Верхній плейстоцен
Останній етап льодовикового розвитку тривав близько 120 тис. Років: його нижню межу проводять по підошві муравінскіх відкладень (130 тис. Л. Н.), А верхню по покрівлі перигляціальних опадів поозерского льодовика (10,3 тис. Л. Н.). У складі верхнеплейстоценового ланки виділяють два горизонти, що накопичилися в діаметрально протилежних умовах: найхолоднішого заледеніння і самого теплого межледниковья. Характеризуються породи практично повсюдно залягають на поверхні, місцями перекриваючись малопотужним шаром голоценових утворень.
Муравінскій горизонт (за назвою д. Мурава Борисівського р-на- IIImr), Утворений межледниковья породами, вивчений в декількох сотнях розрізів. Тому палеогеография муравінского часу вивчена повніше, ніж всіх інших межледниковий. На півночі інтергляціальние відкладення перекриті мореною поозерского льодовика, а на решті території республіки вони залягають або під водно-льодовиковими і кріогенними накопиченнями поозерского віку, або під опадами термогенной формації голоцену. Останнє межледниковье плейстоцену почалося 130 тис. Л. н., закінчилося 95 тис. л. н., а значить тривалість його склала близько 35 тис. років.
Муравінскіе породи представлені озерними глинами, Гітт і мергелями, болотними торфами, алювіальними пісками, в меншій мірі джерельної та іншими утвореннями. З наведеного переліку зрозуміло, що формування таких опадів відбувалося в зниженнях рельєфу, хоча відомі знахідки межледникових порід і на вододілах. Потужність муравінскіх накопичень зазвичай становить 2-3 м, іноді збільшуючись до 5 м, а зрідка навіть до 20 м.
Дослідниками відзначається, що в найбільш повних розрізах відкладення закономірно змінюють один одного, відображаючи мінливість клімату. Прикладом можуть служити озерні опади: їх нижня частина складена глинами, що відповідає Оліготрофні стадії розвитку озер, що існували в прохолодних умовах початку межледниковья. Середня частина утворена Гітт, сапропелеві опади яких виникли в більш теплому кліматі, при досягненні озером евтрофних стадії розвитку. Нарешті, у верхній частині залягають торфу, що накопичилися під час кліматичного оптимуму при дистрофії водойми.
На підставі вивчення пилку, спор, насіння і плодів, знайдених в муравінскіх породах, була відновлена наступна послідовність зміни рослинних асоціацій останнього межледниковья. На початку муравінского часу на території Білорусі росли сосново-березові ліси з домішкою ялини. У міру зростання температур роль хвойних порід зменшувалася, зате почали поширюватися широколисті дерева. У стадію кліматичного оптимуму навіть на півночі республіки виростали широколисті ліси, в яких переважали такі теплолюбні дерева, як липа, в`яз, граб- звичайно, дуже широко був поширений дуб, а в підліску панувала ліщина. При цьому частка широколистяних порід в складі лісів була вище, ніж під час будь-якого іншого межледниковья. Крім того, в рослинних співтовариствах видну роль грали трави, а в них - теплолюбні бразеніевие. З настанням кліматичного постоптімума значення широколистяних порід початок знижуватися, а хвойних, навпаки, рости. Особливістю заключного етапу муравінского межледниковья стало те, що серед хвойних дерев абсолютної домінантою стала ялина. Складом муравінской рослинності в цілому характерно повне панування сучасних видів як дерев, так і чагарників і трав.
Серед знахідок фауни також переважають постави представників лісової зони. При цьому встановлено, що поширення набули ті комахи, які нині властиві для південної частини зони широколистяних лісів. Весь комплекс палеонтологічних даних свідчить про те, що муравінское час стало кліматичних оптимумом всього плейстоцену - воно відрізнялося найвищими показниками температури і вологості, що істотно перевищували навіть сучасні. Зазначена особливість клімату межледниковья тим цікавіша, що на зміну унікальному муравінскому потепління прийшли екстремальні морози наступної - поозерской льодовикової епохи.
Поозерскій горизонт (IIIpz- за назвою північній частині республіки - Білоруське Поозерье) сформувався в відрізок часу від 95 тис. л. н. до 10,3 тис. л. н. Льодовик накрив тільки північ і крайній північний захід Білорусі. Кордон його граничного розвитку встановлена, як і для інших льодовиків, з розповсюдження моренних відкладень. Вона проводиться уздовж північних схилів Гродненської височини і північно-західного краю Людський рівнини до м п. Радунь, після чого йде на територію Литви. Кордон знову з`являється на території Білорусі на захід від м п. Свір, далі простягається на північ від м Вилейка, м п. Кривичі і Подсвілля, на захід від м п. Ушачі і м Лепель, проходить поблизу м Сенно і, обігнувши з півночі міста Орша і Дубровно, по долині Дніпра йде в межі Росії.
Породи поозерского горизонту залягають на поверхні або поблизу неї, тому вивчені вони краще за інших льодовикових комплексів плейстоцену. Займаючи приповерхневе положення, вони визначають головні особливості рельєфу значної частини республіки.
Відкладення поозерского горизонту, представлені на території Білорусі, формувалися в різних природних ситуаціях. За особливостями складу порід все поозерское час можна розділити на три етапи: передльодовиковій, льодовиковий і етап деградації льодовика.
Поозерскій передльодовиковій етап охоплює першу, але найбільш тривалу (понад 70 тис. Років) частина поозерского часу, коли льодовик ще не досяг навіть півночі Білорусі. Протягом раннепоозерского часу кордону льодовика не виходили за межі Фенноскандии.
У среднепоозерское час потужність льодів в Скандинавії становила близько 3 км, південні їх рубежі поширилися до території Латвії, а майже вся Східно-Європейська рівнина виявилася скутою багаторічної мерзлотою, що досягала 49 ° с. ш. При цьому стадіальні хвилі холоду чергувалися з інтерстадіальнимі потеплінням, що відбилося в літології і текстури накопичилися гірських порід, а також в особливостях палеонтологічних решток.Перигляціальних умов стадіалов відповідають дрібнодисперсні породи мінерального складу: сизо-сірі алеврити, супіски і суглинки. Всі вони містять різноманітні сліди мерзлотних процесів: морозобойние клини, кріотурбаціі та ін. Опади интергляциалу, навпаки, представлені насиченими органікою пісками і супісками, карбонатними сапропеліти, торфами та ін. Протягом усього передльодовиковій етапу осадконакопление в межах Білорусі визначалося флювіальні фактором: продовжували розвиток річкові долини, існували озера і болота. Підтвердженням того, що в першу половину поозерского часу відбувалися неодноразові потепління клімату, є шари похованого торфу, що зустрічаються навіть на півночі республіки. Так, в ніжнепоозерскіх опадах чітко виділяються два інтергляціала: Тарасівський (Суражський) і кругліцкій (полоцький). У среднепоозерское час тривалі потепління відбувалися не менше трьох разів. На схилах річкових долин виявлені среднепоозерскіе торфовища віком близько 46 000, 36 000 і 28 000 років, у найдавнішому з яких відображена лесотундровая рослинність. Другий і третій розрізи відображають більш теплі умови боліт північної тайги. Отже, етап поозерского передльодовиковій ознаменувався, щонайменше, шістьма стадіаламі і п`ятьма интерстадиалами. Сумарна потужність опадів поозерского передльодовиковій місцями досягає 20 м.
Два наступних етапу розвитку території Білорусі доцільно розглядати разом. З них найбільш тривалий льодовиковий етап, який почався близько 25-24 тис. Л. н. і завершився приблизно 14 тис. л. н., тоді як на етап деградації льодовика доводиться лише близько 4 тис. років.
Льодовиковий етап охоплює відрізок часу в 9-10 тис. Років, коли останній з четвертинних льодовиків вторгся в межі Білорусі, а кліматичні умови досягли піку суворості за всю історію кайнозоя - в силу цього саме позднепоозерское час називають кліматичних мінімумом плейстоцену. Разом з тим, клімат цього етапу також був мінливим, в усякому разі ряд фахівців (Е. А. Левков і ін., 1973- А. В. Матвєєв, 1990) виділяє дві стадії поширення поозерскіх льодів по території республіки: Оршанську і Браславський, розділених рутковічскім интерстадиалами. Оршанская стадія була максимальною - льодовик, який наступав п`ятьма потоками (Німанська, Вілійське, дісненскім, двінські, Ловатской), просунувся до своїх граничних меж. На цей час припадає формування північних схилів Гродненської височини, Свенцянскіх гряд, Кублічской височини, півночі Лукомльськой і Оршанской височин, Вітебської височини. За Оршанської стадією пішов рутковічскій інтерстадіал, коли льодовик на час покинув територію Білорусі. У завершальну - Браславський стадію - глетчер не виходив на південь від Браслава і Невельського-Городоцької височини. Альтернативна точка зору висловлюється в роботі ldquo-Геологія Беларусіrdquo- - тут стверджується, що формування названих крайових комплексів відбувалося на різних етапах деградації поозерского льодовика.
Відео: Подорож на Ельбрус. Частина 2
Охоплення льодовиком лише північній околиці Білорусі привів до того, що в досліджуване час геологічні процеси північній частині кардинально відрізнялися від тих, що відбувалися в центрі і на півдні.
Льодовикова зона півночі і прилегла до неї з півдня порівняно вузька смуга (шириною до 50 км) перебували під безпосереднім впливом льодових покривів і талих вод. Тут накопичилися комплекси моренних і водно-льодовикових порід, істотно ускладнить як геологічна будова території, так і рельєф.
Відео: Голуби з голубники
Поозерская морена залягає на породах сожского, сожско-поозерского і муравінского віку, іноді на девонських відкладеннях. Перекривається вона водно-льодовиковими опадами часу отступания поозерского льодовика або голоценових породами. Поозерскім моренам, на відміну від давніших, властиві такі особливості: невелика потужність, малий вміст отторженцев дочетвертинного порід, яскраве забарвлення. Дві перших особливості пояснюються малою товщиною і низькою рухливістю льодовика. Причиною такої специфіки є надзвичайні морози кінця плейстоцену, що викликали зниження кількості атмосферних опадів, що і зумовило маломощность і слабку активність льодовикового фронту, його низьку виорюють здатність, невеликий обсяг накопиченої морени. В середньому потужність мореного горизонту становить 10-15 м, і лише в льодовикових улоговинах і в крайових поясах досягає 70 м. Якщо порівняти ці показники з потужностями більш древніх морен, то суттєвої різниці не помітно. Однак, тут необхідно враховувати, що всі попередні льодовикові комплекси піддавалися і екзарації наступними льодовиками, і зазнавали денудацію в межледниковья, тому зараз ми можемо спостерігати лише ту їх частину, яка збереглася від руйнування. Поозерская морена складена валунними супесями і суглинками бурого, червоно-бурого кольору, іноді з малиновим відтінком, з прошарками, лінзами і кишенями пісків разнозерністих, нерідко глинистих, з галькою і валунами. Відкладення морен порушені тріщинами і скидами. Яскраве забарвлення морен пояснюється тим, що вона є первинною - пройшло зовсім небагато часу з моменту седиментації, і процеси діагенеза ще не встигли надати породам сизо-сірі тони, властиві древнім моренам. При деградації льодовика сформувалися класично виражені в рельєфі звичайно-моренні гряди і, в цілому, комплекси крайових льодовикових утворень Білоруського Поозерья: Городоцька, Вітебська, Ушачской, Браславская височини, гряди Свенцянскіе і Свірська та ін.
Водно-льодовикові відкладення часу отступания поозерского покриву в більшості своїй представлені флювіоглаціальними опадами. Так, до крайових льодовиковим утворенням приурочені Камова і озовися піски і галькові-гравійно-піщані породи, що відрізняються горизонтальній або косою шаруватість і наявністю моренною покришки. Паралельно льодовикового фронту накопичувалися зандрові піски, утворивши різної ширини шлейф біля кордону граничного поширення льодів, а також на північ від - між поясами крайових накопичень. На величезних площах поверхні залягають лімно-гляциальниє стрічкові глини шоколадного кольору і палеві алеврити. Найбільші масиви їх зосереджені в Полоцької, Суразького, Лучосінской, Дісненской і Верхньо-Неманская низинах. На цих територіях при відступі льодовика формувалися Прильодовиково озера гігантських розмірів, оскільки на півночі непорушною греблею стояв льодовик, а на півдні стік талим і річковим водам перепиняли пояса крайових утворень.
Центр і південь республіки перебували в перигляциальной зоні, геологічні процеси якої сприяли згладжування поверхні. Головне значення в осадконакоплении належало процесам вивітрювання, флювіальні і еоловим.
Алювіальні відкладення поозерского віку виконують перші і другі надзаплавні тераси найбільших річок Білорусі, що належать басейну Чорного моря. Алювій, потужністю від 2 до 15м, складний разнозерністимі шаруватими пісками руслової фації, а також супесями, Гітт і торфами старічной фації. Поозерскій етап розвитку гидросети ознаменувався формуванням численних наскрізних долин: талі води переповнювали Прильодовиково басейни, проривали пояса кінцевих морен, і по долинах Німану, Березини, Дніпра стікали на південь, в басейн Прип`яті. Відповідно, і на півдні виникали грандіозні озера, прорив яких стався, очевидно, в рутковічское час - тоді Прип`ять пропиляла Мозирську гряду, що призвело до спуску більшості озер Полісся. Знання особливостей розвитку гидросети Білорусі в поозерское час допомагає зрозуміти і специфіку поширення озерно-алювіальних відкладень, які приурочені до долин великих річок. Складені вони пісками сірого або жовто-сірого кольору, що містять рослинні залишки, а також супесями і суглинками блакитно-сірими. Потужність таких опадів коливається від 1 до 12м.
Під дією морозного вивітрювання на поверхні льодовика і прилеглих до нього площах формувався алевритового матеріал, який розносився і відкладається стічними вітрами, створюючи плащ лесовидних порід. Найширше лесові відклади поширені на підвищених територіях, розташованих на південь від кордону поозерского льодовика: Оршанской, Мінської і Новогрудської височини, Мозирської і копильське пасмо, Орша-Могилевської рівнині та ін. Ними зайнято близько 15% площі республіки, на них сформувалися найродючіші ґрунти з числа дерново-підзолистих. Потужність лесових відкладень, як правило, не більше 3-5 м, лише на Орша-Могилевської рівнині та Мозирської гряде вона перевищує 10 м. Ці опади представлені пилуватими палевими супесями і суглинками, зазвичай карбонатними (до 10%) і макропористі. На частку алевриту в них припадає від 33% до 88%, а глинисті частинки складають до 31%. У товщі лесових порід знайдені поховані грунту, органічні залишки з них належать мешканцям перигляциальной зони. Про таких же умовах говорять спори і пилок, витягнуті з озерно-алювіальних відкладень.
Панування безлісих ландшафтів в поозерское час привело до активного розвитку еолових процесів не тільки на півночі, але і на півдні республіки. Тут перевевания піддавалися піщані алювіальні і водно-льодовикові відкладення, відбувалося утворення дюн, гряд, різних пагорбів, висота яких досягає 15 м. Найчастіше еолові піски мають косою шаруватість, рідше зустрічається горизонтальні або нешаруваті накопичення. За допомогою термолюмінісцентного методу встановлено, що велика частина еолових опадів виникла в інтервалі 13 000-17 000 років тому, тобто на завершення льодовикового етапу розвитку території Білорусі.
У другій половині пізнього плейстоцену почалося потепління клімату, в результаті якого близько 14 000 років тому льодовиковий покрив відступив за межі Білорусі. З цього часу і до початку голоцену клімат на території республіки відчував коливання, зачіпали, в першу чергу, температуру повітря. Під час похолодань широко поширювався чагарничок дріас (куропаточья трава), в зв`язку з чим етапи суворого клімату (стадіали) отримали назву дріас (DR). Встановлено існування трьох стадіалов: дріас ранній, середній і пізній, і не менше двох интерстадиалами: Беллінг (BO) І аллеред (AL). Протягом холодних етапів панувала мізерна тундрово-степова рослинність, йшло накопичення озерних і алювіальних алевритів, пісків, глин. Малопотужні сапропелі та торфу, як відображення набагато більш м`яких кліматичних умов, зустрічаються тільки у відкладеннях верхнього дріаса. Під час интерстадиалами рослинність була різноманітніше: зустрічалися лісу соснові та ялицево-соснові, видовий склад трав розширювався. У складі відкладень беллінген і, особливо, ще більш теплого аллереда, істотне значення належить озерно-болотних торфу і сапропелю
