Четвертичные (антропогеновые) оледенения Беларуси

История развития территории Беларуси в четвертичный период делится на три этапа: предледниковый, ледниковый и послеледниковый. Первые два соответствуют плейстоценовой эпохе, последний — голоценовой.

Предледниковый этап охватывает ранний плейстоцен и начало среднего плейстоцена. В это время в Скандинавии возникали ледниковые покровы. Они не достигали территории Беларуси, однако обусловливали чередование здесь фаз тепла и холода. На территории нашей страны были распространены хвойные и березовые леса с примесью дуба, липы, вяза, граба и ряда видов, которые сохранились с неогена. Рельеф был довольно ровным, общий уклон территории был с востока на запад. Существовали многочисленные глубокие озера. Реки текли примерно в тех же направлениях, что и современные, но глубина их вреза была меньшей. К концу предледникового этапа произошло похолодание, леса сменились открытыми пространствами.
В дальнейшем, на протяжении среднего и позднего плейстоцена, история развития территории Беларуси в самых общих чертах представляла собой чередование оледенений и межледниковий (ледниковый этап). Выделяются шесть ледниковых и пять межледниковых периодов. Движение ледников сильно меняло рельеф территории. По подсчетам специалистов в результате воздействия ледников на свое ложе был снесен слой горных пород мощностью около 30 м. Возникали протяженные, в десятки километров длиной, ложбины ледникового выпахивания и размыва. С другой стороны, происходила аккумуляция морен — обломочного материала, который осаждался при таянии льда.
Четвертичная толща Беларуси примерно наполовину представлена моренными отложениями. При относительно равномерном накоплении материала из таявшего льда возникала так называемая основная морена, которой сложены равнинные или слабохолмистые территории. В краевых частях таявших ледников накапливались конечные морены, по распространению которых судят о границах древних оледенений. При образовании конечных морен массы льда нередко срывали и переносили на различные расстояния массивы коренных пород. Такие ледниковые отторженцы коренных образований имеют мощность до 100—150 м и протяженность в несколько километров. Они часто бывают сложены мергельно-меловыми породами позднемелового возраста. В районе Гродно, Волковыска, Березы разрабатываемые месторождения этих пород приурочены именно к ледниковым отторженцам. О геологической «мощи» ледников свидетельствует также большое количество валунов кристаллических и осадочных пород, принесенных ледниками из Скандинавии и оставленных на территории Беларуси. Нередко встречаются экземпляры весом в несколько тонн.
Во время таяния ледников возникали водные потоки, несшие песок, реже гравий и гальку. Этот материал отлагался на поверхности ледников, в их толще или у краев. Иногда в теле таявшего ледника образовывались огромные полости, которые заполнялись материалом водных потоков. Так формировались камы (холмы с выпуклыми вершинами) и озы (удлиненные формы рельефа, напоминающие железнодорожную насыпь). Многочисленные потоки воды, стекавшие от края ледников, образовывали конусы выноса, которые распространялись далеко на юг от границ ледников. Накопившимся таким образом песчаным материалом на территории Беларуси сложены обширные зандровые равнины. Одна из них — Центрально-Березинская — протягивается в широтном направлении почти на 150 км. Водные потоки, возникавшие при таянии льда, нередко были настолько мощными, что формировали ледниковые реки. Иногда водные потоки встречали на своем пути препятствия в виде конечных морен. В результате подпруживания возникали озера, в которых формировались лимногляциальные отложения. Одним из наиболее характерных видов лимногляциальных осадков являются ленточные глины, представляющие собой тонкое чередование песчаных и глинистых слойков. Большие приледниковые озера (Полоцкое, Суражское и др.) существовали на севере Беларуси во время последнего оледенения.
У края ледников, в перигляциальных зонах, образовывались эоловые холмы, гряды, дюны, наиболее характерные для севера и юга страны, накапливались толщи лессов.
Во время межледниковий, когда ледники оставляли территорию, осадконакопление было сосредоточено в руслах, долинах и поймах рек, многочисленных озерных котловинах, болотах. Каждое межледниковье сопровождалось тектоническим поднятием территории, что приводило к активизации речной эрозии. В эти периоды реки вновь прокладывали свои русла в моренных и флювиогляциальных толщах, оставленных предыдущими оледенениями. Наиболее сильное за всю четвертичную историю поднятие произошло в беловежское межледниковье. Самые важные для познания условий межледниковых периодов отложения накапливались в озерах, болотах, речных поймах. Это сапропели, мергели, торф, гиттии. Находки спор и пыльцы растений в этих осадках свидетельствуют о том, что климат во время межледниковий был обычно более теплым, чем современный. Интенсивно произрастали дуб, вяз, граб.
Наиболее близкое к нам оледенение — поозерское — оставило территорию Беларуси примерно 12 тыс. лет назад. Поозерское время характеризовалось максимальной за весь четвертичный период волной холода. При этом воздух был очень сухим, с чем связаны минимальные размеры площади поозерского оледенения. Поозерский ледник несколько раз надвигался на территорию Беларуси; в результате были сформированы конечно-моренные гряды и другие формы рельефа Белорусского Поозерья. При таянии ледника возникали большие озера, подпруженные конечными моренами. Современные озера севера Беларуси являются реликтами этих приледниковых бассейнов. Во время поозерского оледенения большая часть территории нашей страны представляла собой перигляциальную область, которая напоминала современную тундру. В конце ледникового периода талые воды прорвали конечноморенные барьеры и устремились на юг. Именно с этим процессом связано образование речных террас Днепра, Немана, Западной Двины и других белорусских рек. На территории Полесья сформировалась большая озерно-аллювиальная низменность. Конец поозерского периода ознаменовался потеплением климата.
Наступил послеледниковый этап (голоцен). За время, прошедшее с его начала, накопилась толща отложений, мощность которой не превышает 20—25 м. В начале голоцена существовали специфические седиментационные обстановки, связанные с «ликвидацией» последствий ледникового этапа: таяние реликтов мерзлых пород приводило к образованию термокарстовых озер и западин. Несмотря на это и на изменения климата, происходившие на протяжении голоцена, условия осадконакопления на послеледниковом этапе были очень похожи на современные. Шла аккумуляция осадков в руслах и поймах рек, озерах, болотах; на склонах холмов и у их подножий накапливались продукты выветривания, перенесенные временными водными потоками.

Можно сказать еще об одном этапе геологической истории — современном, в существенной степени связанном с деятельностью человека. С развитием цивилизации эта деятельность становится все более и более значимым геологическим фактором. Разнообразные современные геологические процессы провоцируются добычей полезных ископаемых, жилищным, дорожным, мелиоративным и гидротехническим строительством, вырубкой лесов, распашкой земель, складированием и захоронением промышленных отходов, загрязнением атмосферы парниковыми газами, другими формами влияния человека на природную среду.

 

35. Минералы и горные породы.

Минералом называют природное химическое вещество, образовавшееся в результате различных физико-химических процессов, происходящих в земной коре и имеющее приблизительно однородный химический состав и физические свойства. В природе насчитывается более 2000 минералов. Минералы являются составными частями горных пород, руд и других минеральных образований, составляющих земную кору.

Основными породообразующими минералами являются кварц, полевые шпаты, слюды, железисто-магнезиальные минералы, карбонаты и сульфаты.

По химическому составу минералы условно делятся на пять групп: кварц, алюмосиликаты, железисто-магнезиальные силикаты, карбонаты и сульфаты.

Широко распространенным в земной коре минералом является кварц или кристаллический кремнезем Si02. В природе кварц встречается в виде самостоятельной горной породы (кварцевого песка), а также входит в состав многих горных пород.

Не менее важное место после кремнезема занимает в земной коре глинозем А!203. Свободный глинозем в природе встречается редко. В состав большинства минералов он входит в виде химических соединений с кремнеземом и другими окислами. Такие соединения называют алюмосиликатами.

Наиболее распространенными представителями группы железисто-магнезиальных минералов являются хризотил-асбест и оливин.

Породообразующие карбонатные минералы: кальцит, магнезит (MgC03), доломит (CAC03-MgC03) и сульфатные минералы: гипс (CaS04-2H20), ангидрид (CaS04) образуют мономинеральные горные породы одноименных названий.

Свои названия эти камни получают: по месту первой находки; по имени геологов, видных общественных деятелей и известных людей; на основании своего химического состав или исходя из своих характерных физических свойств. Зарождаются эти камни в твердых и жидких средах, во взвешенном виде или на трещинах, на стенках полостей, и на поверхностях обломков. По своей распространённости в природных условиях они делятся на: главные рудо и породообразующие; второстепенные; акцессорные; не образующие огромных или средних скоплений и редко встречающиеся; единичные.

Механические свойства включают в себя твёрдость, упругость, излом, спайность. Качество упругости определяется визуально с учётом реакции минерала на деформацию (напряжения механического характера). По механическим свойствам можно встретить минералы: хрупкие (основная часть); ковкие; негибкие (среди листоватых и чешуйчатых); ломкие и гибкие (волокнистые минералы). К важному диагностическому свойству этих камней относится такой показатель, как излом. Благодаря ему характеризуется поверхность обломков, образующихся при ударе.

Физические свойства зависят от внутреннего строения камня. По своей плотности могу быть: лёгкими - до 2500 кг на кубометр; средними - от 2500 до 4000 кг на кубометр; тяжёлыми – от 4000 до 8000 кг на кубометр, очень тяжёлыми от 8000 кг на кубометр и более. Плотность минерала напрямую зависит от его состава, типа структуры, количества микровключений и их характера.

Оптические свойства. По своим оптическим свойствам эти природные образования отличаются цветом, блеском, степенью прозрачности и светопреломлением.

Применение минералов людьми. Около 15 процентов известных сегодня минералов используется в промышленности. Некоторые минералы используются для изготовления различных видов металлов и некоторых иных химических элементов. Применение некоторых камней для технических целей основано на их физических свойствах: такие твёрдые минералы, как алмаз, гранат или агат применяются для изготовления абразивных и антиабразивных материалов; такие камни, обладающие пьезоэлектрическими свойствами, как кварц используются в радиоэлектронной промышленности; мусковит или флогопит, относящиеся к слюдам, по причине наличия электроизоляционных свойств, применяются в радио и электротехнике; кварц или пирофиллит – при изготовлении керамической продукции; тальк – для производства смазок и в медицинской промышленности; асбест используется в качестве теплоизолятора; исландский шпат или флюорит применяется при производстве оптики. Большая часть минералов относится к поделочным и драгоценным камням и применяется в ювелирной промышленности.

Горной породой называют минеральную массу, состоящую из одного (мономинеральная порода) или нескольких минералов (полиминеральная порода). В зависимости от условий образования горные породы делятся на три основные вида: изверженные (первичные), осадочные (вторичные) и метаморфические, или видоизмененные.

Изверженные горные породы образовались в результате остывания магмы на поверхности или в толще земной коры при извержении вулканов. По виду и характеру образования эти породы делят на глубинные, излившиеся и обломочные.

Глубинные горные породы образовались в результате медленного остывания магмы в толще земной коры и характеризуются большой объемной массой, высокой прочностью и малым водопоглощением. К ним относятся: гранит, диорит, лабрадорит, габбро, сиенит.

Излившиеся горные породы образовались при быстром остывании магмы, излившейся на поверхность земли, и в зависимости от времени остывания имеют мелкозернистое, скрытокристаллическое или аморфное строение с плотной или пористой структурой. К ним относятся: порфиры, диабаз, базальт, андезит, трахит.

Обломочные горные породы образовались из мельчайших частиц раздробленной лавы, выброшенной на поверхность земли при извержении вулканов. Делятся обломочные породы на рыхлые (вулканический пепел, вулканический песок, пемза) и сцементированные (вулканические туфы) породы.

Осадочные горные породы по условиям образования и по составу разделяют на обломочные (механические осадки), химического происхождения (химические осадки) и органегенные, получающиеся в результате жизнедеятельности и отмирания организмов, населяющих водоемы.

Обломочные породы представляют собой рыхлую смесь, состоящую из отдельных зерен разрушившихся первичных горных пород (песок, гравий, глина) или сцементированную различными природными вяжущими веществами смесь рыхлых зерен с образованием при этом плотных горных пород (песчаники, конгломераты).

Химические осадки представляют собой горные породы, образовавшиеся при осаждении из водных растворов минеральных веществ с последующим их уплотнением и цементацией. К этим породам относятся: ангидрит, гипс, доломит, магнезий, мергель.

Органогенные осадочные породы образовались в результате отложения остатков отмерших животных и растительных организмов, скелеты и панцири которых содержат минеральные вещества. К органогенным породам, уплотненным и сцементированным, относятся плотный известняк, известняк-ракушечник, мел, трепел, диатомит.

Метаморфические (видоизмененные) горные породы образовались из изверженных или осадочных пород в результате воздействия на них в земной коре высоких температур и давления. В этих условиях происходила перекристаллизация минералов без их плавления, что способствовало уплотнению пород. К метаморфическим горным породам относятся: гнейсы, глинистые сланцы, мраморы и кварциты.

 

36. Главные планетарные формы рельефа – материки, океаны.

Основными формами планетарного рельефа являются материки и впадины океанов. Их образование связано с внутренними силами Земли, сформировавшими материковый и океанический тип земной коры.

Кора материкового типа состоит из трех слоев:

1. Осадочный слой: от 0 до 20 км;
2. Гранитный слой: от 15 до 30 км (под горами);
3. Базальтовый слой: от 15 до 20 км.

Кора океанического типа резко отличается от материковой. Ее мощность колеблется от 5 до 10 км. Под осадочными породами мощностью от 100 м до нескольких километров, залегает слой, состоящий из базальтовых и уплотненных осадочных пород, переходящий в базальтовый слой мощностью 4-7 км. Здесь, как видно, нет гранитного слоя. Особое строение земная кора имеет на границах материков с океанами, то есть в современных подвижных поясах, где отмечаются сложные переходы одного типа коры в другой, а также интенсивный вулканизм и высокая сейсмичность.

Своеобразными чертами характеризуется земная кора под срединно-океаническими хребтами. Она выделяется в рифтовый тип земной коры. Итак, материковому типу земной коры соответствуют материки, которые образуют основные массивы суши. Некоторые площади материков затоплены водами океанов. Это подводные окраины материков. Границами материков является самая нижняя часть подводной окраины материков, где выклинивается гранитный слой, и кора материкового типа сменяется океанической.

В расположении материков на Земле отмечаются следующие закономерности:

1. Суммарная площадь их в 2,5 раза меньше площади Мирового океана. При этом вес горных пород, слагающих материки, также в 2,5 раза больше удельного веса океанических вод.
2. Материки, обычно своими антиподами имеют Океаны. Исключение составляет Ю. Америка.
3. Северное и Западное полушария отличаются меньшей водностью, чем Южное и Восточное.
4. Отмечаются: парность материков (исключая Антарктиду), а также изгиб всех материков к востоку и сдвиг также к востоку южного материка в каждой паре.
5. Прослеживается совпадение конфигурации береговых линий материков. Например, восточного берега Ю. Америки и западного – Африки.

Как установлено, на Земле происходили большие перемещения материков. Гипотеза такого «плавания материков» связана с именем немецкого ученого Альфреда Вегенера и в наше время во многом подтверждается. По этой гипотезе, высказанной А. Вегенером в 1912 году, до конца палеозоя земная кора была собрана в один материк – Пангею, который находился на месте Европы. В мезозое (170 млн. лет назад) начался раскол и перемещение материков. Первой отделилась и сместилась к западу Южная Америка, затем последовательно отделялись: Африка, Антарктида, Австралия и Северная Америка.

Вначале эта гипотеза была отвергнута большинством ученых. Однако позднее появились убедительные факты в ее пользу:

1. Намагничивание одновозрастных пород;
2. Точные геодезические измерения, говорящие о перемещении материков.

Сейчас установлено, что литосфера расчленена на несколько огромных плит толщиной 100-150 км. При этом одни плиты полностью океанические, а другие – смешанные, то есть включают в себя земную кору двух типов. Эти плиты медленно перемещаются по пластичной астеносфере вместе с материками и океанами.

Гигантские разломы, разделяющие плиты, обычно возникают на дне океанов, где земная кора более тонкая. По разломам поднимается горячая магма и, застывая, наращивает края плит, образуя срединно-океанические хребты.

Плиты раздвигаются, отходя друг от друга со скоростью от 1 до 12 см/год. При этом каждая плита с одной стороны нарастает, а с другой ее край медленно погружается под соседнюю плиту. Земная кора здесь плавится и изменяет свой физический и химический состав. Там, где край плиты уходит вниз, образуются глубоководные желоба. Край соседней плиты при этом поднимается – и там возникают горы. Это геосинклинальный пояс, отличающийся большим вулканизмом и сейсмичностью.

Изменения планетарного рельефа Земли связаны с уменьшением скорости ее вращения в результате тормозящего воздействия Луны. Напряжения, возникающие в теле Земли при уменьшении скорости вращения, вызывают деформацию земной коры и перемещение плит литосферы.

Горы, сложенные более легкими породами, имеют более мощную кору. Под океанами находится тонкая земная кора, покрытая водой. Мантия здесь подступает близко к поверхности, что возмещает недостаток массы. Разрушение гор нарушает равновесие. При этом мантия поднимается, а под участком земной поверхности, получившим дополнительную нагрузку – она опускается. Таков механизм восстановления равновесия.

Поэтому образование ледяного покрова приводит к «вдавливанию» земной коры в мантию. Так, Антарктида опустилась на 700 метров, и в центральных ее частях суша оказалась ниже океана. То же самое произошло в Гренландии. Освобождение от ледника приводит к поднятию земной коры. Так, Скандинавский полуостров сейчас поднимается со скоростью 1 см в год. Для достижения полного равновесия ему нужно еще подняться на 150 м. после этого Балтийское море исчезнет.

Таким образом, процессы, нарушающие и восстанавливающие равновесие между материками и океанами, протекают одновременно.

 

Рельеф океанического дна.

Под толщей водных масс Мирового океана скрыты разнообразные формы рельефа: равнины, горы, желоба, впадины, т.д. Ученые, благодаря современным приборам, изучают подводные пространства океанов и морей и составляют карты рельефа дна. Было выяснено, что дно Мирового океана испещрено подводными возвышенностями, достигающими в высоту 1-2 км. Общее число гор составляет 15-20 тысяч, причем более 50% из них расположены на дне Тихого океана. Все подводные формы рельефа характеризуются более мягкими очертаниями и плавными линиями, так как внешние процессы протекают тут умеренно.

В рельефе океанического дна выделяют три главные части:

Срединно-океанические хребты — это подводные горные цепи, которые располагаются почти посередине океанов. Именно поэтому они и называются срединно-океаническими. Только в Тихом океане хребет не занимает срединного положения и носит название Восточно-Тихоокеанского поднятия.

Общая протяженность всех срединно-океанических хребтов — более 60 000 км. Это самая грандиозная горная система на Земле! Ширина хребтов — 1000 км, а в некоторых местах и больше. Высота над уровнем окружающих равнин — 2—3 км. Некоторые вершины хребтов поднимаются над уровнем воды и образуют острова. Примером такого острова является Исландия. Срединно-океанические хребты образуются в местах раздвижения литосферных плит. Вы уже знаете, что там, где литосферные плиты раздвигаются, вдоль разломов на поверхность изливается лава. Она застывает и образует подводные горные хребты.

Ложе океанов располагается по обе стороны от срединно-океанических хребтов. Оно занимает около половины площади океанов. Самые крупные формы рельефа ложа — глубоководные равнины. Их дно (котловины) лежит на глубине от 3 до 6 км. В тех местах срединно-океанических хребтов, где изливается лава, обнаружено множество невысоких (до 70 м) конусов. Их назвали «черными курильщиками», так как над вершинами конусов клубятся черные «облака». Они содержат много разных химических веществ, поступающих из земных недр вместе с горячими водами. Из этих веществ образуются минералы, содержащие медь, цинк, золото. Из них и состоят конусы. Таким образом, «черные курильщики» — это настоящие природные фабрики руд разных металлов. Поверхность подводных равнин покрывает ил, который состоит из пыли и нерастворимых остатков мелких морских организмов. Слой ила тонкий (200—500 м), так как накапливается очень медленно — 1 мм за 1000 лет. Подводные равнины отделены друг от друга подводными хребтами. Это цепочки потухших или действующих вулканов, протягивающиеся иногда на тысячи километров. Вершины некоторых вулканов поднимаются над водой в виде островов. Это, например, Гавайские острова в Тихом океане. Гора Эверест (Джомолунгма) по высоте уступает потухшему вулкану Мауна-Кеа на острове Гавайи. Его высота над уровнем моря 4205 м. Однако от основания дна океана он возвышается на 9100 м.

Переходные зоны между материками и океанами включают шельф (материковую отмель) и континентальный (материковый) склон. Шельф, или материковая отмель, — это затопленная часть материка до глубины 200 м. Шельф может быть широким и пологим или более узким и крутым. Самый широкий шельф имеет Северный Ледовитый океан — до 800—1000 км. Континентальный склон — это высокий уступ между шельфом и ложем океана или моря до глубины 3000 м. Переходные зоны, состоящие из шельфа и континентального склона, характерны для всех океанов, кроме Тихого. Ложе Тихого океана отделено от окраин окружающих его континентов глубоководными желобами. Глубоководные желоба — это длинные, узкие и очень глубокие океанические впадины. Они располагаются над глубинными разломами, вдоль которых сталкиваются литосферные плиты. Поэтому рядом с ними проявляется вулканизм и часты сильные землетрясения.