Геоморфологическое и ландшафтно-геохимическое положение ГКЛ, их типизация и общая характеристика

Геоморфологическая и ландшафтно-геохимическая организация ГКЛ

Одним из основных свойств ландшафта является его способность к непрерывному развитию вследствие климатических изменений, проявления тектонических, гидрологических и тесно связанных с ними геоморфологических процессов. Рассматриваемая нами территория на протяжении голоцена испытывала существенные трансформации рельефа, обусловленные прежде всего гидродинамическими и эоловыми явлениями.

Зоны карбонатонакопления - это территории определенного геоморфологического типа. По мнению [141, с. 116], «водораздельные равнины междуречий, высокие древние речные террасы (третьи и четвертые) обычно характеризуются даже в условиях климата пустынь господством общего рассоления». Как отмечают многие исследователи [7, 142, 143], процессы карбонатонакопления в границах лесной зоны и степень их проявления связаны со специфическими геоморфологическими и гидрологическими условиями и прежде всего с супераквальными геохимическими ландшафтами. По нашим наблюдениям, процессы отложения карбонатных аккумуляций обычно приурочены к геоморфологически переходным зонам «депрессия-повышение»: низким речным террасам, берегам озер и лагунообразных понижений, участкам местных водораздельных повышений на контакте с болотными массивами и т. п.

Применительно к Белорусскому Полесью наиболее пристальное внимание исследователей на протяжении многих десятилетий привлекают островные территориальные образования с карбонатными аккумуляциями. Этому есть ряд объяснений. Во-первых, по-прежнему отсутствует единое мнение об особенностях их генезиса, что способствует поддержанию интереса к дальнейшему изучению. Во-вторых, в литературе практически не рассматривались иные, кроме островных, категории ГКЛ, выделенные сравнительно недавно [138].

Весьма крупные массивы низинных болот с минеральными островами-включениями находятся в водосборах Днепровско-Бугского канала (к югу от него) и Споровских озер, у Выгонощанского и Червоного озер и в других районах. Так, вдоль Днепровско-Бугского канала и по среднему течению Ясельды они расположены на площади около 200 тыс. га. Согласно [143], в пределах Полесья подобные комплексы, называемые цитируемыми авторами бугристонизинными, имеют значительное распространение в его западной части (в Ма-лоритском районе, южнее Днепровско-Бугского канала, в бассейне Ясельды), на юге центральной части республики и на Днепровско-Припятском междуречье, севернее и юго-восточнее Мозыря. Типичность таких ПТК, единство и своеобразие их геоморфологических элементов указывают на сходный характер их образования в разных районах.

В таких комплексах фон составляют низинные маломощные торфяники, по которому распределено множество бугров площадью от 0,05 до 10,0 га и более с дерновыми заболоченными и дерновыми заболоченными карбонатными различной степени гидроморфности почвами. Подобные сочетания почв депрессий названы аккумулятивно-пятнистыми [144]. Исследуя проблемы мелиоративного освоения таких территорий, В. Н. Киселев отнес их к категории болотно-карбонатно-солончаковых с выделением соответствующего комплекса (БКС-комплекса) [12]. Островные повышения с карбонатными аккумуляциями в почвах в границах БКС-комплекса распределены довольно своеобразно. Окраинная полоса участков шириной до 1,5 км их, как правило, не имеет. Количество повышений возрастает по направлению к центральной части депрессии, в которой они образуют сложные сочетания с торфяно-болотными почвами.

Повышенные участки поднимаются среди болот до 1,0-1,5 м. Среди повышений (в центральной их части и, особенно, на периферии) нередко фиксируются полузамкнутые и замкнутые лагуноподобные западины. Все повышения отличаются сравнительно ровной однообразной поверхностью.

Плоские понижения, чередующиеся с повышениями, имеют в плане различную форму, хотя преобладают вытянутые (на МП «Днепробуг» - чаще в северо-восточном направлении) впадины (рис. 2.1). Зачастую наблюдаются своеобразные лабиринты понижений, которые включают расширенные участки, сменяющиеся узкими, удлиненными и извилистыми ложбинами. Они, как правило, заболочены; мощность торфяной залежи может достигать 1,5 м, хотя в типичных случаях она колеблется от 0,5 до 1,0 м, поэтому первичные неровности рельефа в системе «повышение-депрессия» в известной степени скрыты. Однако после проведения осушительно-мелиоративных работ за счет агроген-ной сработки торфяной залежи перепады высот между поверхностью «островов» и понижениями стали более выраженными и нередко превышают 1,5 м.

В отношении происхождения подобного рельефа высказывается мнение, что его основу составляют геоморфологические уровни - озерные и речные террасы. В частности, образование верхних частей аллювия второй надпойменной террасы произошло в конце поозерского и в верхнеантропогеновом времени. К настоящему времени эти ступени рельефа в той или иной степени преобразованы процессами денудации и представлены эрозионными останцами террас разной величины и формы [107, 145].

Депрессионно-островные комплексы в северной части МП «Днепробуг» (Кобринский район)

Рис. 2.1. Депрессионно-островные комплексы в северной части МП «Днепробуг» (Кобринский район)

Рассматривая подобный рельеф Мещерской низменности, А. А. Асеев предположил, что он возник в результате вытаивания глыб льда, а острова -это останцы [146]. Однако такой подход не объясняет особенностей чередования повышений и ложбин, выдержанности по высоте положительных форм и выраженное их однообразие.

Обращает на себя внимание тот факт, что азимут простирания большинства как положительных, так и отрицательных форм рельефа по их длинной оси в границах рассматриваемых комплексов имеет генеральное направление по общему уклону поверхности, т. е. предположительно по течению масс воды. В этой связи весьма интересной представляется разработка проблемы происхождения бэровских бугров (ББ), распространенных в Нижнем Поволжье и дельте Волги, предпринятая Е. Н. Бадюковой [147]. В работе дан сравнительный анализ рельефа ББ и их внутреннего строения с литературными данными по морфологии, строению и распространению лимнокамов, который позволил сделать вывод о генетическом сходстве этих форм. Делается предположение, что как ББ, так и лимнокамы являются формами, созданными на дне «пластовых» потоков, действующих в первом случае при перетоке каспийских вод в Черное море, во втором - при спуске приледниковых озер. Происхождение самих гряд-возвышений ряд исследователей [148, 149] связывают с наличием в потоке макромасштабной турбулентности. Это относительно стабильные образования, высота которых возрастает с увеличением расхода воды. Условием для образования гряд является наличие достаточно большого стока влекомых наносов. Самые большие гряды формируются под воздействием продольных параллельных вихревых шнуров, которые вытягиваются вдоль всего русла и разбивают поток на серию относительно автономных ячеек. В результате образуется цепочка соединенных между собой отмелей и островов, расположенных посредине широкого русла и характеризующихся значительной вытянутостью.

Форма гряд неодинакова в потоках разной кинетичности. В спокойном потоке продольный профиль каждой гряды часто асимметричен: обращенный навстречу течению верховой (напорный) склон отлогий, обращенный вниз по течению низовой откос - крутой и может иметь крутизну до 25-30°. Везде, где был «пластовый» сток большого количества воды в обстановке очень слабой дифференциации рельефа обширной равнины с незначительным уклоном, в рельефе сохранились до наших дней его признаки в виде различных по морфологическому облику, но единых по генезису форм рельефа - чередование пологих понижений с низкими холмами, имеющими выпуклые или уплощенные вершины и пологие склоны. Все вершины повышений образуют сравнительно ровную единую поверхность, абсолютная высота которой постепенно уменьшается по направлению от центра массива к периферии [147]. Автор также считает, что если эти формы рельефа созданы на дне «пластовых» потоков, то аналогичные образования должны быть широко распространены и в других районах, там, где была возможность плоскостного перетока водных масс.

Изучение краевых зон оледенений показывает, что в их строении большая (часто главная) роль принадлежит водно-ледниковым отложениям [150], создавшим многообразный флювиогляциальный рельеф. Так, по данным [146], в Шатурской ложбине стока ледниковых вод наблюдаются массивные плоские «острова» с разделяющими их заболоченными ложбинами. Повышенные участки поднимаются среди болот в виде песчаных островов-грив, ориентированных в направлении стока ледниковых вод, преимущественно с северо-запада на юго-восток. В соседней ложбине стока (Туголесско-Ялминской) над болотами также возвышаются небольшие плоские острова, иногда вытянутые меридионально. Подобные грядово-ложбинные формы рельефа отмечаются и в Мещерской низменности. Внешне эти гряды напоминают дюны, поскольку они асимметричны, однако особенности сложения толщи разреза не позволяют считать их таковыми. Эоловая аккумуляция происходила лишь на последнем этапе, когда гряды были сформированы. По направлению к северо-западу гряды постепенно выполаживаются и переходят в равнину [146].

На территории Полесья в четвертичное время существовали огромные плавни, т. е. грандиозные речные разливы и громадные озера, о которых упоминал еще Б. Л. Личков [149]. Здесь в рельефе сохранились вытянутые гряды, которые часто принимают за дюны плейстоценового возраста. Однако характер слоистости слагающих их осадков, а также расположение на поверхности речных террас позволили Б. Л. Личкову сделать вывод о том, что они едва ли могли быть созданы ветром, а являются скорее результатом работы воды. В отношении подобных форм рельефа В. К. Лукашевым указывается, что в своей основной массе пески Полесья чаще водного происхождения и лишь в верхней части песчаных возвышенностей они перевеяны. Следовательно, большинство песчаных форм рельефа по своему генезису относятся к водно-аккумулятивным образованиям. Эоловые черты рельефа являются вторичными по отношению к коренному аллювиальному рельефу [142].

Очевидно, что по многим параметрам наблюдается большое сходство между такими, казалось бы, разными формами рельефа, как ББ, камы и бугристые островные образования. Однако в нашем случае речь ведется, прежде всего, о западинно-бугристых образованиях, которые в основной своей массе приурочены к отрицательным формам рельефа - днищам и бортам озерных бассейнов, а также к ложбинам стока талых ледниковых вод. Возможно, что подобные депрессии - результат сочетания древних ложбин стока с озеровидными расширениями, где наблюдалось резкое замедление потока и развитие выше охарактеризованных гидролого-геоморфологических процессов. Проявление подобных процессов в границах рассматриваемой территории связывается с позднепоозерским временем, когда наблюдалось увеличение водообильно-сти речных систем. Тогда же в понижениях рельефа возникли группы крупных проточных озер, которые существовали в бассейнах Верхней Припяти, Верхней Щары, Орессы, Ясельды, в междуречье Мухавца и Риты и др. [145], т. е. в районах современного распределения наиболее крупных массивов ГКЛ. В дальнейшем одновременно с отложением верхних слоев аллювия в пределах II надпойменной террасы шло заполнение таких проточных озерных котловин. Совмещение подобных процессов с тектоническим поднятием территории привело к тому, что подобные озера просуществовали недолго и на протяжении позднеледниковья и раннего голоцена в Полесье наблюдался безозер-ный период.

В конце бореального, начале атлантического времени происходило значительное потепление и увлажнение климата, что сопровождалось подъемом грунтовых вод и способствовало заболачиванию территории. В это же время усилилась деятельность подземных вод в известняковых породах, что активизировало карстовые процессы. Известно, что одним из обязательных условий развития карста, наряду с наличием относительно легко растворимых пород (в рассматриваемом случае — карбонатных), является активный водообмен. Иными словами, наличие карстовых форм рельефа - наиболее точное свидетельство активного латерального перемещения подземных вод на исследуемой территории. При этом карстовые процессы протекают тем интенсивнее, чем больше скорость движения воды, которая определяется разницей в отметках областей питания и разгрузки, а также водопроводимостью карстующихся пород [151]. В результате древние карстовые воронки, ранее погребенные под песчаными отложениями, начали проявляться в рельефе вначале в виде блюдцеобразных понижений, заполненных водой, а затем приобретали характерную воронкообразную форму. Активизация деятельности подземных вод, подъем их уровня, так же как и усиление карстовых процессов, способствовали поступлению в озера высокоминерализованных вод, содержащих большое коли чество солей кальция. В целом положение уровня воды в атлантическое время было наиболее высоким в озерах всех типов, о чем свидетельствует поверхность низкой террасы, приподнятой над современным уровнем на 0,5-1,5 м [63]. Характерно, что к концу бореального и началу атлантического периода относится также формирование источниковых отложений извести и насыщение карбонатами грунтовых вод в Полесье [152], имевшее большое значение для почвообразования на древнеаллювиальных песках [10].

Примерно 4000 лет назад в среднем суббореале произошло довольно резкое изменение условий увлажнения территории, которое было вызвано усилением степени засушливости климата [153] - это средиесуббореальный ксеротермический этап по Н. А. Хотинскому [154] - и тектоническими явлениями [155]. В результате наблюдалось быстрое сокращение акватории озер и общей обводненности местности, приведшее к разнообразным геоморфологическим трансформациям, включая превращение высокой поймы Припяти в первую надпойменную террасу с последующим ее расчленением на отдельные останцы разных размеров, на которых также могли формироваться дерновые заболачиваемые, часто карбонатные почвы [156]. На фоне общего тренда сокращения аквальных ландшафтов и увеличения площади территорий, охваченных заболачиванием, в регионе оформились основные геоморфологические уровни в их современном виде.

В целом ряде работ определенная роль в развитии рельефа исследуемой территории отводится взаимосвязанным карстовым и тектоническим явлениям. Известно, что Полесская низменность представляет собой самостоятельную своеобразную карстовую провинцию Русской равнины [157]. Общие черты карста в регионе определяются прежде всего тем, что он развивается на породах мелового возраста сравнительно однородного литологического состава под влиянием общих физико-географических условий. Своеобразие мелового карста заключается в слабой интенсивности его развития и меньшем, локальном распространении поверхностных форм [158].

Карстовые процессы хорошо развиты в пределах Волынского Полесья [159]. О развитии карста в Белорусском Полесье имеются противоречивые сведения. По мнению А. М. Маринича [157], в Белорусском Полесье карст развит очень слабо; поверхностные формы карста здесь неизвестны. Это связано с наличием толщи четвертичных отложений, перекрывающих меловые отложения. Однако в работе [56] указывается, что неотъемлемой чертой рельефа Малоритской водно-ледниковой равнины с конечно-моренными образованиями являются многочисленные, чаще всего округлой формы котловины и неглубокие западины карстового и термокарстового генезиса. В исследуемом регионе известны случаи проявления покрытого и глубинного карста. Так, в работе [58, с. 31] указывается, что в верхнемеловых отложениях «в ряде районов выявлены карстовые воронки глубиной 40-50 м (например, в районах д. Черняны и д. Заболотье)». Довольно крупные изометрические углубления на поверхности ложа четвертичных отложений выделены у д. Великорита и д. Дивин. Они также связаны

с карстующимися породами мелового возраста [56]. Случаи проявления предположительно поверхностных форм карста в виде просадочных воронок установлены нами на МП «Днепробуг» (Остров 2) (см. раздел 3.4.5).

В то же время обращает на себя внимание приуроченность районов распространения ГКЛ юго-запада Беларуси к поясу тектонических нарушений, связанных с Дивинским региональным разломом, а также их аплицированность на участки эрозионных понижений (ложбины ледникового стока сожского времени). Согласно [56], для четвертичных отложений исследуемой территории характерны следующие черты строения: неравномерность в распределении мощности даже на локальных участках, различия в составе и происхождении, невыдержанность отдельных слоев и горизонтов по простиранию, существенные нарушения залегания, вызванные проявлениями гляциотектоиики. По мнению И. Л. Кузина, в таких зонах возможно образование параллельно-грядового рельефа, генезис которого связан с процессами внутри чехольного нагнетания пластовых пород, прежде всего алевритово-глинистых и глинистых (глиняная тектоника). Этот рельеф является следствием эндогенных процессов, приуроченных к «разрывным нарушениям и эрозионным понижениям, в пределах которых давление на толщи подстилающих пород снижено и пластичные породы из участков повышенного давления нагнетаются в ослабленные зоны» [160, с. 49]. По-видимому, подобные процессы могли иметь место в пределах Мокранско-Хабовичской низины. Мощность четвертичных отложений здесь, как правило, составляет 30-70 м. В основании этой толщи на большей части территории залегают известняки позднемелового возраста, а в северной и восточной частях иуд. Мокраны - палеогеновые пески, алевриты и глины [56]. Глины, а также текучепластичный мел могли перетекать (нагнетаться) из соседних участков повышенного давления в ослабленные зоны, вызывая характерные первичные неровности рельефа. Следовательно, изначальный пологоволнистый характер рельефа исследуемой территории (чередование повышений и ложбин) мог явиться следствием эндогенных факторов. Подобные явления наблюдаются, как правило, под разломами и под долинами водотоков разной величины [160]. Выявленные нами в ареалах ГКЛ явления, связанные с локальным глинистым диапиризмом (см. раздел 3.4.5), свидетельствуют о возможности формирования первичных неровностей в рельефе рассматриваемой территории аналогичным способом.

Приведенная нами краткая палеогеографическая характеристика основных событий голоцена, связанных с формированием рельефа западной части Полесья, вполне согласуется с мнением О. В. Кадацкой и В. А. Прокопени [161], согласно которому, ареной максимальных количественных и качественных изменений географической среды в голоцене были сочетания субаквальных и супераквальных ландшафтов, а в роли наиболее динамичного компонента при этом выступали природные воды. При анализе торфяных месторождений, подстилаемых отложениями озерного генезиса, ими было установлено, что в голоцене одним из регионов повышенного сосредоточения субаквальных ландшафтов было Западное Полесье. При этом подавляющее число исчезнувших в регионе водоемов озерного типа принадлежало территориям с интервалом высот 130-170 м - 79 из 84 или 94,0% (при этом 57 или 67,8% бывших водоемов находились в интервале 130-150 м), т. е. соответствовало гипсометрическим уровням преимущественного распространения выявленных нами ареалов ГКЛ в исследуемом субрегионе (рис. 2.2, вклейка). Следовательно, можно предположить, что одним из характерных процессов, сопровождавших трансформацию субаквальных ландшафтов в супераквальные, было отложение карбонатных аккумуляций. Это предположение базируется в том числе и на результатах наблюдений Т. А. Романовой, когда почвы с карбонатным горизонтом описаны ею не только в поймах или на землях к ним прилегающим, «но и на отдельных участках по окраинам низинных болот озерного происхождения, ... на низких озерных террасах, там, где в прошлом имело место устойчивое сокращение акватории» [10, с. 327-328].

В работе [85] подчеркивается, что комплекс положительных для карбона-тонакопления условий создается преимущественно в озерах со сложным строением котловин, где обширные открытые участки мелководья превалируют над ограниченными по площади глубоководными впадинами. Зона карбона-тонакопления занимает в них литоральные участки и пояс отлогого сублиторального склона.

На рис. 2.3 (вклейка) показаны наиболее крупные озера-разливы атлантического времени на территории Брестского Полесья. Их очертания реконструированы на основании литературных сведений, а также по результатам анализа картографических материалов, космоснимков и данных полевых исследований. Зачастую в качестве реперных признаков при этом выступали очертания береговых песчаных образований; наиболее типичный случай - линейно вытянутые песчаные гряды, окантуривающие с юга Любаньско-Днепробугский массив по линии Дивин-Повитье-Радостово. Ядрами подобных обширных палеоводоемов в большинстве случаев выступали более глубокие впадины карстового происхождения - Любань, Луково, Ореховское. При этом наиболее крупные из впадин заняты слабопроточными водоемами (Луково, Любань), водообмен которых, по-видимому, в значительной степени осуществляется через систему трещин в той или иной степени закарстованных. Существование здесь в прошлом обширных озерных водоемов подтверждается также наличием подторфяных сапропелевых залежей на окружающих современные озера болотных массивах [145].

Как будет показано ниже (раздел 3.2), среди карбонатных новообразований западной части Белорусского Полесья известны самые разнообразные их морфологические типы - от налетов и пропиток до плотных внутрипочвениых коровых отложений. При этом, как указывается в [162], крупные и плотные карбонатные стяжения могли возникнуть вследствие выпадения карбонатов из водной среды: в гидроморфных условиях из грунтовых вод или непосредственно в субаквальных условиях. На наш взгляд, мицелярные и инкрустаци онные выделения карбонатов - свидетельство их гидрогенного происхождения преимущественно в супераквальных условиях, а крупные и плотные новообразования являются чаще всего результатом наложения «супераквальных» карбонатов на известковистые седименты, ранее образовавшиеся в субакваль-ных фациях. В любом случае постулируется формирование карбонатных аккумуляций гидрогенным путем, а результирующие эффекты их накопления в ландшафте проявляются на общем фоне древнеозерных депрессий. Это обстоятельство дало нам основание назвать соответствующие ландшафты ги-дрогенно-карбонатными. В подобных комплексах в общем плане выражены два основных геоморфологических уровня, которые служат основой соответствующих ландшафтных ярусов, - плато островных (полуостровных) и плако-ровидных повышений и низины прилегающих болот.

В границах каждого из отмеченных на рис. 2.3 (вклейка) болотных массивов, образовавшихся на месте литоральных зон древнеозерных водоемов (особенно Любаньско-Днепробугского и Луковского), наблюдаются сочетания депрессий и островных повышений - в плане они имеют вид депрессиоино-ост-ровных образований (см. рис. 2.1). Извилистая береговая полоса древнеозерных котловин образует сопряжения с низкими суходольными участками. На некоторых отрезках этой переходной полосы, расположенных по общему уклону поверхности на оси доминирующих геопотоков вещества в виде своеобразных дуг, представлены депрессионно-полуостровные приводораздельные варианты ГКЛ (см. рис. 6.1 и 6.8). Останцы, фрагментированные узкими ложбинами стока и протоками, отнесены нами к ложбинно-плакоровидным образованиям.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >