Дослідження динаміки плейстоценових зледенінь
Гляціодінаміческая структура і її зміни в процесі деградації оледенений відбилися на земній поверхні в розміщенні комплексів форм і типів льодовикової скульптури. Це дозволяє фіксувати прояви гляціодінамікі на МДC шляхом аналізу ландшафтних індикаторів, дешифровочних ознак і геолого-геоморфологічних даних.
Гляціодінаміческіе реконструкції області древнемагерікового заледеніння за комплексом дистанційних і геолого-геоморфолого-ня даних дозволили розкрити регіональні закономірності в розміщенні крайових льодовикових комплексів, гляціодіслокаціі, в локалізації прояві гляціоізостазія і кріогенних процесів, а також встановити роль неотектоніки в розвитку льодовикових покривів і гляціоморфогенезе. Серед гляціодінаміческіх структур, виявлених дистанційними методами, найбільш чітке вираження в ландшафтних індикаторах і на МДС отримали гляціодіслокаціі тваринний лускатого типу. Вони являють собою закономірно побудовані комплекси, сформовані під впливом вертикальної і горизонтальної складових рухомого льоду. Такі структури складають більшість височин Білорусі і морфологічно найкраще виражені в крайової льодовикової зоні. На земній поверхні подібні гляціодіслокаціі виявляються у вигляді дугоподібних форм рельєфу різних розмірів, що дозволяє надійно фіксувати їх по паралельно-полосчатость малюнку аерокосмічного фотозображення. Завдяки багатоступінчастої генералізації МДС досягається можливість дистанційного вивчення тваринний лускатих споруд різних рівнів.
Елементарні комплекси напірних утворень, сформовані в результаті екзарационниє-акумулятивний діяльності одного льодовикового мови, представляshy-ють собою Скибові споруди. Вони утворені системами складок і луски (скиб), пов`язаних з надвіговим площинах Скибові споруди зазвичай проявпяются на земній поверхні у формі паралельно-грядового рельєфу Гряди витягнуті по простяганню на відстань від кількох сотень метрів до 1 - 3 км. Їх ширина близько 100 - 350 м, висота до 10 - 15 м. Схили пасом більш пологі (до 10 - 20 град) у внутрішній (проксімальноі) частини і на 3 - 5 град крутіше з дистальної сторони. Такі форми як би нанизані на осьові льодовикові улоговини, які мають довжину від перших сотень метрів до 30 - 50 км і ширину від декількох десятків метрів до 5 - 8 км. З дистальної сторони напірні освіти примикають до поперечних льодовиковим балкам Розташовані тут озера мають витягнуту форму в плані і характеризуються значними глибинами (оз. Довге - 53.6 м, оз. Плісе - 32.9 м, оз. Сєнно - 315 м). Улоговини таких водойм парагенетичних пов`язані з сусідніми позитивними формами рельєфу і являють собою улоговини льодовикового видавлювання Орієнтування переуглубленій гляціогенного генезису відповідає напрямку руху крижаних мас.
Відмінною рисою напірних утворень на МДС є їх приуроченість до систем льодовикових улоговин і дугоподібна форма в плані. Внутрішня структура конечноморенних гряд простежується на АФС завдяки прояву в ландшафті торцевих частин занурюються скиб-лусок і гребенів скиб-складок. При індикації Скибових порушень в умовах занесених територій важливі виявлення аномальних по продуктивності деревостанів і облік великої кількості ксерофнльних видів і видовий насиченості в напочвенном покриві. З площами поширення конечноморенних скиб зазвичай збігаються поля розвитку отторженцев. Їх дешифрування можливо в тому випадку, якщо пластини переміщених утворень виступають над покрівлею мореного горизонту і виходять на земну поверхню. По периферії напірних утворень на АФС вдається розрізнити великі валуни, орієнтування довгої осі яких зазвичай збігається з напрямком руху льодовикового мови, підкреслюючи напірний характер його зовнішніх дуг.
На МДС діагностуються ін`єкційних форми, або гляціодіапіри, утворені різного роду впровадженнями матеріалу одних верств льодовикового субстрату в простір інших. Впевнено дешифрируются великі діапіри, які отримали пряме відображення в рельєфі. Зазвичай вони виражені у вигляді пагорбів, гряд і інших підвищень відносною висотою до 30 - 80 м і протяжністю до декількох кілометрів.
Елементарні комплекси крайових утворень шикуються у вигляді дуг шириною 1 - 5 км і протяжністю від декількох до 60 - 80 км. Такі системи конем номоренних гряд встановлюються на КС локального рівня генералізації. В осьових частинах і на крилах дуг нерідко спостерігаються розриви, розбиваючи такі споруди на окремі сегменти. Дешіфріруемие на КС дугоподібними ланцюга кінцевих морен утворюють мовні комплекси шириною зовнішніх дуть близько 15 - 30 км. У свою чергу зближені гірлянди формують більш масивні крайові пояса (Ошмянського-Мінський, Гродненська-Новогрудский і ін.), Помітні в основному на регіональних КС.
Якщо крайові льодовикові комплекси, які отримали пряме відображення в рельєфі сучасної поверхні, дешифрируются в тій чи іншій мірі однозначно, то виявлення по МДС проявів гляціоізостазія, викликаних навантаженням значних мас льоду, пов`язане зі значними труднощами. За даними Е.А. Левкова і А.К. Карабанова, сучасне гляціоізостатіческое здіймання зем-ної поверхні, до сих пір позначається в Фенноскандии і вузькій зоні її зчленування з Російською плитою, однак на території Білорусі не проявляється навіть у Поозерье, вкривається кригою всього кілька десятків тисяч років тому. Тому оцінка подібних явищ в цьому регіоні на основі дешифрування МДС інформативна в тому випадку, якщо гляціоізостатіческіе руху відображені в геолого-геоморфологічних особливості. Причому геоіндікатори найбільш достовірні в області останнього поозерского заледеніння і в перигляциальной зоні безпосередньо біля краю льодовика. Ознайомитися зі списком для вивчення самого іспанського, ви зможете переглянути на сайті espaniamania.ru
В периферичної смузі останнього заледеніння ландшафтні ознаки гляціоізостазія виявляються в межах локальних неотектонических структур. У плейстоцені останні відрізнялися підвищеною активністю, значною мірою обумовленої гляціоізостатіческім фактором. Дешіфровочние критеріями розглянутих гляціодеформацій служать розриви річок на потоки, що течуть у протилежних напрямках, зміни в орієнтуванні видатків, подпруживания річок і освіту озер. Інверсія річкового стоку чітко діагностується на МДС в смузі граничного поширення поозерского льодовика. Тут багато річок, що належать басейнам Дніпра і Західної Двіни, мають сплощені водо-розділи з відносним перевищенням близько 10 - 20 м, а сама водораздельная лінія в загальному близька кордоні заледеніння. Подібні аномалії в будові гидросети дешифрируются на ділянках Чорноморсько-Балтійського вододілу.
Про характер гляціоізостазія можна судити на основі геоіндікаціонного вивчення морфології озерно-льодовикових і річкових терас. Дешифрування особливостей будови террасових рівнів Полоцької озерно-льодовикової низини дозволило встановити помітний регіональний перекіс цієї території, що утворився після зняття навантаження периферичної частини поозерского льодовика. Судячи по амплітуді висот верхніх террасових поверхонь, гляціоізостатіческое підняття склало близько 20 м. На користь здіймання території, залишеної останнім льодовиковим покривом, говорить також той факт, що в Білоруському Поозерье в долинах найбільших річок (Західна Двіна, Німан, Вілія) верхні голоненовие тераси підняті до 6 - 10 м, тоді як на позамежної площі (приблизно в 100 км на південь від) одновікових їм висока заплава тільки іноді досягає 3 - 4 м.Реліктові криогенні структури, утворені мерзлотнимі процесами, широко розвинені в умовах Білорусі на південь від кордону іоозерского заледеніння. В ході дистанційних досліджень граничних крайових утворень останнього льодовика на південь від Лепеля, Новолукомль і Ушачев Вітебської області виявлено площі поширення полигонально-блочного рельєфу і встановлені співвідношення цих структур з льодовиковими комплексами. Криогенний мікрорельєф, що формує ячеисто-мозаїчний малюнок аерокосмоізображенія, представлений 4 - 6-вугільними полігонами з розмірами сторін від 30 - 40 до 150 - 200 м. Серед типових форм криогенного генезису в межах лімногляціальних рівнин по МДС вперше виявлені реліктові пінг (гидролакколіти). Висота таких форм коливається від 3 до 70 м, а їх діаметр в більшості випадків - від 30 до 800 м. Дані дешифрування свідчать про те, що пінг утворюють суцільну смугу по периферії поозерского льодовикового покриву. На КС криогенні форми виглядають у вигляді систем кільцевих структур загальною протяжністю від 1.5 до 7 - 8 км, складених з накладених один на одного або злилися пінг і термокарстових просадок. У кожній з цих груп є велика кільцева форма розмірами в поперечнику від 0.3 до 3 км з заболоченій низиною або озером в центрі.
Як еталон для дешифрування реліктових пінг може бути приведений найбільш великий з них - Боровненскій кільцевої об`єкт, розташований в Білоруському Поозерье на заході Лучесінского лімногляціального басейну. Морфологічно пінг є вузький (0.1 - 0.6) кільцевої вал (гряду), оздоблюють оз. Боровно, з розмірами по довгій осі 2.6 км, по короткій - 1.8 км. Гряда складена лімногляціальнимі пісками з тонкими ритмічно повторяющіміshy-ся прошарками супісків і суглинком. Освіта пінг відбувалося під час останнього позднеледніковое під впливом кріостатіческого тиску в умовах промерзання неглибоких (середня глибина 5 - 8 м) озерних водойм.
Помітний вплив на розподіл плейстоценових льодовикових покривів і інтенсивність гляціоморфогенеза надали новітні тектонічні процеси. У Білоруському регіоні встановлені просторові співвідношення активних в плейстоцені структур платформного чохла і фундаменту з особливостями давньо-льодовикової морфоськульптури, що дозволяє визначити роль неотектоніки в динаміці покривних зледенінь.
Провідну роль в накопиченні потужних моренних товщ та освіті основних макроформ Білоруської гряди зіграло високе положення кристалічного фундаменту (абс. Відм. Від 50 до 500 м). Льодовикова акумуляція посилювалася, як вказує А. В. Матвєєв, також в районах Білорусі зі стійким тектонічним прогином. Тиск від навантаження крижаних мас створювало в надрах велике поле напружень. При незначній потужності платформного чохла льодовиковий покрив сприяв активізації рухів блоків консолідованого фундаменту, що призводять до інтенсивного розчленування доплейстоценового рельєфу і, як наслідок, високого ступеня впливу льодовика на ложе.
При аерокосмічному вивченні впливу неотектоніки на динаміку плейстоценових зледенінь звертається увага на просторове співвідношення льодовикових комплексів з кільцевими і лінійними структурами. Подібні структурні форми є показниками тектонічної подільності і гетерогенної неоднорідності земної кори, а їх прояв в ландшафтах області древнематерікового заледеніння в більшості випадків носить опосередкований характер.
Структурні елементи контролюють також розвиток сучасних льодовикових покривів. Це наочно підтверджено В.М. Будько шляхом аналізу КС Західної Антарктиди. Тут в структурі крижаних мас знаходять відображення розломи, кільцеві структури і блоки земної кори.
Серед різноманітних генетичних типів кільцевих утворень для з`ясування гляціодінамікі аналізуються тектоногенние структури діаметром до 50 км. Останні в багатьох випадках відображають контури похованих дрібних виступів, або депресій фундаменту, локальні тектонічні структури (позитивні і негативні) чохла, ізометричні форми рельєфу ложа антропогенового покриву, а також кільцеві діз`юнктівов.
На території Білорусі ділянки земної поверхні, що випробували неотектонічне здіймання амплітудою від декількох десятків до 150 - 170 м, пов`язані з проявом в сучасному рельєфі в основному позитивних тектонічних кільцевих структур. Відзначається зв`язок таких кільцевих об`єктів з ледораздельнимі зонами, які контролювали рух льодовикових потоків в дистальному напрямку. Межпотоковие ледораздела тяжіють до позитивних тектонічних структур діаметром 25 - 30 км: Новогрудської, Гродненської, Мінської та ін., Пов`язаних з підняттям поверхні фундаменту і плейстоценового рельєфу. Зазвичай до них приурочені конечноморенние комплекси, утворені потужними дислокованими товщами. З групою кільцевих структур діаметром 15 - 25 км пов`язано розміщення міжлопатевих ледораздельних зон, що відрізняються підвищеною потужністю морен ранніх етапів оледенений. Дешіфріруемие міжмовні ледораздела пов`язані з кільцевими структурами з розмірами в поперечнику до 15 км і є радіальні конечноморенние комплекси локалізуються в межах мореного цоколя.
Серед великої групи кільцевих структур, контролюючих формування ледораздельних зон, стійкими позитивними рухами протягом усього плейстоцену характеризувалися ізометрічниє об`єкти тектоногенного типу діаметром близько 25 - 30 км. На таких ділянках земної поверхні відбувалося гальмування або повна зупинка крижаних мас, що сприяло накопиченню потужних льодовикових товщ і утворення значно розчленованого рельєфу.
Істотний вплив на розвиток льодовикових покривів надали активні на неотектонічному етапі розломи, в тому числі системи лінійних дислокацій ротаційно-планетарної природи.
У плейстоцені зони активних розломів відрізнялися розущільненням і високою трещиноватостью доплейстоценових порід. Внаслідок виборчої гляціальні екзарації в межах таких ділянок земної кори формувалися улоговини льодовикового випахіванія і розмиву. За даними дешифрування КС встановлюється взаємозв`язок ряду розломів з орієнтуванням льодовикових улоговин. Гляціодінаміка посилювалася в місцях прояви системи лінійних дислокацій з азимутами простягання 17,287 і 62,332 град.
Високою інформативністю відрізняються МДС при реконструкції динамічної структури останнього (поозерского) льодовикового покриву, що проникав на терріshy-торію півночі Білорусі 17 - 20 тис. Років тому. На основі комплексної інтерпретації результатів дешифрування і геолого-геоморфологічних матеріалів вдалося з`ясувати регіональні риси розподілу найголовніших гляціодінаміческіх комплексів, їх просторове співвідношення з неотектонічними структурами і елементами ротаційної геодинаміки.
Встановлена на КС смуга франтальних льодовикових комплексів в основному збігається з проведеною раніше кордоном максимального поширення поозерского льодовика. Найбільші відхилення від цієї межі становлять 15 - 25 км (правобережжі Вілії в раон Вілейки і Сморгоні, а також територія між Лиозно і Смоленськом).
Крайові льодовикові комплекси в плані утворюють три великих помітних на КС дугастих виступу шириною до 100 км і протяжністю близько 150 - 170 км. Їх формування пов`язане з розвитком дісненской, полоцкой і вітебській льодовикових лопатей. Причому дісненская і вітебська лопаті відрізняються правильними дугоподібними контурами, а зовнішній край полоцкой лопаті складається з серії дрібних виступів шириною 25 - 30 км і протяжністю 40 - 50 км. Останні являють собою крайові освіти льодовиків-вих мов: Ушачского, Лепельського і селявского.
За КС вдалося виявити кутові незгоди в плановому розташуванні крайових льодовикових комплексів, що дозволяє припустити разновременность їх формування в ході активного розвитку поозерского льодовика. Різкі незгоди, або «зрізання», зафіксовані в районі Швенченіса (Литва), на захід і на схід від оз. Освейское, на північ від оз. Свинячо і на схід від Невеля. Такий характер просторового співвідношення крайових форм свідчить про декілька значних етапах у розвитку льодовикового покриву, що відповідають трьом-чотирьом стадіями або фазами наступання льодовика і супроводжуються істотною перебудовою структури і динаміки поозерского очедененія. Дані дешифрування просторового розподілу кінцевих морен підтверджують висновок про те, що динаміка льодовикових лопатей і окремих мов була в значній мірі автономною.
За МДС виявляються закономірності внутрішньої будови лопатевих і мовних комплексів льодовикових утворень, що підкреслюють гляціодінаміческую структуру поозерского заледеніння. Маргінальні елементи цих форм, як правило, розташовуються згідно відносно один одного і субпараллельно головним фронтальним смугах крайових комплексів.
Істотний вплив на структуру і динаміку останнього льодовикового покриву в Білорусі надали переуглубленія доплейстоценового рельєфу, дешіфріруемие на КС у вигляді протяжних (150 - 200 км) лінеаментів і Оперяють їх ланок довжиною 5 - 25, рідше 45 - 50 км. На таких ділянках земної поверхні посилювалася екзарація і формувалися улоговини льодовикового випахіванія і розмиву шириною 5 - 15 км. Подібні форми контролювали розвиток лопатевих і мовних комплексів рельєфу поозерского льодовика.
На основі космогляціодінаміческіх побудов можливо встановити взаємозв`язку між структурою останнього льодовикового покриву і проявами ендогенного і ротаційного режимів земної кори в позднеплейстоценовой час. Наприклад, кільцеві структурні форми, що випробували позитивні неотектонические руху, служили ледораздельнимі зонами різних рангів. Між дісненской і полоцької льодовиковими лопатями розташовується Ветрінскій структура з поперечником 25 км. Вона пов`язана з локальним підняттям поверхні ложа плейстоцеshy-нових порід, покрівлі дніпровської і сожскоі морен і виражена в сучасному рельєфі як одно-іменне підняття - кутовий масив, складений напірними ко-нечномореннимі утвореннями. Подібні розміри і особливості геодинамічного режиму має кільцева структура на стику полоцкой і вітебській лопатей. До ледораздела Ушачского, Лепельського і селявского мовних комплексів приурочені ізометрічниє об`єкти діаметром до 15 км.
Активні на геотектоническом етапі розривні порушення контролювали рух поозерского льодовика в дистальному напрямку. Під впливом крижаних мас над ослабленими ділянками земної кори відбувалася інтенсивна екзарація. Зона Чашнікского регіонального розлому, що відрізняється підвищеною трещиновато-стю порід платформного чохла, визначала магістральний напрям полоцкой льодовикової лопаті. Розвиток крайових комплексів в зоні максимального поширення поозерского льодовика контролювалося тектонодінаміческімі процесами на ділянках новітньої активізації Ошмянського і Вижевско-Мінського розломів, Борисовской кільцевої структури.
Планетарні системи лінійних дислокацій з азимутами 17, 287 град визначили розвиток дісненской і полоцької льодовикових лопатей. На динаміку вітебській лопаті вплинули лінеаменти напрямків 62, 332 град. З цими системами пов`язані напрямки найголовніших льодовикових мов.
