4.4. Исследование динамики плейстоценовых оледенений

Гляциодинамическая структура и ее изменения в процессе деградации оледенений отразились на земной поверхности в размещении комплексов форм и типов ледниковой скульптуры. Это позволяет фиксировать проявления гляциодинамики на МДC путем анализа ландшафтных индикаторов, дешифровочных признаков и геолого-геоморфологических данных.

Гляциодинамические реконструкции области древнематерикового оледенения по комплексу дистанционных и геолого-геоморфоло-гических данных позволяют раскрыть региональные закономерности в размещении краевых ледниковых комплексов, гляциодислокаций, в локализации проявлений гляциоизостазии и криогенных процессов, а также установить роль неотектоники в развитии ледниковых покровов и гляциоморфогенезе.

Среди гляциодинамических структур, выявленных дистанционными методами, наиболее отчетливое выражение в ландшафтных индикаторах и на МДС получили гляциодислокации складчато-чешуйчатого типа. По мнению Э. А. Левкова они представляют собой закономерно построенные комплексы, сформированные под воздействием вертикальной и горизонтальной составляющих движущегося льда. Такие структуры слагают большинство возвышенностей Беларуси и морфологически лучше всего выражены в краевой ледниковой зоне. На земной поверхности подобные гляциодислокации обнаруживаются в виде дугообразных форм рельефа различных размеров, что позволяет надежно фиксировать их по параллельно-полосчатому рисунку аэрокосмического фотоизображения. Благодаря многоступенчатой генерализации МДС достигается возможность дистанционного изучения складчато-чешуйчатых сооружений различных уровней.

Элементарные комплексы напорных образований, сформированные в результате экзарационно-аккумулятивной деятельности одного ледникового языка, представляют собой скибовые сооружения. Они образованы системами складок и чешуи (скиб), сопряженных по надвиговым плоскостям. Скибовые сооружения обычно проявляются на земной поверхности в форме параллельно-грядового рельефа. Гряды вытянуты по простиранию на расстояние от нескольких сотен метров до 1–3 км. Их ширина около 100–350 м, высота до 10–15 м. Склоны гряд более пологие (до 10–20 град.) во внутренней (проксимальной) части и на 3–5 град. круче с дистальной стороны.

Такие гряды как бы нанизаны на осевые ледниковые ложбины, которые имеют длину от первых сотен метров до 30–50 км и ширину от нескольких десятков метров до 5–8 км. С дистальной стороны напорные образования примыкают к поперечным ледниковым ложбинам. Расположенные здесь озера имеют вытянутую форму в плане и характеризуются значительными глубинами (оз. Долгое–-53,6 м, оз. Плисса–32,9 м, оз. Сенно–31,5 м). Котловины этих водоемов парагенетически связаны с соседними положительными формами рельефа и представляют собой ложбины ледникового выдавливания. Ориентировка переуглублений гляциогенного генезиса соответствует направлению движения ледяных масс (рис. 18).

Отличительной чертой напорных образований на МДС являются их приуроченность к системам ледниковых ложбин и дугообразная форма в плане. Внутренняя структура конечноморенных гряд прослеживается на АФС благодаря проявлению в ландшафте торцовых частей погружающихся скиб-чешуй и гребней скиб-складок. При индикации скибовых нарушений в условиях залесенных территорий важны выявление аномальных по производительности древостоев и учет обилия ксерофильных видов и видовой насыщенности в напочвенном покрове.

С площадями распространения конечноморенных скиб обычно совпадают поля развития отторженцев. Их дешифрирование возможно в том случае, если пластины перемещенных образований выступают над кровлей моренного горизонта и выходят на земную поверхность. По периферии напорных образований на АФС удается различить крупные валуны, ориентировка длинной оси которых обычно совпадает с направлением движения ледникового языка, подчеркивая напорный характер его внешних дуг.

На МДС диагностируются инъективные формы, или гляциодиапиры, образованные разного рода внедрениями материала одних слоев ледникового субстрата в пространство других. Уверенно дешифрируются крупные диапиры, получившие прямое отображение в рельефе. Обычно они выражены в виде холмов, гряд и других возвышений относительной высотой до 30–80 м и протяженностью до нескольких километров.

Языковые комплексы краевых образований. На КС локального уровня генерализации заметно, что элементарные конечноморенные гряды выстраиваются в виде дуг шириной 1–5 км и протяженностью от нескольких до 60–80 км. В осевых частях и на крыльях дуг нередко наблюдаются разрывы, разбивая такие сооружения на отдельные сегменты. Дешифрируемые на КС дуговидные цепи конечных морен образуют языковые комплексы шириной внешних дуг около 15–30 км. В свою очередь сближенные гирлянды формируют более массивные краевые пояса (Ошмянско-Минский, Гродненско-Новогрудский и др.), различимые в основном на региональных КС.

Рис. 18.Отражение структуры дисненской ледниковой лопасти поозерского оледенения на космическом снимке, полученном с ИСЗ «Лэндсат» в спектральном диапазоне 0,8‑1,1 мкм: 1 ‑ конечноморенные комплексы; 2, 3 ‑ ложбины ледникового выпахивания (2) и выдавливания (3)

Признаки гляциоизостатических движений. Если краевые ледниковые комплексы, получившие прямое отражение в рельефе современной поверхности, дешифрируются в той или иной степени однозначно, то обнаружение по МДС проявлений гляциоизостазии, вызванных нагрузкой значительных масс льда, сопряжено со значительными трудностями. По данным Э. А. Левкова и А. К. Карабанова, современное гляциоизостатическое воздымание земной поверхности, до сих пор сказывающееся в Фенноскандии и узкой зоне ее сочленения с Русской плитой, на территории Беларуси не проявляется даже в Поозерье, покрывавшемся льдом всего несколько десятков тысяч лет назад. Поэтому оценка подобных явлений в этом регионе на основе дешифрирования МДС информативна в том случае, если гляциоизостатические движения отражены в геолого-геоморфологических особенностях. Причем геоиндикаторы наиболее достоверны в области последнего поозерского оледенения и в перигляциальной зоне непосредственно у края ледника.

В периферической полосе последнего оледенения ландшафтные признаки гляциоизостазии обнаруживаются в пределах локальных неотектонических структур. В плейстоцене последние отличались повышенной активностью, в значительной мере обусловленной гляциоизостатическим фактором. Дешифровочными критериями рассматриваемых гляциодеформаций служат разрывы рек на потоки, текущие в противоположных направлениях, изменения в ориентировке водотоков, подпруживание рек и образование озер. Инверсия речного стока отчетливо диагностируется на МДС в полосе предельного распространения поозерского ледника. Здесь многие реки, принадлежащие бассейнам Днепра и Западной Двины, имеют уплощенные водоразделы с относительным превышением около 10–20 м, а сама водораздельная линия в общем близка границе оледенения. Сходные аномалии в строении гидросети дешифрируются на участках Черноморско-Балтийского водораздела.

О характере гляциоизостазии можно судить на основе геоиндикационного изучения морфологии озерно-ледниковых и речных террас. Дешифрирование особенностей строения террасовых уровней Полоцкой озерно-ледниковой низины позволило И. Э. Павловской установить заметный региональный перекос этой территории, образовавшийся после снятия нагрузки периферической части поозерского ледника. Судя по амплитуде высот верхних террасовых поверхностей, гляциоизостатическое поднятие составило около 20 м. В пользу воздымания территории, оставленной последним ледниковым покровом, говорит также тот факт, что в Белорусском Поозерье в долинах крупнейших рек (Западная Двина, Неман, Вилия) верхние голоценовые террасы приподняты до 6–10 м, тогда как на запредельной площади (примерно в 100 км южнее) одновозрастная им высокая пойма только иногда достигает 3–4 м.

Реликтовые криогенные структуры, образованные мерзлотными процессами, широко развиты в условиях Беларуси к югу от границы поозерского оледенения. В ходе дистанционных исследований предельных краевых образований последнего ледника южнее Лепеля, Новолукомля и Ушач Витебской области выявлены площади распространения полигонально-блочного рельефа и установлены соотношения этих структур с ледниковыми комплексами. Криогенный микрорельеф, формирующий ячеисто-мозаичный рисунок аэрокосмоизображения, представлен 4–6-угольными полигонами с размерами сторон от 30–40 до 150–200 м.

Среди типичных форм криогенного генезиса в пределах лимногляциальных равнин по МДС впервые обнаружены реликтовые пинго (гидролакколиты). Высота таких форм колеблется от 3 до 70 м, а их диаметр в большинстве случаев–от 30 до 800 м. Данные дешифрирования свидетельствуют о том, что пинго образуют непрерывную полосу по периферии поозерского ледникового покрова. На КС криогенные формы выглядят в виде систем кольцевых структур общей протяженностью от 1,5 до 7–8 км, составленных из наложенных друг на друга либо слившихся пинго и термокарстовых просадок. В каждой из этих групп присутствует крупная кольцевая форма размерами в поперечнике от 0,3 до 3 км с заболоченной низиной или озером в центре. В качестве эталона для дешифрирования реликтовых пинго может быть приведен наиболее крупный из них – Боровненский кольцевой объект, расположенный в Белорусском Поозерье. Его морфология описана выше в разделе 4.3.

Роль неотектоники в динамике покровных оледенений. Заметное воздействие на распределение плейстоценовых ледниковых покровов и интенсивность гляциоморфогенеза оказали новейшие тектонические процессы. В Белорусском регионе установлены пространственные соотношения активных в плейстоцене структур платформенного чехла и фундамента с особенностями древнеледниковой морфоскульптуры.

Ведущую роль в накоплении мощных моренных толщ и образовании основных макроформ Белорусской гряды сыграло высокое положение кристаллического фундамента (абс. отм. от 50 до –500 м). Ледниковая аккумуляция усиливалась, как указывает А. В. Матвеев, также в районах Беларуси с устойчивым тектоническим прогибанием. Давление от нагрузки ледяных масс создавало в недрах обширное поле напряжений. При незначительной мощности платформенного чехла ледниковый покров способствовал активизации движений блоков консолидированного фундамента, приводящих к интенсивному расчленению доплейстоценового рельефа и, как следствие, высокой степени воздействия ледника на ложе.

При аэрокосмическом изучении влияния неотектоники на динамику плейстоценовых оледенений обращается внимание на пространственное соотношение ледниковых комплексов с кольцевыми и линейными структурами. Подобные структурные формы являются показателями тектонической делимости и гетерогенной неоднородности земной коры, а их проявление в ландшафтах области древнематерикового оледенения в большинстве случаев носит опосредованный характер .

Структурные элементы контролируют также развитие современных ледниковых покровов. Это наглядно подтверждено В. М. Будько путем анализа КС Западной Антарктиды. Здесь в структуре ледяных масс находят отражение разломы, кольцевые структуры и блоки земной коры (рис. 19).

Среди разнообразных генетических типов кольцевых образований для выяснения гляциодинамики анализируются тектоногенные структуры диаметром до 50 км. Последние во многих случаях отражают контуры погребенных мелких выступов, либо депрессий фундамента, локальные тектонические структуры (положительные и отрицательные) чехла, изометричные формы рельефа ложа антропогенового покрова, а также кольцевые дизъюнктивы.

На территории Беларуси участки земной поверхности, испытавшие неотектоническое воздымание амплитудой от нескольких десятков до 150–170 м, сопряжены с проявлением в современном рельефе в основном положительных тектонических кольцевых структур. Отмечается связь таких кольцевых объектов с ледораздельными зонами, контролировавшими движение ледниковых потоков в дистальном направлении. Межпотоковые ледоразделы тяготеют к положительным тектоническим структурам диаметром 25–30 км: Новогрудской, Гродненской, Минской и др., связанным с поднятием поверхности фундамента и плейстоценового рельефа. Обычно к ним приурочены конечно-моренные комплексы, образованные мощными дислоцированными толщами. С группой кольцевых структур диаметром 15–25 км связано размещение межлопастных ледораздельных зон, отличающихся повышенной мощностью морен ранних этапов оледенений. Дешифрируемые межъязыковые ледоразделы сопряжены с кольцевыми структурами с размерами в поперечнике до 15 км и представляют собой радиальные конечно-моренные комплексы локализующиеся в пределах моренного цоколя.

Р

а

А – обзорная схема региона; Б – фрагмент космического снимка масштаба1:1300000, полученного с ИСЗ “Космос”; В – схема дешифрирования по В.М. Будько:1,2– разломы:1– региональные,2– локальные;3– кольцевые структуры;4,5– тектонические блоки:4– приподнятые,5– погруженные

Среди большой группы кольцевых структур, контролирующих формирование ледораздельных зон устойчивыми положительными движениями на протяжении всего плейстоцена характеризовались изометричные объекты тектоногенного типа диаметром порядка 25–30 км. На таких участках земной поверхности происходило торможение или полная остановка ледяных масс, что способствовало накоплению мощных ледниковых толщ и образованию значительно расчлененного рельефа.

Существенное воздействие на развитие ледниковых покровов оказали активные на неотектоническом этапе разломы, в том числе системы линейных дислокаций ротационно-планетарной природы. В плейстоцене зоны активных разломов отличались разуплотнением и высокой трещиноватостью доплейстоценовых пород. Вследствие избирательной гляциальной экзарации в пределах таких участков земной коры формировались ложбины ледникового выпахивания и размыва. По данным дешифрирования КС устанавливается взаимосвязь ряда разломов с ориентировкой ледниковых ложбин. Гляциодинамика усиливалась в местах проявления системы линейных дислокаций с азимутами простираний 17–287º и 62–332º.

Региональный космогляциодинамический анализ. Высокой информативностью отличаются МДС при реконструкции динамической структуры последнего (поозерского) ледникового покрова, проникавшего на терри­торию севера Беларуси 17–20 тыс. лет назад. На основе комплексной интерпретации результатов дешифрирования и геолого-геоморфологических материалов удалось выяснить региональные черты распределения главнейших гляциодинамических комплексов, их пространственное соотношение с неотектоническими структурами и элементами ротационной геодинамики (рис. 20).

Установленная на КС полоса фронтальных ледниковых комплексов в основном совпадает с проведенной ранее границей максимального распространения поозерского ледника. Наибольшие отклонения от этой границы составляют 15–25 км (правобережье Вилии в районе Вилейки и Сморгони, а также территория между Лиозно и Смоленском).

Краевые ледниковые комплексы в плане образуют три крупных различимых на КС дуговидных выступа шириной до 100 км и протяженностью порядка 150–170 км. Их формирование связано с развитием дисненской, полоцкой и витебской ледниковых лопастей. Причем дисненская и витебская лопасти отличаются правильными дугообразными очертаниями, а внешний край полоцкой лопасти состоит из серии мелких выступов шириной 25–30 км и протяженностью 40–50 км. Последние представляют собой краевые образования ледниковых языков: ушачского, лепельского и селявского.

Рис. 20.Динамическая структура поозерского ледникового покрова по данным дешифрирования космических снимков:

1–3– границы поозерского оледенения:1– максимальная,2– стадий и фаз,3– отдельных осцилляций;4– ледниковые ложбины;5– конечноморенные комплексы;6–кольцевые структуры: А – Ветринская, Б – Борисовская;7– разломы (цифры в прямоугольниках):1– Ошмянский,2– Полоцкий,3– Выжевско–Минский,4– Чашникский;8– регматические системы линеаментов с азимутами простираний17и287(а),62и332(б). Ледниковые лопасти:I– дисненская,II– восточно–латвийская,III– полоцкая,IV– витебская; ледниковые языки:1– ушачский,2– лепельский,3– селявский,4– сенненский,5– ореховский

По КС удалось выявить угловые несогласия в плановом расположении краевых ледниковых комплексов, что позволяет предположить разновременность их формирования в ходе активного развития поозерского ледника. Резкие несогласия, или «срезания», зафиксированы в районе Швенчениса (Литва), западнее и восточнее оз. Освейского, севернее оз. Свино и к востоку от Невеля. Такой характер пространственного соотношения краевых форм свидетельствует о нескольких значительных этапах в развитии ледникового покрова, соответствующих трем-четырем стадиям или фазам наступания ледника и сопровождающихся существенной перестройкой структуры и динамики поозерского оледенения. Данные дешифрирования пространственного распределения конечных морен подтверждают вывод о том, что динамика ледниковых лопастей и отдельных языков была в значительной степени автономной.

По МДС выявляются закономерности внутреннего строения лопастных и языковых комплексов ледниковых образований, подчеркивающих гляциодинамическую структуру поозерского оледенения. Маргинальные элементы этих форм, как правило, располагаются относительно друг друга и субпараллельно главным фронтальным полосам краевых комплексов.

Существенное влияние на структуру и динамику последнего ледникового покрова в Беларуси оказали переуглубления доплейстоценового рельефа, дешифрируемые на КС в виде протяженных (150–200 км) линеаментов и определяющих их звеньев длиной 5–25, реже 45–50 км. На таких участках земной поверхности усиливалась экзарация и формировались ложбины ледникового выпахивания и размыва шириной 5–15 км. Подобные формы контролировали развитие лопастных и языковых комплексов рельефа поозерского ледника (рис. 18, 20).

На основе космогляциодинамических построений возможно установить взаимосвязи между структурой последнего ледникового покрова и проявлениями эндогенного и ротационного режимов земной коры в позднеплейстоценовое время. Например, кольцевые структурные формы, испытавшие положительные неотектонические движения, служили ледораздельными зонами различных рангов. Между дисненской и полоцкой ледниковыми лопастями располагается Ветринская структура с поперечником 25 км. Она сопряжена с локальным поднятием поверхности ложа плейстоценовых пород, кровли днепровской и сожской морен и выражена в современном рельефе как одноименное поднятие–угловой массив, сложенный напорными конечно-моренными образованиями. Сходные размеры и особенности геодинамического режима имеет кольцевая структура на стыке полоцкой и витебской лопастей. К ледоразделам ушачского, лепельского и селявского языковых комплексов приурочены изометричные объекты диаметром до 15 км.

Активные на неотектоническом этапе разрывные нарушения контролировали движение поозерского ледника в дистальном направлении. Под воздействием ледяных масс над ослабленными участками земной коры происходила интенсивная экзарация. Зона Чашникского регионального разлома, отличающаяся повышенной трещиноватостью пород платформенного чехла, определяла магистральное направление полоцкой ледниковой лопасти. Развитие краевых комплексов в зоне максимального распространения поозерского ледника контролировалось тектонодинамическими процессами на участках новейшей активизации Ошмянского и Выжевско-Минского разломов, Борисовской кольцевой структуры (см. рис. 20).

Планетарные системы линейных дислокаций с азимутами 17–287 определили развитие дисненской и полоцкой ледниковых лопастей. На динамику витебской лопасти оказали влияние линеаменты направлений 62–332. С этими системами связаны направления главнейших ледниковых языков.