших площадях они отличаются
значительными глубинами: например, Свито, Свитка в Поставской
группе; Великое, Белое (глубина 24,7 м), Плисса (глубина 32,9) в
Глубокской; Должа, Латвино, Воронец, Волчино в Мядельской и др.
Значительной площадью характеризуются мелководные озера (Сервечь,
Шо).
77
Особое место имеет Долгинская группа озер на восточной окраине
Свенцянских гряд, занимающих глубоко врезанную в моренный суглинок ложбину, вытянутую с северо-запада на юго-восток на протяжении
15 км. Центральную часть ложбины занимает оз. Долгое – самое глубокое в Беларуси. При небольшой площади – 2,6 км2 – его максимальная
глубина составляет 53,6 м, средняя превышает 16 м. Высокие крутые
склоны порой обрываются прямо к воде. В поперечном и продольном
профилях котловина типична для ледниковых долин-трогов или речных
долин типа каньонов. Высота склонов от поверхности до верхней
бровки котловины превышает 50 м. В этой же ложбине расположены
оз. Псуя, Свядово и на крайнем северо-западе – оз. Гиньково, котловина
которого выражена каньонообразным ущельем с высотой склонов не
менее 40 м над уровнем воды. Площадь Гиньково 0,51 км 2, максимальная глубина 43,3 м. Долгинская ложбина на юго-востоке заканчивается
мелководным подпрудным озером Шо, дающим начало р. ШошаМнюта. Последняя у выхода из озера течет на юг, в сторону Березины,
затем под прямым углом поворачивает на север, образуя сквозной участок и впадает в р. Дисну. В северной оконечности ложбины начинается
р. Аута, впадающая в Западную Двину слева. В нижнем течении она
образует глубоко врезанную долину глубиной 25–30 м. Склоны долины
густо изрезаны небольшими оврагами и эрозионными рытвинами.
Долгинская ледниковая ложбина – прекрасный пример связи современного рельефа с тектоникой и экзарационной (выпахивающей) деятельностью ледника. На базе озер Долгое и Гиньково образован республиканский озерный заказник.
Витебская краевая ледниковая возвышенность
Этот относительно небольшой геоморфологический район площадью 40–60 км2 расположен между Суражской на севере и Лучесинской
низиной на юге. В структурном отношении территория связана с
Оршанской впадиной. На юго-востоке проходит региональный разлом,
разделяющий разную глубину фундамента, который на востоке опускается на 1500 м ниже уровня моря. Ложе антропогеновых пород слагают
глины, известняки, доломиты, выступающие на поверхность в русле
Западной Двины у г. пос. Руба (Витебские пороги). Мощность их в
среднем 50–60 м, в отдельных местах до 150 м.
В отличие от грядовых возвышенностей Витебская имеет
монолитный характер в центральной части и лишь по окраинам
расчлененный рисунок. Основная часть возвышенности ограничена
горизонталью 200 м. Высшая точка – Грошева гора (296 м). Поднятый
78
центр возвышенности сложен моренными суглинками и представлен
краевыми образованиями. Наиболее значительные участки вытянуты в
широтном направлении и носят название Витебско-Колышских
(д. Колышка). Они являются частью Витебско-Руднянского массива,
образованного на ледоразделе ладожского и чудского потоков.
Несколько ниже на высотах 200–220 м представлен грядово-холмистый
рельеф с глубиной расчленения до 40 м/км2 и густотой расчленения до
0,35 км/км2. В долине Лучесы значительные площади занимают
камовые массивы, насаженные на вершины холмов с высотой 20–30 м.
Они разделяются термокарстовыми котловинами, впадинами небольших
спущенных озер. К северу от Витебско-Колышских тянется пологая
мелковолнистая моренная равнина с участками лессовидных суглинков.
Вдоль северных склонов протягивается прерывистая полоса абразионной террасы, связанной со спуском Суражского приледникового озера.
Наиболее низкую ступень в пределах района занимают зандры.
Гидрографическая сеть Витебской возвышенности небогата. Реки
представлены нижним течением Лучесы, Каспли и другими
небольшими притоками Западной Двины и Лучесы – Витьба, Мошна,
Черница, Лососна. Все они образуют слабо выработанные пойменные
долины, лишь в устьевой части врезанные на 10–15 м. Наиболее
крупное оз. Зароновское, вытянуто на 7 км в широтном направлении,
площадь его 9,58 км2, максимальная глубина 19,5 км; оз. Яновичское с
площадью 1,46 км2 и максимальной глубиной 7 м.
Сенненская моренная равнина
с краевыми ледниковыми образованиями
Небольшой геоморфологический район в южной части Поозерья
площадью 45–30 км2 граничит с Оршанской возвышенностью на юговостоке, Чашникской равниной и Лукомской возвышенностью на западе
и севере, Лучесинской низиной на востоке. Большая часть равнины
принадлежит Приоршанской моноклинали и Вилейскому выступу
Белорусской антеклизы. Кристаллический фундамент опущен на
глубину 600–800 м ниже уровня моря. Отложения среднего девона
(пески, алевриты, мергели) составляют доантропогеновый чехол.
Породы антропогена представлены осадками всех ледниковых эпох и
голоцена. Их мощность составляет 80–200 м.
Поверхность района представлена волнистой и холмистой
моренной равниной, ограниченной изогипсой 150–160 м, сложенной
валунными суглинками и супесями. По окраинам распространены
водно-ледниковые отложения, а также глинисто-песчаные осадки
79
Полоцкого водоема, воды которого проникали на эту территорию в
эпоху максимального обводнения. Геоморфология и гидрография
района образуют языковый геоморфологический комплекс. В пределах
моренных отложений с северо-запада на юго-восток по движению
ледника вытянуты две параллельные ложбины, заполненные озерами,
соединенными протоками. Западная ложбина длиной до 9 км вмещает
оз. Сенно (площадь 3,13 км2, максимальная глубина 31,5 м) и
Богдановское. Восточная занята озерами Березовское (площадь 2,61 км2,
максимальная глубина 15,8 м) и Добрино. Притоки р. Березовка (приток
Западной Двины) также имеют субмеридиональное направление долин.
Река Оболянка (бассейн Лучесы) и ее небольшие притоки вытянуты в
субширотном направлении, окаймляя таким образом на юге край
ледникового языка. В таком же направлении располагаются моренные
гряды и камовые комплексы. По северному краю Оршанской
возвышенности они образуют Сенненские краевые гряды. Здесь много
небольших термокарстовых мелководных озер округлых очертаний,
расположенных в межгрядовых понижениях. Абсолютные высоты гряд
достигают 250 м. К ним приурочена максимальная глубина расчленения
20–30 м/км2, а в центре у г. Сенно она сокращается до 5–10 м/км2.
Густота расчленения около 0,3 км/км2.
Чашникская моренная и водно-ледниковая равнина
Один из крупных сложно построенных геоморфологических
районов расположен на юге Поозерья и граничит с Ушачской
возвышенностью на западе, Лукомской возвышенностью и Сенненской
моренной равниной на юге, Лучесинской низиной на востоке. Северная
граница проходит по долине Западной Двины. Общая протяженность по
широте – 80 км, с севера на юг – 45 км.
Тектоника территории во многих чертах выражается в современном рельефе. Здесь находится сочленение Вилейского погребенного
выступа Приоршанской моноклинали. Глубина кристаллического
фундамента увеличивается от -450 м на западе до -1100 м на востоке. В
субмеридиональном направлении территория пересекается линией
разлома. Еще один разлом выявлен к востоку от г. Чашники. С ним
предположительно связан крутой поворот р. Уллы от устья р. Лукомки.
Осадочные доантропогеновые породы представлены песками, глинами,
мергелями, доломитами среднего девона. Их поверхность активно
расчленена с колебаниями высот от 120 м на юго-западе до 122 м в
центре. Здесь проходит в широтном направлении одна из самых
глубоких ложбин ледникового выпахивания и размыва – Чашникская
80
макроложбина длиной около 200 км. Она приурочена к разломам
фундамента – соседствует с локальными поднятиями и соединяется с
Двинско-Днепровской мегаложбиной. Антропогеновые отложения
включают осадки всех ледниковых и межледниковых эпох, их
мощность колеблется от 80 до 250 м, при среднем значении 100 м.
Основная часть Чашникской равнины расположена в пределах
140-150 м над уровнем моря. К югу абсолютные высоты повышаются и
на границе с Лукомской возвышенностью достигают 200 м. Рельеф
построен амфитеатром с понижением на север. Эта особенность
отвечает положению чашникского ледникового языка. Его центральная
часть занимает наиболее низкие отметки, являясь частью Полоцкой
низины, воды которой распространились во время максимального
уровня широкой полосой. Основные породы представлены здесь
озерно-ледниковыми песчаными отложениями. Глубина расчленения не
превышает 5–6 м/км2. Здесь расположено самое крупное мелководное
подпрудное оз. Жеринское, площадью 8,74 км2. Южная и юго-восточная
часть района в значительной степени представлена моренной равниной
с типичным пологоволнистым и мелкохолмистым рельефом с
преобладанием валунных моренных суглинков и супесей. Значительное
разнообразие в рельеф вносят водно-ледниковые и ледниковые
ложбины (ринны), чаще всего занятые озерами. Ложбины талых
ледниковых вод вытянуты с севера на юг, отличаются значительной
шириной, до 0,8–1,0 км, плоским дном и невысокими склонами.
Ринновые ложбины глубоко врезаны в моренные суглинки, вытянуты с
северо-запада на юго-восток, отличаются относительно небольшой
шириной, крутыми террасированными склонами и другими чертами
ледниковых трогов. Наиболее характерна ложбина оз. Соро и
параллельная с ним – оз. Белое. Форма ложбин лентовидная. Площадь
оз. Соро 5,31 км2, максимальная глубина 36,3 м, длина 9,47 км. На юге
оно соединяется протокой с небольшим озером Тросно, а на севере
продолжается ложбиной оз. Островенское, площадью 1,33 км2.
Оз. Белое имеет площадь 1,49 км2, максимальную глубину 12,4 м при
длине 6,17 км. Еще одна сложная система ложбинных озер расположена
на востоке. Она включает озера Белое с площадью 0,67 км2 и
максимальной глубиной 22,0 м, Боровно, Глубокое, Городно и Островно
(площадь 0,42 км2, максимальная глубина 18,1 м).
Кроме отрицательных форм, в пределах моренной равнины
распространение получили положительные формы, представленные
камовым и озовым комплексами, связанными с рельефообразованием
«мертвых» льдов. Особое впечатление вызывают узкие гряды (шириной
50–100 м, длиной до 2 км, высотой 10–15 м), сложенные супесями и
81
суглинками. Они формировались в трещинах неподвижного ледника и
при его таянии проектировались на поверхность ложа. Встречаются
также выдавленные озовые гряды с волнистым профилем, нередко
наложенные на холмы и озерные котловины. Камовые комплексы также
приурочены к ложбинным котловинам, они насажены на моренные
холмы и достигают высоты 15–20 м. В этой части Чашникской равнины
глубина расчленения достигает 20–40 м/км2, а густота – около
0,5 км/км2.
Речная сеть района развита и представлена, за небольшим
исключением, малыми реками. Долины соединяют озера и носят
характер проток. Наиболее значительная р. Улла, вытекающая из
оз. Лепельского и впадающая в Западную Двину. Ее притоки: Лукомка,
Усвейка, Свечанка. Ширина долины Уллы до 2,5 км, а русло достигает
50 м. Глубина вреза вместе с поймой и надпойменной террасой около
20 м. Долины притоков имеют ширину 300–400 м и хорошо
выраженную пойму.
Верхнеберезинская водно-ледниковая низина
Расположена на южной границе Поозерья, образует широкую
извилистую полосу (20–40 км), вклиниваясь между Минской
возвышенностью на западе, Свенцянскими грядами на севере,
Лукомской возвышенностью на востоке и Центральноберезинской
равниной на юге. Низина вытянута в субмеридиональном направлении
вдоль верховьев р. Березины. В структурно-тектоническом отношении
территория относится к Вилейскому погребенному выступу
кристаллического фундамента (до 500 м ниже уровня океана) и отчасти
к Приоршанской моноклинали. Осадочный чехол сложен девонскими
глинами, песчаниками, доломитами мощностью около 100 м, рельеф
которых отличается значительной изрезанностью. В долине Березины
выше Борисова вытянута экзарационная ложбина. Отмечено несколько
локальных поднятий, в частности, в междуречье Березины и Уллы.
Абсолютные и относительные высоты поверхности значительно
различаются. Минимальная отметка 155 м – уровень р. Березины в устье
р. Гайны. Основная территория занимает высоты 160–180 м. Поверхностные отложения представлены песчано-глинистыми озерно-болотными, водно-ледниковыми, аллювиальными отложениями, подстилаемыми донной мореной сожского возраста. В период высокого уровня
Полоцкого приледникового водоема долина Пра-Березины являлась его
естественным каналом стока на юг. Ледниковые воды подпруживались
невысокой Борисовской моренной грядой, а позже были спущены на
82
участке сквозной долины Березины. Сформированная выше прорыва
долина верхней Березины составляет наиболее низкую ступень поверхности. Заболоченная озерная низина создает второй ярус современного
рельефа. Глубина расчленения здесь менее 5 м/км2, густота расчленения
около 0,3 км/км2. Третья высотная ступень поверхности образована
водно-ледниковой равниной, представленной зандрами поозерского
возраста с абсолютными высотами до 180 м. Относительные высоты
здесь увеличиваются до 5–7 м/км2 за счет эоловых образований.
Наиболее высокие участки Верхнеберезинской низины представлены короткими выпуклыми моренными грядами и камовыми холмами – бывшими островами Верхнеберезинского озера. Абсолютные
высоты их превышают 200 м, глубина расчленения – 10 м/км2.
Значительную роль в современном рельефе играют речные долины
и озерные котловины. Последние представлены главным образом
мелководными остаточными озерами с плоским дном и низкими заболоченными берегами. В южной части долины р. Березины расположено
наиболее значительное оз. Палик площадью 7,68 км2 и глубиной не
более 2,0 м. Северная группа озер расположена в основном на территории Березинского биосферного заповедника: Манец, Плавно, Ольшица,
Домжерицкое, Теклиц. Наиболее значительные озера Ольшица площадью 3,98 км2 и Плавно – 4,0 км2. К этой же группе за пределами
заповедника принадлежат озера Межужол (площадь 2,86 км2) и
Медзозол (3,0 км2), которое пересекается Березиной в верхнем отрезке
течения.
Река Березина в пределах района принимает ряд притоков с
неширокими пойменными долинами: Черницу, Великую, Сху, Поню и
более крупную р. Гайну. Извилистое русло Березины имеет ширину
20–30 м и сопровождается многочисленными старицами. При впадении
в оз. Палик образует дельту. Ширина низкой заболоченной поймы
100–200 м. На высоте 4–5 м прослеживается первая надпойменная
терраса, вторая надпойменная терраса приподнята над уровнем реки на
10–15 м и врезана в отложения древнего водоема.
На северо-востоке района расположен Березинский канал, строительство которого в целях лесосплава продолжалось в 1797–1805 гг.
Начинается от р. Березины Сергучским каналом в р. Сервечь. Далее
проходит через озера Манец, Плавно, к Березинскому соединительному
каналу длиной 8 км до оз. Береша, вниз по рекам Береше и Эссе до
Лепельского озера, где начинается р. Улла – приток Западной Двины.
Общая длина водного пути около 170 км.
83
Лукомская ледниковая возвышенность
Район расположен на границе Поозерья. Граничит на юге с Центральноберезинской равниной, на востоке с Оршанской возвышенностью, на западе с Верхнеберезинской низиной. Контуры района ограничены изогипсой 200 м, вытянуты с севера на юг и с запада на восток
примерно на 60–70 км. В структурном отношении район представлен
Вилейским погребенным выступом и Приоршанской моноклиналью.
Линии крупных разломов пересекают центральную (Выжевско-Минский) и восточную (Чашникский) части территории. Пески, алевриты,
доломиты среднего девона достигают мощности 500–800 м. Основа возвышенности в антропогене образовалась в сожское время, а окончательно сформировалась в поозерское время и в голоцене. Мощность
антропогеновых осадков достигает 140–150 м. Рельеф ложа расчленен
ложбинами ледникового выпахивания и размыва глубиной до 100 м,
связанными с Двинско-Днепровской мегаложбиной. Через территорию
возвышенности проходил участок древнего Черноморско-Балтийского
водораздела. Его повышенные погребенные участки отмечены в
нескольких местах.
На поверхности Лукомской возвышенности преобладают высоты
180–200 м. Колебания составляют 164 м (уровень Лукомского озера) –
279 м в центре. Поверхность заметно расчленена, достигая на юге и в
центре 20–40 м. Густота расчленения невелика – около 0,3 км/км2.
Краевые моренные гряды сложно построены и вытянуты к северу и
северо-западу от оз. Лукомского. Относительные превышения гряд
составляют 15–20 м, длина 1,0–1,5 км. Нередко гряды служат цоколем
для камовых куполообразных холмов, достигающих высоты 30–35 м. В
строении краевых гряд заметное значение имеют гляциодислокации,
небольшие отторженцы, озовые комплексы, ложбины стока ледниковых
вод. К юго-востоку от конечно-моренных гряд прилегает рельеф
моренной равнины со значительными участками водно-ледниковых
дельт, котловинами небольших спущенных озер, термокарстовыми
западинами.
Гидросеть района представлена реками и озерами. Наиболее
значительной рекой является Эсса (верховье). Русло на этом участке
канализовано. Восточную часть возвышенности прорезает узкая
глубокая долина р. Бобр.
В пределах описываемого геоморфологического района расположены два крупных водоема. Оз. Лукомское – четвертое по величине в
республике после Нарочи, Освейского и Червоного. Площадь его
37,7 км2, максимальная глубина 11,5 м. Вытянутая с севера на юг его
84
котловина сформировалась в эпоху дегляциации последнего ледника,
когда расположенная севернее возвышенность послужила подпрудой
стоку талых вод на север и северо-запад. Значительную роль сыграли
термокарстовые процессы. Длина озера – 10,4 км, наибольшая ширина –
6,5 км. До 1969 г. озеро было связано с реками Уллой и Лукомкой. Сток
был перекрыт плотиной, поднявшей уровень оз. Лукомское на 1,5 м.
Оно стало бессточным и с 1969 г. служит водоемом-охладителем самой
крупной в республике тепловой электростанции. Для охлаждения турбогенератора вода из озера поступает по искусственному каналу и возвращается обратно подогретой на 8–12° С.
К югу от оз. Лукомского в субмеридиональном направлении
расположена причудливо извилистая ложбинная котловина оз. Селява в
системе р. Лукомки. Площадь озера 15 км2, максимальная глубина
17,6 м. Вытянутая на 14,5 км котловина окружена крутыми склонами,
сложенными моренными суглинками, а в пониженых местах – песками.
Свирские краевые ледниковые гряды
Геоморфологический район занимает междуречье Вилии и Нарочи,
до Свенцянских гряд на северо-востоке и границы с Литвой на севере.
Приурочен к Прибалтийской моноклинали и Вилейскому погребенному
выступу. Фундамент залегает на глубине 300–400 м ниже уровня моря.
На юге доантропогеновые отложения представлены ордовикскосилурийскими доломитами, известняками, глинами. На севере распространены девонские породы. Мощность антропогеновых отложений
достигает 100–120 м. В поверхности кровли коренных пород
обнаруживается линейное понижение – Свирская депрессия, близкая по
расположению и по форме ложбине озер Свирь–Вишневское.
Рельеф современной поверхности построен очень сложно. Преобладают высоты 150–175 м. В долине Вилии они опускаются ниже 150 м, а
высшая точка в юго-восточной части Свирской гряды достигает 210 м.
Скелет рельефа образуют краевые гряды: Свирская, Константиновская,
западная часть Южно-Нарочанской. Они относятся к максимальной
оршанской стадии поозерского оледенения, составляя таким образом
его южную краевую границу. Свирская гряда вытянута с северо-запада
на юго-восток вдоль западного побережья оз. Свирь на 45 км. Сложена
моренными валунными суглинками и супесями. Рельеф гряды
отличается разнообразным сочетанием холмов и впадин, создающих
расчлененную поверхность и мелкоконтурность угодий. Это
подтвердждается значительными относительными превышениями над
85
уровнем озера (45–50 м) и повышенным показателем холмистости –
более 10–12 вершин на 1 км2. Константиновская гряда, длиной около
40 км, вытянута параллельно Свирской вдоль восточного побережья
озера. Ее высота достигает 190–200 м. Грядово-холмистая поверхность
расчленена, подобно Свирской, древними водно-ледниковыми и
современными эрозионными процессами. Обе гряды имеют асимметричные склоны: крутые, обращенные в сторону озера. Противоположные склоны относительно пологие, распаханы и оконтуриваются
поверхностью пологоволнистой моренной равнины и участками
флювиогляциальных дельт. Характер рельефа способствует плоскостному смыву почв, а на участках крутых склонов – образованию
эрозионных рытвин и небольших оврагов.
Гидрографическая сеть района относится к р. Вилии и ее правому
притоку Страче. Кроме того, территория дренируется многочисленными
речками и протоками. Густота расчленения около 0,4 км/км 2. В пределах
района долина Вилии глубоко врезана и образует четыре надпойменные
террасы, сужаясь на сквозных участках через Ошмянскую
возвышенность вблизи Литовской границы до 1 км. Две нижние
террасы на высотах 4–5 и 9–10 м сформировались в голоцене. В конце
поозерского оледенения образовались третья и четвертая цокольные
террасы на высотах 12–14 м и 15–20 м над уровнем реки.
Озерные котловины, как и речные долины, придают
геоморфологии района индивидуальные отличия. Оз. Свирь вытянуто с
северо-запада на юго-восток на 14 км. Лежит в типичной ложбинной
котловине с корытообразным поперечным профилем подобным трогу.
Площадь озера 22,28 км2, максимальная гулубина 8,7 м, средняя – 4,7 м.
В южной части этой же ложбины расположено округлое подпрудное
оз. Вишневское, площадью 9,97 км2.
Группа озер получивших название Голубых (Блакитных) за
зеленоватый оттенок воды, расположено к северу от оз. Свирь в системе
р. Страчи. В 1972 г. здесь создан гидрологический заказник «Блакитные
озера», из которых наибольшую известность получили Болдук, Глубля,
Глубелька. Река Страча начинается из озер Швакшты. Большие и Малые
Швакшты лежат в заболоченой низине к северо-западу от оз. Нарочь.
Площадь Большого Швакшты 9,56 км2, а наибольшая глубина 5,3 м.
Озера соединены протокой, а из Малого вытекает р. Страча. В
верховьях долина реки плоская и заболоченная, но уже вблизи Голубых
озер ее глубина значительно увеличивается, образуются врезанные
излучины и сквозные участки. Река не дренирует озера, соединяется с
ними полузаросшими протоками, способствуя, таким образом,
сохранению их первоначального уровня. Положительными формами
86
рельефа этого участка являются высокие (30–40 м) куполовидные
камовые холмы и классические узкие с крутыми склонами озовые
гряды. Сложность рельефа и преобладание песчаных пород
способствовали сохранению лесов, которые заниммают до 90 %
площади. Наиболее крупное на территории заказника ложбинное
оз. Болдук с площадью 0,76 км2 при максимальной глубине 39,7 м.
Форма котловины типична для троговых долин. Озера Глубля (0,47 км2),
Глубелька (0,09 км2) и другие занимают котловины эворзионного
происхождения и депрессии между камами и озами.
В нижнем участке р. Страчи все больше ощущается низкое
положение базиса эрозии – уровень р. Вилии. На участке сквозной
долины через Свирскую гряду она образует большую петлю,
ограничивающую край древнего Свирского ледникового языка. Далее
долина становится все более глубокой с крутыми излучинами. Скорость
течения заметно увеличивается, появляются перекаты. Узкая пойма
сложена грубым песком с галькой.
Еще одна группа озер расположена по течению р. Сорочанки на
крайнем северо-западе района. Одиннадцать озер Сорочанской группы
занимают наиболее глубокие эворзионные впадины общей ложбины.
Котловины озер переуглублены по сравнению с Сорочанкой и соединяющими протоками. Сорочанская ложбина вытянута параллельно
оз. Свирь с северо-запада на юго-восток около 15 км. Наиболее
значительное оз. Тумское (Сорочанское, 0,86 км2). Озера Иодово и
Каймин при площадях 0,61 км2 и 0,43 км2 имеют максимальные глубины
19,7 и 19,5 м.
Сорочанская ложбина создана совместными действиями
ледниковой экзарации и эрозии подледникового потока. Об этом
свидетельствует корытообразная форма, повсеместное распространение
камов и озов вдоль бортов. На базе Сорочанских озер создан
гидрологический заказник.
87
Глава 3
Область возвышенностей и
равнин Центральной Беларуси
Общие черты
Территория геоморфологической области протягивается с запада на
восток (от Гродненской возвышенности до восточной границы республики) на 540 км. Расстояние с севера на юг (от севера Минской возвышенности до границы сожского ледника) – 230 км. Наиболее заметной
орографической особенностью является система возвышенностей Белорусской гряды, дугообразно вытянутых с юго-запада на северо-восток.
В пределах возвышенностей расположены максимальные высоты Республики Беларусь, превышающие 300 м над уровнем моря. Здесь проходят участки Черноморско-Балтийского водораздела Восточно-Европейской равнины. Общая площадь возвышенностей, ограниченная изогипсой 200 м, занимает основную территорию геоморфологической
области.
Поверхность характеризуется унаследовательностью со строением
кристаллического фундамента. Основные тектонические структуры
представлены Белорусской антеклизой на западе и Оршанской впадиной
на востоке. Современный облик рельефа является выражением всех
плейстоценовых оледенений и межледниковых эпох (в том числе
голоцена). Главную роль в формировании рельефа сыграло сожское
оледенение (110 тыс. лет), создавшее основной скелет поверхности с
помощью неманского, минского и днепровского потоков.
Возвышенности в центральной части республики отличаются
типично выраженным грядово-холмистым и крупно-холмисто-увалистым рельефом краевых (фронтальных) образований, сложенных суглинистым завалуненным моренным материалом, который перемежается с
супесчаными и песчаными разностями. Значительную роль в их оформлении сыграли гляциодислокации и отторженцы. Возвышенности разделены обширными равнинными и низинными пространствами водноледникового и озерно-ледникового происхождения, сложенными песчаным и песчано-галечниковым материалом.
В отличие от территории Белорусского Поозерья рельеф
центральной
части
республики
характеризуется
не
только
относительной древностью, но и ее внешними особенностями. Эти
черты выражены в ряде признаков денудации, эрозионного
расчленения, выполаживания поверхности. Их сочетания придают
88
возвышенностям монолитный характер со сположенными вершинами,
крутыми склонами, расчлененными речными долинами. Признаки
денудации нарушаются на участках озово-камового рельефа, как
правило, насаженного на моренное основание, образующего
куполообразные холмы типа сопок. Относительные превышения здесь
достигают нескольких десятков метров.
Отличительной чертой региона следует считать отсутствие
«живых» ледниковых озер. Многочисленные впадины заняты
остаточными котловинами, заполненными сапропелем и торфом. На
участках близкого расположения карбонатных пород встречаются
карстовые и суффозионные озера.
Долины рек, наоборот, хорошо разработаны, террасированы. Они
разделяют возвышенности на морфологические участки – узлы,
особенно в местах многочисленных сквозных долин и близкого
соприкосновения верховьев рек разных бассейнов. Долины рек,
дренирующих равнинные территории, характеризуются значительной
шириной пойм и террас, создающих вытянутые полосы аллювиальных
отложений.
В отличие от рельефа Поозерья ледниковые отложения на склонах
возвышенностей, на моренных равнинах прикрыты плащом рыхлых
отложений более позднего возраста – поозерского, позднеледникового и
голоценового. Эти покровные осадки стимулировали нивелирование
рельефа за счет значительной мощности делювия, а также достаточно
широко представленных лессовидных пород. Распространение
последних на значительных высотах формировало платообразные
поверхности плакоров и овражно-балочное расчленение склонов.
Условия формирования, характер геоморфологических процессов,
внешний облик рельефа позволяют разделить территорию центральной
части республики на западную (бассейн Немана и Березины) и
восточную (бассейн Днепра и Сожа) подобласти.
В центральной части республики выделено 14 геоморфологических
районов.
Геоморфологическое районирование
Гродненская краевая ледниковая возвышенность
Район расположен в бассейне р. Неман на западе республики у
границы с Польшей и Литвой. На севере расположена Озерская низина.
Южная граница проходит по отрогам Волковысской возвышенности, а
89
на востоке сменяется Скидельской низиной. Протяженность с севера на
юг 70 км, с запада на восток около 40 км.
Платформенный фундамент приурочен к Белорусской антеклизе и
залегает на глубине 150–200 м ниже уровня моря. Поверхность
коренных пород расчленена ложбинами ледникового выпахивания и
размыва; вблизи Гродно их днища опущены до -168 м, т.е. на наиболее
низкий
уровень
доантропогенового
чехла
и
представлены
карбонатными меловыми толщами, а также палеоген-неогеновыми
песчано-глинистыми осадками. Мощность антропогеновых отложений
варьирует в пределах от 50–60 м до 240 м и относится главным образом
к сожскому и отчасти к поозерскому времени. Поднятые и равнинные
участки сложены в основном песчано-гравийным и валунным
материалом, реже моренными супесями и суглинками с частым
включением меловых и палеогеновых отторженцев.
В целом Гродненская возвышенность является типичным ледораздельным образованием, построена разнообразно и сложно. Наиболее
высокие участки характеризуются глубиной расчления 30–40 м/км2, а
частота расчленения достигает 0,5–0,6 км/км2. Вершины конечных
морен составляют максимальные отметки поверхности. Южнее г. Гродно (Колпаковский массив) они достигают 247 м, а на севере (Сопоцкий
массив) – 212 м. Орографическая выраженность возвышенности
подчеркивается низким положением базиса эрозии. Ниже Гродно абсолютная отметка русла Немана опускается до 90–80 м – минимальная
высота над уровнем моря в пределах республики.
Конечно-моренный рельеф Гродненской возвышенности состоит из
нескольких гряд, образование которых можно отнести к кратковременным (фациальным, осцилляторным) остановкам края ледникового
покрова (А. К. Карабанов, 1983).
Наиболее высокая Коптевская гряда протягивается на 25 км в
субширотном направлении с высотами до 220 м. Значительным
выражением в рельефе выделяется Гродненская цепь конечных морен
(Гродненские высоты) с преобладанием среднехолмистого увалистого
рельефа высотой 200–212 м над уровнем моря. Рельефообразующее
значение на этом участке имеют глубокие сквозные долины р. Немана.
Гряды отличаются значительным распространением гляциодислокаций,
меловых и палеогеновых отторженцев. В карьерах меловых пород на
протяжении 200–300 м обнажаются типичные черты гляциотектогенеза:
чешуйчатые складки, гляциодиапиры, надвиги, плоскости сдвига
(Э. А. Левков, 1980). Южнее Гродненских высот прослеживается
Дубровская гряда с относительными высотами 25–30 м. Крайний север
района представлен краевыми моренами поозерского возраста, его юго90
западной границы. При несколько меньших высотах поозерские гряды
отличаются четкой орографической выраженностью (г. Лисья). Эта
особенность подчеркивается широким распространением в пределах
всей возвышенности камов и камовых массивов высотой до 20–25 м,
увеличивающих гряды, придающие им внешний вид низкогорья.
Склоны возвышенности окружены пологоувалистой мелкохолмистой моренной равниной, расчлененной долинными зандрами, широкими водно-ледниковыми ложбинами глубиной 7–10 м. Значительно
глубже врезаны долины левых притоков Немана-Свислочи и Лососны.
Ширина долин достигает 2–3 км. Склоны осложнены высокой поймой и
надпойменной террасой. У Лососны ее ширина составляет 1,0–1,5 км.
Наиболее крутые участки речных долин изрезаны оврагами. Известность в научной литературе получил овраг «Колодежный Ров» вблизи
д. Принеманская, на склоне которого вскрыт геологический разрез с
отложениями александрийского (березинско-днепровского) межледниковья.
Неманская низменность
Район распространяется сложно построенной широкой полосой с
запада на восток вдоль Немана от устья р. Котры до устья рек Уши и
Березины (неманской). Протяженность по длине достигает 200 км при
ширине 40–70 км. Граничит на севере с Озерской низиной и Лидской
равниной; на северо-востоке – с Ошмянской и Минской, на юге граница
совпадает с Новогрудской, Слонимской и Волковысской возвышенностями. В геоструктурном отношении район приурочен к своду Белорусской антеклизы, а на крайнем северо-востоке – к Воложинскому грабену. Поверхность коренных пород пересечена глубокими ледниковыми
ложбинами и локальными выступами. Кристаллический фундамент залегает на глубинах от нуля на востоке (г. пос. Ивье, г. пос. Кореличи) до
100–250 м ниже уровня моря к юго-западу от Воложина. Доантропогеновая толща сложена мелом, мергелем, песками мелового возраста и
отложениями палеогена. В понижениях ложа их мощность достигает
120–180 м и представлена всеми отделами четвертичной системы.
Несмотря на сложность строения коренного рельефа, современный
рельеф представлен плосковолнистой и слегка всхолмленной поверхностью водно-ледникового, озерно-ледникового и аллювиального происхождения, главным образом сожского и в меньшей степени поозерского возраста. Преобладают песчаные и песчано-гравийные осадки,
реже супеси.
91
На основании геолого-геоморфологического строения Неманская
низменность делится на юго-западный участок – озерно-ледниковую
Скидельскую низину и северо-восточный – водно-ледниковую
Любчанскую низину. Абсолютные высоты первой колеблются в
пределах 115–130 м. Густота расчленения рельефа 0,2–0,3 км/км2.
Любчанская низина располагается на более высоких гипсометрических
уровнях: 135–145 м в северной и 150–160 м в восточной части. Густота
расчленения 0,5–0,6 км/км2.
В пределах района большую роль играют болота, в основном
мелиорированные, а также широкие ложбины стока талых ледниковых
вод, заболоченные вогнутые озерные котловины. Основную сеть дренирующих рек составляет Неман и его правые и левые притоки, образующие древовидную систему субсеквентных долин. Наиболее крупные
(с запада на восток): Котра, Свислочь, Россь, Зельвянка, Щара, Лебеда,
Дитва, Гавья, Березина с Ислочью, Уса, Уша с Сервечью. В долинах
развита широкая (3–4 км) заболоченная пойма двух уровней. Многочисленные живые и заросшие старицы разнообразят поверхность озерноаллювиальных низин. В некоторых долинах рек (Щара, Зельвянка)
отмечены две надпойменные террасы. В других долинах развита первая
надпойменная терраса, хорошо выраженная в низовьях рек. Встречаются остаточные и карстовые озера. Наиболее значительное – оз. Кромань. Площадь 0,92 км2, максимальная глубина 26,5 м.
В строении рельефа и речных долин важное участие принимают
сквозные участки. На границе Беларуси, Литвы и Польши расположены
две долины прорыва Пра-Немана, образованные в эпоху таяния Балтийского ледникового покрова. Более древняя долина образовалась в
верховьях рек Черная Ганча – Нетто и соединяет Неман с Вислой. Эта
долина использована для сооружения Августовского канала, длина
которого на территории Беларуси 22 км. Одновременно с освобождением водного пути на север сформировалась молодая сквозная долина
Немана непосредственно в сторону Балитийского моря. Для территории
района в этом отношении интерес представляет долина р. Щары. Она
берет начало в понижении рельефа между Новогрудской и Копыльской
возвышенностями и продолжается с севера на юг по направлению к
р. Ясельде (Полесье). Это древнее русло существовало до освобождения
Неманской низменности от ледникового покрова, что позволило поверхностным водотокам повернуть по уклону в сторону Балтийского моря.
На участке сквозной долины Щара заворачивает под прямым углом,
перехватывает устье р. Мышанки и с помощью регрессивной эрозии
поворачивает на север-северо-запад к Слонимской возвышенности.
Продолжение древнего меридионального отрезка Щары вместе с
92
Выгонощанским озером послужило основным направлением Огинского
(Днепро-Неманского) канала, длиной 55 км. Широкие плоские
пространства низины разнообразятся многочисленными эоловыми
образованиями, представленными эоловыми грядами, параболическими
дюнами и бугристыми песками. Они обычно вытянуты вдоль речных
долин. Дюны отличаются асимметричными профилем: наветренным
пологим (5–10º) и подветренным крутым (15–30º). Высота гряд и дюн
несколько метров, длина 0,5–2,5 км, ширина до 100–200 м. Между эоловыми формами образуются котловины выдувания глубиной до 2 м, в
диаметре более 100 м. Наиболее высокие куполообразные вершины
морфологически сливаются, образуя песчаные массивы с относительными превышениями 10–15 м.
При характеристике Неманской низменности целесообразно
остановиться на геоморфологии долины р. Неман. Под названием
Неманец река начинается в Узденском районе при слиянии небольших
водотоков: Выня, Лоша, Неманец, Уса, Турья, в понижении между
Минской и Новогрудской возвышенностями. Длина реки 937 км, на
территории республики 459 км. Площадь водосбора в пределах
Беларуси 35 тыс. км2. Густота эрозионной сети 0,47 км/км2.
Неман течет преимущественно по низменности в субширотном
направлении. Огибая ряд возвышенностей, он образует маргинальную
долину четковидного строения. При средней ширине долины 2–5 км на
отдельных участках она расширяется до 20 км, образуя озеровидные
низменные участки, например при впадении Березины, Молчади.
Вместе с тем отмечаются значительные сужения долины. Так, у
г. Мосты при слиянии с Котрой ширина долины 0,4–0,9 км, а в районе
Гродно приобретает сквозной каньонообразный характер. Здесь глубина
вреза достигает 40 м. Через него происходил спуск приледниковых озер.
На всем протяжении долина асимметрична, причем правый крутой
берег в излучинах меандров нередко сменяется крутым левым. Склоны
долин часто расчленены оврагами и балками.
В морфологии долины выделяется серия поозерских и позднеледниковых локальных эрозионных (врезания) террас, связанных с колебаниями уровня неманского приледникового озера (Л. Н. Вознячук,
М. А. Вальчик, 1978). Цикловыми являются пойма и две надпойменные
террасы. Выше устья р. Щары пойма имеет два уровня на высотах
0,5–1,5 и 2–3 м; ниже выделяется третий уровень на высоте 4–5 м. На
участке выше устья Молчади ширина поймы достигает 4–5 км, сужаясь
в районе городов Мосты и Гродно до 0,1–0,15 км. На поверхности
поймы выделяются прирусловые валы, ложбины, старицы в
93
центральной части и заболоченные понижения, иногда с русловым
потоком, в притеррасной части.
Первая надпойменная терраса цокольная, шириной до 1 км. Над
уровнем воды она возвышается на 6–7 м у г. Мосты и на 9–11 м у
г. Гродно. Вторая надпойменная терраса цокольная, она четко выделяется ниже г. Мосты. Над урезом воды в низовьях поднята на 13–15 м.
Мощность аллювия 5–7 м. Ширина площадки несколько сотен метров.
На поверхности нередко встречаются эоловые формы. Ниже устья
р. Молчади местами выделяется третья цокольная надпойменная
терраса. Ширина площадки менее 1 км, мощность аллювия 3–5 м.
Хорошо представлены дюнно-бугристые формы.
Лидская моренная равнина
Район расположен на западе республики. Границами служат
речные долины Березины на востоке и Котры на западе. Длинная ось
составляет 130 км, ширина 15–45 км. Южная граница проходит по
Неманской низине, восточная – по отрогам Минской возвышенности; на
севере район граничит с Вороновской равниной и Ошмянской
возвышенностью.
В тектоническом отношении равнина приурочена к северной части
Белорусской антеклизы. В центре, вблизи г. пос. Ивье, кристаллический
фундамент расположен на глубине 20–30 м, а на востоке, в пределах
Воложинского грабена, его глубина достигает – 250 м. Отложения
осадочного чехла представлены мелом. В отдельных местах отмечены
палеогеновые пески, а также протерозойские пески, глины, алевролиты.
Мощность антропогеновых пород в понижениях рельефа достигает
150–180 м, а на повышениях сокращается до 100 м. В их числе
распространены осадки днепровского, а в некоторых местах
поозерского времени.
Современная поверхность представлена холмистой и волнистой
равниной. Максимальные высоты расположены севернее г. Лиды и по
направлению к г. Щучину, где они достигают 200–207 м. По этой линии
распространены среднеувалистые участки краевого рельефа. Основная
территория представлена моренной равниной сожского возраста с
абсолютными высотами 140–145 м. Густота расчленения 0,4–0,5 км/км2.
Для пологой и мелкоувалистой поверхности характерны ложбины
ледникового выпахивания и размыва, созданные ледниковыми
потоками. Широкое распространение получили камы и озовые гряды
длиной несколько километров и высотой 5–10 м. Понижения камово-
94
озовых участков заняты термокарстовыми западинами. В северозападной части района, вдоль долины рек Дитвы и Гавьи, протягивается
водно-ледниковая равнина поозерского возраста, сложенная песчаногалечниковыми осадками.
Речная сеть, дренирующая Лидскую равнину, представлена
правыми притоками Немана: Дитвой, Лебедой, Гавьей, Березиной. В
верховье Дитвы расположена сквозная долина, соединяющая бассейны
Немана и Мяркиса.
Вороновская водно-ледниковая равнина
Район расположен на западе республики на границе с Литвой.
Служит водоразделом притоков Немана Дитвы, Жижмы, Гавьи.
Расстояние в широтном направлении – 35 км, в меридиональном –
около 40 км. Район приурочен к северной части Белорусской антеклизы.
Центр и восток занимает Вороновское поднятие кристаллического
фундамента с высотами 40 м. На западе глубина фундамента опускается
до 150 м. Коренные породы представлены меловыми отложениями, а на
западе распространены неогеновые песчано-глинистые осадки.
Поверхность коренных пород выровнена, на северо-востоке расчленена
ложбинами ледникового выпахивания и размыва. Днища ложбин
опущены до отметок 20–60 м. Общая мощность антропогеновых пород
колеблется в пределах 110–130 м, а в ложбинах достигает 230 м.
Отличительной чертой геоморфологии района служит южная
граница поозерского оледенения, которая проходит по северо-востоку
равнины и выражена краевыми моренными комплексами. Преобладает
среднехолмистый рельеф с абсолютными высотами до 180 м и
относительными превышениями до 15 м.
Основная часть территории представлена пологоволнистой и
среднеувалистой поверхностью сожского возраста. Абсолютные
отметки рельефа колеблются в пределах 160–190 м; на отдельных
участках юга и северо-востока высоты увеличиваются до 207–211 м, где
отмечены крупнохолмистые и грядово-холмистые формы. Здесь же
получили распространение термокарстовые западины, а вершины
холмов представлены камами.
Территория с высотами 150–170 м на севере занята поозерской и
сожской водно-ледниковыми равнинами, расчлененными ложбинами
стока талых ледниковых вод.
95
Минская краевая ледниковая возвышенность
Центральную часть Беларуси занимает наиболее крупная в
республике система моренных возвышений, объединенных под общим
названием Минской. Геоморфологический район вытянут с севера на юг
от верховьев Березины (днепровской) до верховьев Немана на
расстоянии более 150 км. Морфологическая и генетическая связь
Минской возвышености с Ошмянскими грядами на западе выражена в
амфитеатре краевых ледниковых комплексов, образующих дугу длиной
250 км. Границами района служат равнины и низины: Нарочанская,
Верхнеберезинская, Центральноберезинская, Столбцовская.
Геоморфология района обнаруживает определенную связь с
тектоническими структурами. Ее цоколем является свод Белорусской
антеклизы – Вилейский погребенный выступ. Юго-восточная часть
возвышенности расположена в пределах Воложинского грабена
ограниченного Ошмянским и Налибокским разломами. Крупные
разломы вытянуты по линии Дзержинск–Минск–Логойск–Борисов
(Выжевско-Минский) и в междуречье Березины и Вилии. Абсолютные
отметки фундамента увеличиваются от центра к периферии. В районе
г. Дзержинска он расположен на 100–200 м ниже уровня моря, в Минске
опускается на глубину 300 м и далее на восток на 500 м. Мощность
осадочного чехла колеблется от 300 до 700 м. Он представлен глинами,
мергелем; в центре значительные площади занимают отложения
меловой системы – мергель, мел, пески. Антропогеновая система
представлена моренными и водно-ледниковыми отложениями
березинского, днепровского, сожского возраста. Их мощность на
территории республики, в среднем составляет около 200 м, а максимальная в районе Логойска достигает 325 м. Ложе антропогена сильно
расчленено. Абсолютные высоты у Заславля – 142 м, в Логойске – до
105 м. Поверхность разнообразится локальными поднятиями (Воложинское, Олехновичское, Острошицкое, Янушковичское) и депрессиями,
наиболее значительная из которых Логойская (глубиной -105 м) имеет
метеоритное происхождение. Наиболее значительные ложбины
ледникового выпахивания и размыва – Верхнеберезинская (ответвление
Двинско-Днепровской мегаложбины) и Березинская севернее
Воложина.
История формирования Минской возвышенности и ее
геоморфология настолько сложны, что отдельные ее крупные участки
имеют основание рассматриваться как самостоятельные геоморфологические районы (или подрайоны). Наибольшую роль в строении
96
возвышенности играют ледниковые покровы днепровского оледенения,
которые составляют около половины объема антропогеновых толщ.
Моренные отложения представлены супесями, реже суглинками, сильно
завалуненными. В геологическом смысле это сложный конгломерат
краевых
образований,
которые
образуют
мощные
узлы,
сформированные главным образом в результате фаз и осцилляций в
днепровское и сожское время. Внешне выделяются Ивенецкий,
Минский, Радошковичский и Логойский узлы. Они представляют собой
угловые массивы – Ивенецко-Минский, Ильянский, Логойский и др.
Здесь расположены наиболее высокие отметки рельефа: горы
Дзержинская (346 м), Лысая (342 м), Маяк (335 м). В строении
моренных и водно-ледниковых толщ выделяют днепровскую, минскую,
ошмянскую стадии. Они образуют верхний и нижний разновозрастные
комплексы. Нижний комплекс представлен основной мореной,
оформленной в виде угловых массивов. Накопление отложений связано
с трансгрессивным этапом развития ледникового покрова. Верхний
комплекс, рельефообразующий, представлен моренами напора
несогласно залегающими с нижним комплексом, наложенным на него в
эпоху регрессивного этапа деятельности ледника. Верхний комплекс
представлен типичным конечно-моренным холмистым рельефом с
проявлениями гляциотектогенеза (надвигами, чешуями), а также
формами неподвижного льда и термокарста. А. В. Матвеев дает
подробную характеристику маргинальных фронтальных гряд,
образованных в разные стадиальные подвижки края ледника. К ним
относится
Воложинско–Заславско–Докшицкий
пояс
краевых
образований. Он включает Воложинские, Радошковичские, Логойские,
Плещеницкие гряды. В их числе выделяются гряды второго порядка,
оформленные в этапы осцилляторных подвижек (Дайновская,
Молодечненская, Зембинская и др.) Основные стадии имеют связь с
Копыльской грядой, Новогрудской возвышенностью.
Геология и геоморфология Минской возвышенности в конечном
этапе являются произведениями сожского оледенения, неоднократно
наложенного на днепровское основание. Однако в литературе
существует и другое мнение, которое рассматривает Минскую
возвышенность как результат деятельности двух последних стадий
днепровского оледенения – минской и ошмянской (Л. Н. Вознячук,
М. А. Вальчик, И. Н. Салов, М. Е. Комаровский). Отложения поозерского возраста представлены перигляциальными образованиями.
Сложность строения, большие абсолютные и относительные
высоты в пределах Минской возвышенности создают признаки
вертикальной геоморфологической дифференциации (ярусности).
97
Верхний ярус (250–300 м) образуют узлы и угловые массивы:
Логойский, Радошковичский, Ивенецко-Минский. Они отличаются
крупнохолмистым и грядовым рельефом с относительными высотами до
80 м над уровнем Центральноберезинской равнины. Холмы имеют
куполовидную форму, придающую ландшафту облик сопочного
мелкогорья. Значительные (до 30°) уклоны способствуют движению
грунта по склонам и образованию скелетных почв. Вершины чаще всего
покрыты лесом, на супесях преобладают сосновые лишайниковые боры
с можжевельником в подлеске. В местах распространения суглинистых
морен в составе леса появляется ель, а подлесок более богат.
Средний ярус занимает высоты 250–220 м. Представлен среднехолмистым, увалистым рельефом с относительными превышениями
40–50 м над поверхностью равнин. В составе морен преобладают валунные суглинки и супеси. Вершины нередко увенчаны куполовидными
камами, сложенными слоистыми песчаными отложениями. Активно
развиваются склоновые процессы и формирование делювия. Растительность представлена суходолами и смешанными сосново-мелколиственными лесами с примесью ели. Пологие межхолмистые понижения распаханы. Нижний ярус на абсолютных высотах 220–180 м представлен
пологоволнистой водно-ледниковой и моренной равниной. Наиболее
высокие участки выделяются в виде камов и озовых гряд. Пологие
южные и юго-западные склоны возвышенности нередко покрыты слоем
лессовидных пород. Их присутствие оказывает нивелирующее влияние
на моренный рельеф. Вместе с тем лессовидные породы стимулируют
развитие эрозионных форм: оврагов, балок, рытвин. Нижний ярус в
основном распахан. Участки леса, кроме сосны, включают ель, дуб и
богатый кустарниковый подлесок. Самый низкий ярус с высотами менее
180 м занимают долины рек, понижения спущенных озер, днища эрозионных врезов.
Характерную особенность рельефу придают лессовидные породы.
Они широко распространены на южных, юго-западных, юго-восточных
склонах, где образуют плащ мощностью до 2–4 м на высотах 180–220 м.
(О. Ф. Якушко, 1954). Лессовидные суглинки и супеси залегают
непосредственно на моренных и водно-ледниковых отложениях и по
возрасту
относятся
к
позднему
поозерью
или
раннему
позднеледниковью. Благодаря значительной распаханности эти районы
отличает интенсивная древняя и современная эрозия. На склонах балок
и речных долин образуются молодые эрозионные рытвины, а на
плакорах – суффозионные западины. Заметную роль в облике
возвышенности играют техногенные формы, представленные
карьерами, выемками по добыче торфа и др.
98
Через наиболее высокие участки Минской возвышенности
проходит Черноморско-Балтийский водораздел. Истоки рек днепровского и неманского бассейнов начинаются в наиболее высоких точках
рельефа, располагаясь близко друг к другу своими верховьями (Ислочь–
Птичь, Свислочь–Уша, Илия–Гайна). К бассейну Немана относятся
притоки Березины (неманской) Уша, Неманец, Лоша; Вилии – Двиноса,
Илия. К днепровской системе относятся притоки Березины (днепровской) Свислочь, Плиса, Гайна. Реки небольшие, но глубина вреза достигает 15–20 м. Хорошо развиты пойма и надпойменная терраса.
Сквозные долины пересекают возвышенность в периферических
частях. Сквозная долина р. Березины неманской рассмотрена при
характеристике Ошмянских гряд. Еще одна долина прорыва образована
в верховьях рек Илии и Гайны (рис. 15). Когда ледниковый покров
занимал Нарочанскую равнину, сток талых вод направлялся на юг по
Гайне в Днепр. После освобождения уклона поверхности на северозапад Илия изменила направление в сторону Вилии. Сквозная долина
представлена относительно узким коридором с крутыми склонами и
плоским заболоченным дном.
Реки в пределах Минской возвышенности в значительной степени
трансформированы техногенным воздействием. На Свислочи расположены водохранилища: Заславское (27 км2), Криница, Дрозды, Чижовское, Комсомольское озеро, Осиповичское. Значительная часть реки
канализована и входит в Вилейско-Минскую водную систему. Длина
соединительного канала системы 70 км от устья Илии до Свислочи.
Подъем через водораздел в районе Радошкович составляет 75 км. Созданное Вилейское водохранилище, является самым крупным искусственным водоемом в республике, площадью 64,6 км2. Максимальная ши99
рина 3 км, глубина 13 м. Береговая линия слабо изрезана имеет протяженность 137 км. Берега низкие, около 25 % берегов подвергнуты
абразии.
Ошмянские краевые ледниковые гряды
Крупный геоморфологический район на северо-западе граничит с
Нарочанской, Лидской равнинами и Минской возвышенностью.
Система Ошмянских краевых гряд образует маргинальную дугу
вытянутую с северо-запада на юго-восток, ограничиваясь долиной
Вилии в районе Вильнюса и Березиной Неманской на границе с
Минской возвышенностью. С последней она имеет тесную
морфогенетическую связь. Общая протяженность гряд более 100 км,
ширина около 40 м.
В тектоническом отношении Ошмянские гряды приурочены к
Воложинскому грабену Белорусской антеклизы, ограниченному
Ошмянским и Налибокским разломами кристаллического фундамента,
погруженного на 250–350 м ниже уровня моря. Доантропогеновые
породы отличаются пестрым составом и древностью, что связано с
тектогенезом и ледниковой деятельностью. В районе Воложина
обнаружены глины и песчаники протерозоя, вблизи Сморгони залегают
алевриты и песчаники кембрия, известняки силура и ордовика на
северо-западе района. На основной территории коренные породы
представлены отложениями мелового возраста – мергелем, мелом,
песками.
Ложе антропогеновых отложений отличается расчлененностью и
значительными колебаниями абсолютных высот: от 118 м выше уровня
моря до -12 м (в районе Молодечно). По нескольким направлениям
прослеживаются ложбины ледникового выпахивания и размыва.
Современный грядовый и среднехолмистый рельеф образован в
результате сложной эволюции накопления моренных отложений
березинского, днепровского, сожского, поозерского оледенений. При
средней мощности плейстоценовых толщ 100–120 м максимальные их
величины достигают 250 м. Подавляющая часть геологов и
геоморфологов Беларуси относят основной этап формирования рельефа
района к сожскому времени, главным образом Ошмянской стадии и
нескольких фациальных и осцилляторных подвижек края ледника
вилейской лопасти. Поозерские осадки получили распространение в
котловинах, долинообразных понижениях поверхности и представлены
водно-ледниковыми, аллювиальными перигляциальными отложениями.
100
Литовские ученые доказывают поозерский возраст западной и северной
частей Ошмянской возвышенности, мотивируя это тем, что осадки
муравинского межледниковья перекрыты на этой территории не
перигляциальной толщей, а отложениями напорных морен поозерского
возраста, его наиболее древней оршанской (бранденбургской) стадии.
В работе М. Е. Комаровского (1996) подчеркивается важнейшая
роль в образовании возвышенности гляциотектонических процессов,
которые выразились в складчатых и скибовых дислокациях,
сопровождающихся нарушением и перемещением по надвигам
маргинальных конечных морен. Процессы гляциотектоники в эпоху
сожского оледенения явились основой рельефообразующих процессов
даже в сравнении с ледниковой экзарацией и аккумуляцией. Проявление
ледникового литоморфогенеза, гляциотектонические процессы происходили в подледных условиях и прекрасно выражены в строении
краевых гряд. Здесь сформировались сложнодислоцированные двучленные комплексы ледниковых образований, представленные чешуйчатыми монолитными основными моренами в нижнем и гляциоаллохтонными (принесенными) напорными мощными конечными моренами в
верхнем ярусе.
В результате сформировалась густорасчлененная поверхность.
Преобладают абсолютные высоты 200–220 м. В центре они достигают
300 м. Высшая точка – гора Милидовская (320 м). Глубина расчленения
45–50 м/км2, густота около 0,45 км/км2. Центральная часть
возвышенности представлена пятью грядами, расположенными
кулисообразно. В их сложении преобладает супесчаный, песчаногравелистый, валунный материал. Куполообразные вершины моренных
холмов, камов имеют облик сопок с относительными высотами 50–60 м.
Между грядами вытянуты понижения долинных зандров. На склонах
получили распространение радиальные озовые гряды с волнистой
вершинной поверхностью и крутизной склонов до 40º.
Существенное значение в рельефе Ошмянских гряд имеют речные
долины. Наиболее значительные реки: Березина с Гольшанкой, Гавья и
Мяркис. Выше сквозного участка (рис.16) озеровидное расширение
шириной 4,5–5 км сменяется узким (около 0,5 км) врезом до 10–15 м.
Днище осушенного приледникового озера представлено низкой заболоченной и заторфованной поймой с многочисленными старицами. На
высоте 4–5 м нечетко выражена первая терраса. Вдоль бровки
протягиваются полосы невысоких дюн.
Верховья Гольшанки – Ошмянки в районе г. Ошмяны – д. Солы
образуют долину прорыва, возникшую в процессе регрессивной эрозии
рек. Сквозной участок представлен сухой долиной с крутыми склонами,
101
высотой 12–15 м, заболоченным и заторфованным дном. На склонах
гряд и речных долин распространены древние сухие балки, а также
эрозионные рытвины и овраги, связанные с техногенными процессами.
Новогрудская краевая ледниковая возвышенность
Геоморфологический район расположен на западе республики,
образуя водораздел между системами рек Немана и Днепра. Граничит с
Неманской
низиной
(Любчанская
и
Скидельская
низины),
Столбцовской равниной на востоке, со Слонимской возвышенностью на
юге. Новогрудская возвышенность представляет собой ледораздел
между неманским и минским потоками и характеризуется
монолитностью очертаний и четкой ограниченностью глубокими
речными долинами.
В тектоническом отношении район приурочен к высокому участку
Белорусской антеклизы. Кристаллический фундамент в районе
Новогрудка и на юго-западе залегает выше уровня моря, абсолютные
высоты 10–50 м; на периферии снижаются до -120 м. На высоких блоках
породы фундамента покрыты непосредственно антропогеновыми
102
отложениями; на остальной территории под антропогеновым покровом
залегают породы меловой системы – мел, известняк, поверхность
которых густо расчленена. Мощность антропогеновых толщ достигает
200 м, в районе Новогрудка превышает 330 м. В их образовании
принимали участие березинский, днепровский, сожский ледниковые
покровы. Основное распространение имеют красно-бурые моренные
суглинки, супеси, часто опесчаненные, сильно заволуненные, с
россыпями галечно-валунного материала.
Основная часть возвышенности представлена краевыми образованиями, как насыпными, так и напорными, с признаками проявления
гляциодислокаций и отторженцев коренных пород. В их строении
наблюдается высотная ступенчатость. Фронтальные гряды характеризуются крупнохолмистым увалистым рельефом с относительными
превышениями над речными долинами до 60–70 м. В центре возвышенности абсолютные высоты составляют 220–300 м. Высшая точка гора
Замковая (323 м). Наиболее высокие гряды причленены к поднятым
угловым массивам: Пуцевичскому, Дятловскому, Яновичскому и др. В
таких участках рельеф приобретает характер низкогорья. По данным
М. Е. Зуся (1973), в пределах возвышенности выделяется несколько фаз
(щарская, городищенская, средненовогрудская) и осцилляций периода
дегляциации сожского ледникового покрова. Отличительной чертой
положительных форм поверхности являются высоко приподнятые
плосковолнистые поверхности, ограниченные глубокими речными
долинами. Средний ярус рельефа образует моренная равнина с
абсолютными высотами 170–190 м, с пологоволнистой и мелкохолмистой поверхностью. Последняя расчленяется речными долинами и
овражно-балочными системами. Распространение получили ложбины
талых ледниковых вод глубиной 10–15 м, увалы, термокарстовые
западины, суффозионно-карстовые котловины. Нередко встречаются
скопления камов. Более низкая ступень занята плосконаклонной
пологоволнистой водно-ледниковой равниной с ложбинами, долинными
зандрами, скоплениями эоловых бугров, серповидными дюнами.
Индивидуальными особенностями в пределах возвышенности
обладают речные долины. Речная сеть образует древовидную систему
левых притоков Немана-Щары, Сервечи, Молчади. Хорошо выражена
пойма, первая надпойменная терраса, фрагментами вторая. Река
Молчадь в центральной части возвышенности образует глубокую
сквозную долину с р. Мышанкой. Последняя служила стоком
ледниковых вод в бассейн Припяти, когда Неманская низина была
покрыта ледником. С освобождением направления стока на северозапад образовалась долина р. Молчадь, пересекающая возвышенность в
103
центре. Врез речных долин многочисленных, небольших водотоков
достигает 50 м. К ним причленяются древние балочные системы. Озер в
пределах возвышенности мало. Наиболее мелкие занимают
термокарстовые западины. Котловины относительно крупных озер
принадлежат суффозионно-карстовому типу. К ним относятся озера
Колдычевское и Свитязь. Оз. Свитязь расположено в бассейне
р. Молчадь в пределах Свитязянского ландшафтного заказника.
Площадь оз. Свитязь 2,24 км2, урез воды 242 м, максимальная глубина
15,05 м. Форма округлой воронкообразной котловины над выступом
меловых пород способствует грунтовому питанию, мезотрофному
режиму с низкой минерализацией и слабокислой активной реакцией
водной массы.
Особый интерес в геоморфологическом строении Новогрудской
возвышенности представляют лессовидные суглинки и супеси, которые
получили широкое распространение на севере и северо-востоке. Лессовидные породы покрывают поверхность моренной равнины и склоны
моренных гряд на высотах до 200 м и более, мощностью 3,0–5,0 м. В отличие от типичных лессов лесостепной зоны лессовидные отложения
Новогрудской и других возвышенностей Беларуси отличаются не только
меньшей площадью, но и более грубым механическим составом, слоистостью, меньшей степенью карбонатности, однако их роль рельефообразующего фактора достаточно велика. Она выражается, с одной стороны, в нивелирующей роли поверхности, а с другой – в стимулировании развития эрозионных процессов. Строение, механический и химический состав, размещение в рельефе дают основание относить лессовидную породу к разряду полигенетических образований. Накопление
толщи первичного лессового материала происходило в эпоху оршанской (бранденбургской) стадии поозерского оледенения. Процесс облессования относится к эпохе сухого и относительно теплого пребореалбореального времени голоцена. Эрозионные процессы относятся к
числу унаследованных: особенности климата, обилие древних глубоко
врезанных речных долин и балок, низкое положение базиса эрозии,
характер лессовидных пород. Длина оврагов 2–3 км, глубина 20–30 м.
На склонах обнаружены межледниковые почвы (дд. Дворец, Рутковичи,
Тимошковичи). На современном этапе произошло наложение эрозионной деятельности на природные ландшафты за счет хозяйственного
использования плодородных почв на лессовых породах. Густота расчленения в результате роста овражных систем достигла 4–5 км/км2, а
глубина 50–70 км/км2. В результате местные водоразделы приобрели
форму блоков, гребней шириной 1–2 км, а на участках овражных вершинных перехватов 150–200 м. Все эти показатели эрозионного расчле104
нения более высокие, чем на Среднерусской возвышенности. Современная антропогенная деятельность проявляется в распашке, сведении
лесов, дорожной эрозии, значительном увеличении эрозионных
процессов. Например, в 1866 г. общая длина оврагов составила 75 км, а
в 1970 г. – 385 км. Площадь распространения оврагов в 1866 г. – 165 км,
а в 1970 г. достигала 458 км (О. Ф. Якушко, Г. П. Рудова, 1982).
Кроме овражного расчленения, техногенные формы рельефа в
пределах возвышенности представлены карьерами по добыче
строительных полезных ископаемых, спрямленными участками речных
русел, дорожными насыпями, прудами, которые в сумме наложили
заметный отпечаток на строение поверхности района.
Волковысская краевая ледниковая возвышенность
Геоморфологический район расположен на западе республики
между левыми притоками Немана, Свислочью и Зельвянкой. Вытянут в
субмеридиональном направлении на 80 км при ширине около 40 км.
Граничит на севере с Гродненской возвышенностью и Неманской
низиной. Восточная и южная границы проходят по Слонимской
возвышенности.
В тектоническом отношении район лежит на стыке Белорусской
антеклизы и Подлясско-Брестcкой впадины. На северо-востоке
фундамент залегает на глубине – 70 м, на западе и на юге опущен до
глубины – 200–300 м. Доантропогеновые породы представлены
палеоген-неогеновыми и меловыми осадками, выступающими в долинах
рек. Поверхность их изрезана ложбинами ледникового выпахивания и
размыва, нередко совпадающими с современными долинами рек, а
глубина тальвегов достигает 20 м и ниже. Поднятое положение
коренных пород совпадает с наиболее высокими отметками современного рельефа. Мощность антропогеновых отложений на севере
достигает 200 м. Средние значения около 70–100 м. Преобладают
моренные валунные суглинки и супеси, часто песчано-гравийный
материал днепровского и сожского возраста. В составе антропогеновых
пород характерны многочисленные гляциодислокации и отторженцы.
Основу современного рельефа составляют породы сожского ледникового покрова, сформированные свислочским, росским, зельвянским
языками неманского потока. Они представлены четырьмя фациальными
комплексами: Порозовским, Свислочским, Берестовицким, Каменским.
Основная территория возвышенности ограничена изогипсой 180 м.
Максимальные высоты с отметками 200 м и более метров образуют
105
повышения, разграниченные глубокими речными долинами. Поднятия
представлены угловыми и краевыми массивами (г. пос. Порозово) с
максимальной высотой 256 м, в междуречьи Росси и Зельвянки (229 м),
в виде многочисленных небольших образований – Красносельское,
Волковыское (216 м) и др.
Особенности распространения и строения краевых моренных гряд
подробно характеризуются в работах В. М. Федени (1986). Наибольшую
выраженность они получили вблизи речных долин, где образуют
крупнохолмистые грядово-холмистые формы напорного типа с
относительными превышениями 30–40 м. При слиянии гряды образуют
провисающие на юг дуги.
В строении Порозовского массива выделяется несколько десятков
гляциогенных чешуй в меловых и антропогеновых отложениях.
Мощность чешуй 40–150 м. Крупные гляциодислокации обнаружены у
д. д. Пески, Каменка, г. пос. Ружаны (Э. А. Левков, 1980). На вершинах
гряд нередко насажены моренные холмы и камы.
На междуречных пространствах преобладает мелкохолмистый
рельеф с относительными высотами 8–10 м. Здесь широко представлены
камовые комплексы и отдельные камы высотой 20–30 м. Понижения в
рельефе, кроме речных долин, представлены термокарстовыми западинами, ложбинами талых ледниковых вод длиной до 10 км, балками и
оврагами длиной 1,5–2 км, глубиной до 20 м. На участках близкого
расположения меловых пород встречаются котловины суффозионнокарстового происхождения.
К моренным равнинам причленяются широкие полосы водноледниковых равнин с широкими долинно-зандровыми ложбинами,
заболоченными днищами вокруг остаточных озер.
Особенностью возвышенности является пересечение ее в
центральной части сквозными долинами рек Росси, Зельвянки и более
мелких. Они образовались в позднеледниковое время в результате
интенсивного проявления регрессивной эрозии. В эпоху существования
неманского ледникового потока талые ледниковые воды распространились на юг в сторону Ясельдинского озера. С отступлением края
ледника, образования Неманского приледникового водоема и
понижения базиса эрозии основной сток получил направление на север,
причем порог стока оказался на значительной высоте – до 160–280 м. В
долинах основных рек прослеживается пойма и две надпойменные
террасы.
В
пределах
Волковысской
возвышенности
значительное
распространение получили техногенные формы рельефа: карьеры по
добыче цементного и строительного материала. Их глубины достигают
106
25–30 м, длина 1,5–2 км. На месте выработанных карьеров созданы
искусственные водоемы (у г. Волковыска, г. пос. Красносельский).
Значительная распаханность территории, большие превышения моренных гряд над глубоко врезанными речными долинами (глубина
расчленения 50–60 м/км2) способствует образованию эрозионных
борозд, оврагов, делювиальных шлейфов на склонах.
Слонимская краевая ледниковая возвышенность.
Геоморфологический район в междуречье Зельвянки и Щары
вытянут с севера на юг на 50 км, а с запада на восток на 35 км. Граничит
на севере с Неманской низиной, Новогрудской возвышенностью,
Коссовской равниной на юге и Волковысской возвышенностью на
западе.
Тектонические структуры представлены Центральнобелорусским
массивом с глубиной фундамента от нуля на севере до -200 м на юге.
Коренные породы включают меловую систему, пески, и песчано-глинистые породы палеоген-неогена. Поверхность доантропогеновых пород
расчленена ложбинами ледникового выпахивания и размыва с отметкой
тальвегов до -10 м. Наиболее крупная вытянута от г. пос. Зельва на
г. Слоним и далее вдоль р. Щары. Мощность антропогеновых отложений в центре возвышенности достигает 150 м. На севере они лежат
непосредственно на поверхности кристаллических пород фундамента.
Современную поверхность ограничивает изогипса 180 м. В центре
расположены повышения в интервале 180–210 м. Максимальная высота
на северо-западе достигает 229 м. Наиболее высокие участки земной
поверхности представлены краевыми комплексами. Они сформированы
в результате деятельности лопастей неманского потока сожского ледникового покрова. Образование краевого рельефа связано с несколькими
фазами дегляциации. С ними связаны ружанский, межевичский, жировичский, золотеевский краевые комплексы. Наибольшую площадь они
занимают между Зельвой и г. Слонимом. Преобладают аккумулятивнонапорные гряды с проявлением гляциотектоники и отторженцами
коренных пород. Грядово-холмистый среднехолмистый рельеф с относительными превышениями 20–25 м приурочен к глубоким речным
долинам. Значительные площади занимает мелкохолмистый рельеф
моренной равнины с колебаниями высот 8–10 м. На высотах 160–170 м
прослеживаются участки плосковолнистой поверхности. Разнообразие
вносят и комплексы камов. Отдельные камовые холмы достигают
высоты 8–10 м. В понижениях между моренными грядами и холмами
107
расположены денудационные ложбины и заболоченные понижения,
иногда занятые остаточными озерами (оз. Бездонка).
Краевые моренные образования вдоль долин основных рек
оконтуриваются водно-ледниковой равниной на высотах 140–150 м.
Они пересечены реками Зельвянкой, Щарой, Гривдой, Ивановкой и др.
Ширина долины Щары достигает 4 км. Кроме поймы, выделяются две
надпойменные террасы на высотах 5–6 м и 8–10 м над урезом воды.
Густота расчленения достигает 0,5–0,6 км/км2.
Копыльские краевые ледниковые гряды
Этот геоморфологический район относится к центральной части
республики и граничит с Пуховичской, Столбцовской, Солигорской,
Барановичской равнинами и Новогрудской возвышенностью.
Расположен в верховьях рек Лань, Случь, Морочь, Уша и Неман.
Вытянут в субширотном направлении до 100 км при ширине 45 км.
Значительная высокая часть района является водоразделом Балтийского
и Черного морей между системами Немана и Припяти.
Основные структуры Копыльских гряд представлены южным
склоном Белорусской антеклизы и частично Припятского прогиба.
Кристаллические породы опущены от - 85 м на севере, до – 500 м и
более на юге. Фундамент разбит на блоки Налибокским, Ляховичским,
Северо-Припятским разломами. В числе коренных пород наиболее
распространены палеогеновые пески, а также меловые отложения,
расчлененные ложбинами ледникового выпахивания и размыва. В
отдельных местах на породах фундамента залегают антропогеновые
отложения. Последние представлены моренными суглинками, супесями
днепровского и сожского возраста мощностью 50–100 м, в районе
Копыля до 190 м.
Современный рельеф в значительной степени представлен
краевыми образованиями как аккумулятивного, так и напорного (вблизи
Клецка и Копыля) генезиса. В их толще нередко встречаются
отторженцы меловых пород. Основные формы конечных морен носят
облик цепей субширотного простирания (Копыльская, Ланская,
Молебовская, Омлынецкая, Гресская), образование которых является
результатом нескольких осцилляций отступания сожского ледникового
покрова. Наиболее крупная (копыльская) выражена в рельефе
максимальными высотами более 200 м (высшая точка 243 м). Типичные
формы представлены Скабинской, Домоткановичской и другими
грядами с колебаниями высот до 30 м (А. Н. Баско, Н. Г. Лебедев, 1983).
108
На следующей орографической ступени широко распространен
мелкохолмистый и увалистый рельеф с амплитудами высот 10–15 м.
Типичными формами являются термокарстовые западины, камовые
холмы на вершинах высотой до 10–20 м. Здесь встречаются участки
моренных равнин с пологоволнистой поверхностью, пересеченные
долинами рек и балками.
Расположенные ниже водно-ледниковые равнины осложнены
ложбинами долинных зандров, флювиогляциальными дельтами,
термокарстовыми западинами. Равнинность поверхности нарушается
эоловыми формами – дюнно-бугристым рельефом, отдельными дюнами
высотой до 5 м. Наиболее низкий ярус рельефа представлен
небольшими плосковогнутыми озерно-аллювиальными понижениями,
занятыми болотами и торфяниками.
Копыльские гряды отличаются густой сетью речных долин и
связанными с ними оврагами и балками. На западе и в центре получили
распространение лессовидные суглинки и супеси, образующие покров
на склонах гряд и моренной равнине мощностью 1,5–2 м. Эрозионные
формы приурочены к лессовидным породам. Глубина расчленения на
таких участках составляет 20 м/км2, а горизонтальное расчленение
достигает 2,0–2,2 км/км2. Развитию эрозионных рытвин, росту оврагов,
плоскостному смыву способствуют сведение лесов, распашка
территории.
Речные долины хорошо выработаны, ширина наиболее крупных
достигает 1,5–2 км. Кроме поймы, выделяется надпойменная терраса.
Наибольшее геоморфологическое значение имеют сквозные участки
долин между верховьем Немана (Выня и Лоша) и верхними отрезками
долин Лани и Случи. В пределах района распространены техногенные
формы: карьеры, каналы, чаши водохранилищ и прудов.
Столбцовская моренная равнина
Расположена в верховье Немана между Минской возвышенностью
на севере и Копыльскими грядами на юге. Западная граница совпадает
с Новогрудской возвышенностью, восточная – с Пуховичской равниной.
С севера на юг район простирается на 45 км, с запада на восток на 50 км.
Тектонические структуры представлены восточной частью
Центральнобелорусского массива Белорусской антеклизы, на севере
входит Воложинский грабен. Кристаллический фундамент обнаружен
на глубине 50–70 до 170 м, иногда непосредственно под породами
антропогена. Коренные породы представлены мелом и неогеновыми
109
песчано-глинистыми осадками. Мощность антропогеновых отложений
днепровского и сожского возраста достигает 159 м (севернее Столбцов),
средняя – около 90 м.
В современном рельефе преобладают высоты 170–200 м, на западе
они достигают 210–216 м. Основная часть представлена сожской
моренной равниной с относительными превышениями до 5–7 м. Вдоль
речных долин расчленение увеличивается (бассейн р. Уши), появляются
участки холмистого рельефа, а вблизи г. пос. Столбцы – краевые
ледниковые образования со среднехолмистой поверхностью и относительными высотами более 10 м. Здесь же обнаружены гляциодислокации и меловые отторженцы.
Восточная и юго-восточная окраины района представлены водноледниковой равниной. В междуречье Уши и Немана ее плосковолнистая, иногда мелкохолмистая поверхность разнообразится
эоловыми формами. Высота дюн достигает 5–8 м, отмечаются также
участки развеваемых песков (д. Николаевщина). Распространение
получили заболоченные котловины – остатки озерно-ледниковых
водоемов.
Район дренируется многочисленными небольшими реками
верхнего Немана: Уша, Уса, Лоша, Неманец. Русла некоторых
канализованы. Долины имеют значительную величину, широкие поймы
заболочены. Склоны пологие, на отдельных участках изрезаны
эрозионными рытвинами. Густота расчленения около 0,4 км/км2, реже –
0,6–0,8 км/км2.
Кривичская моренная равнина
с краевыми ледниковыми образованиями
Район расположен между Минской возвышенностью и
Свенцянскими грядами. Вытянут с юго-запада на северо-восток на
80 км. Приурочен к Вилейскому погребному выступу Белорусской
антеклизы. Фундамент лежит на глубине 300 м. Коренные породы
представлены глинами, мергелями, доломитами девона. На их
поверхности распространены котловины, на северо-западе в
направлении Докшицы–Глубокое тянется ложбина ледникового
выпахивания и размыва.
Основная территория представлена пологоволнистой моренной
равниной сожского возраста с относительными высотами 5–7 м.
Поверхность разнообразится камовыми холмами, термокарстовыми
западинами. Распространены ложбины талых ледниковых вод. На югозападе района расположены моренные гряды, образованные в ошмян110
скую стадию сожского ледника. Рельеф здесь представлен холмистоувалистой поверхностью с относительными высотами 20–25 м. Склоны
речных долин изрезаны эрозионными рытвинами и небольшими
оврагами. Преобладающие высоты в пределах района 175–200 м,
максимальная отметка 223 м (д. Ивашиновичи). Глубина расчленения
около 5 м/км2, увеличивается на юго-западе до 10 м/км2. Густота
расчленения 0,2–0,3 км/км2. Район принадлежит бассейну р. Вилии.
Наиболее значительная р. Сервечь, русло которой канализовано.
Глубина вреза 10–15 м. В верхнем течении река впадает в оз. Сервечь
площадью 4,55 км2, с максимальной глубиной 5,2 м. Котловина
округлая, склоны пологие, прибрежная зона заболочена.
Горецко-Мстиславская повышенная моренная равнина
Геоморфологический район расположен на востоке республики
вдоль границы с Россией (Смоленская обл.) между долиной Сожа на
юге и верховьями Прони на Западе. Вытянут полосой с северо-запада на
юго-восток на 110 км шириной 40–50 км. Фундамент залегает на
глубине 1000 м. В тектоническом отношении относится к Оршанской
впадине, заполненной мощными отложениями девонского на севере и
мелового на юге возраста, главным образом известняками, мергелями,
мелом, глинами. Поверхность коренных пород изрезана ложбинами
ледникового выпахивания и размыва (Копысская) и локальными
поднятиями (Горецкое, Мстиславское, Дрибинское). Антропогеновая
толща сложена моренными и водно-ледниковыми отложениями
сожского времени мощностью 20–80 м. Характерной особенностью
современной поверхности являются карбонатные лессовые породы
мощностью 5–10 м и лессовидные суглинки. Лессы покрывают
водоразделы и склоны повышенных частей территории, нередко
залегают на озерных синих глинах (синюгах) с остатками ледниковой
фауны.
Большая часть территории лежит на высотах 190–200 м.
Максимальная отметка у д. Моисеево – 239 м, минимальная в русле
Прони – 147 м. Поверхность моренной равнины плоско-волнистая с
относительными превышениями 3–5 м. В районе Мстиславля
расположен
участок
краевого
ледникового
комплекса
со
среднеувалистой поверхностью.
Важнейшую роль в формировании рельефа играют лессовые и
лессовидные отложения. Они расположены на лишенной лесной
растительности платообразной поверхности междуречных пространств
с характерными формами суффозных западин (рис. 17), количество
111
которых на 1 га достигает 10–15. Процесс суффозии связан с
выщелачиванием карбонатов, вымыванием глинистых частиц и
последующей просадкой поверхности. Обычно западины размещаются
бессистемно, но нередко образуют цепочки в направлении вершин
оврагов. Глубина западин 1–1,5 м, диаметр 50–80 м. Весной западины
заполнены снеговой водой, в летнее время они зарастают кустарниками
и болотной растительностью. В наиболее крупных суффозионных
понижениях сохраняются постоянные озера (оз. Святое вблизи
Мстиславля).
Особый тип рельефа сформировался и вдоль глубоко врезанных
речных долин Вихры, Прони и ее притоков – Баси, Ресты, Поросицы,
Вербовки и др. В них обнажаются коренные меловые породы, а склоны
изрезаны многочисленными балками, оврагами, эрозионными
рытвинами. Крупные эрозионные формы нередко образуют
разветвленные овражно-балочные системы, в которые включаются и
современные формы в виде многочисленных отвершков. Глубина балок
в районе Мстиславля достигает 30–35 м, длина – около 1,5–2 км. Они
окружают город полукольцом. По дну часто течет постоянный ручей,
склоны задернованы. Молодые овраги глубиной до 25 м отличаются
обнаженными крутыми склонами, в верхней части которых
вертикальные стенки сложены лессами с многочисленными
включениями известковых новообразований в виде «кукол». В
верховьях оврагов проявляется интенсивная пятящаяся эрозия, в
результате чего формируются сквозные овражные долины, при этом
крупные участки пашни отделяются от основной поверхности и
подвергаются механическому разрушению. В этих случаях овраги
находятся в стадии висячего устья. Глубина расчленения более 20 м/км 2.
Овражная эрозия и суффозионные процессы наносят заметный ущерб
сельскому хозяйству.
Основные речные артерии Горецко-Мстиславльской моренной
равнины р. Сож и его правые притоки Вихра и Проня. Обычная ширина
долин с признаками асимметрии 0,6–1,0 км. Кроме поймы, хорошо
прослеживаются две надпойменных террасы на высоте 5–6 и 7–8 м. Они
же выделяются на склонах древних балок.
Техногенное влияние в пределах района выражается в сведении
лесов, интенсификации сельского хозяйства, развитии современных
эрозионных систем.
112
113
Оршанская краевая ледниковая возвышенность
Район расположен на междуречье Днепра и Западной Двины.
Ограничен на севере Лучесинской низиной и Сенненской моренной
равниной. Восточная и южная граница проходят вдоль ГорецкоМстиславльской повышенной равнины и Могилевской моренной
равнины. С запада на восток протяженность около 100 км, с севера на
юг до 60 км. В структурном отношении возвышенность связана с
Приоршанской моноклиналью и Оршанской впадиной. Поверхность
фундамента опущена до -1300 м ниже уровня моря и разбита
локальными разломами. Коренные породы представлены доломитами,
известняками, мергелями девона мощностью от нескольких метров до
200 м в пределах ложбин ледникового выпахивания и размыва.
Рельеф ложа коренных пород сильно расчленен. Об этом
свидетельствуют большие колебания абсолютных высот от 160 до -46 м.
Долины ледникового выпахивания и размыва вытянуты вдоль Днепра
(Копысская), по долине р. Друть в районе Толочина. Значительные
депрессии имеют карстовое происхождение.
Современная поверхность характеризуется высотами около 220 м.
Максимальная отметка достигает 265 м (д. Яново). Глубина расчленения
до 20–30 м/км2. Густота расчленения 0,4 км/км2. Основу рельефа
создают среднехолмистые краевые образования поозерского и сожского
возраста. На севере района моренные гряды образуют южную границу
оршанской стадии поозерского оледенения. Наиболее значительная
Высоковская гряда достигает относительной высоты 40 м и
представлена цепью куполообразных холмов, вытянутых в широтном
направлении, разделенных ложбинами стока, термокарстовыми
западинами. Южнее развит моренный краевой рельеф оршанской
стадии сожского оледенения. В междуречье Друти и Адрова он
представлен холмами и увалами с пологими денудированными
склонами. Следующую ступень рельефа образует моренная равнина,
перекрытая покровом лессовидных пород, мощностью 3–5 м. На
склонах речных долин и древних балок получили распространение
молодые овраги глубиной до 20 м. В отдельных местах они внедряются
в коренные мергели и доломиты. В районе г. пос. Копысь известностью
пользуется овраг «Матвеев Ров», на склонах которого обнажаются слои
александрийского межледниковья. На плоских участках плакоров
получили распространение суффозионные западины.
Реки Оршанской возвышенности отличаются значительной
глубиной и двумя надпойменными террасами. Главной рекой района
114
является Днепр с притоками Оршица, Адров, Леща, Березовка. В
пределах возвышенности Днепр образует узкую глубокую сквозную
долину. Река врезана здесь в девонские породы и образует небольшие
Кобелякские пороги. Происхождение долины прорыва связано с
повышением уровня Лучесинского озера в эпоху таяния ледника и
спуском его по днепровской долине в позднеледниковье. Есть также
основание считать сквозной участок эпигенетическим, образованным
врезанием долины Днепра в коренные породы. Еще одна долина
прорыва соединяет верховья рек Друти и Усвейки. Она характеризует
период стока талых ледниковых вод на юг и последующее изменение
его на север в пределы Полоцкого водоема. Сквозной участок
представлен заболоченной и заторфованной низиной.
Оршанская возвышенность разнообразится техногенными формами
рельефа: карьерами по добыче полезных ископаемых, дорожными
насыпями, мелиоративными канавами.
115
Глава 4
Область равнин и низин Предполесья
Общие черты
Геоморфологическая область равнин и низин Предполесья
располагается к югу от Центральнобелорусских гряд и возвышенностей.
Она вытянута узкой (10–60 км) полосой в субширотном направлении,
заметно расширяясь до 200 км на востоке. Область служит переходной
орографической ступенью к низинам Полесья.
Определяющую роль в формировании территории играло
положение ее в зоне сочленения разнопорядковых тектонических
структур. С запада на восток выделяются склоны Подлясско-Брестской
впадины, Белорусской антеклизы, Полесской седловины, Припятского
прогиба, Оршанской впадины, Жлобинской седловины и Воронежской
антеклизы. В большинстве случаев границами между ними служат
суперрегиональные, региональные разломы, «оживление» которых на
современном этапе отражается на направленности и интенсивности
рельефообразующих процессов. Кровля фундамента погружена на
западе и юго-западе до 1500–1900 м, на севере – 200–600 м, на востоке и
юго-востоке – 500–1000 м и 350–700 м. Платформенный чехол, как
правило, включает отложения девона, мела и юры, палеогена, неогена и
антропогена. Наибольшее распространение получили породы меловой
системы (мергельно-меловые, глины), девона (мергели, известняки,
доломиты, песчаники), палеогена (пески, глины) и неогена (пески,
глины). В центре отмечены небольшие участки верхнепротерозойских
гранитов, гнейсов и др. Выявлены соленосные толщи и месторождения
нефти.
Поверхность ложа антропогеновых пород характеризуется морфологическим разнообразием. Западная часть отличается небольшими
абсолютными значениями высот (40–70 м), самой низкой абсолютной
отметкой (-83 м); центральная имеет отметки 80–100 м, с отдельными
повышениями до 120–140 м. На востоке поверхность платообразная, с
приподнятыми массивами, небольшими отрицательными формами
различного генезиса. Абсолютные высоты колеблются от 100–120 до
120–160 м и более. Отличительной чертой является значительное
расчленение глубоковрезанными ложбинами ледникового выпахивания
и размыва, образующими сложные системы на юго-западе и западе и
широтную цепочку небольших глубоких понижений в центральной
части.
116
Поверхность перекрыта толщей антропогеновых пород различного
генезиса: моренными, конечно-моренными, водно-ледниковыми,
озерно-ледниковыми,
озерно-аллювиальными,
лессовидными,
аллювиальными, болотными. Рельефообразующими служат водноледниковые, моренные и конечно-моренные отложения днепровского и
сожского оледенений, на востоке распространение получили
лессовидные породы, на юге и в центре болотные и озерноаллювиальные осадки голоцена.
Абсолютные высоты дневной поверхности колеблются в
пределах 150–180 м. Особенностью рельефа является преобладание
пологоволнистых равнин, которые постепенно понижаются к югу. В
генетическом отношении характерны водно-ледниковые равнины,
расположенные на различных гипсометрических уровнях (от 160–180 до
155 м). Поверхность зандров переработана ветром. Сохранилось много
эоловых форм (гряд, бугров, дюн, реже дефляционных котловин и др.).
Характерно распространение суффозионных западин, оврагов, балок на
лессовидных породах. В связи с неглубоким залеганием меловых пород
чаще, чем в других областях, проявляются карстовые процессы. Среди
песчаных равнинных пространств в разных районах возвышаются
участки грядово-холмистого, холмистого рельефа, сформированного
сожским и днепровским ледниками в периоды длительных и
кратковременных остановок. Краевые комплексы сожского оледенения,
фиксирующие южную границу распространения, представлены вблизи
гг. Любани, Старых Дорог, Бобруйска, Краснополья. К северу, в районе
гг. Осиповичи, Славгорода и г. пос. Кировск, конечно-моренные гряды,
камовые холмы, соответствуют его стадиальной остановке. Отдельные
небольшие гряды, холмы, гляциодислокации днепровского возраста
встречаются возле гг. Чечерска и Климовичи. Существенную роль в
рельефе играют ложбины стока талых ледниковых вод, многие из
которых унаследованы современными речными долинами. По
территории протекают крупные реки Днепр, Сож, Березина, Птичь,
Случь и др.
Долины рек выработанные, широкие, асимметричные. Повсеместно
выражена пойма, в крупных долинах развиты две надпойменные
террасы. На реках сооружены водохранилища.
Река Днепр протекает по территории Беларуси на протяжении
700 км. Наиболее крупные притоки справа – реки Друть, Березина,
Припять, слева – Сож. Густота речной сети 0,39 км/км2. В пределах
Беларуси долина трапециевидная, выработанная, асимметричная,
извилистая. Выделяется несколько крупных излучин, которые
связывают с влиянием тектоники и историей формирования долины.
117
Ширина долины изменяется от 0,5–1,5 до 35–50 км в устье Сожа до
85 км при слиянии с Припятью. Глубина вреза 10–35 м, максимальная
70–80 м в районе г. Орши.
Русло реки извилистое, шириной от 80–130 м вблизи Орши, до
155-180 м у Речицы. В русле много перекатов и мелей, наиболее выраженных на участке между устьями рек Друть и Сож. Общее падение
реки 54 м, средний уклон водной поверхности составляет 0,08 0/00.
Над руслом, на высоте 5–6 м и 2–3 м в низовьях развита пойма.
Ширина ее изменяется от 0,1 до 2 км у г. Могилева (рис. 18), ниже по
течению – 3–6 км, а в месте слияния с Припятью до 8–10 км.
Поверхность поймы расчленена старицами, русловыми протоками,
прирусловыми валами, гривами, нередко заболоченная.
Первая надпойменная терраса представлена преимущественно на
левобережье. Ширина площадки изменяется от нескольких сотен метров
в верхнем течении до 18 км при слиянии с Сожем и до 40 км при
впадении Припяти. Высота террасы в среднем 7–10 м. В северной части
терраса эрозионно-аккумулятивная, южнее – аккумулятивная. Поверхность террасы выположена, со следами пойменного микрорельефа,
значительно переработанного ветром.
Вторая надпойменная терраса, так же как и первая, чаще выражена
на левобережье. Ширина ее выше Орши 50–100 м, вниз по течению
увеличивается до 20–25 км в районе Речицы. Высота изменяется от 18
до 35 м, вблизи Орши – 25–35 м (она сливается с поозерским зандром), в
окрестностях Могилева – 18–22 м и т.д. Терраса эрозионно-аккумулятивная, иногда эрозионная. Поверхность переработана эоловыми
процессами и расчленена овражно-балочными формами. На левобережье Днепра, в одном из оврагов «Нижнинский Ров» (длина 700 м,
118
глубина в устье 30 м) к северу от г. Шклова вскрывается межледниковый торфяник – стратотип шкловского межледниковья. Мощность
межледниковой толщи 13 м.
Река Сож на территории республики расположена своим средним и
нижним участками. Длина ее 493 км. Она принимает справа крупные
притоки рек Вихра, Проня, слева – Беседь, Ипуть. Густота речной сети
составляет 0,38 км/км2.
Долина извилистая, трапециевидная, асимметричная, шириной от
1,5–3 до 15–18 км, ниже Гомеля, после слияния с Днепром, 35–50 км.
Глубина варьирует от 20–30 до 50–55 м. Максимальные значения
связаны с формированием сквозных участков при пересечении рекой
краевых образований (гг. Кричев, Славгород и др.).
Русло извилистое, меандрирующее (коэффициент меандрирования
1,0–3,2). В нижнем течении река дробится на рукава, образуя множество
стариц, островов. Ширина русла возрастает вниз по течению от 40–80 у
г. Славгорода до 120–300 м вблизи г. Гомеля. Общее падение реки 41 м;
средний уклон водной поверхности 0,17 0/00. В продольном профиле
выделяют участки повышенных значений уклонов, где падение
возрастает почти в 2 раза. При среднем падении 6–8 см/км оно
составляет 12 см/км. Причиной этого являются современные
неотектонические движения в районе г. Кричева, устья Ипути и др.
Выделяется аккумулятивная пойма. Высота ее в среднем течении
над урезом воды составляет 3,0–4,0 м, ширина от 1,0 до 4,0 км при
слиянии с притоками, в нижнем течении выделяются два уровня на
высоте 0,8–1,5 и 2,0–3,0 м. Поверхность на всем протяжении характеризуется разнообразным микрорельефом. На отдельных участках по
морфологическим особенностям четко выделяются прирусловая, центральная, притеррасная пойма с типичными микроформами: прирусловыми валами, старицами, ложбинами, промоинами, эоловыми формами.
На левобережье хорошо выражена первая эрозионно-аккумулятивная и аккумулятивная терраса. Ее высота над урезом реки колеблется от
4–8 м в среднем течении, до 11–14 м в устьевой части. Ширина площадки выше г. Чечерска 1–2 км, у впадения р. Ипуть и южнее 10–12 км.
Поверхность плоская, слегка наклонена к руслу, осложнена эоловыми
дюнно-бугристыми массивами, вытянутыми на несколько километров,
высотой до 8–10 м.
Вторая надпойменная эрозионно-аккумулятивная терраса прослеживается почти повсеместно. В районе г. Кричева ее ширина 1–2 км,
ниже по течению 3–5 км и достигает 10 км. Высота террасы на разных
участках долины составляет 12–16 м выше Кричева, 20–25 м от
Славгорода до Чечерска, 9–12 м ниже Гомеля. Склоны долины пологие,
119
крутые, иногда обрывистые. Высота их колеблется от 15–25 м до
35–40 м. В придолинных участках развиты овраги, балки.
Река Березина, правый приток Днепра, длиной 613 км берет начало
в Докшицком районе и полностью расположена на территории республики. Принимает справа притоки: Гайну, Плиссу, Ушу, Усу, Свислочь;
слева – Сху, Бобр, Кляву, Ольсу. Густота речной сети 0,35 км/км2.
Долина в плане извилистая. За исключением верховьев, хорошо выражена, асимметричная, трапециевидная. Ширина ее изменяется в пределах 200–300 м в верховье, от 10–15 км до 20–25 км в низовье. В долине
выделяются пойма и два террасовых уровня.
Русло реки отличается значительной извилистостью. Ширина
возрастает от истоков 15–20 м до 150 м в устьевой части. Средние
глубины изменяются от 1 м до 2,5 м (максимальные 3–4 м).
Пойма выражена повсеместно, двухсторонняя, на отдельных
участках левобережная. Высота над урезом воды 0,3–0,5 м в верхнем
течении 2–5 м в приустьевой части. На отдельных участках долины
(г. пос. Березино, Паричи) пойма имеет два уровня, отличается сложным
микрорельефом: многочисленные старицы, прирусловые валы, гривы
высотой 1,0–1,5 м, характерна заболоченность. Ширина ее колеблется
от нескольких сот метров до 2–5 км и более
На левобережье и фрагментами на правобережье выражена первая
надпойменная терраса. Она отделена от поймы уступом высотой 1–5 м,
иногда плавно переходит в нее. Превышения террасы над урезом воды
колеблются от 2–4 до 5–8 м. Почти на всем протяжении терраса
аккумулятивная, за исключением эрозионно-аккумулятивного участка у
дд. Понтерцы, Долгое, Старое Село. Ширина площадки террасы
несколько десятков или сотен метров.
В среднем и нижнем течении хорошо представлена вторая
надпойменная терраса, приподнятая над урезом воды на 11–20 м.
Площадка имеет ширину до нескольких километров, поверхность ее
пологоволнистая, часто расчленена ложбинами стока талых вод,
эоловыми грядами высотой до 2–5 м, встречаются овраги и балки.
Терраса эрозионно-аккумулятивная и эрозионная.
Склоны долины отличаются различной высотой и крутизной.
В большинстве случаев они пологие, крутые, а иногда обрывистые,
высотой от 3–8 м в верховье до 20–25 м в нижней части. Склоны часто
расчленены оврагами, балками, долинами притоков. По особенностям
морфологии долину р. Березины делят на три участка: верхний – до
устья Гайны, средний – до впадения Свислочи и нижний – устьевой.
Сложное сочетание факторов и условий морфогенеза обусловило
генетическое и морфологическое разнообразие рельефа в геоморфоло120
гической области. Это послужило основанием для выделения в
Предполесье 19 геоморфологических районов.
Геоморфологическое районирование
Высоковская водно-ледниковая моренная равнина
Расположена на юго-западе Беларуси. Граничит с Пружанской
водно-ледниковой моренной равниной на севере и Брестской водноледниковой равниной на юго-востоке. На западе и на юге проходит
государственная граница. Район вытянут в субширотном направлении
на 60 км, протяженность с севера на юг – 50 км.
В тектоническом отношении располагается в пределах ПодлясскоБрестской впадины, наиболее погруженной ее части (-800 – -1800 м).
Опускание территории, продолжавшееся до неогена, способствовало
накоплению значительной толщи осадочных пород. В строении
платформенного чехла принимают участие породы позднего
протерозоя, в западной части ордовика, силура, широкое
распространение получили отложения юры и мела, палеогена и неогена.
Верхняя часть чехла представлена мощной толщей антропогеновых
образований. Среди последних преобладают моренные супеси и
суглинки, а также водно-ледниковые пески днепровского, сожского,
березинского и наревского ледников.
Для коренного рельефа характерна значительная расчлененность
ложбинами, днища которых были опущены до 20–30 м и ниже, а в
низовьях р. Пульвы до –30 м. Цепи ложбин образуют сложную решетку,
в центре ячеек которой возвышаются изометричные участки с
абсолютными отметками 100 м и более.
Особенностью современной поверхности является широкое распространение водно-ледниковых пологоволнистых, иногда увалистых
равнин, расчлененных ложбинами глубиной от 3–5 м до 7–10 м. Равнины окаймляют с севера и юга полосу конечно-моренных образований
днепровского возраста, протянувшуюся от г. Каменца в центральной
части района. Здесь преобладают холмы диаметром 1–2 км и гряды
длиной до 5–6 км при ширине до 2 км. Относительные превышения
достигают 10–15, редко 20–25 м. Конечно-моренные гряды денудированы, расчленены долинами рек и широкими ложбинами стока
длиной до 10 км, на склонах которых сохранились долинные зандры.
Преобладают насыпные гряды и холмы, в единичных случаях отмечены
напорные формы. Встречаются камы и озы. Абсолютные высоты в
пределах массивов достигают 190–195 м (максимальная абсолютная
121
отметка 198 м у д. Войская к востоку от г. Высокое). На высотах
150–155 м встречаются участки плоских, слабовогнутых озерноаллювиальных, озерных понижений.
Самая низкая гипсометрическая ступень занята речными долинами.
Территорию дренируют р. Буг (урез воды 121 м) и его притоки – реки
Лесная и Пульва, которые в большинстве своем унаследовали ложбины
стока талых ледниковых вод. Долины их выработанные, широкие
(2–4 км), трапециевидные. Склоны умеренно крутые, при пересечении
конечно-моренных гряд крутые, изрезанные оврагами и балками.
Высота склонов 5–10 м, иногда достигает 15–20 м. Хорошо выражена
двухсторонняя низкая пойма, часто заболоченная, шириной до 1 км.
Поверхность ее ровная, с многочисленными старицами, густо прорезана
мелиоративными канавами. Русла рек извилистые, шириной от 20 до
40–50 м, высота берегового уступа 1–1,5 м, в низовьях до 3–4 м.
Средний уклон водной поверхности 0,3 0/00. В долинах выделяются
фрагменты террасы высотой до 5–6 м. Густота речной сети составляет
0,4 км/км2.
Из современных процессов наиболее активно проявляется водная
эрозия и эоловая деятельность. Характерны техногенные преобразования, связанные с мелиорацией, добычей полезных ископаемых.
Сооружаются карьеры, порою имеющие внушительные размеры
(д. Минковичи ширина 300 м, глубина 10 м).
Пружанская моренно-водно-ледниковая равнина
Геоморфологический район расположен к северу от Высоковской
водно-ледниковой моренной равнины. На западе граничит с НаревскоЯсельдинской, на юге – с Брестской низинами. Территория имеет
протяженность с запада на восток 90 км, с севера на юг до 45 км. В
геоструктурном отношении охватывает северо-восточную часть
Подлясско-Брестской впадины, западные склоны Полесской седловины,
Ивацевичского погребенного выступа. Глубина залегания фундамента
изменяется с севера на юг от -600 до -700 м и с востока на запад от -300
до -700 м. Платформенный чехол представлен вендскими и
кембрийскими, силурскими и ордовикскими, юрскими и меловыми,
палеогеновыми и неогеновыми отложениями. Сверху на палеогеннеогеновых песках и глинах залегают антропогеновые образования,
мощность которых изменяется от 60–100 до 200 м, увеличиваясь в
углублениях коренного ложа. Основную часть разреза антропогена
составляют березинские, наревские, днепровские, сожские ледниковые
и водно-ледниковые толщи.
122
Доледниковый рельеф представляет расчлененную, слегка
наклоненную к северу и западу поверхность. Характерны возвышенные
массивы высотой до 100–210 м на востоке и 80 м на западе. Они
разделены ложбинами, врезанными (до 70 м) в кровлю коренных пород.
В дневной поверхности наиболее приподнятой являются северная
часть, междуречья рек Соломенки и Правой Лесной, где расположена
максимальная отметка (гора Грабовская 192 м). В восточном
направлении высоты постепенно убывают, за исключением крайнего
северо-востока, где максимальные значения достигают 189 м (Бронная
гора).
Характерной
чертой
является
распространение
краевых
образований сожского возраста по линии Шерешево–Пружаны и
Малечь–Береза–Бронная гора. В геоморфологическом смысле интересен
ледниковый комплекс, основу которого составляет Пружанский угловой
массив, расположенный в междуречье рек Ясельды и Поперечной. Здесь
развит холмисто-грядовый рельеф с относительными превышениями
10–15 м. В юго-западном и юго-восточном направлениях от него
отходят ветви конечно-моренных гряд. Западная в виде дуги тянется от
д. Шерешево вдоль левобережья р. Левой Лесной, затем правобережья
Правой Лесной до горы Беловеж. Это аккумулятивная насыпная форма,
в пределах которой встречаются камы и озы. Восточная ветвь относится
к типу напорных. Центральную ее часть занимает Березовская
гляциодислокация, протянувшаяся на 30 км. Она приурочена к
возвышенной части ложа и имеет чешуйчато-надвиговое строение. В
строении чешуй принимают участие породы мела, палеогена,
антропогена. Вскрыты дислоцированные толщи с прослоями (7–8 м)
писчего мела. Краевые ледниковые образования занимают верхний
гипсометрический уровень до отметок 170 м. Средний ярус рельефа
представлен моренной равниной, распространенной к северо-западу от
Пружан. Поверхность пологоволнистая (относительные превышения
составляют 5 м), осложнена небольшими термокарстовыми понижениями. В южном направлении простираются водно-ледниковые
равнины, снижающиеся до отметок 155–150 м. Неотъемлемым
элементом рельефа являются многочисленные ложбины, расчленяющие
поверхность равнин и краевых гряд. Днища многих из них заторфованы,
унаследованы современными речными долинами, русла которых в
большинстве канализованы. Ширина ложбин 1,5 км, в местах
озеровидных расширений до 2–3 км. Реки Правая Лесная и Левая
Лесная освоили маргинальную долину, их притоки заложились по
гляциосубсеквентным ложбинам. В плане реки образуют радиальноцентробежный, в центральной части района параллельный рисунок
123
гидросети. Речные долины относятся к типу пойменных. В долинах
рек Левая Лесная и Правая Лесная встречаются фрагменты террас. Здесь
проходит участок Черноморско-Балтийского водораздела. Густота
речной сети 0,3–0,4 км/км2. Довольно широко представлены эоловые
гряды, дюнные образования различной формы: прямолинейные,
серповидные, параболические. Длина гряд 250–500 м.
Современная поверхность преобразуется под воздействием ветра
водной эрозии, биогенных процессов и деятельности человека.
Коссовская водно-ледниковая равнина
Равнина расположена на западе рассматриваемой области, в
междуречье рек Ясельды, Нарева, Росси и Зельвянки, вытянута в
широтном направлении на 110 км при максимальной ширине до 50 км.
Граничит на севере с Волковысской, Слонимской, Новогрудской
возвышенностями, на востоке с Барановичской равниной и на юге с
Наревско-Ясельдинской низиной.
Коссовская равнина располагается в зоне сочленения северовосточной окраины Подлясско-Брестской впадины и юго-западного
склона Белорусской антеклизы. Глубина залегания фундамента
изменяется от 200 до 600 м (близ г. Коссово – 180 м). Геологическое
строение платформенного чехла отличается разнообразием и полнотой.
Мощность его изменяется от 200 до 500 м, в том числе антропогеновых
образований от 80–160 до 246 м в ледниковых ложбинах. Эти
особенности обусловлены строением фундамента, геологической
историей и характером работы покровных ледников, особенно
днепровского, осуществлявшим здесь активную эрозионную работу. С
последней связаны отторженцы мела и гляциодислокации.
Поверхность коренных пород представлена двумя возвышенными
массивами (абсолютные отметки более 60 м) и группой мелких,
вытянутых в субмеридиональном направлении. Преобладают отметки
40-60 м. На крайнем юго-западе располагается наиболее низкий участок,
через который проходит региональная ложбина ледникового
выпахивания и размыва, протянувшаяся на десятки километров и
врезанная на глубину – 32 м (г. пос. Ружаны) в породы мела. Более
мелкие эрозионные формы, соединяясь между собой, создают единую
систему, сильно расчленяющую поверхность (амплитуда высот
составляет 100 м). Основные черты коренной поверхности хорошо
отражаются в современном рельефе.
На относительно выровненной современной поверхности выделяются два возвышенных участка в районе г. Коссово и г. пос. Порозово.
124
Абсолютные высоты снижаются с севера на юг с 185–170 м до
165–160 м (максимальная отметка 242 м к западу от г. пос. Порозово),
урезы воды в реках 125–130 м.
Участки краевых комплексов расположены между гг. Коссово–
Ивацевичи и западнее д. Доманово. Они образуют дугу холмистогрядового рельефа, прогнутую к югу. Отдельные гряды имеют длину
3 км. Центральное место среди них принадлежит Порозовской гляциодислокации, вытянутой в субмеридиональном направлении на 22 км и
шириной 6–8 км. Этот массив конечно-моренных гряд с абсолютными
отметками 180–240 м, служит водоразделом бассейнов Нарева и Немана
(реки Нарев–Россь). Поверхность дислокации осложнена системой
параллельных гряд и межгрядовых ложбин, отражающих ее складчаточешуйчатую структуру. Ширина гряд от 50 до 400 м, мощность нарушений до 200 м. Хорошо выражена в рельефе Коссовская гряда протяженностью 14 км при ширине 7–8 км и более. Общее превышение гряд над
окружающей поверхностью достигает 20 м. В ряде случаев массивные
холмы с уплощенными вершинами возвышаются на 20–30 м над днищами ложбин и речных долин. Следствием этого являются холмистоувалистые участки, крутизна склонов которых составляет 5–10.
На высотном уровне 180–160 м распространены моренные и водноледниковые равнины, которым принадлежит ведущая роль в рельефе
геоморфологического района. Поверхность равнин наклонена к югу,
сильно изменена эрозионно-денудационными процессами, интенсивно
проявившимися в результате понижения базиса эрозии при
формировании речной сети Немана. Территория приобрела мелкохолмистый и холмисто-увалистый облик с колебанием высот 5–7 м.
Типичными являются камы, эоловые формы (гряды, дюны, бугры)
высотой 5–7 м, длиной 1,0–1,5 км, до десятков и сотен метров в
диаметре. Встречаются водно-ледниковые дельты.
Гидросеть района представлена небольшими реками и верховьями
крупных рек, которые относятся к бассейнам Немана, Нарева и Припяти. Характерны узкие долины (до 1 км). Днища долин заболочены, а у
рек Гривды, Ружанки и Свислочи отмечены фрагменты первых надпойменных террас. Густота расчленения составляет 0,2–0,3 км/км2.
С нижним гипсометрическим уровнем связаны поверхности
заболоченных озерных котловин, в которых кое-где сохранились
остаточные водоемы.
125
Барановичская водно-ледниковая равнина
Геоморфологический район расположен в верховьях рек Мышанки,
Щары, Цны и Лани, вытянут в направлении с запада на восток на 90 км,
с севера на юг – до 60 км. Граничит на западе с Коссовской равниной,
на севере – с Новогрудской возвышенностью, на востоке – с Солигорской, на юге – с Люсиновской равниной и Наревско-Ясельдинской
низиной.
В тектоническом отношении район приурочен к сочленению
южной части Центральнобелорусского массива, Полесской седловины и
Припятского
прогиба.
Поверхность
фундамента
постепенно
погружается в западном и восточном направлениях (-1000 м).
Платформенный чехол представлен породами верхнего протерозоя,
юры, мела, местами палеоген-неогена. Верхнюю часть разреза
представляют антропогеновые образования мощностью 150–200 м,
среди которых преобладают толщи наревского, березинского,
днепровского и сожского ледников, расчлененные межледниковыми и
водно-ледниковыми слоями. На склонах речных долин распространены
перигляциальные отложения поозерского возраста (аллювиальноделювиальные толщи мощностью до 5 м).
Поверхность коренных пород отличается расчлененностью ледниковыми ложбинами, глубиной до 10–20 м. Максимальные абсолютные
отметки достигают 120 м и приурочены к возвышенным участкам в центральной части района. Основной гипсометрический уровень представлен высотами 60–80 м.
Современный рельеф характеризуется распространением водноледниковой равнины сожского возраста. Основной гипсометрический
уровень составляют отметки 180–165 м. Колебания относительных
высот 2–3 м. В результате расчленения денудационными ложбинами
территория приобрела пологоувалистый характер, относительные
превышения возросли до 5 м.
Значительно реже, в основном на севере и юго-востоке,
встречаются участки пологоволнистой моренной равнины. Абсолютные
высоты ее севернее г. Барановичи достигают 190–200 м, на юго-востоке
района 160-170 м, на остальной территории 180–190 м.
Равнинность территории нарушается краевыми ледниковыми образованиями, для которых характерны среднехолмистый, холмисто-увалистый, мелкохолмистый и пологоувалистый рельеф. Наиболее высокие
(абсолютные отметки до 210–218 м) участки, преобразованные эрозионно-денудационными процессами, распространены на крайнем севере.
Здесь представлен среднехолмистый и холмисто-увалистый рельеф.
126
Относительные превышения над долинами рек составляют 10–20 м и
более. Встречаются отдельные гряды, длина которых достигает 2 км,
высота до 10 м. Холмистый массив диаметром 4 км расположен восточнее г. Барановичи. Ориентировка гряд и холмов субширотная или
северо-западная. Среди насыпных конечно-моренных форм встречаются
напорные, с отторженцами коренных пород (д. Большое Городище).
Поверхность моренной равнины и краевых гряд осложняется
термокарстовыми западинами, редко котловинами спущенных озер,
заторфованными участками сквозных долин на водоразделах.
Наиболее низкий гипсометрический уровень занимают озерноаллювиальные поверхности и долины рек. Озерно-аллювиальный тип
распространен вдоль рек Щара, Нача, Морочь. Как правило, на севере
они занимают отметки высот до 157 м, на юге до 155–160 м. Для них
характерны заболоченность, остаточные озера, грядово-бугристые
эоловые формы рельефа. Гряды имеют длину до 2 км и высоту 3–5 м.
Бугры образуют массивы площадью 2–3 км2, высотой до 5 м.
Наибольшее распространение они получили на востоке района на
правобережье р. Щары.
Долины рек относятся к типу пойменных, часто наследуют
ложбины стока талых ледниковых вод. Ширина 1–2 км, у Щары и
Молчади до 3 км. Хорошо разработана пойма, имеющая нередко два
уровня. Низкая пойма в большинстве случаев заболочена. У
большинства рек встречаются фрагменты первой надпойменной
террасы. Склоны долин расчленены эрозионными формами.
Современные процессы представлены плоскостной и линейной эрозией,
пойменной аккумуляцией и техногенным морфогенезом.
Пуховичская водно-ледниковая равнина
Геоморфологический район расположен в центральной части
области в верховьях Немана и Птичи, вытянут в направлении с севера на
юг на 70 км, с запада на восток на 100 км. Граничит на севере с
Минской возвышенностью, на западе с Копыльской грядой и Столбцовской равниной, на юге с Бобруйской и с Солигорской, на востоке с
Центральноберезинской равнинами.
В тектоническом отношении приурочен к восточным склонам
Белорусской антеклизы в зоне сочленения с Оршанской впадиной. В
направлении с запада на восток увеличивается глубина залегания
фундамента от -100 до -600 м. В разрезе платформенного чехла вскрыты
породы верхнего протерозоя, девона, мела, палеоген-неогона,
перекрытые антропогеновыми образованиями мощностью 80–120 м.
127
Поверхность коренных пород равнинная, преобладают абсолютные
отметки 60–80 м, максимальные достигают 120 м. Равнинность
нарушается небольшими ложбинами, врезанными на 30–50 м, и
локальными депрессиями.
В современном рельефе среди генетических типов наибольшее
распространение получила водно-ледниковая равнина на гипсометрическом уровне 165–180 м. Плоская поверхность заметно расчленяется
ложбинами стока талых ледниковых вод, термокарстовыми западинами,
вблизи речных долин оврагами, приобретая пологоволнистый характер
с колебанием относительных высот до 5 м. Над водно-ледниковой
равниной возвышается несколько конечно-моренных гряд, которые
образуют максимальный гипсометрический уровень 190–230 м. К ним
приурочена абсолютная отметка района 236 м (к югу от д. Сергеевичи).
Ледниковые комплексы значительно денудированы и характеризуются
среднехолмистым и увалистым рельефом с относительными превышениями до 10 м. Среди моренного рельефа встречаются камы (вблизи
г. пос. Руденска, д. Узляны и др.) высотой до 6–9 м, длиной до 1 км; озы
(у дд. Дукора, Бардиловка, на берегу р. Свислочь) длиной до 3 км,
высотой 3–4 до 9 м, шириной до 80 м. Конечно-моренные гряды
оконтурены участками холмистого рельефа. Абсолютные отметки
колеблются от 180 до 230 м. Пологоволнистая поверхность осложнена
западинами до 60–70 м в поперечнике, холмами высотой до 4–5 м,
заболоченными ложбинами стока талых ледниковых вод.
В центральной части района широко распространены участки озерно-аллювиальных заболоченных низин. Типичными формами здесь
служат остаточные озера (Сергеевское, Материнское), котловины
спущенных озер, торфяники, на приподнятых участках развиты эоловые
формы.
Территория дренируется густой сетью рек. Здесь находятся
верховья Немана, Случи, Птичи и их притоков. Долины рек узкие,
иногда слабо выраженные, трапециевидные, шириной до 1,0–1,5 км.
Русла извилистые, свободно меандрирующие, шириной 5–20 м.
Повсеместно выражена двухсторонняя заболоченная пойма, ширина
которой колеблется от 60–100 до 300–400 м. Умеренно крутые и
пологие склоны долин высотой от 5–10 до 20–40 м нередко расчленены
оврагами и балками. Густота расчленения 0,2–0,4 км/км2, на северовостоке до 0,8 км/км2.
Техногенная преобразованность поверхности проявляется в
создании искусственных водоемов, выработке карьеров по добыче
строительных материалов, мелиорации, спрямлении русел рек, торфоразработках.
128
Центральноберезинская водно-ледниковая равнина
Территория района расположена в центральной части Беларуси в
бассейне р. Березины, вытянута с севера на юг на 150 км, с запада на
восток – на 110–120 км. Граничит с Минской, Лукомской возвышенностями, Могилевской, Славгородской, Чечерской, Бобруйской, Пуховичской равнинами, Верхнеберезинской и Стрешинской низинами.
В тектоническом отношении район приурочен к восточным склонам Белорусской антеклизы, юго-западной части Оршанской впадины и
к Жлобинской седловине. Максимальные отметки кровли кристаллического фундамента зафиксированы восточнее Бобруйска (-300 – -400 м).
В направлении юго-запад – северо-восток поверхность фундамента
погружается до отметок -800 – -1000 м. В строении платформенного
чехла участвуют породы девона (на севере), мела (на западе и востоке),
палеоген-неогена (на юге), которые повсеместно перекрыты антропогеновыми толщами, мощностью от 40–60 м до 100–130 м. В составе
последних выделяются моренные образования березинского, днепровского, сожского и водно-ледниковые поозерского ледниковых эпох
(А. А. Алешко, 1991). Широко распространены водно-ледниковые пески
с галькой и мелкими валунами. На возвышенных участках встречаются
маломощные лессовидные породы. Повсеместно распространены голоценовые озерно-аллювиальные и болотные комплексы.
Поверхность коренных пород (абсолютная отметка 70–100 м)
выровненная, с незначительным расчленением в северной и западной
частях, где расположены небольшие ложбины, врезанные на 20–40 м.
На поверхность выходят глины, пески, мергели, доломиты девона на
севере, мергельно-меловые толщи верхнего мела – на востоке.
Современный рельеф отличается значительным разнообразием. Он
оформился в основном под воздействием сожского и талых вод
поозерского ледника. Пологоволнистая поверхность постепенно
понижается к югу и юго-востоку. Абсолютные отметки на севере
составляют 190–200 м, на юге от 170 до 150 м, по долинам рек,
заболоченным котловинам – 140–130 м.
В генетическом смысле преобладают водно-ледниковые равнины,
расположенные на высоте 140–180 м. Наибольшее распространение
получили в междуречье Друти и Березины. Выделяется несколько
зандровых уровней, поверхность которых образует серию ступеней с
превышениями до 10–15 м. Поверхность покрыта сетью ложбин стока
талых ледниковых вод, современных речных долин. Ложбины стока
широкие (до 1 км), длиной до 3–5 км, глубиной вреза 2–4 м. Пологие
склоны постепенно переходят в заболоченное днище. В наиболее
129
крупных ложбинах (до 30 км) формируются современные речные
долины. На участке между дд. Шеметово и Шабуни выявлена долина
прорыва длиной 8 км. На склонах ложбин и речных долин, в местах
распространения лессовидных пород в междуречье Бобра и Березины
получили развитие овраги и балки. Здесь формируется холмистоувалистый рельеф. Повсеместно встречаются суффозионные западины.
Водно-ледниковые поверхности осложняются эоловыми формами
небольших размеров, распространенными южнее г. пос. Крупки вдоль
долин рек Начи, Бобра и др.
На 10–12 м выше водно-ледниковых встречаются участки
моренных равнин с мелкохолмистым и грядово-холмистым рельефом.
Относительные высоты составляет 5–10 м, диаметр холмов 0,5–1,0 км,
длина грядок до 1,5 км. Поверхность равнин расчленяется ложбинами,
термокарстовыми, часто заболоченными понижениями.
На гипсометрическом уровне выше 190 м представлены краевые
ледниковые образования. Они выражены в южной части у дд. Козуличи
и Костромская Слобода, на западе у дд. Войнилово и Карпиловка,
северо-восточнее г. пос. Смиловичи, восточнее г. Марьина Горка.
Представлен этот рельеф небольшими грядами, имеющими различную
выраженность и морфологию. Так, на западе развит холмисто-грядовый
и средне-холмистый рельеф. Относительные превышения колеблются от
10–15 до 40 м, длина холмов 0,1–1,5 км, гряд и увалов до 1–3 км. В
междуречье Березины и Несеты краевые формы представлены тремя
параллельными грядами холмов и увалов, сильно завалуненными.
Глубина расчленения 10–12 м, колебание относительных превышений
над урезом рек до 25 м. Конечно-моренные формы представлены
аккумулятивными, реже напорными образованиями. Последние
выявлены на юге в виде отторженцев ордовикских, силурийских и
девонских пород.
Самый низкий уровень занимают озерно-аллювиальные низины,
среди заболоченных пространств которых разбросаны котловины
остаточных озер (Судобле, Луково, Космачевское и др.). Некоторые
заболоченные массивы окружены грядообразными повышениями.
Среди озерно-аллювиальных низин получили распространение эоловые
формы.
Гидросеть представлена реками, принадлежащими бассейну
р. Березины. Густота расчленения колеблется от 0,6–0,8 км/км2 на
севере до 0,3–0,4 км/км2 на юге. Наиболее крупные реки Березина и
Друть пересекают равнину в субмеридиональном направлении. Река
Друть, правый приток Днепра, имеет длину 295 км. Общее падение
реки 105,2 м, средний уклон поверхности 0,4 0/00. Основные притоки
130
слева – Кривая, Вабич, Орлянка, Балоновка, Греза; справа – Малыш,
Должанка, Добрица. Долина в верхнем течении слабо выражена, ниже
по течению – трапециевидная, шириной 1,5–3,0 км. Русло извилистое,
свободно меандрирующее, ниже впадения р. Вабич разветвленное на
притоки и рукава. Ширина русла в верховьях 10–20 м, вниз по течению
30–50 м. Берега крутые, обрывистые высотой от 1,0–2,5 до 3–5 м. Пойма
двухсторонняя, плоская, кое-где бугристая, расчлененная старицами,
мелиоративными каналами. Склоны долины высотой 8–30 м, пологие,
изредка обрывистые. В долине сооружены Тетеринское и Чигиринское
водохранилища. Наиболее крупное – Чигиринское, вблизи д. Чигиринка. Площадь его 21,1 км2, длина 17 км, ширина 2,4 км, протяженность
береговой линии 55 км, максимальная глубина 8,1 км. Котловина
относится к типу речных. Берега справа – высокие, слева – пологие, в
приплотинной части абразионные. Между д. Тетерин и г. пос. Круглое
сооружено Тетеринское водохранилище площадью 4,6 км2, длиной
9,5 км, шириной 0,8 км. Максимальная глубина 8,0 м, протяженность
береговой линии 24,6 км.
В нижнем течении долины Свислочь располагается Осиповичское
водохранилище площадью 11,9 км2. Длина его 23,7 км, ширина – 1,2 км,
максимальная глубина достигает 8,5 м, протяженность береговой линии
55,3 км. Берега в основном высокие.
Современные процессы рельефообразования связаны с деятельностью человека. Осуществляется добыча торфа, гидротехническое
строительство (водохранилища и системы прудов у д. Волма, и другие),
мелиорация переувлажненных земель.
Могилевская водно-ледниковая равнина
Геоморфологический район расположен в восточной части
республики, между реками Друть и Сож. Протяженность района в
направлении с севера на юг 110 км, с запада на восток 130–140 км.
Граничит с Оршанской возвышенностью на севере, Горецко-Мстиславской и Костюковичской равнинами – на востоке, Славгородской – на
юге и Центральноберезинской на западе.
В тектоническом отношении равнина приурочена к Оршанской
впадине. Отметки кровли кристаллических пород понижаются от
периферии (-900 м) к центральной части Могилевской мульды (-1300 м).
Размеры мульды 100–90 км. Она осложнена положительными
локальными структурами. Платформенный чехол мощностью до 300 м
представлен породами девона, меловой системы, которые нередко
обнажаются в долинах рек. Верхнедевонские и верхнемеловые карбо131
натные породы перекрыты антропогеновыми отложениями, среди которых преобладают моренные и водно-ледниковые образования наревского, березинского, днепровского и сожского ледников, а также налибокского, шкловского и муравинского межледниковий. Значительные
мощности характерны для сожских морен (10–30 м). В поозерское
время здесь формировались лессовидные покровные суглинки, а также
аллювий речных долин. Мощность антропогеновых толщ от 20 до
140 м.
В доантропогеновый период территория представляла эрозионноденудационную останцовую водораздельную равнину с глубоковрезанными ложбинами и котловинами вдоль Днепра. Поверхность коренных
пород повышалась до 120–160 м. В ложе антропогенового чехла наиболее широко распространены отложения мергеля и мела, в понижениях –
пески, песчаники, глины, доломиты и известняки.
Современная поверхность представляет приподнятую пологоволнистую равнину, максимальные абсолютные отметки которой
достигают 220 м. В южном и юго-восточном направлениях высоты
постепенно снижаются до 160–175 м. Широко распространены участки
моренной равнины, сложенные валунными суглинками и супесями,
среди которых обнаружены отторженцы девонских и меловых пород.
Поверхность равнины пологоволнистая с перепадами высот до 2–3 м,
густо прорезана долинами рек и ложбинами. Вблизи долин рельеф
приобретает мелкохолмистый и увалистый характер с колебаниями
высот до 8–10 м. В северной части района встречаются термокарстовые
западины диаметром до 0,3–0,5 км, глубиной до 2 м. В некоторых из
них ранее существовали озера, свидетельством чему служат мощные
озерные отложения. Характерно распространение овражно-балочных
форм. В северо-западной части в междуречье рек Друти и Ослика
распространены холмисто-грядовые краевые формы, вытянутые в
субмеридиональном направлении до 10 км. Длина гряд 2–4 км, диаметр
холмов до 2 км. Среди водно-ледникового и моренного материала
встречаются отторженцы девонских пород. Небольшие участки краевых
комплексов встречаются восточнее г. Могилева. Максимальные отметки
достигают 190–200 м, относительные превышения 10–15 м, редко 30 м.
Получил развитие холмисто-увалистый рельеф.
Конечно-моренные и моренные образования оконтурены водноледниковыми равнинами на гипсометрическом уровне 190–200 м,
получившими в районе довольно широкое распространение. В южной
части они тяготеют к долинам рек, образуя поверхности долинных
зандров, на севере нередко занимают водораздельное положение (между
реками Днепр и Вабич, Днепр и Бася, Бася и Проня). Пологоволнистая
132
поверхность с относительными превышениями 3–5 м расчленена ложбинами стока талых ледниковых вод, ложбинообразными заболоченными понижениями различных размеров. Глубина расчленения составляет 10 м. Поверхность равнин осложняется песчаными эоловыми формами высотой до 2 м. Моренные, водно-ледниковые и краевые ледниковые образования на востоке района перекрыты чехлом лессовидных пород, мощность которых достигает 4–6 м. Здесь развиты суффозионные
западины диаметром от 30 до 300 м, глубиной 2,5 м. Иногда они образуют цепочку понижений и создают условия для образования оврагов.
Вблизи долин и ложбин распространены овражно-балочные системы.
Самый низкий гипсометрический уровень занимают болота, часто возникшие на месте озер. Мощность торфяников иногда до 4–5 м. Встречаются озера с суффозионными, термокарстовыми котловинами.
Территорию пересекают многочисленные реки в меридиональном,
субмеридиональном направлениях, принадлежащие бассейну Днепра.
Наиболее крупные из них Днепр, Друть, Проня, Вабич, Лахва, Бася, Реста – имеют широкие долины до 1,5–4 км, глубокие врезы 30–40 м. В
большинстве своем они наследуют ложбины стока талых ледниковых
вод, о чем свидетельствуют останцы моренных и водно-ледниковых
образований в поймах и на склонах. В долинах хорошо выражена
пойма, приподнятая над урезом воды до 3,5 м, нередко на двух уровнях.
Над ней возвышаются первая (от 2–3 м до 6–8 м), на отдельных
участках вторая (10–16 м) надпойменные террасы. Ширина площадки
террас несколько сот метров, в некоторых долинах 1,5 км (р. Проня).
Поверхности террас иногда сливаются с водно-ледниковыми равнинами, имеют бугристый, часто эоловый рельеф. Характерна изрезанность придолинных участков оврагами и балками.
Современное преобразование поверхности происходит под влиянием эрозионных, гравитационных, суффозионных, эоловых и других
процессов. Отмечается интенсивное проявление процессов глубинной
эрозии, которое выражается в современных врезах (2,0–2,5 м) эрозионных форм в днища балок, старых оврагов. Овражно-балочные системы
имеют сложный рисунок, достигают глубины 20 м. Все заметнее сказывается воздействие человека на изменение рельефа, особенно вокруг
крупных городов. Создаются многочисленные карьеры, мелиоративные
каналы, пруды и водохранилища и др. Одним из крупнейших является
Кричевское водохранилище, созданное в целях рекреации на месте
карьера. Площадь его 0,4 км2, длина 1 км, ширина 0,8 км, максимальная
глубина достигает 25 м, средняя – 15 м. В результате проявления
гравитационых процессов и плоскостного сноса у подножий склонов
формируются делювиальные шлейфы.
133
Солигорская моренно-водно-ледниковая равнина
с краевыми образованиями
Геоморфологический район расположен в междуречье рек Морочи
и Птичи и вытянут в направлении с севера на юг на 40–50 км и с запада
на восток на 115–125 км. Граничит на севере с Копыльской грядой и
Пуховичской равниной, на западе с Барановичской, на востоке с
Бобруйской, на юге с Люсиновской равнинами и Случско-Оресской
низиной.
Поверхность Солигорской равнины приурочена к зоне сочленения
Белорусской антеклизы и Припятского прогиба, в связи с чем глубина
залегания фундамента резко возрастает в направлении с севера (-200 – 300 м) на юг (-2500 – -3000 м и более). Фундамент перекрыт осадочным
чехлом, в котором преобладают девонские мергели, известняки, пески,
юрские и меловые известняки, песчаники, мел, глины, палеогеновые и
неогеновые пески, глины, алевриты. Сверху залегают антропогеновые
толщи мощностью 40–80 м, в переуглублениях – до 137 м. В разрезе они
представлены ледниковыми комплексами наревского, березинского,
днепровского и сожского покровов. Ложе антропогеновых пород
отличается значительной расчлененностью, обусловленной широким
развитием глубоко врезанных ложбин (20–40 м), небольших
возвышенностей (абсолютная отметка 100–120 м) и котловин.
Современная поверхность понижается с севера, где абсолютные
значения высот более 160 м, на юг до 150 м и ниже. На общем равнинном фоне выделяются денудированные конечно-моренные гряды (на
высоте более 170 м). В южной части они вытянуты в субмеридиональном направлении, имеют длину 1,5–3,5 км, относительные превышения
до 10–15 м. Между реками Случь и Оресса гряды имеют субширотное
направление, длина их достигает 4 км. В периферической части краевых
гряд распространен холмисто-увалистый, средне- и мелкохолмистый
рельеф. Увалы, расположенные, как правило, вблизи долин, имеют
превышения 5–10 м. Холмы или группы холмов достигают в диаметре
1500 м. Форма холмов куполовидная, очертания расплывчатые,
крутизна склонов 8–10. Гряды и холмы разделены слабоврезанными
плоскодонными широкими ложбинами и межхолмистыми понижениями. Среди краевых форм распространены гляциодислокации, в
строении которых преобладают мергельно-меловые породы, пески и
глины палеогена. Между реками Случь и Оресса выделяются
Солигорские гляциодислокации, приуроченные к северной части
Солигорских конечно-моренных гряд. Мощность дислоцированной
толщи 80–120 м, длина около 10 км, ширина 1,5–2,0 км. Наряду с
134
ледниковыми встречаются водно-ледниковые образования. Распространение получили флювиогляциальные дельты, имеющие вид пологих
увалов, камы, участки камово-озового рельефа. Размеры камов изменяются от 50 до 300 м в диаметре, высота колеблется от 5–7 м до 10 м,
крутизна склонов до 20. Сложены камы хорошо сортированными
песками с галькой.
К гипсометрическому уровню 150–175 м приурочена пологоволнистая и мелкохолмистая моренная равнина, распространенная
западнее р. Случь, г. Любань, восточнее г. Старые Дороги. Поверхность
ее расчленена ложбинами стока, термокарстовыми понижениями.
Глубина вреза ложбин 1–8, в некоторых случаях 15 м.
Ниже уровня моренных на абсолютных высотах 150–160 м
располагаются водно-ледниковые равнины. Этот генетический тип
получил повсеместное распространение в восточной и южной частях
района, на остальной территории встречается в виде долинных зандров
в речных долинах, ложбинах стока. Поверхность пологоволнистая,
расчлененная широкими ложбинами стока, в днищах которых нередко
формируются речные долины (рек Оресса, Случь, Комаринка и др.). При
пересечении краевых форм крупные ложбины приобретают черты
сквозных долин. Восточнее р. Оресса длина сквозных участков
достигает 10 км и ширина 0,5–0,8 км, при глубине вреза 5 м и более.
Распространены эоловые гряды, дюны (севернее г. Любань, вдоль
р. Случь.
Самый низкий уровень занимают обширные заторфованные
понижения озерно-аллювиальных участков. Наиболее крупные из них
находятся восточнее Случи и в верховьях Орессы и осложнены
остаточными водоемами.
Район дренируют системы рек Случи, Орессы, Морочи на западе,
Птичи на востоке. Долины рек слабо выражены в верховьях и
трапециевидные в среднем течении, шириной от 0,3 до 2,5 км. Как
правило, выражена двухсторонняя, часто заболоченная пойма. Русла рек
свободно меандрирующие, иногда канализованные.
Характерной чертой является активная преобразованность
техногенными процессами, связанными с добычей полезных
ископаемых,
широкомасштабной
мелиорацией,
сооружением
водохранилищ. В среднем течении реки Случь на месте болотного
массива создано Солигорское водохранилище площадью 23,1 км2,
длиной 24 км, шириной до 2 км. Средняя глубина составляет 2,4 м,
максимальная – 5,4 м. Длина береговой линии достигает 70 км, 40 %
берегов искусственные. В верхней и средней части берега низкие,
заболоченные, часто закреплены насыпями и дамбами.
135
В районе Солигорска формируется техногенный рельеф. Среди
антропогенных факторов значительную роль играет горнодобывающая
промышленность на площади Старобинского месторождения калийных
солей. В результате формируется ландшафт из солеотвалов, высотой до
100 м, шламохранилищ глубиной 10–12 м. Перепады относительных
высот составляют 115 м. Горные выработки активизируют просадочные
процессы, площадь которых достигает 40 км 2.. Прогнозируемые
максимальные просадки могут составить 3–7 м, площадью – 300 км2
(Ю. А. Гледко, 1998). В результате оседания земной поверхности
происходит трансформация рельефа, которая проявляется в формировании трещин, эрозионно-провальных воронок различных конфигураций,
заболачивании. В ряде случаев современные рельефообразующие
процессы подчинены техногенным. По масштабам воздействия на
природную среду последние не имеют равных в республике.
Бобруйская водно-ледниковая равнина
с краевыми образованиями
Геоморфологический район расположен в междуречье Птичи,
Свислочи и Березины. Протяженность с запада на восток 70–75 км, с
юга на север 55–60 км. На востоке и севере район граничит с
Центральноберезинской, Пуховичской, на западе с Солигорской, на юге
Светлогорской равнинами.
В строении фундамента выделяется погребенный Бобруйский выступ, расположенный в месте сочленения Припятского прогиба, Оршанской впадины и Жлобинской седловины и со всех сторон ограниченный
разломами. Фундамент постепенно погружается от центральной, приподнятой (0,2–0,25 км) части к востоку (0,5 км) и к югу (0,7 км). В отложениях платформенного чехла мощностью до 700 м отмечены
породы девона, юры, меловой системы палеогена и неогена. Верхняя
часть разреза представлена антропогеновыми толщами от 40–60 до
100–150 м. Равнинная поверхность коренных пород осложнена небольшими поднятиями с абсолютными отметками 110–125 м и котловинами.
Современная поверхность занимает высоты 150–160 м, среди
которых возвышаются участки до 200–206 м. Минимальные значения
130–140 м характерны для речных долин. Рельеф постепенно
понижается с севера и юга к центру. Преобладает пологоволнистая
водно-ледниковые равнина с колебаниями относительных высот 2–3 м,
вблизи речных долин до 5–7 м. Равнинность территории нарушается
ложбинами стока талых ледниковых вод, длина которых 3–5 км,
ширина до 200 м.
136
К югу от г. Осиповичи, у г. Бобруйска, на правобережье
р. Березины севернее устья р. Волчанка распространены пологоволнистые участки моренной равнины. Вблизи речных долин поверхность
приобретает увалистый характер (относительные превышения 5–7 м).
Встречаются заболоченные термокарстовые западины небольших
размеров.
Равнинная поверхность разнообразится комплексами краевых
образований. Они возвышаются на 10–15 м над уровнем водноледниковой равнины. Отдельные пологоувалистые массивы выражены
на северо-западе. На востоке они приобретают вид среднехолмистого,
среднеувалистого расчлененного рельефа. В южной части района к
западу от г. Бобруйска краевой рельеф представлен увалами, длина
которых достигает 1000 м и более, и холмами с относительными
превышениями
10–15
м.
Здесь
получили
распространение
гляциодислокации и отторженцы коренных пород (Бобруйская
гляциодислокация).
Ниже водно-ледниковой равнины на уровне 145–160 м, широкое
развитие получил озерно-аллювиальный рельеф. На плоской
заболоченной поверхности встречаются остаточные озера (оз. Дикое),
спущенные котловины которых достигают в диаметре 5–7 км.
Поверхность равнины расчленена долинами рек Свислочь, Березина, Птичь и их притоками. Долины крупных рек широкие (2–3 км),
имеют хорошо выраженную, часто заболоченную пойму и фрагменты
первых надпойменных террас высотой до 5–7 м. Склоны речных долин
расчленены рытвинами, оврагами длиной 50–100 м, глубиной до 3 м.
Густота расчленения составляет 0,2–0,4 км/км2. Современное рельефообразование связано с заболачиванием, эоловой переработкой песчаных
поверхностей, развитием линейной эрозии. Распространение получили
техногенные процессы. Проложена сеть мелиоративных каналов,
сооружены искусственные водоемы, ведется карьерная добыча полезных ископаемых, разработка торфа. В местах добычи глин на площади
Бобруйских гляциодислокаций карьеры имеют глубину более 10 м и
длину 100 м.
Славгородская водно-ледниково-моренная равнина
с краевыми образованиями
Геоморфологический район расположен в восточной части
республики, в междуречье рек Днепра и Сожа. Простирается с запада на
восток на расстоянии 40–45 км. Граничит на севере с Могилевской, на
юге с Чечерской, востоке с Костюковичской равнинами.
137
В структурном отношении район приурочен к зоне сочленения
Жлобинской седловины и Оршанской впадины. Фундамент погружается
по направлению к северу от -100 до -700 м и перекрыт отложениями
верхнего протерозоя, девона, юры, мела и антропогена.
Кровля коренных пород имеет пологоволнистый рельеф,
осложненный небольшими возвышенностями и понижениями.
Основной гипсометрический уровень 100–120 м. Поверхность сложена
мергельно-меловыми породами меловой системы, которые в долине
Сожа выходят на поверхность. В ложбинах ледникового выпахивания
и размыва вскрываются юрские и даже девонские породы. Мощность
антропогенового чехла, представленного комплексами днепровской и
сожской морен, 20–40 м, в ложбинах ледникового выпахивания до
145 м.
Поверхность района характеризуется равнинностью. В средней
части в субширотном направлении вытянута полоса холмов и гряд с
максимальными значениями высот 180–190 м. К северу и югу от них
высоты постепенно понижаются до 170–165 м. Наибольшее распространение получила пологоволнистая моренная равнина осложненная
термокарстовыми понижениями, глубиной до 2 м; карстовыми формами, достигающими в поперечнике 40–50 м, глубиной 1,5–5,0 м, в местах неглубокого залегания меловых пород (А. В. Матвеев и др., 1988).
Вблизи речных долин, ложбин стока, на склонах краевых комплексов
рельеф приобретает черты увалистого. К западу от Славгорода на
расстоянии 7,5 км прослеживается цепочка холмов представляющих
прямое отражение на поверхности крупных отторженцев девонских
пород (доломиты, известняки, реже глины). Относительная высота их
достигает 7–10 м, протяженность 60–400 м.
Над моренной равниной возвышаются краевые ледниковые
образования славгородской стадии с характерным холмисто-увалистым
рельефом. Относительные высоты изменяются от 12–15 до 20–25 м.
Наиболее значительные массивы выявлены в восточной части района,
где они вытянуты на расстоянии 20 км. В славгородских краевых
комплексах выделяют зону напорных форм и зону аккумуляций
«мертвого» льда. Между дд. Кульшичи и Ржавка хорошо сохранилась
озовая гряда, вытянутая с севера на юг, высотой до 7–10 м. Повсеместно
встречаются участки водно-ледниковой равнины, долинных зандров.
Поверхность их слабо расчленена, превышения составляют 2 м, глубина
расчленения возрастает вблизи долин и ложбин до 7–10 м.
Славгородская равнина довольно сильно заболочена. Самые крупные
болотные массивы имеют протяженность до 10–15 км. Среди массивов
встречаются остаточные озера.
138
Поверхность дренируется густой сетью притоков Днепра и Сожа
(Проня, Реста, Бобровка и др.). Речные долины, как правило, наследуют
древние ложбины стока, имеют ширину до 1–2 км, глубину вреза
5–10 м. Хорошо выражены узкая часто заболоченная и заторфованная
пойма (0,2–0,3 км), первая надпойменная терраса, поверхность которой
переработана ветром. Склоны долин сильно расчленены. Густота
расчленения 0,4–0,6 км/км2.
Костюковичская моренно-водно-ледниковая равнина
с краевыми образованиями
Геоморфологический район расположен на востоке республики, на
левобережье Сожа. Граничит на западе с Могилевской и Славгородской,
на юге Чечерской равнинами. Протяженность территории с севера на юг
80 км, с запада на восток 117 км.
В тектоническом отношении равнина приурочена к западным
склонам Воронежской антеклизы и юго-восточной части Оршанской
впадины, что обусловило погружение фундамента с юго-востока на
северо-запад от -500 до -1000 м. Среди отложений осадочного чехла
наибольшее распространение получили глины, доломиты, мергели
девона, мел и мергели, известняки, песчаники меловой и юрской систем,
а также комплексы антропогеновых образований мощностью до 50 м, а
по переуглублениям ложа до -100 – -140 м.
Поверхность коренных пород представляет платообразную,
слаборасчлененную равнину, приподнятую до 140–160 м. В рельефе
выделяются отдельные останцовые возвышения, карстовые формы,
ложбинообразные углубления, врезанные до 60–80 м.
Современный рельеф геоморфологического района отличается
разнообразием, обусловленным тектоническим строением и характером
деятельности ледников и талых вод. В центральной части с юго-запада
на северо-восток проходит граница сожского оледенения. С этим
связана разновозрастность поверхности. На сравнительно небольшой
площади района распространены различные генетические типы рельефа
с характерными морфологическими комплексами. Распространение
мергельно-меловых пород, локальных поднятий и ложбин в ложе
антропогена создавали условия для формирования гляциодислокаций,
отторженцев коренных пород. Максимальные абсолютные высоты
рельефа приурочены к краевым ледниковым формам восточнее
г. Климовичи, где они нередко превышают 200 м (до 220 м).
Минимальные (150–155 м) отмечены на юго-западе, в долинах рек до
130 м (р. Беседь).
139
Гидросеть района относится к бассейну Сожа. Наиболее крупные
реки – Сож, протекающая на северо-западе, и Беседь, дренирующая
юго-восточную часть района. Плановый рисунок речной сети
древовидный, восточнее г. Климовичи – центробежный. Долины рек
неширокие (до 0,5–1 км, редко 3 км), врезаны на 10–20 м, хорошо
выражены, трапециевидные. Как правило, в долинах выделяется
двухсторонняя, иногда левобережная пойма, приподнятая над урезом
воды до 2 м. Поверхность поймы плоская, расчлененная долинами
притоков, староречьями, рукавами, часто заболочена. Русла рек
извилистые, со множеством рукавов, шириной до 15–20 и 30 м. В
долине Сожа выделяются первая надпойменная (3–4 м) и, локально,
вторая надпойменная террасы. В обнажениях вскрываются меловые
породы. Густота расчленения в северной части 0,4 км/км2, на юге
0,2 км/км2.
Наибольшее распространение в районе получили моренные
равнины сожского и днепровского возраста, на гипсометрическом
уровне 175-190 м. На севере от р. Тутья далее на восток, между долиной
р. Сож и границей оледенения, распространена сожская морена. К
северу и востоку от г. Костюковичи приблизительно на той же
абсолютной высоте встречаются участки днепровской морены. Для
моренных равнин характерна пологоволнистая поверхность с
колебаниями относительных высот до 2–5 м, осложненная небольшими
холмами, эрозионными формами, длиной до нескольких километров,
глубиной до 5–10 м. В результате сформировался холмистый и
увалистый рельеф. Особенно это типично для придолинных участков,
где моренная равнина приобретает мелкоувалистый облик с
колебаниями относительных высот до 5 м. Западнее г. Климовичи
встречаются отторженцы девонских и меловых пород.
Из отрицательных форм, кроме эрозионных, распространены
термокарстовые и карстовые западины. Термокарстовые понижения
имеют размеры в поперечнике до 1 км, карстовые до 50 м и глубину до
2–5 м. Значительные пространства занимают болота. Наибольшие
площади их приурочены к водоразделу рек Боровка, Жадунька,
Деражня, Сенна, к северо-востоку от г. пос. Краснополье и северозападу от г. Климовичи.
Над моренной равниной возвышаются краевые ледниковые комплексы, распространенные до границы сожского оледенения. Абсолютные высоты 180–185 м (севернее г. пос. Краснополье – 192 м) постепенно понижаются к востоку до 150–160 м. Характерны холмы, увалы,
склоны которых изрезаны оврагами и балками. Для краевых гряд характерно распространение отторженцев девонских известняков и глин.
140
Восточнее г. Климовичи выявлен массив краевых образований
днепровского возраста. Абсолютные высоты превышают 200 м, колебания относительных высот составляют 15–20 м, длина массива 12–15 км.
Характерен холмисто-грядовый рельеф. Холмы и гряды вытянуты с
юго-запада на северо-восток, расчленены эрозионными формами.
Широко представлен в границах района водно-ледниковый рельеф.
Выделяются два уровня зандров. В южной и восточной части района на
высотах 170–180 м распространены песчаные равнины днепровского
возраста. На юго-западе, вдоль р. Беседь и других рек, понижения среди
моренного рельефа занимают образования сожского возраста на уровне
150–170 м. Поверхность водно-ледниковых равнин пологоволнистая, с
моренными останцами, изрезана ложбинами стока талых ледниковых
вод. Вблизи речных долин распространение получили овраги, балки,
ложбины, врезанные до 10 м. Равнина переработана деятельностью ветра. Здесь широко представлены эоловые холмы и гряды, высотой 2–7 м,
длиной до нескольких сотен метров. Нередко эоловые формы
располагаются по краям заболоченных котловин, достигающих 5 км в
поперечнике.
К западу и северу от г. пос. Краснополье и в других местах
встречаются участки озерно-аллювиальных низин, занимающих самый
низкий гипсометрический уровень в рельефе.
Из современных процессов возрастает техногенная преобразованность поверхности. Сооружаются мелиоративные системы, пруды,
ведется карьерная добыча полезных ископаемых. Много карьеров расположено в окрестностях г. Климовичи, их глубина достигает 10–15 м.
На отвалах проявляются процессы дефляции и эрозии.
Светлогорская моренно-водно-ледниковая низина
Геоморфологический район расположен в междуречье Березины и
Птичи. Протяженность с запада на восток – 40 км, с севера на юг –
80 км. Он граничит на севере с Бобруйской равниной, на востоке со
Стрешинской, Случско-Оресской и на юге – с Озаричской низинами.
В геоструктурном отношении район расположен в зоне сочленения
Припятского прогиба с Бобруйским погребенным выступом, разделенными Северо-Припятским разломом. Глубина залегания фундамента на
севере -300 м, далее на юг она увеличивается до -700 – -800 м и южнее
разлома достигает -3000 – -6000 м. В платформенном чехле наиболее
распространенными являются породы девона, карбона, в которых среди
карбонатно-терригенных залегают соленосные толщи мощностью до
5000 м юры, мела, палеогена, неогена, перекрытые повсеместно антро141
погеновыми образованиями. Мощность последних 40-60 м, в ложбинах
ледникового выпахивания до 180 м. Рельеф доантропогенового ложа
представляет собой равнинную поверхность, высоты которой составляют 80–100 м. Сложена она преимущественно песками палеогена,
редко неогена, в северной части мергельно-меловыми, юрскими и
девонскими толщами.
Современная поверхность наклонена к югу, в соответствии с этим
абсолютные отметки на севере 150–160 м, на юге 140–145 м.
Максимальные значения приурочены к кольцевому Мошненскому
массиву (166 м). Относительные превышения изменяются от 2 до 5 м.
Расчленение возрастает вблизи речных долин, где глубина эрозионных
врезов достигает 10–15 м.
Гидросеть относится к системе Днепра и Припяти. Большинство
рек наследуют древние ложбины стока талых ледниковых вод и имеют
широкие (1–2 км) заболоченные пойменные долины с высотой уреза
воды 122–135 м. Реки имеют субширотное направление, извилистые
долины. Изгибы рек Птичь и Березина обусловлены молодыми
тектоническими движения в Северо-Припятском разломе. При
пересечении этой структуры долины становятся узкими (0,3–0,5 км),
возрастает их глубина. Большинство малых рек района мелиорировано.
В пределах района нижним участком протекает р. Березина. Долина
трапециевидная, шириной 2–5 км, склоны крутые, высотой 6–15 м,
иногда расчленены оврагами, балками, долинами притоков. Пойма
преимуществено левобережная, реже двухсторонняя, заболоченная,
кочковатая, шириной 1–5 км. Русло меандрирующее, шириной 80–90 м
с большим количеством плесов, отмелей, рукавов. Высота пойменных
уступов 1–2 м. Река Птичь расположена нижним течением. Ширина
долины до 5 км, склоны пологие, высотой до 3–15 м, слаборасчлененные. Хорошо выражена двухсторонняя пойма шириной от 60–300 м до
1–3 км. Поверхность плоская, местами всхолмленная или кочковатая,
часто заболоченная. Русло реки меандрирующее, с протоками,
островами, шириной до 40–50 м. Пойменные уступы крутые, иногда
обрывистые, высотой до 1–5. Густота расчленения 0,2–0,3 км/км2.
Характерно распространение водно-ледниковой пологоволнистой
слабонаклоненной к долине р. Березина низины. Абсолютные высоты
колеблются от 132–135 м на юге до 150–155 м на севере. Здесь
выделяются заболоченные понижения, ложбины.
На водно-ледниковой поверхности (гипсометрический уровень
160–170 м) встречаются участки денудированного ледникового рельефа,
представленного холмами с пологими склонами, уплощенными
вершинами. На высотном уровне 140–155 м распространены фрагменты
142
моренной пологоволнистой равнины, осложненной термокарстовыми
западинами. Над поверхностью низины в междуречье Березины и
Птичи, к западу от ст. Мошны, возвышается (25 м) Мошненский
кольцевой массив. Это уникальное геологическое образование, диаметр
которого достигает 5 км.
К особенностям рельефа следует отнести широкое распространение эоловых форм в виде гряд, дюн, бугристых массивов
перевеваемых песков. Высота их достигает 1 м. На гипсометрическом
уровне 130–132 м выделяются пологовогнутые заболоченные участки
озерно-аллювиальных низин. Большинство болот мелиорировано.
Стрешинская водно-ледниковая низина
Геоморфологический район расположен в междуречье Днепра и
Березины. Протяженность с запада на восток около 70 км. Граничит на
севере с Центральноберезинской, на востоке с Чечерской равнинами, на
западе и юге со Светлогорской и Василевичской низинами.
Район характеризуется сложным тектоническим строением.
Территория приурочена к зоне сочленения Припятского прогиба,
Белорусской антеклизы и Жлобинской седловины. В южной части, в
пределах Городокско-Хатецкой ступени, выделяется серия положительных и отрицательных структур, где колебания отметок кровли
кристаллических пород достигают 300–500 м. Фундамент погружается с
севера на юг от -400 – -600 до -2000 м. В осадочной толще широко
распространены породы девона, в которых выделяется соленосная
толща, меловые и юрские мергельно-меловые образования, в меньшей
степени пески и глины палеогена и неогена. Верхний горизонт
представлен антропогеновыми отложениями, мощность которых
составляет 40–50 м, в ложбинах до 100 м.
Ложе антропогеновых отложений приурочено к высотам 80–100 м,
в левобережье Днепра до 120 м. Поверхность расчленена ложбинами
ледникового выпахивания и размыва, врезанными на глубину 30–50 м.
Подстилают антропогеновую толщу мергельно-меловые породы
меловой системы и глины, песчано-глинистые породы олигоцена и
неогена. В переуглублениях иногда вскрываются породы юры.
Гипсометрические уровни дневной поверхности изменяются от
140–155 м на водоразделах до 117–125 м в долинах рек.
Гидросеть представлена притоками Березины и Днепра. Долины
рек слаборазвитые, относятся к типу пойменных, шириной 2–3 км.
Хорошо выражена пойма, часто заболоченная. Русла многих рек
спрямлены. Склоны долин средней крутизны. Густота речной сети
143
района 0,3-0,4 км/км2. Верхний уровень с отметками 145–150 м
занимают участки моренных образований с пологоволнистой поверхностью, колебанием относительных высот до 3–5 м. Ниже 140–145 м
располагаются водно-ледниковые аккумуляции, получившие в районе
наибольшее распространение. Поверхность их мелкоувалистая,
расчлененная длинными широкими ложбинами. Часто встречаются
массивы эоловых бугров, гряд высотой 3–5 м, длиной до 2 км,
развеваемых песков площадью 2–4 км2.
Нижний уровень представлен плоской, заболоченной озерноаллювиальной низиной, с многочисленными котловинами заросших
озер.
Чечерская моренно-водно-ледниковая равнина
Геоморфологический район расположен на правобережье Сожа и в
низовьях Прони, вытянут с севера на юг на 100 км, с запада на восток на
30 км. Граничит на севере со Славгородской, на востоке со
Светиловичской равнинами, на западе со Стрешинской низиной, на юге
ограничена долинами Днепра и Сожа.
В тектоническом отношении район приурочен к стыку Жлобинской
седловины, Воронежской антеклизы и Припятского прогиба. Фундамент
погружен до отметок -500 – -1600 м и глубже. Кровля фундамента
расчленена небольшими ложбинами, врезанными до отметок 70–80 м. В
осадочной толще распространены мергельно-меловые отложения,
палеогеновые и палеоген-неогеновые пески и глины, антропогеновые
образования. Последние имеют мощность 20–50 м, у Чечерска и в
ложбинах ледникового выпахивания и размыва она возрастает до 87 м,
на отдельных участках сокращается до 10–15 м. В ледниковых
образованиях нередки отторженцы, гляциодислокации.
Современная дневная поверхность занимает высоты в интервале от
160–170 м (максимальная высота г. Лысая 177 м у г. Чечерска) до
115–120 м (урезы воды в реках).
Гидросеть представлена притоками Днепра и Сожа (реками Чечера,
Добрич, Липа). Долины хорошо выражены, широкие (до 3 км), глубоко
врезаны (20–25 м). Повсеместно выработана пойма, а у некоторых
крупных долин встречаются фрагменты первых надпойменных террас.
Густота расчленения 0,4 км/км2.
В рельефе района представлены различные генетические типы,
занимающие определенные гипсометрические уровни. Максимальные
высоты связаны с массивами краевых образований сожского возраста.
Один из них, расположенный к югу от Чечерска, вытянут с севера на юг
144
на 10 км. Превышение над равниной составляет 15–17 м. Поверхность
массива холмисто-грядовая и холмисто-увалистая. Гряды и увалы
длиной до 2,5 км имеют пологие склоны, слабовыпуклые вершины.
Южную часть массива пересекает глубокая (15–20 м) ложбина, в
широком (200-500 м) днище которой располагаются остаточные озера.
К западу и юго-западу от массива встречаются одиночные камы
высотой до 15 м.
На отметках 160–170 м на севере и 140–145 м на юге располагается
моренная равнина днепровского возраста. Для нее характерно сочетание
пологоволнистого и мелкохолмистого рельефа. Высота холмов до 5 м.
Поверхность расчленена оврагами и балками глубиной 3–5 м.
Широкое распространение получили водно-ледниковые образования. От низовий р. Чечеры до р. Липы поверхность зандров сформирована днепровским ледником, на остальной – сожским. Абсолютные отметки на севере достигают 145–155 м, на юге снижаются до 135–140 м.
Характерно расчленение ложбинами длиной до 4 км, шириной 0,5–1 км,
глубиной 5–7 м. Встречаются эоловые дюны, бугры, гряды.
Наиболее низкий уровень рельефа приурочен к озерно-аллювиальным низинам и речным долинам.
Светиловичская водно-ледниковая равнина
с краевыми образованиями
Геоморфологический район расположен на левобережье Сожа, на
участке от долины р. Ипуть на юг до верховьев р. Покоть.
Протяженность района с севера на юг – 90 км, с запада на восток –
30 км. Граничит на севере с Костюковичской, на западе с Чечерской
равнинами, на юге с Речицкой низиной.
В геоструктурном отношении район расположен в зоне сочленения
Жлобинской седловины и Воронежской антеклизы. Поверхность
фундамента погружена до отметок -500 – -700 м и перекрыта осадочным
чехлом (мощность 350–500 м), в строении которого наибольшее
распространение получили отложения девона и мела, пески палеогена.
Сверху залегает маломощная антропогеновая толща (10–30 м), в составе
которой выделяются отложения березинского, днепровского и сожского
ледников.
Поверхность доантропогенового ложа наклонена к западу и
характеризуется абсолютными отметками 110–130 м. В восточной части
выделяется поднятие высотой более 140 м. Распространены ложбины
ледникового выпахивания глубиной до 30 м.
145
Современная дневная поверхность занимает гипсометрический
уровень 160–165 м, в долинах рек до 120 м. Наиболее приподнята
средняя часть района, от нее поверхность постепенно понижается к
северу и югу.
Территория дренируется довольно густой сетью рек. На севере
долина Покоти, в центре – Беседи, а южная часть освоена Ипутью и ее
притоками. Направление течения рек северо-восточное и субширотное.
Долины выработанные, шириной от 1 до 3–5 км, при слиянии реки
значительно расширяются (реки Беседь и Сож до 10 км, Ипуть и Сож до
15–20 км), глубина вреза достигает 20 м. В морфологии долин
выделяются пойма шириной от 0,3–0,5 до 1– 2 км и первая, а в низовьях
и вторая надпойменные террасы. В долинах Ипути, Беседи, Покоти
первая надпойменная терраса имеет ширину 0,5–2 км, в устье – до
10 км. Вторая надпойменная терраса возвышается на 10–15 м. Русло
извилистое, меандрирующее, иногда канализованное, шириной 10–12 м
до 20–50 м. Склоны долин высокие, часто крутые, расчлененные
эрозионными рытвинами. Густота расчленения 0,3–0,4 км/км2.
В пределах геоморфологического района широкое распространение
получили водно-ледниковые равнины днепровского и сожского возраста. Участки днепровских зандров занимают гипсометрический уровень 150-160 м на большей части района. На севере и вдоль долины
Беседи выделяются поверхности ниже сожских зандров, приуроченные
к абсолютной высоте 140–155 м. Для водно-ледниковых равнин
характерны пологоволнистый рельеф и значительная заболоченность.
Вдоль долин Сожа, Ипути, Беседи распространены эоловые бугры высотой 3–5 м. В левобережье Беседи нередки карстовые западины глубиной
до 3–5 м, в диаметре – до сотни метров. Среди водно-ледниковой
поверхности, на абсолютных высотах более 160 м, выделяются массивы
краевого ледникового рельефа. Они расположены к востоку от г. Чечерска до государственной границы. Вблизи долины Сожа в меридиональном направлении вытянуты холмисто-грядово-увалистые массивы,
возвышающиеся над урезом реки на 40 м. Относительные превышения
достигают 15–20 м. К востоку получает развитие холмистый рельеф с
колебаниями относительных высот до 15 м.
Между долинами рек Беседь и Ипуть распространены участки
озерно-аллювиальной низины. Ее поверхность дренируется системой
ложбин стока талых ледниковых вод. Днища ложбин часто заболочены,
с остаточными озерами (Вихолка, Большое и др.). Этот генетический
тип распространен на самом низком гипсометрическом уровне до 135 м.
146
Тереховская водно-ледниковая равнина
Геоморфологический район расположен на крайнем юго-востоке
республики. Протяженность с севера на юг 50 км при ширине 25 км.
Граничит на севере и западе с Приднепровской низиной, на востоке и
юге проходит государственная граница. Район расположен в пределах
Гремячского выступа Воронежской антеклизы, где фундамент погружен
до отметок -350 – -550 м. В центральной части выделяется
неотектоническое поднятие с амплитудой 50 м. Фундамент перекрыт
осадочным чехлом, мощностью 500–700 м. В его составе преобладают
породы пермского, триасового, юрского и мелового периодов. На них
залегают палеогеновые, неогеновые и антропогеновые образования.
Последние имеют мощность 5–10 м, иногда до 50 м.
Поверхность доантропогенового ложа отличается равнинностью.
В центральной части расположена ледниковая ложбина, врезанная до
70–80 м. Абсолютные отметки составляют 120–140 м. В пределах
района распространены палеогеновые и палеоген-неогеновые пески и
глины. Геоморфологический район расположен в интервале высот
150-160 м. Поверхность постепенно понижается с востока на запад. В
рельефе выделяются широкие гряды, разделенные плоскими понижениями. Колебания относительных высот составляют 3–5 м.
Речная сеть представлена притоками Ипути и Сожа (реки Хоропуть, Уть, Терюха и др.). Направление основных долин северо-западное.
Долины выработанные, шириной до 1 км. Хорошо выражена двухсторонняя пойма шириной до 300 м. Русла извилистые, часто канализованные, шириной до 10–18 м. Густота расчленения 0,2–0,3 км/км2. Территория района представлена водно-ледниковой равниной, пологоволнистая поверхность которой расчленена системой заболоченных ложбин, унаследованных малыми реками. В понижениях наблюдаются котловины спущенных озер. Распространены эоловые бугры, дефляционные котловины диаметром несколько десятков метров и глубиной 0,5 м.
Вблизи долин развиваются овраги и балки длиной 2–3 км, врезанные на
10–12 м.
147
Глава 5
Область Белорусского Полесья
Общие черты
Область Полесской низменности представляет обширную
низменную заболоченную равнину, протянувшуюся вдоль долины
Припяти от Западного Буга на западе до Сожа на востоке. На юге
граница почти совпадает с государственной границей Беларуси, на
севере постепенно переходит в область равнин и низин Предполесья.
Основу территории составляет Полесская низменность с общим
наклоном поверхности в направлении к долинам рек Припяти и Днепра.
Единство территории подчеркивается зонами разломов по окраинам
низменности.
Границы области и геоморфологическое строение во многом определяются тектоническими структурами. Срединную часть представляют
такие крупные морфоструктуры, как Подлясско-Брестская впадина,
Полесская седловина, Припятский прогиб, Брагинско-Лоевская седловина. На севере заходят отроги Белорусской антеклизы и Жлобинской
седловины, на востоке – склоны Воронежской антеклизы, в юго-восточной части участки Днепровско-Донецкого прогиба, на юге – Украинского кристаллического щита, с юго-запада внедряется ЛуковскоРатновский горст Волыно-Азовской плиты. Тектоническая неоднородность во многом обусловила большую амплитуду мощности осадочного
чехла, от 20–30 м на Микашевичско-Житковичском выступе до 4000 м в
пределах Брагинско-Лоевской седловины (А. В. Матвеев и др., 1982).
Сложное тектоническое строение на ограниченной территории
предопределило образование более 200 больших и малых блочных
морфоструктур с большой амплитудой неотектонических движений.
Тектонические и неотектонические движения оказали влияние на
особенности распространения, на динамику ледникового покрова и
ледниковый морфогенез, морфологию речных долин и др. Приподнятое
положение южной части территории препятствовало проникновению
ледниковых покровов. С зонами разломов связано размещение краевых
гряд, гляциодислокаций, ложбин ледникового выпахивания и размыва.
Осадочный чехол построен преимущественно породами девонской,
меловой, палеогеновой, неогеновой и антропогеновой систем. Под
антропогеновой толщей вскрываются неогеновые кварцевые пески,
алевриты и глины, которые имеют наибольшее распространение в
Подлясско-Брестской впадине и центральной части Припятского
148
прогиба. Распространение песчаных разностей в коренных породах
определило в определенной степени специфику антропогеновой
седиментации, что явилось впоследствии одной из причин широкого
распространения на территории Полесья эоловых форм рельефа. Толща
антропогеновых осадков на юге колеблется в пределах 10–50 м, на
западе и северо-западе – 80–120 м, достигая в отдельных местах 200 м.
Рельеф ложа антропогеновой толщи в доледниковое время представлял собой погребенную равнину с относительно ровной поверхностью на западе и более возвышенную и расчлененную на северовостоке и юге. Преобладающие высоты в западной части 100–120 м, в
восточной – 140 м и более. Из положительных форм выделяется
возвышенность, связанная с Микошевичско-Житковичским выступом
(относительное превышение 15–20 м). В направлении с запада на восток
прослеживаются цепочки ложбинообразных понижений с глубиной
вреза до 57–62 м.
Исходной для развития современного рельефа юга Беларуси можно
считать мезозойскую поверхность выравнивания в виде морской аккумулятивной равнины. В последующем неоднократные трансгрессии
морского бассейна определили палеогеновую поверхность выравнивания. После регрессии палеогеновых морей установился континентальный режим, существующий до настоящего времени. В неогене были
заложены первые речные долины и получили распространение обширные озерные водоемы. К началу антропогена Белорусское Полесье
представляло плоскую заболоченную равнину.
Таким образом, своеобразие рельефа Полесской низменности
создавалось на протяжении длительного геологического времени.
В антропогене территория неоднократно покрывалась материковыми оледенениями, которые в значительной степени преобразовали
первичную поверхность аккумулятивной и экзарационной деятельностью. Геологические исследования показывают, что первые значительные экзарационные преобразования относятся к березинскому оледенению, в результате которого образовались ложбины ледникового выпахивания и размыва. Наиболее глубокая Старчинская ложбина врезана в
породы доледникового рельефа на глубину 73 м и заполнена флювиогляциальными отложениями. После отступания ледника значительно
увеличилась расчлененность рельефа, многие сформировавшиеся ложбины предопределили формирование гидрографической сети. Этот
период характеризовался большой обводненностью и развитием озер. С
этим временем был связан перелив вод Пра-Днепра в южном направлении в бассейн Дисны (Г. И. Горецкий, 1970). Деградация ледника
сопровождалась образованием зандров и озерно-ледниковых низин в
149
районе озер Черного, Споровского, городов Солигорска и Старобина. В
современной низине оз. Выгонощанское существовал приледниковый
озерный бассейн.
Александрийское межледниковье характеризовалось развитием
густой сети озер и болот на большей части Полесья. Многие озерные
котловины были унаследованы от ранних этапов развития. Речные
долины, образовавшиеся в александрийское время, имели общее
направление стока и очертания соответствующие современному.
Днепровский ледниковый покров сыграл определяющую роль в
формировании современного рельефа Полесья. К этому времени
относится подъем пониженной западной части Полесья, что обусловило
общий наклон равнины в восточном направлении. Три лопасти
днепровского ледника: брестская, столинская и наровлянская – производили экзарационную работу, выражавшуюся в образовании ложбин
ледникового выпахивания в центральной и восточной частях Полесья.
Врез ложбин достигал 90 м. Таяние ледника сопровождалось
повсеместным образованием озерно-ледниковых водоемов и зандровых
равнин. В период остановок ледника формировались краевые насыпные
и напорные образования с камами и озами, которые представлены в
пределах Загородья и Мозырской возвышенности. Образовавшиеся
понижения вдоль краевых ледниковых поднятий были унаследованы в
последующем современными реками (Припять, Ясельда, Оресса, Пина и
др.) и озерами (Червоное). Возникли основные возвышенности региона
и определились орогидрографические черты современного рельефа.
В шкловское время в условиях стабильной тектонической
обстановки формировалась гидрографическая сеть, разрабатывались
речные долины. Большая увлажненность территории способствовала
формированию озерных водоемов, которые отличались небольшими
размерами и значительными глубинами.
В период сожского оледенения в северной и западной частях
Полесья оформлялись аккумулятивные краевые гряды, моренные
равнины, ложбины ледникового выпахивания и размыва. Южнее рельеф
формировался под воздействием талых ледниковых вод. Большие
пространства были заняты озерно-ледниковыми водоемами. Основные
пространства Полесья представляли перигляциальную зону сожского
оледенения, где проявлялись процессы солифлюкции и термокарста. С
этим периодом связано начало формирования вторых надпойменных
террас на реках Полесья.
В муравинское межледниковье основными генетическими типами
отложений являлись озерные, озерно-болотные и аллювиальные
150
гумусированные пески, глины и торф. В основных долинах продолжала
формироваться вторая надпойменная терраса.
Поозерский период характеризовался большой водностью речных
систем Полесья, распространением холодных озерно-ледниковых
водоемов. С прекращением притока талых вод площади озер быстро
сокращались, оставляя плоские песчаные пространства с эоловыми
образованиями и торфяниками. Уменьшение озерности связано также с
положительными гляциоизостатическими движениями на протяжении
позднеледниковья. В конце этого времени, в результате увлажнения
климата, гляциоизостатических опусканий, подъема уровня грунтовых
вод появились мелководные озера-разливы, нередко наследовавшие
древние озерные котловины. В долинах рек сформировалась вторая
эрозионно-аккумулятивная надпойменная терраса, на плакорах
активизировались карстовые процессы. С этим временем связано
образование сквозной долины р. Припять в пределах Мозырских гряд,
которые служили естественной преградой для речных и озерных вод.
Современный облик рельеф приобрел во второй половине
голоцена. Оформились речная сеть, озерные котловины. К концу
бореального и началу атлантического времени была сформирована
современная пойма. Интенсивно проявлялось болотообразование в
низинах, оврагообразование на возвышенностях, формирование
карстовых озерных котловин, накопление делювиальных шлейфов и
конусов выноса, повсеместное развитие эоловых процессов по берегам
рек и озер. (О. Ф. Якушко, Н. А. Махнач, 1973). Образование эоловых
гряд, бугров, параболических дюн связано не только с переработкой
флювиогляциальных песков, но и с перевеванием многочисленных
прирусловых валов, образовавшихся в результате интенсивного
меандрирования рек. Существенная роль принадлежит озерам, общее
количество которых, включая старичные, превышает пять тысяч. Кроме
того, на развитие современного рельефа заметную роль оказывают
локальные неотектонические движения, которые имеют как положительную (2 мм/год), так и отрицательную (1,3 мм/год) амплитуду.
Основной фон современного рельефа создают заболоченные
пространства аллювиальных, озерных, озерно-аллювиальных и водноледниковых равнин и низин. Краевые ледниковые комплексы имеют
ограниченный характер. Выделяется возвышенная равнина Загородье с
высотами до 180 м и Мозырская гряда с максимальными отметками до
221 м. Своеобразие рельефа во многом определяется слабой расчлененностью, сравнительно однородной толщей покровных песчаных
отложений.
151
Колебание высот не превышает 2–7 м. Абсолютные высоты на
западе колеблются в пределах 135–155 м, на востоке – 110–130 м.
Минимальные отметки 100 м приурочены к месту впадения Припяти в
Днепр.
Основные реки относятся к бассейну Днепра, и только на западе
часть рек принадлежит бассейну Западного Буга. Гидрологический
режим рек в основном определяется талыми и дождевыми водами, а
также за счет подземного притока. Правые притоки Припяти и Сожа
вскрывают воды, содержащиеся в мергельно-меловых отложениях.
Гидросеть не обеспечивает дренажа, что вызывает высокое стояние
грунтовых вод, заболачивание днищ и долин рек. В периоды
интенсивного таяния снега и дождей для всех рек наблюдается высокий
уровень половодья. Гидрологические наблюдения показывают, что
ежегодные подъемы уровня воды в Припяти 4–5 м, а в аномальные по
водности годы могут достигать 7 м, вызывая катастрофические
наводнения. На малых реках подъем уровня 2–3 м. Продолжительность
половодья иногда достигает 125, у малых рек – до 40 дней. Ширина
разлива р. Припять составляет 5-15 км, достигая 25 км. В основных
притоках ширина разлива 5-10 км.
Долина Припяти является основной водной артерией Белорусского
Полесья – самый большой по величине и водности приток Днепра.
Длина реки на территории республики составляет 548 км. Продольный
профиль имеет слабовыпуклый характер и небольшое падение. Ширина
долины достигает 75 км. Русло извилистое (рис. 19), коэффициент
меандрирования 1,01–2,83. В долине выделяются пойма и две надпойменные террасы. На всем протяжении ширина поймы изменяется в
широких пределах – от 1–2 км вдоль Мозырской гряды до 18 км в месте
впадения Пины и Горыни. Выделяют несколько уровней поймы. Старая
высокая пойма (2–3 м), занимая отдельные участки долины, заливается
только в экстремальные по водности годы. На низкой старой пойме
(высота 1,5–2 м) периодически заливаются участки староречьев и
протоков. Большую часть днища долины занимает молодая сильно
заболоченная пойма. Относительные превышения над урезом воды в
верховьях 0,5–1,5 м, ширина до 17 км. Высокая молодая пойма тянется
вдоль Припяти широкой полосой от 0,5 до 1,0 км. На приустьевых
участках притоков характерными формами рельефа являются гривистые
заболоченные участки с протоками и старицами. На притеррасных
участках поймы хорошо выражены крупногривистые эоловые формы
высотой 0,5–1,0 м, длиной до 5,0 км, а на некоторых отрезках поймы
широко распространены прирусловые валы.
152
Первая надпойменная терраса у Припяти аккумулятивная, наблюдается на всем протяжении, за исключением участков у гг. Мозыря и
Петрикова. Ширина террасы изменяется от 1 до 8 км, в местах впадения
крупных притоков достигает 18 км. На отдельных участках она сужается до 100 м. Высота уступа террасы обычно 0,3–1,0 м, местами достигает 3–4 м. Поверхность террасы пологая, осложнена эоловыми образованиями, у староречий и притеррасных участках заболоченная.
Вторая надпойменная терраса преимущественно эрозионноаккумулятивного типа развита повсеместно, кроме сквозных участков
долины (Мозырь, Петриков). Колебание ширины террасы составляет от
200 м до 18 км. Высота уступа террасы над урезом воды увеличивается с
запада на восток, возрастая по течению от 7 до 20 м. Вдоль бровки
террасы развиты разнообразные эоловые формы рельефа.
153
Природные условия, рельеф, гидросеть Полесья претерпели значительные антропогенные трансформации. В частности, многие озера
превратились в наливные водоемы (Луковское), служат водоемамиохладителями (Белое, Черное) для Белоозерской ТЭЦ. Изменены рельеф
и гидросеть мелиорированных болот, возникли свежие эоловые массивы
и развеваемые пески. Техногенные преобразования связаны со
строительством Днепровско-Бугского (длина 196 км), Огинского (длина
54 км) и мелиоративных каналов; создан ряд крупных водохранилищ
(Любанское, Погост, Локтыши и др.).
Рельеф испытывает заметные изменения и за счет сработки торфа в
результате сельскохозяйственной деятельности и большого распространения карьерных выработок.
Первое геоморфологическое районирование, проведенное В. А. Дементьевым (1960), подразделяло Белорусское Полесье на четыре
геоморфологических района: Приднепровскую низменность, Мозырскую равнину, Припятское Полесье и Брестское Полесье. Дальнейшие
исследования особенностей геоморфологического развития рельефа
Полесья позволили выделить 22 района.
Геоморфологическое районирование
Брестская водно-ледниковая низина
Геоморфологический район расположен на границе ПНР вдоль
р. Мухавец и далее на правобережье Западного Буга. Максимальная
протяженность района составляет 110 км, при ширине 40 км.
Морфоструктурная основа низины соответствует осевой зоне
Подлясско-Брестской впадины. На юге граница района совпадает с
Северо-Ратновским разломом. Поверхность фундамента опущена от
-300 до -1300 м.
Наибольшие абсолютные высоты (164–168 м) находятся в
центральной части низины, минимальные (131–133 м) приурочены к
урезу воды в Западном Буге.
Основные черты рельефа Брестской низины связаны с
деятельностью днепровского ледника и водно-ледниковых потоков
сожского оледенения. По особенностям геоморфологического строения
низина подразделяется на два участка. Северный примухавецкий
участок характеризуется плоскими водоразделами, расчлененными
параллельными слабовогнутыми широкими (1–4 км) ложбинами
протяженностью 15–25 км, с глубиной вреза 5–10 м. В заторфованных
днищах ложбин распространены голоценовые озерные отложения.
154
Основные долины – пойменные, выработанные, с небольшими
перепадами продольного профиля. Южный прибугский участок
представляет пологоволнистую и пологохолмистую заболоченную
низину с относительными превышениями 3–5 м. Низина осложнена
мелкими слабовыраженными речными долинами с глубиной вреза до
1,5 м и единичными карстовыми озерами. Хорошо выражены эоловые
образования в виде гряд и холмов с высотами до 5 м, длиной до
200-300 м. Наиболее крупный массив вытянут на 7 км. Правые притоки
Буга, беря начало из заторфованных озеровидных понижений,
представляют собой вытянутые параллельно Бугу отрезки старичных
образований с выработанными поймами.
Густота эрозионного расчленения не превышает 0,2 км/км 2. Рельеф
антропогенезирован карьерами по добыче торфа, некоторые из них
рекультивированы под пруды и сенокосы.
Наревско-Ясельдинская озерно-аллювиальная низина
Район расположен в северо-северо-западной части Полесья, между
Пружанской равниной, Брестской низиной, Загородьем, Логишинской,
Люсиновской, Барановичской и Косовской равнинами. Низина занимает
северо-восточную часть Подлясско-Брестской впадины, северо-запад
Полесской котловины и юг Ивацевичского погребенного выступа.
Фундамент опущен на глубину от -200 до -700 м. Максимальные высоты
топографической поверхности (160–162 м) приурочены к НаревскоЯсельдинскому водоразделу, минимальные высоты отмечены у Ясельды
(136 м). Общая амплитуда высот составляет 25 м с превышениями не
более 1–2 м, изредка увеличиваясь на эоловых образованиях до 5 м.
Густота расчленения 0,2 км/км2.
Геоморфологическую основу района представляют разновозрастные ступени озерно-аллювиальной равнины, отражающие этапы
формирования территории в поозерско-голоценовое время. Это была
территория распространения крупных озер и речных долин северозападной части Полесья, где отдельные участки древнебереговых
образований переработаны эоловой деятельностью. Относительная
высота отдельных массивов достигает 5 м. Характерной чертой района
является широкое распространение ложбин, слабовыраженных долин и
озер-разливов. По особенностям геоморфологического строения
выделяются три части: верхненаревские заболоченные участки с
обширным болотным массивом – Дикое, из которого берут начало реки
Нарев и Ясельда. Мощность торфа до 4,5 м. На северо-востоке района
выделяется бобровичско-выгонощанский участок с низинными
155
мелкозалежными торфяниками, по окраинам которых возвышаются
древние образования небольших песчаных гряд и валов. Среднеясельдинский участок характеризуется тремя уровнями озерноаллювиальных низин (О. Ф. Якушко и др., 1973). Здесь среди обширных
болотных пространств располагаются мелководные озера Выгонощанское, Бобровичское, Споровская группа озер, а также озера карстового
происхождения.
Логишинская водно-ледниковая равнина
с краевыми образованиями
Район примыкает к долинам Ясельды, Бобрика и Припяти, с запада
и севера граничит с Наревско-Ясельдинской озерно-аллювиальной
низиной и Люсиновской равниной. В морфоструктурном отношении
район приурочен к Полесской седловине. Поверхность фундамента
опущена на -300 – -350 м. Мощность антропогеновых отложений
колеблется в пределах 40–80 м.
Основу поверхности составляют днепровская и сожская водно-ледниковые равнины с относительными высотами 2–3 м. В результате эрозионного расчленения и эоловых форм возрастает пересеченность рельефа, а глубина расчленения достигает 10 м/км2. Наибольшие высоты
(174 м) приурочены к краевым ледниковым образованиям, которые в
западном и северо-восточном направлениях понижаются до 155 м.
Выделяются цепи грядового рельефа с превышениями до 10–15 м.
Днепровские насыпные краевые образования северо-западного
направления сменяются напорными, с отдельными дугами чешуйчатого
строения и отторженцами. Понижения краевых форм унаследованы
слабовогнутыми днищами плоских заторфованных долин. На отдельных
участках краевые образования имеют ярусный характер в виде сложных
гряд и холмов с развитыми ложбинами и рытвинами.
Люсиновская водно-ледниковая равнина
Район занимает центральное положение Северного Полесья. На
севере район граничит с Барановичской и Солигорской равнинами, а с
юга ограничен долиной Припяти и Логишанской равниной. В
морфоструктурном плане приурочен к северо-восточной части
Полесской седловины, где кровля фундамента имеет глубину залегания
-500 – -1000 м, а мощность антропогеновой толщи составляет 60–80 м с
распространением краевых ледниковых образований. Абсолютные
высоты колеблются в пределах 145–175 м. Малые реки представлены
156
слабоврезанными пойменными долинами с канализованными руслами.
Общий уклон поверхность имеет в сторону основных рек Бобрика и
Цны. К заболоченным междуречьям приурочены небольшие
зарастающие озера. В целом район представляет собой плоскую, сильно
заболоченную водно-ледниковую равнину с двумя краевыми
ледниковыми образованиями напорного и чешуйчатого типа. В
северной части района расположен большой болотный массив с
Покамерскими
озерами.
Озерные
котловины
унаследовали
термокарстовые понижения. Однообразие рельефа нарушается
выходами на поверхность палеогеновых песков и связанных с ними
эоловых форм в виде гряд и холмов высотой 3–5 м.
Случско-Оресская озерно-аллювиальная низина
Геоморфологический район расположен на севере центральной
части Полесья, простираясь вдоль р. Орессы, оз. Червоного, включая
участки долин Припяти и Птичи. На севере ограничен Солигорской, на
западе Люсиновской равнинами, на юге долиной Припяти,
Житковичской и Ветчинской низинами. В морфоструктурном плане
занимает северо-западную часть Припятского прогиба, с юга
ограниченного Микашевичско-Житковичским выступом фундамента.
Кровля фундамента опущена от -600 до -4000 м. Мощность
антропогеновых отложений составляет 30–100 м.
Территория характеризуется слабопересеченным выровненным
рельефом с абсолютными отметками 129–152 м. Средняя глубина
расчленения 1–2 м /км2, увеличиваясь в местах распространения
эоловых форм до 7 м/км2. Гидрографическая сеть представляет собой
унаследованную реками систему ложбин стока талых ледниковых
вод. Продольный профиль большинства рек слабовогнутый с уклоном
15–20 см/км. Реки не имеют четко выраженных долин. Ширина пойм
колеблется в пределах 0,1–0,2 км, увеличиваясь в озеровидных
расширениях до 2,5 км. Превышение пойм над руслом 0,5–1,7 м. Русла
большинства малых рек канализованы. В целом рельеф характеризуется
монотонностью, обусловленной процессами речной и озерно-болотной
аккумуляции. Густота эрозионного расчленения около 0,2 км/км2.
Озерно-аллювиальная низина занимает основную территорию района и характеризуется тремя уровнями. Нижний уровень (133–137 м)
соответствует террасам современных озер и заторфованным участкам
спущенных озерных котловин. Здесь среди заболоченных пространств
находится оз. Червоное (43,78 км2), третье по площади в Беларуси.
Глубины не превышают 4 м, длина озера 12,1 км, максимальная
157
ширина 5,2 км, протяженность береговой линии 30,8 км. Котловина
слабовогнутая, обвалованая. Склоны низкие, сливаются с прилегающими мелиорированными болотами, и только южные достигают 25 м.
Берега озера невысокие, торфянистые. В озере ведется добыча
сапропелей.
Два верхних уровня, монотонно переходящие один в другой,
соответствуют высотам 138–140 м и 140–143 м. На приподнятых
участках широкое распространение получили эоловые формы в виде
гряд, холмов, мелких дефляционных котловин на массивах
перевеваемых песков. Линейно вытянутые или серповидные формы
одиночных гряд длиной до 2,5 км, соединяясь, формируют гряды
протяженностью до 10 км, шириной до 300 м. Многие эоловые
образования приурочены к береговым валам. Типичным примером
может служить прибрежная зона оз. Вечера, где на прирусловых формах
и поверхности озерной террасы залегают слоистые пески. Из современных рельефообразующих процессов активная роль принадлежит
ветровой эрозии, связанной с осушительными мелиоративными
работами.
Житковичская водно-ледниковая низина
Район расположен в центральной части Полесья, от устья р. Бобрик
до слияния рек Морочи и Случи. С юга ограничен долиной Припяти, а с
севера Случско-Оресской низиной. В морфоструктурном плане район
соответствует Микашевичско-Житковичскому выступу фундамента,
приподнятому до 104–117 м. Мощность антропогеновых отложений
составляет 10–60 м. Весь геоморфологический комплекс района
находится в соответствии со структурно-тектоническими особенностями территории. Долины имеют четкую морфологическую
выраженность с дифференциацией низкого и высокого пойменных
уровней. С уменьшением ширины долин увеличивается глубина вреза.
Геоморфологическое строение района свидетельствует о современных
положительных движениях и приуроченности долин к относительно
опущенным участкам. Максимальная высота территории в северной
части – 184 м. Средние высоты колеблются в пределах 140–150 м,
снижаясь в речных долинах до 135 м. Глубина расчленения 3–5,2 м/км2.
Густота расчленения не превышает 0,2–0,3 км/км2.
Основу геоморфологического района представляет слабовсхолмленная водно-ледниковая низина. Относительные превышения
составляют от 1,5 до 3–5 м. Холмистость обусловлена неравномерной
первичной водно-ледниковой аккумуляцией и эоловой деятельностью.
158
Разнообразные эоловые образования нередко приурочены к флексурам
осадочной толщи и разрывным нарушениям фундамента. На отдельных
участках развиты грядово-бугристые массивы с развеваемыми песками.
Краевые ледниковые формы рельефа сильно размыты, мало выражены и
прослеживаются изолированными участками. В пределах водосбора
оз. Червоного выделяется куполообразное поднятие (45 м) с системой
субконцентрических песчаных гряд, обусловленное наличием кольцевой структуры. Территория, окружающая этот массив представляет
собой заболоченное понижение шириной 100–600 м.
Современные техногенные рельефообразующие процессы в
пределах геоморфологического района связаны с добычей полезных
ископаемых. Разработка гранита производится в крупнейшем в
республике Микашевичском карьере, глубина которого превышает
100 м, размер в поперечнике 1200 м.
Ветчинская водно-ледниковая равнина
с краевыми ледниковыми образованиями
Район имеет субширотное положение в междуречье Орессы, Птичи,
Припяти и Бобрика, граничит со Случско-Оресской и Озаричской
низинами и долиной Припяти. В морфоструктурном отношении
приурочен к западной части Петриковского погребенного выступа и
центральной части Малодушинско-Червонослободской и Копаткевичско-Великоборской ступеней Припятского прогиба. Средняя
мощность антропогенового чехла составляет 30–60 м, местами достигая
до 120 м.
Абсолютные высоты земной поверхности колеблются в пределах
145–184 м. Преобладающие относительные высоты 2–3 м, на краевых
грядах возрастают до 10 м.
Геоморфологическую основу района представляет пологоволнистая поверхность Ветчинской водно-ледниковой низины с узкими
заболоченными долинами рек, мелкохолмистыми эоловыми массивами
и котловинами выдувания. Центральную часть низины занимает
крупная заторфованная ложбина стока талых ледниковых вод, по днищу
которой проложены Головчитский и Куритичский каналы. В северозападной части выделяется Зеленоборское краевое ледниковое
образование днепровского возраста со слабо выраженными холмами,
грядами и суходольными ложбинами. В юго-восточной части в
широтном направлении тянется другая краевая гряда длиной 7 км с
относительными высотами до 30 м. На востоке района выделяются
эоловые гряды и холмы высотой 1–3 м.
159
Озаричская моренно-водно-ледниковая равнина
Равнина вытянута с северо-запада на юго-восток на 100 км в
междуречье Неначь – Иппы – Тремли – Птичи и Орессы, ширина района
достигает 30 км. В морфоструктурном плане район приурочен к
центральной части Припятского прогиба. Поверхность фундамента
опущена до -3000 – -3500 м. В кровле коренных пород залегают
песчано-глинистые отложения палеогена и неогена. Средняя мощность
антропогенового чехла составляет 60–80 м.
Характерной
чертой
рельефа
являются
прямолинейные
параллельные ложбины, унаследованные долинами рек, которые делят
поверхность низины на ряд увалоподобных повышенных участков и
систему болотных и озерных понижений. Абсолютные высоты
колеблются от 135 до 150 м с относительными превышениями 2–3 м.
Уклоны поверхности редко превышают 1–2°. Крутизна склонов долин и
ложбин не более 5–10°. Густота расчленения 0,2 км/км2.
Основные пространства низины заняты водно-ледниковыми
отложениями, которые на междуречьях перекрыты мало мощной
мореной днепровского возраста. Пологоволнистая поверхность низины
осложнена сухими долинами, балками и замкнутыми озеровидными
понижениями термокарстового происхождения. Густота расчленения на
таких участках достигает 2–2,5 км/км2. Долины и ложбины
характеризуются значительной шириной (3–4 км) с небольшими
современными руслами рек. Участки многих долин, обращенные к
Припяти, имеют сквозной характер. На склонах ложбин встречаются
террасы, сложенные песчано-гравийным материалом и галькой, что
указывает на их флювиогляциальное происхождение. Днища крупных
балок заполнены торфом мощностью до 4 м, иногда отложениями
спущенных озер. Склоны долин представлены солифлюкционными
отложенниями, местами перекрыты лессовидными породами и слоем
делювия. Вокруг отдельных озерных котловин встречаются эоловые
формы перевеянных песков.
Василевичская водно-ледниковая
озерно-аллювиальная низина
Геоморфологический район расположен в междуречье Днепра,
Березины и Припяти. Граничит с Хойникской, Озаричской и
Светлогорской низинами. В морфоструктурном плане низина
приурочена к северо-восточной части Припятского прогиба со сложным
строением фундамента, залегающего на глубине -2000 – -3000 м. Район
160
расположен в зоне поднятий локальных морфоструктур. Мощность
антропогенового чехла в основном составляет 15–50 м, а в местах
ледникового выпахивания достигает 150–198 м. Низина характеризуется
абсолютными высотами 123–140 м, максимальной отметкой 157 м, и
минимальной – 120 м.
На севере и востоке низина представлена водно-ледниковыми и
моренными пологоволнистыми поверхностями с гляциодислокациями и
одиночными камовыми холмами высотой 5–10 м. На повышенных
участках равнины распространены массивы перевеваемых песков.
Локальные морфоструктуры во многом подчеркивают сложный и
разнообразный характер гидрологической сети. Помимо радиального
рисунка, выделяется центробежный. Долины рек слабо выражены,
врезаны в низинные торфяные отложения на глубину до 1 м. Началом
большинства малых рек являются заторфованные болотные понижения.
Реки унаследовали систему спущенных озер, в понижениях которых
мощность торфа достигает 5 м. Границу спущенных озер подчеркивают
береговые валы высотой 1–2 м, где наблюдаются перевеваемые пески.
Густота расчленения 0,2 км/км2. На юге Василевичской низины
выделяется ряд озер. В пределах правобережья Днепра развита
овражно-балочная сить. Глубина расчленения достигает 10 м/км 2.
Интенсивная осушительная мелиорация активизировала ветровую
эрозию на торфяниках и на древнеозерных береговых образованиях.
Приднепровская аллювиальная равнина
Район располагается в междуречье Днепра и Сожа. Граничит на
севере и северо-востоке со Стрешнинской низиной, Чечерской и
Светиловичской равнинами; на юго-востоке – с Тереховской равниной;
южная граница совпадает с государственной; на западе – с Василевичской низиной. Протяженность с севера на юг составляет около 90 км,
с запада на восток – 60 км. В структурном отношении приурочен к зоне
сочленения северо-восточной части Припятского прогиба, восточного
окончания Речицко-Вишанской зоны поднятий, и юго-западных
склонов Воронежской антеклизы. Здесь выделяются крупные разломы.
Фундамент перекрыт породами палеозойской системы, с отложениями
девона которой связаны месторождения нефти; мезозойской, а также
палеогена и неогена. Мощность коренных пород достигает 2000 м.
Сверху повсеместно залегают антропогеновые водно-ледниковые и
моренные образования, мощностью 5 – 60 м, в ложбинах ледникового
выпахивания до 143 м. Широкое распространение получили голоценовые аллювиальные пески и супеси, болотные и эоловые образова161
ния. Поверхность коренного ложа приподнята над уровнем моря до
100–140 м, расчленена небольшими возвышенными массивами,
котловинами, ложбинами выпахивания и размыва.
Современная поверхность представлена широкими водораздельными пологохолмистыми пространствами на гипсометрическом уровне
140–130 м. Водоразделы слабо расчленены древними ложбинами,
врезанными на глубину 2–3 м. Однообразие территории нарушается
эоловыми формами. Значительные территории часто заболочены.
Основная часть территории расположена в пределах пойм и террас
Днепра и Сожа и характеризуется разнообразным рельефом. Пойма, как
правило, широкая (до 8–10, иногда 12 км), двухсторонняя или
левобережная, приподнята над урезом рек на 2,5–5,0 м. Поверхность ее
расчленена невысокими гривами и межгривистыми заболоченными
понижениями, старичными озерами. Морфологические различия служат
основаниями для выделения прирусловой поймы (высота прирусловых
валов 1,7–2,5 м), центральной поймы с параллельно-гривистым
рельефом. Здесь нередки останцы обтекания. Притеррасная часть поймы
заболочена. На всем протяжении реки прослеживается древняя долина
Днепра (рис. 20), шириной 4–6 км. Выше выделяются два уровня террас.
Первая надпойменная терраса достигает 18 км после слияния Днепра и
Сожа. Она возвышается над урезом реки на 6–11 м. Поверхность второй
террасы плоская, слабоволнистая, с участием эоловых форм. Высота ее
9–14 м. На территории района проведены мелиоративные мероприятия.
Верхнеприпятская озерно-аллювиальная низина
Район расположен в юго-западной части Полесской области, на
границе с Украиной. В морфоструктурном плане совпадает с большей
частью Двинской ступени и юго-западным склоном Полесской
седловины. Кровля фундамента опускается на глубину -300 – -700 м.
Мощность антропогеновых отложений достигает 60–90 м.
Абсолютная высота земной поверхности изменяется в пределах
150–160 м. Рельеф в основном плоский, приобретет мелкогрядовобугристый характер в местах развития песчаных накоплений с
относительными превышениями 5–10 м, густотой расчленения
0,2 км/км2. Гидрографическая сеть представлена заболоченными
пойменными долинами притоков Припяти и Мухавца. Одной из
особенностей рельефа являются древние ложбины длиной до 10 км,
шириной 1–2 км, с глубиной вреза до 5 м. К пониженным, часто
заболоченным участкам ложбин приурочены карстовые озера с овальной воронкообразной котловиной (Белое, Кончицкое, Завищевское).
162
163
Многие озера проточные с низкими заболоченными берегами, косами и
береговыми валами, с перевеваемыми песками. На приводораздельных
участках широко распространены эоловые формы.
Антропогенизация ландшафтов в виде осушительно-мелиоративных работ приводит к значительным преобразованиям рельефа.
Сокращаются и исчезают мелкие озера, изменяются русловые процессы,
активизируется эоловая деятельность.
Краевые ледниковые образования
и водно-ледниковые равнины Загородья
Геоморфологический район приурочен к Пино-Ясельдинскому
междуречью, вытянут в субширотном направлении на 85 км при ширине
16–36 км. Северная граница проходит по долине р. Ясельда, южная –
р. Пины. В морфоструктурном отношении район занимает наиболее
приподнятую часть Полесской седловины с глубиной залегания
фундамента до -300 м. Мощность антропогеновых отложений,
преимущественно ледниковых и водно-ледниковых, составляет в
среднем 30–40 м, достигая в Загородье 100–130 м. Абсолютная высота
территории колеблется в пределах 90–175 м.
По геоморфологическому строению территория Загородья подразделяется на две части (рис. 21). Северная – повышенная часть с
высотами 140–175 м представлена холмисто-грядовым расчлененным
рельефом с относительными высотами 3–9 м. Краевые образования
представлены двумя гляциотектоническими напорными грядами.
Поверхности гляциодислокаций относительно сглажены и возвышаются
над озерно-болотной низиной на 10–25 м. Выделяется МерчицкоМотольский краевой комплекс. Расположенный между напорными
зонами он состоит из трех параллельных гряд, разделенных участками
водно-ледниковой равнины и ложбинами стока ледниковых вод.
Выделяются невысокие песчаные холмы с округлыми вершинами,
преобразованными эоловыми процессами, и суффозионные западины.
Среди окружающих участков флювиогляциальных заторфованных
низин встречаются единичные камовые образования. Для краевого
комплекса характерны повышенные показатели глубины (до 25 м) и
густоты (2,6 км/км2) расчленения, а крутизны склонов до 15. В
северной части долины приурочены к ложбинам стока ледниковых вод
и занимают межгрядовые понижения. Остальная территория Загородья
сильно выположена, крутизна склонов редко превышает 2. Долины рек
унаследовали перигляциальные ложбины, соединяющие озерные
понижения.
164
На южных участках Загородья развиты эоловые грядово-холмистые
формы, местами с перевеваемыми дюнными образованиями. Основу
южной части Загородья составляет пологоволнистая водно-ледниковая
равнина с остаточными формами краевых ледниковых образований.
Равнина осложнена сухими перигляциальными долинами с
выровненным дном и пологими склонами. Низинные пространства
заторфованы и представляют собой довольно широкие участки
спущенных озер.
В пределах пологоволнистых пространств основным рельефообразующим процессом можно считать медленное смещение склонового материала, шлейфы которого перекрывают днища ложбин и
террасированные участки склонов. У южной границы Загородья распространены линейные и серповидные гряды эоловых образований.
Большое развитие получили сухие долины и овражно-балочные формы.
Около 30 % площади района заболочено. Часть болот в результате
осушительно-мелиоративных мероприятий превращена в сельскохозяйственные угодья.
165
Столинская водно-ледниковая равнина
Район расположен в междуречьях Горыни, Стыри и Припяти, в
южной части Лунинецкой аллювиальной низины. В морфоструктурном
плане приурочен к юго-восточному склону Полесской седловины и
части Припятского прогиба. Глубина залегания фундамента находится в
интервале -300 – -1300 м. Мощность антропогенового чехла 20–30 м, в
отдельных углублениях она увеличивается до 80 м, а в ряде случаев на
поверхность выходят коренные породы.
Наибольшая абсолютная высота современного рельефа 168 м,
колебания относительных высот достигают 20 м. Гидрографическая
сеть представлена небольшими притоками Горыни и мелиоративными
каналами. Густота эрозионного расчленения около 0,2 км/км2.
Геоморфологическая особенность района выражается ярусностью
рельефа. Нижний ярус (142–145 м) образует плоская, слабоволнистая
поверхность болотных участков со спущенными озерными котловинами
и небольшими эоловыми грядами. На болотных массивах мощность
торфяной залежи достигает 5,0 м. Сапропелевая толща, подстилающая
торфяные массивы свидетельствует, о существовании древних озерных
водоемов. Более высокий ярус (147–155 м) занимает водно-ледниковая
равнина, представленная разнозернистыми песками с гравийно-галечновалунным материалом изредка перекрытая моренными отложениями. В
отдельных случаях на поверхности вскрываются коренные породы.
Относительные высоты 2–3 м. Выровненные пространства нередко
осложняются дугообразными эоловыми грядами высотой 5–7 м, длина
которых достигает 2 км с отдельными массивами бугристо-грядовых
песков.
Гипсометрический уровень с отметками 155–168 м образует водноледниковая цокольная равнина и платообразные возвышенные участки
грядовых денудированных форм краевых образований. Основная часть
денудированной поверхности сложена разновозрастными песками с
песчано-гравийно-галечниковым материалом. Для всего района
неотъемлемой частью ландшафта являются многочисленные карьеры.
Лельчицкая водно-ледниковая равнина
Район расположен в междуречьях Ствиги, Припяти и Словечны. Он
ограничен Мозырским и Уборть-Словечненским геоморфологическими
районами, долиной р. Припяти и водно-ледниковой равниной Житомирского Полесья. В морфоструктурном плане район приурочен к южной
части Припятского прогиба с отметками фундамента -2500 – -4500 м.
166
Мощность антропогенового чехла составляет 30–80 м. Абсолютные
отметки поверхности равнины изменяются в пределах 132–167 м.
Относительно приподнятая плоская поверхность водно-ледниковой
равнины с отметками 132–160 м осложнена заболоченными слабовогнутыми понижениями и отдельными эоловыми грядами, высота
которых достигает 8 м. Густота эрозионного расчленения около
0,4 км/км2. Пойменные долины местами сливаются с заболоченными
массивами и, как правило, слабо выражены в рельефе. Одной из
особенностей
района
является
значительная
заболоченность,
распространение мелкозалежных торфяников и комплексов эоловых
образований. Отдельные формы их объединяются в сложные системы
гряд с дефляционными котловинами. Некоторые из них диаметром до
2,5 км заболочены.
Из числа техногенных преобразований большое место занимает
осушительная мелиорация, которая вызывает увеличение густоты
расчленения, способствует интенсивности эоловых процессов.
Уборть-Словечненская озерно-аллювиальная низина
Низина расположена в южной части Припятского Полесья, между
Лельчицкой водно-ледниковой равниной и Мозырской возвышенностью. В морфоструктурном плане она приурочена к смежным участкам Наровлянского горста и Ельского грабена Припятского прогиба.
Кровля фундамента находится на глубине 3500–5000 м. В результате
неотектонических движений здесь сформировалось валообразное
поднятие с отдельными локальными структурами.
На песчано-глинистых породах ложа антропогенового чехла
залегают ледниковые и озерно-аллювиальные комплексы мощностью до
30 м. Абсолютные высоты местности составляют 133–139 м. Центробежный рисунок гидрографической сети представляют участки рек
Уборти, Батывли и Словечны, соединенные многочисленными мелиоративными каналами. Густота расчленения не превышает 0,2 км/км2.
В пределах заболоченной озерно-ледниковой низины выделяются
два уровня. Верхний – в диапазоне 136–139 м, где характерной
особенностью являются неглубокие заторфованные понижения. На
нижнем уровне с отметками 133–135 м среди низинных болот на
торфяных участках возвышаются песчаные острова с эоловыми
образованиями. Выделяется серия невысоких (0,5 м) увалов длиной
200–300 м и шириной до 100 м, разделенных заторфованными
понижениями.
167
Мозырская краевая ледниковая возвышенность
с прилегающей водно-ледниковой равниной
Район, расположен в междуречьях Уборти, Припяти и Словечны на
западе, северо-востоке граничит с Лунинецкой, на юго-востоке – с
Комаринской, на юге – с Уборть-Словечненской низинами. На севере
возвышенность ограничена долиной Припяти. В морфоструктурном
плане территория представляет центральную часть Припятского
прогиба с глубиной залегания фундамента -4000 – -5000 м. Мощность
антропогеновых отложений составляет 20–150 м. Основная роль в
строении толщи принадлежит моренным отложениям с покровом
лессовых пород мощностью 5–6 м.
Геоморфологический район характеризуется максимальными
абсолютными высотами для Белорусского Полесья (220,7 м).
Минимальные отметки приурочены к урезу р. Припять и составляют
110–113 м. От участка максимальных высот поверхность резко
понижается до 160–180 м. Краевые ледниковые образования образуют
две цепи, разделенные долинами рек на серии небольших гряд длиной
2–3 км при ширине 300 м. Северные гряды характеризуются
максимальными абсолютными и относительными высотами. Глубина
расчленения достигает 80 м. Характерны напорные формы с гляциодислокациями и отторженцами. Южная цепь преимущественно
аккумулятивная, сложена песками и песчано-гравийным материалом.
Краевые комплексы окаймляет водно-ледниковая равнина. Для
периферической части района характерны болотные массивы низинного
типа с остаточными озерными котловинами, эоловыми грядами высотой
2–6 м и дефляционными понижениями. Мозырская гряда относится к
числу наиболее расчлененных овражной эрозией территории
Белоруссии. Плотность оврагов составляет 20–30 единиц на 1км2. Около
38 % оврагов находится в разной степени активности, 11 % – в активной
стадии (А. И. Павловский, 1994). Овражно-балочные системы имеют
сложный рисунок (рис. 22). Длина их 2–3 км, глубина до 20 м.
Формированию способствуют общая приподнятость территории над
базисом эрозии и наличие мощной лессовой покрышки. Характерны
микроформы тоннельной эрозии, состоящие из каскада колодцев
глубиной до нескольких метров, шириной до 1,5 м, соединенных
подземными каналами. Здесь создан заказник «Мозырские Овраги».
Гидрографическая сеть района представлена небольшими реками,
врезанными на глубину 5–7 м, иногда 10–16 м (долина р. Тур). Ширина
долин изменяется от 0,5–1,2 км до 5 км (р. Чертень). Склоны небольших
долин слабо выражены, продольные профили не выработаны.
168
Из современных рельефообразующих процессов преобладают
линейная и плоскостная эрозия, дефляция, эоловая аккумуляция,
обвально-осыпные явления и массовые смещения материала на склонах.
Хойникско-Брагинская водно-ледниковая равнина
с краевыми образованиями
Район расположен в междуречье Днепра и Припяти, окружен низинами: на западе – Лунинецкой, севере и востоке – Речицкой, на юге –
Комаринской. В морфоструктурном плане соответствует погребенному
Хобнинско-Хойникскому выступу. Глубина залегания кровли фундамента -1500 – -3000 м. Мощность антропогенового покрова в среднем
169
колеблется от 40 до 60 м. Территория перекрыта лессовидными породами. Абсолютные высоты современной поверхности изменяются в
пределах 120–165 м (максимальная отметка 167,5 м). В направлении с
запада на восток высоты постепенно понижаются. Относительные
превышения на участках водно-ледниковой низины колеблются от 3 до
5 м, на изолированных краевых ледниковых массивах они достигают
10–15 м. Самый низкий гипсометрический уровень в пределах высот
125–149 м занимает пологоволнистая водно-ледниковая низина с
густотой расчленения 0,2–0,3 км/км2. Уровень 150–160 м характеризуется краевыми ледниковыми образованиями, среди которых выделяется
Юровичский массив на междуречье Припяти и Днепра. В пределах
массива, перекрываемого маломощным лессовидным чехлом, широко
распространены суффозионные западины. На крутом западном склоне
массива, обращенном к Припяти, развиты овражные формы. Южный
склон высотой 20–25 м выражен четко. Восточные и северные склоны
массива постепенно переходят в пологоволнистую водно-ледниковую
низину. На севере геоморфологического района распространены
насыпные ледниковые формы с камовыми образованиями и участками
моренной равнины. Краевые образования представлены холмами
высотой до 5–8 м, шириной 100–200 м. В большинстве случаев они
относятся к типу напорных.
Водно-ледниковая равнина Украинского Полесья
В пределах крайнего юга Беларуси расположены Малоритский,
Глушкевичский, Александровский и Зосинецкий участки геоморфологических районов Украинского Полесья. Малоритский – самый крупный
из них, расположен на крайнем юго-западе, вытянут в субширотном
направлении на 35 км при ширине 20 км. В морфоструктурном отношении соответствует центральной части Луковско-Ратновского горста.
Фундамент расположен на глубине -250 – -1000 м. Остальные участки в
тектоническом плане соответствуют Южно-Припятскому разлому,
отделяющему Припятский прогиб от Украинского щита. На Глушкевичском и Малоритском участках кристаллические и меловые породы
местами выходят на земную поверхность. Средняя мощность антропогеновых отложений изменяется от 10 до 30 м на участках распространения моренных форм. Речная сеть в соответствует геоструктурным элементам. Профили рек имеют ступенчатую форму. Густота расчленения
0,4–0,5 км/км2.
Геоморфологическая основа районов представлена водно-ледниковыми поверхностями, в пределах которых выделяются небольшие
170
пространства днепровской моренной равнины с холмисто-грядовыми
формами (абсолютные отметки 175–189 м) и отдельными холмами.
Особо выделяется участок Малоритской водно-ледниковой равнины с
заболоченными понижениями, возникшими на месте спущенных озер,
которые ограничиваются береговыми образованиями с эоловыми
формами. Неотъемлемой чертой рельефа являются многочисленные
цепочки озер, котловины которых имеют карстовый генезис
(О. Ф. Якушко, Л. Б. Науменко, 1979). В ряде случаев карстовые
депрессии выполнены озерно-болотными отложениями голоцена.
Наиболее значительные воронкообразные карстовые озера: Соминское с
глубиной 33,5 м, Вульковское – 23,8 м, Мульное – 21 м и др.
В рельефе Малоритской равнины сочетаются холмисто-грядовые
формы, созданные в результате аккумуляции, напора и выдавливания
днепровским ледниковым покровом. Отдельные толщи дислоцированы
чешуйчатыми надвиговыми формами. Ветвь краевых образований
тянется на 50 км от долины Западного Буга на Малориту, вдоль которых
на севере вытянут Олтушско-Малоритский массив с параллельногривистыми формами. Он приурочен к наиболее приподнятому
(Хотиславскому) блоку фундамента (А. В. Матвеев и др., 1982).
Простирание гляциодислокаций хорошо согласуется с направлением
разломов фундамента. На границе с Украиной, в юго-восточном
направлении тянутся насыпные краевые образования с абсолютными
высотами до 199 м (г. Иосифа), с превышениями над прилегающей
равниной до 25 м. На севере пологоволнистый моренный рельеф
прослеживается на высоте 161 м при относительных превышениях до
5 м. Средняя глубина расчленения не превышает 5м/км2 и только в
пределах краевых ледни-ковых образований достигает 10–15 м/км2.
На Зосинецком и Александровском участках водно-ледниковой
равнины развиты грядово-холмистые формы ледникового и эолового
генезиса, обусловленные блочными неотектоническими подвижками.
Отдельные холмы достигают в поперечнике 100–200 м, с
относительными высотами 3–8 м. Длина гряд составляет сотни метров
при ширине 10–20 м.
Из современных рельефообразующих процессов следует отметить
карстовые, болотные и техногенные, связанные с мелиорацией и
добычей стройматериалов.
171
Литература
Основная литература
Вознячук Л. Н., Вальчик М. А. Морфология, строение и история развития долины
Немана в плейстоцене. Мн., 1978. 168 с.
Высоцкий Э. А., Демидович Л. А., Деревянкин Ю. А. Геология и полезные ископаемые Республики Беларусь. Мн., 1996. 184 с.
Дзяменцьеў В. А., Шкляр А. Х., Якушка В. П. Прырода Беларусi. Мн., 1959. 140 с.
Зусь М. Е. Новогрудская возвышенность. Мн., 1991. 126 с.
Комаровский М. Е. Минская и Ошмянская возвышенности. Мн, 1995. 124 с.
Левков Э. А. Гляциотектоника. М., 1980. 279 с.
Матвеев А. В., Моисеенко В. Ф., Илькевич Г. И., Левицкая Р. И., Крутоус Э. А.
Рельеф Белорусского Полесья. Мн., 1982. 131 с.
Матвеев А. В., Гурский Б. Н., Левицкая Р. И. Рельеф Белоруссии. Мн., 1988. 320 с.
Матвеев А. В. История формирования рельефа Белоруссии. Мн., 1990. 205 с.
Матвеев А. В., Ажгиревич Л. Ф., Вольская Л. С. и др. Кольцевые структуры территории Беларуси. Мн., 1993. 82 с.
Нечипоренко Л. А. Условия залегания и тектоническая предопределенность антропогенового покрова Белоруссии. Мн., 1989. 114 с.
Павловский А. И. Закономерности проявления эрозионных процессов на территории
Белоруссии. Мн., 1994. 104 с.
Павловская И. Э. Полоцкий ледниково-озерный бассейн. Мн., 1994. 118 с.
Санько А. Ф. Неоплейстоцен северо-восточной Белоруссии. Мн., 1987. 132 с.
Тектоника запада Восточно-Европейской платформы / Под ред. Р. Г. Гарецкого. Мн.,
1990. 168 с.
Феденя В. М. Особенности строения краевых образований Слонимской и Волковысской возвышенностей. Мн., 1985. 21с.
Якушко О. Ф. Белорусское Поозерье. Мн., 1971. 332 с.
Якушко О. Ф., Марьина Л. В., Мысливец И. А. Основные этапы формирования и геоморфология Браславской возвышенности // Стратиграфия и палеогеография антропогена. Мн., 1975. С.236–241.
Якушко О. Ф. Основы геоморфологии. Мн., 1986. 282 с.
Якушко О. Ф. Основы геоморфологии. Мн., 1997. 236 с.
Дополнительная литература
Алешко А. А. Особенности формирования речной сети Центральноберезинской
равнины. // Вестник БГУ. Сер. 2. Химия, биология, география. 1991. № 1. С. 72–75.
Баско А. Н., Лебедев Н. Г. Гляциоморфологическое строение Копыльской гряды //
Морфогенез на территории Белоруссии. Мн. 1983. С. 27–32 .
Балтрунас В. А., Вонсавичюс В. П., Микалаускас А. П., Юргайтис А. А., Мелешите М. И. О границе последнего ледникового покрова в юго-восточной Литве //
Палеогеография и стратиграфия четвертичного периода Прибалтики и сопредельных
районов. Вильнюс, 1984. 228 с.
172
Вознячук Л. Н., Цапенко М. М. Геоморфология // Геология СССР: В 20 т. Т. 3. Белорусская ССР. М. 1971. С. 347–366.
Вольская Л.С., Марьина Л.В. Изучение речной сети Белоруссии с помощью материалов дистанционных съемок // Гидрографическая сеть Белоруссии и регулирование
речного стока. Мн. 1992. С. 17–26.
Горецкий Г. И. Аллювиальная летопись Великого Пра-Днепра. М. 1970. 491 с.
Губин В. Н. Учет неотектоники и динамики рельефа при хозяйственной деятельности (на примере Полесья) // Изв. РАН. Сер. геогр. 1994. № 2. С. 82–89.
Гурский Б. Н., Якушко О. Ф. Экологические аспекты современного геоморфологического комплекса Беларуси // Вестник БГУ. Сер. 2. Химия, биология, география.
1993. № 1. С. 46–50.
Дементьев В. А. Геоморфологические районы БССР // Сб.: Ученые записки. Вып. 8.
Сер. геогр. Мн. 1948. С. 3–31.
Дементьев В. А. Сквозные долины Белоруссии и возможности их хозяйственного
использования. Мн. 1954, С. 3-18.
Дементьев В. А. Основные черты рельефа и геоморфологические районы Белоруссии // Вопросы географии Белоруссии. Мн. 1960. Вып 1. С. 5–17.
Жмойдяк Р. А., Капельщиков Н. А. Гидрографическая сеть как индикатор новейших
тектонических движений // Вестник БГУ. Сер. 2. Химия, биология, география. 1994.
№ 1. С. 17–23.
Кадацкий В. Б., Лукашев К. И. Некоторые вопросы техногенного морфогенеза // Геологическое изучение территории Белоруссии. Мн. 1979. С. 160–163.
Карабанов А. К., Левков Э. А. Особенности формирования структуры поверхности
доантропогеновых пород на территории Белоруссии // Докл. АН БССР. 1989. Т. 33.
№ 7. С. 645–648.
Карабанов А. К. Особенности строения краевых образований Гродненской возвышенности // Морфогенез на территории Белоруссии. Мн. 1983. С. 9–16.
Матвеев А. В., Нечипоренко Л. А., Шишонок Н. А. Особенности современных вертикальных движений земной коры на территории Беларуси // Докл. НАН Беларуси.
Т. 42, № 2. 1998. С. 107–109.
Сачок Г. И., Шишонок Н. А., Марьина Л. В. Вертикальное расчленение рельефа
БССР // Вестник БГУ. Сер. 2. Химия, биология, география. 1993. № 3. С. 61–64.
Современные геологические процессы // Тезисы докладов IV Респ. Совещ. 19-20 ноя.
Мн. 1998. 82 с.
Якушко О. Ф. Эрозионные и делювиальные процессы в лессовых районах БССР. Мн.
1954. С. 71-86.
Якушко О. Ф., Махнач Н. А. Основные этапы позднеледниковья и голоцена. Белоруссии // Проблемы палеогеографии антропогена Белоруссии Мн. 1973. С.76–93.
Якушко О. Ф., Лавринович М. В., Лапотко М. З., Науменко Л. Б., Хомич А. А. Озера
Белорусского Полесья и перспективы их мелиорации и использования // Проблемы
Полесья. Вып. 2. Мн. 1973. С. 235–269.
Якушка В. П., Навуменка Л. Б. Праяўленне карставых працэсаў i iх палеаграфiчная
абумоўленасць у Беларускiм Палессi // Новае ў геалогii антрапагену Беларусi. Мн.
1979. С. 107–121.
Якушко О. Ф., Рудова Г. П. Направленность и динамика геоморфологических процессов (на примере типичной моренной возвышенности) // Проблемы структурноклиматического подхода к познанию рельефа. М. 1982. 236 с.
173
Яцухно В. М., Кузьмин С. И., Качков Ю. П. Эколого-географическое обоснование
аграрного природопользования (на примере холмисто-моренного рельефа) // Геоморфология. 1998. № 4. С. 31–37.
Яцухно В. М., Качков Ю. П., Башкинцева О. Ф. Ландшафтно-эрозионное районирование территории Беларуси // Вестник БГУ. Сер. 2. Химия, биология, география.
1998. № 3. С. 63–68.
174
Учебное издание
Якушко Ольга Филипповна
Марьина Лилия Владимировна
Емельянов Юрий Николаевич
Геоморфология
Беларуси
Учебное пособие для студентов
Географического факультета
Ответственный за выпуск Л. В. Марьина
Редактор Н. Ф. Акулич,
Технический редактор И. П. Тихонова,
Корректор В. В. Ржеуцкая,
Компьютерная верстка Т. В. Лазуко
Подписано в печать 00.00.00 Формат 155250/__. Бумага тип. №__.
Усл.печ.л.__. Уч.-изд. л.___. Тираж 400 экз. Заказ
БГУ.
220050, Минск, пр. Ф.Скорины, 4
175