Изменения в рельефе под влиянием четвертичных оледенений

В результате эрозионно-аккумулятивной деятельности ледников вне­шний облик поверхности области изменился коренным образом. Вся тер­ритория области была перекрыта мощным слоем новых пород, прежде несвойственных данной территории. Средняя мощность их при грубом подсчете равна не менее 50 м, максимальная, по древним доледниковым долинами, достигает 150 м. Аккумулятивная работа ледников выража­лась, главным образом, в заполнении древних понижений глубоко вре­занных в коренные породы долин рек. В результате этого происходило по­степенное выравнивание глубоко расчлененного древнего рельефа. Наиболее интенсивно выравнивание рельефа проходило в первой полови­не плейстоцена. Многие доледниковые долины и понижения оказались не только полностью погребенными, но и в ряде случаев на них сформи­ровались аккумулятивные гряды. Мощность четвертичных отложений в таких долинах и понижениях обычно увеличивается в 2-3 раза по срав­нению с древними водоразделами. В целом за время четвертичных оледенений амплитуда относительных высот территории области умень­шилась в три раза.

Аккумуляция моренного и водно-ледникового материала вызвала значительную перестройку речной сети. Полностью оказались погре­бенными даже некоторые небольшие дочетвертичные возвышенности. На месте небольшой доледниковой возвышенности образовалась, на­пример, Демидовская низина. Валдайский ледник относительно легко преодолел эту возвышенность, срывая с нее местами дочетвертичные коренные породы. Краевая зона его проходила несколько южнее у во­дораздела существовавших до начала оледенения двух крупных реч­ных систем, соответствовавших в общих чертах современным систе­мам Днепра и Западной Двины. Этот водораздел ледник преодолеть не смог, и здесь происходила разгрузка приносимого им материала. В местах этой разгрузки поверхность оказалась выше расположенной к северу территории, где накопление ледникового материала, а за­тем и озерно-ледниковых отложений было небольшим.

Аккумуляция ледникового материала была значительной и на север­ных склонах многих других доледниковых возвышенностей, где сформи­ровались мощные краевые комплексы холмисто-грядового рельефа (Вя­земские, Бельско-Духовщинские, Рославльские, Рябцевские и другие гряды). Это способствовало не только более заметному обособлению отдельных низин (Верхне-Днепровской. Демидовской, Елыпанско-Свитской и др.), но и смещению к северу водоразделов некоторых рек.

Аккумулятивная и эрозионная деятельность ледников зависела не только от рельефа, который формировался к началу прихода того или иного ледника, но и от мощности, активности ледника, продолжительно­сти оледенений.

Основная масса льда и, следовательно, переносимого им материала перемещалась по понижениям. В понижениях лед обладал наибольшей активностью, осуществляя не только более значительный перенос мате­риала, но и экзарацию. На более высоких участках лед был менее актив­ным. Слабой активностью обладал он и в обширных понижениях, где, накапливаясь, превращался в «мертвые», т. е. неподвижные глыбы льда. Граница ледника в связи с этим была крайне неровной. Ледниковые пото­ки по понижениям у края ледника продвигались нередко далеко вперед, об­разуя лопасти и языки. В таких лопастях и языках проходило особенно зна­чительное накопление приносимого материала. Поэтому конечно-моренный рельеф не имеет сплошного распространения вдоль всего края ледника, а концентрируется на отдельных участках – местах наиболее активного его продвижения.

В местах активного продвижения льда во многих случаях весьма значительной была роль ледникового выпахивания. По утверждению Г. И. Горецкого, ледниковое выпахивание играло главную роль в образо­вании многих крупных ложбин, унаследованных затем реками. В таких ложбинах после отступления ледника часто оставались различные по раз­мерам проточные озера, большая часть которых со временем преврати­лась в болота, пересекаемые водотоками. В зоне валдайского оледенения, в наиболее крупных котловинах ледникового выпахивания озера сохра­нились до настоящего времени. Основная отличительная особенность та­ких экзарационных ложбин – несоответствие современным водотокам размеров долин, в которых они протекают. Экзарационное происхожде­ние имеют широкие ложбины по водоразделам рек Каспли и Зап. Двины, Днепра и Каспли, Вазузы и Угры, по юго-восточному склону Духовщин-ской возвышенности. Таким образом, не все ложбины, пересекающие во­доразделы («сквозные долины»), как обычно принято считать, образова­лись под воздействием только талых ледниковых вод. Значительная часть их первоначально была выпахана ледником и лишь затем при его таянии подвергалась обработке ледниковыми водами.

Недостаточно оценена пока роль гляциодислокаций в формировании отдельных, в том числе и относительно крупных форм рельефа области. На участках активного движения лед оказывал значительное механиче­ское воздействие на породы, при этом он либо сминал их на месте с нару­шением нормальных условий их залегания (складки, сбросы, сдвиги), либо захватывал большие массы пород и переносил их без нарушений стратиграфии залегания слоев на то или иное расстояние.

Дислоцированные коренные породы (мезозойские) широко пред­ставлены на юге области и на севере Брянщины, где они в ряде мест вы­ходят на поверхность (Асельская, Кочевская гряды). Многие крупные холмы и гряды, сложенные мореной, образовались также в результате гляциодислокаций, т. е. являются по своей сути моренами напора. По всей видимости, образование всех мощных краевых комплексов холмисто-гря­дового рельефа (Бельско-Духовщинских, Рябцевских, Рославльских и др.) связано в значительной степени с гляциодислокациями. Сорванные и пе­реносимые ледником огромные массы пород в виде отторженцев оказа­лись в большинстве своем включенными в конечно-моренные образова­ния. Так, крупный отторженец девонских доломитов, пока еще полностью не выбранный, находится у села Каспля среди конечно-морен­ных холмов и гряд. У местных жителей он известен под названием «Го-равки». Аномально высоко залегающие дислоцированные юрские отло­жения, слагающие значительную часть Асельской гряды, по мнению Д. И. Погуляева, представляют собой также крупный отторженец.

Мощность ледника, продолжительность его существования ска­зывались, прежде всего, на размерах отдельных форм рельефа. На терри­тории Смоленской области это очень хорошо прослеживается при сравне­нии форм рельефа одного и того же генезиса зон днепровского и валдайского оледенений.

Последний валдайский ледник, по сравнению с днепровским, был менее мощным, о чем свидетельствует намного более северное положение границы его максимального продвижения, которую в настоящее время проводят по линии г.Ольша – ст. Красное – с. Вонлярово – ст. Катынь – п. Красный Бор – оз. Пениснарь – д. Донец – д. Озерец – с. Пречистое – хвосточная окраина Свитского мха. Краевые же его формы отмечены се­вернее этой границы. То есть, за пределами водораздела Днепра и Зап. Двины оказались лишь отдельные небольшие и существенно ослабленные языки валдайского ледника.

С меньшей мощностью валдайского ледника связано образование не столь крупных (как для днепровского оледенения) форм рельефа. Рельеф донно-моренных отложений валдайского ледника в основном волнистый, реже мелкохолмистый, днепровского - пологохолмистый, реже сильноволнистый.

В основном менее значительны по размерам и конечно-моренные образования валдайского ледника по сравнению с такого же генезиса образованиями днепровского оледенения.

Но на разных участках прерывистых полос конечно-моренных об­разований, как днепровского, так и валдайского ледников, размеры, высота холмов и гряд чаще не одинаковы. Особенно хорошо это выра­жено в пределах полосы конечно-моренных образований валдайского ледника, проходящей по Слободской возвышенности и далее резко сдвинутой к югу, и выходящей затем к с. Пречистое. Здесь можно встретить участки с крупными холмами и грядами конечно-моренных образований и участки, где конечно-моренный рельеф намного менее выражен. Различаются эти участки не только по размерам, высоте форм рельефа краевых образований, но и особенностями их распространения.

Своеобразный и даже уникальный рельеф хорошо выраженных крупных конечно-моренных холмов и гряд представлен в пределах наи­более высоких участков Слободской возвышенности у с. Бакланово и бывших деревень Замошье, Рубеж. Здесь крупные конечно-моренные об­разования представлены чаще узкими, вытянутыми в направлении дви­жения ледника участками. Приурочены они к долинам небольших рек, протекающих в направлении север – юг (рек Сенокосица, Студенец, Чеп-ли). Такое субмеридиональное распространение хорошо выраженных ко­нечно-моренных форм рельефа объясняется тем, что ледник двигался здесь по очень узким, по всей видимости, доледниковым, долинам рек. В таких долинах прорыва он обладал очень большой активностью, о чем свидетельствуют хорошо коррелируемые с участками крупных конеч­но-моренных образований, расположенные к северу от них либо глубокие и значительные по размерам котловины выпахивания, заполненные в на­стоящее время водой (озера Чеплинское, Дго), либо выработанные ледни­ком долины (долина р. Сертейки). Южнее каждого из этих участков ко­нечно-моренных образований столь же значительно выражен комплекс камово-озовых образований, песчаных бугров и холмов, также уникаль­ных, нигде более так ярко не представленных на Смоленщине.

Но не на всех таких участках одинаково хорошо выражены все кор­релирующие (последовательно сменяющие друг друга) образования ледни­ка и талых ледниковых вод. Так, на участке оз. Дго – оз. Чистик хорошо выражены котловина ледникового выпахивания (оз. Дго) и комплекс пес­чаных бугров, камово-озовых образований возле оз. Чистик. Конечно-мо­ренные холмы и гряды выражены менее четко, но на большей площади, чем в районах рек Сенокосицы и Студенец, так как ледник продвигался здесь по менее узкой и не столь глубокой долине. Поэтому дислоцируе­мые им породы перемещались на более широкое пространство. На боль­шем пространстве осуществлялась и разгрузка принесенных ледником пород.

В коррелятивном ряду последовательно сменяющихся с севера на юг образований ледника и его талых вод нередки озера термокарсто­вого происхождения (Баклановское, Чистик, Сапшо). Их образование связано с наличием на узких участках прорыва ледниковых потоков доледниковых понижений. Преодолев на таких участках водораздел, ледник заполнял эти понижения. Глыбы «мертвого» льда сохранялись в них длительное время. По мере отступания ледника талые леднико­вые воды, мощные потоки которых концентрировались также чаще на узких участках, обтекали эти глыбы или пересекали их по трещинам. Это привело к образованию мощных озовых гряд возле озер, возник­ших после таяния этих неподвижных глыб льда.

За пределами Слободской возвышенности полоса краевых обра­зований валдайского ледника, круто изгибающаяся к югу и прохо­дящая затем вдоль Духовщинской возвышенности, не имеет столь хорошо выраженных участков конечно-моренного рельефа и кор­релирующих с ним форм ледникового выпахивания, камово-озовых образований, так как движение льда, его активность были здесь иными. Таким образом, из изложенного следует, что существовав­ший до начала продвижения льда рельеф, мощность и активность лед­ника оказывали весьма значительное влияние на размеры, рас­положение, разнообразие краевых образований ледника.

Широко распространены на территории области формы рельефа, об­разование которых связано с эрозионной и аккумулятивной дея­тельностью талых ледниковых вод. Потоки талых вод создали отдельные эрозионные ложбины, углубили и обработали выпаханные ледником по­нижения. Отличительные особенности ложбин и понижений, созданных или обработанных талыми ледниковыми потоками, — несоответствие раз­меров водотоков размерам долин, в которых они протекают, широкое днище долин, значительное распространение песчаных отложений, боль­шое количество валунов.

Формы рельефа, образование которых связано с аккумуляцией флювиогляциальных потоков, представлены на значительно большей площади. В их распространении можно заметить определенные закономерности. Зандровые равнины приурочены обычно к внешней части краевых образований ледника и находятся по сравнению с ними на бо­лее низком гипсометрическом уровне. Оттекая от края ледника, пото­ки талых ледниковых вод заполняли нередко обширные низины, от­кладывая в них разной мощности пески. Песчаными зандровыми равнинами представлены почти все низины зоны днепровского оледене­ния: Ипутьская, Сожско-Остерская, Угранская, Деснинская и др. Все они располагаются южнее краевых образований той или иной стадии днепровского ледника. Так, зандровые равнины бассейнов Ипути, нижнего Остра расположены к югу от Рославльско-Шумячских гряд, зандры бассейнов верхнего Сожа, Хмары, Угры - южнее Смоленско-Вя-земской краевой зоны. Все эти обширные зандровые поля формирова­лись в условиях свободного оттока талых вод от края ледника. Площадь их определялась не только мощностью потока, но и размерами низин, которые существовали на пути движения вод. мощность песчаных от­ложений – количеством оттекаемых вод и интенсивностью таяния льда. Судя по значительной мощности песчаных отложений и размерам ни­зин, где проходило накопление этих отложений, в днепровское оледене­ние на территории области накапливалось огромное количество льда, но накопление и таяние его проходило весьма неравномерно.

Зандровые образования встречаются и с северной (внутренней) сторо­ны полос холмисто-грядового рельефа, где они, примыкая к этим поло­сам, образуют с ними генетически единый краевой комплекс. На водораз­делах Вазузы и Угры, Днепра и Сожа, Десны, Днепра и Западной Двины по ложбинам стока ледниковых вод между участками холмисто-грядово­го рельефа сформировались узкие вытянутые полосы песчаных равнин (в упомянутых выше «сквозных долинах»).

На склонах северной экспозиции Смоленско-Московской возвы­шенности условий для формирования обширных песчаных зандровых равнин не было, так как не было возможностей для беспрепятственного оттока талых вод на юг. В наиболее крупной Сычёвской низине дли­тельное время существовала крупная глыба мертвого льда, после тая­ния которой, в результате медленного оттока талых вод, шло накопле­ние тонкого материала. Поэтому с поверхности здесь, в отличие от низин южного склона Смоленско-Московской возвышенности, залегают не пески, а тяжелые суглинки.

На северо-западе области, в зоне валдайского ледника, обширных зандровых низин почти нет. Связано это не столько с меньшей мощно­стью валдайского ледника, сколько с особенностями рельефа этой тер­ритории. В отличие от остальной части области данная территория и до начала валдайского оледенения имела общий северный и северо-запад­ный уклон. Поэтому талые ледниковые воды оттекали на юг в основ­ном только в максимальную стадию продвижения ледника, когда он дошел до водораздела Днепра и Зап. Двины. Сток шёл по ложбинам и наиболее низким местам водораздела при высоком уровне вод. Потоки талых вод, стекая к Днепру, образовали Березинскую, Голынковскую, Лелеквинскую, Удранскую, Ольшанскую зандровые равнины. В основ­ном это относительно небольшие равнины, за исключением Березин-ской, в формировании которой принимали участие и талые воды днеп­ровского ледника.

В пределах краевых гряд потоки вод создали глубокие ложбины стока (Руднянский проток, Лелеквинская ложбина и др.). По понижен­ным участкам водораздела в пределах Духовщинской возвышенности, при высоком уровне вод, также происходил их отток в бассейны Хмости, Большого и Малого Вопца, Стабны, Вопи. Об этом свидельствует наличие «сквозных» ложбин Лущенка-Стабна, Жереспея – Хмость, Аржать – Вопь и других. Значительная часть талых вод оттекала вдоль края Духовщинской возвышенности, вырабатывая глубокие ложбины (к югу от д. Мазальцево, у д. Диво и др.), создавая крупные озовые гряды и полосы зандров разной ширины и длины. При отступлении ледника от границы максимального продвижения отток талых вод за пределы водораздела Днепра уменьшался. В результате затруднения оттока вод они застаивались у края ледника, образуя обширные приледниковые озера. Одно из наиболее крупных таких озер существова­ло в Демидовской низине. Спущено оно было только после отступления ледника за пределы Велижской и Сурожской низин. Меньших размеров озера существовали в Вервижской, Свитской, Ельшанской котловинах, где впоследствии на месте остаточных небольших водоемов, в результа­те их зарастания, образовались наиболее крупные торфяники области. Широкое распространение озерно-ледниковых равнин является од­ной из важных отличительных черт рельефа зоны валдайского оледене­ния. За ее пределами озерно-ледниковые равнины, в связи с отсутствием значительных препятствий для оттока вод от края ледника, встречаются редко и лишь на небольших площадях. Часто озёрно-ледниковые отложе­ния на северо-западе имеют небольшую мощность, в связи с чем неровно­сти моренного рельефа могут быть на отдельных участках таких равнин хорошо выражены в современном рельефе. Небольшие остаточные озера в пределах этих равнин существовали длительное время, превратившись затем, в результате зарастания, в торфяные болота.

Зандровые равнины в пределах северо-запада области встречаются реже озерно-ледниковых. Распространены они не только в узких «сквозных» долинах, имеющих в основном субмеридиональное направ­ление, но и вдоль долин рек, протекающих в широтном направлении. Образование приречных полос зандров связано с тем, что отток талых ледниковых вод особенно при относительно небольшом их коли­честве и отсутствии понижений, по которым они могли свободно сте­кать на юг, осуществлялся вдоль края ледника. Впоследствии многие небольшие реки (Жереспея, Гобза, Половья, Василевка, Сермятка, Должица и др.) унаследовали такие ложбины стока ледниковых вод. По этой причине вдоль многих рек северо-запада хорошо прослежива­ются придолинные зандры.