на формирование толщи плейстоценовых отложений и рельефа

на формирование толщи плейстоценовых отложений и рельефа

Беларуси и Польши

Международным коллективом ученых установлено, что среднемиоцен-четвертичное тектоническое поднятие Восточных Карпат в пределах Польши и Украины составляет не менее 1, 5—2 км, а амплитуда погружения в Предкарпатском прогибе — 4, 5—5 км. На территории северо-восточной Польши и Беларуси наблюдается уменьшение амплитуд поднятия с юга и юго-востока на север и северо-запад, которое сменяется прогибанием в котловине Балтийского моря. Начиная со среднего плейстоцена на территории Польши и Беларуси наблюдается тектоническая активизация и ускорение движений земной коры. Именно в среднем и позднем плейстоцене в рассматриваемом регионе произошла перестройка тектонического режима и заложились молодые тектонические структуры. На территории Беларуси и северо-восточной Польши сформировалась одна из крупнейших неотектонических структур Центрально-Европейского сектора Евразийской литосферной плиты - Балтийско-Белорусская синеклиза. По своим размерам эта новейшая синеклиза опережает все остальные неотектонические элементы запада Восточно-Европейского кратона. Она наследует палеозойскую Балтийскую синеклизу и наложена на Латвийскую седловину. Белорусскую антеклизу, а также восточную часть Припятского прогиба. На территории Беларуси Балтийско-Белорусская синеклиза представлена Литовско-Эстонской моноклиналью, а в северо-восточной Польше — Мазовецкой впадиной [1—3].

Крупные новейшие структурные формы часто осложнены малоамплитудными поднятиями и опусканиями субрегионального и локального уровня. По особенностям морфологии локальные структуры подразделяются на впадины (синклинали, мульды), поднятия (купола, брахиантиклинали, антиклинали, валы), флексуры, ступени. Такие формы могут быть выражены по поверхности фундамента либо одного из маркирующих горизонтов четвертичных отложений.

Проявление тектонических структур в современном рельефе и строении четвертичных отложений прежде всего обусловлено воздействием тектонических процессов на характер ледниковой седиментации. Так, в региональном плане максимальная мощность отложений ледниковой формации приурочена к относительно опущенным северным районам Польши и северо-западным районам Беларуси. Одновременно на локальных площадях большие мощности ледниковых отложений часто приурочены к положительным неотектоническим структурам либо отмечаются над выступами скальных пород. Важным индикатором проявления в рельефе неотектонических структур является гидрографическая сеть [4—5].

Влияние новейшей тектоники на формирование четвертичных отложений и рельефа отмечалось в работах многих белорусских геологов. Однако из-за недостатка детального геологического материала до недавнего времени вопрос о проникновении тектонических нарушений в толщу четвертичных отложений оставался дискуссионным. В последние годы получено много новых данных, свидетельствующих о неотектонической активизации разломов и молодом (не древнее среднего плейстоцена) возрасте многих локальных тектонических структур. Признаками дифференцированных движений по активным разломам являются нарушения первоначального залегания отложений, выраженные в форме уступов, флексур, разрывов слоев, резкое изменение мощности и состава аккумуляций на разных крыльях активного разлома, локализация над таким разломом конечно-моренных, озовых и других гряд, совпадающих с ним по простиранию, расположение непосредственно над разломом крупных гляциодислокаций и эрозионных (ледниковых ложбин и речных долин) врезов. Морфологически активные разрывные структуры лучше всего выражаются уступами, разделяющими расположенные на разном гипсометрическом уровне ступени. Такие ступени прослеживаются как по подошве и мощности опорных горизонтов, так и, нередко, в современном рельефе. Относительная высота таких уступов составляет 10—15 м, а иногда достигает 35—40 м. Учитывая возраст рельефообразующих отложений, можно предположить, что некоторые из рассматриваемых тектонических уступов сформировались в позднем плейстоцене и продолжают развиваться до настоящего времени. Такие уступы на значительных отрезках образуют борта Полоцкого приледникового озера, долины Западной Двины и других рек [6].

Одной из особенностей проявления активных разрывных нарушений является их связь с эоловыми образованиями, которая обнаруживается в районах распространения легко перевеваемых озерно-ледниковых и аллювиальных песков (Верхне- и Средне-Неманская, Полоцкая низины, Белорусское Полесье, ). Предпосылкой локализации эоловых гряд над разломами, по которым осуществлялись малоамплитудные подвижки, является изменение гидрологического режима (осушение) на поднимающихся крыльях таких нарушений. Известны многочисленные факты тектонического контроля распространения и даже особенностей морфологии эоловых образований (Северо-Припятский, Южно-Припятский, Лоевский, Речицкий, Сколодинский, Червонослободский и др. разломы).

Среди разнообразных форм рельефа ледникового происхождения с активными разломами более всего связаны линейно вытянутые эрозионные врезы (ледниковые ложбины, долинные зандры) либо озовые и озоподобные гряды, возникшие в крупных трещинах в теле ледника. Сопоставление расположения систем ложбинных озер и озовых гряд в Белорусском Поозерье с простиранием разломов, установленных в фундаменте по геолого-геофизическим данным, показало, что некоторые из наиболее протяженных гряд или группы из нескольких коротких субпараллельных друг другу озов точно «сидят» над разломами [7—9].

В качестве примера можно привести систему озовых и озоподобных гряд и сопряженных с ними ложбин, образующих вытянутую на несколько десятков километров полосу линейно ориентированного рельефа под общим названием Жеринский линеамент, выраженной на отрезке длиной не менее 60 км между устьем р. Улла и оз. Черейское. Ширина Жеринского линеамента изменяется от 0, 2 до 1, 0 км, составляя в среднем 0, 5 км, причем обычно в его структуре осевое положение занимает система озовых гряд, оконтуренных с обеих сторон ложбинами. Ныне они наследуются озерными котловинами, речными долинами, ручьями. Относительная высота озовых гряд над урезом рек и озер в соседних ложбинах составляет от нескольких до 33 м, в среднем около 10—12 м. В пределах Жеринского линеамента узкая полоса водно-ледникового материала накапливалась в протяженной трещине в периферической части последнего ледникового покрова на этапе деградации потерявших подвижность льдов (около 17—14 тыс. лет назад или несколько позднее). Грабенообразные просадки на сводах и ступенчатые сколы у склонов гряд появились после исчезновения подпора со стороны ледяных стенок. В результате такой инверсии и возникла цепь озов и озоподобных гряд, сопровождаемая с обеих сторон ложбинами, которые указывают, что на начальной стадии процесс сопровождался инъецированием материала в полость трещины. Следует добавить, что к полосе Жеринского линеамента приурочен и один из самых глубоких ледниковых врезов на территории Беларуси — Чашникская ложбина. Днище этого вреза достигает отметки 122 м ниже уровня моря. В этой же зоне установлены аномалии гидрохимического состава подземных вод. Приуроченность рассматриваемого линеамента к зоне Чашникского разлома позволяет сделать вывод об активизации этого разлома в среднем и позднем плейстоцене. Определенное влияние на активизацию разломов оказала гляциоизостатическая нагрузка ледника [10].

Вторую группу связанных с активными разломами и относительно слабо изученных ледниковых форм рельефа представляют так называемые озы выдавливания, достаточно широко развитые на территории Беларуси. Одна из групп таких озоподобных гряд расположена в 15 км юго-западнее г. Витебска в районе оз. Добрино. Такие формы рельефа возникали в подледниковых условиях в результате выдавливания слаболитифицированного материала в ослабленные зоны и трещины в теле мертвого льда. Признаками инъецирования пород субстрата в мертвый лед являются симметричность поперечного профиля гряд, извилистость в плане, текстуры течения, сходящиеся к ядру формы, отчетливо выраженные с обеих сторон озов компенсационные ложбины.

Третью группу тектонически обусловленных (тектоноледниковых) форм ледникового рельефа представляют озы, сочетающие в себе признаки двух ранее рассмотренных категорий (собственно озов и озоподобных гряд). Сложные озы состоят из двух «структурных этажей»: выдавленного за счет инъецирования снизу в трещину ледника ядра и перекрывающего это ядро водноледникового материала. Примером системы таких тектонически обусловленных озов, служит линейно ориентированная полоса из нескольких гряд между дд. Мосар и Горы в Ушачском районе. Общая протяженность этой полосы (Мосарского линеамента) составляет около 18 км. Озоподобные гряды с подобной морфологией, строением и генезисом широко распространены и в других районах Белорусского Поозерья. Они часто образуют своеобразную решетку, с размером ячеек от 1 до 10 км. При этом ориентировка и локализация отдельных гряд решетки хорошо коррелирует с рисунком разломной сети, установленной по геолого-геофизическим данным.

Связь крупных форм рельефа с разломами показана А. В. Матвеевым [11] на примере большинства линейно вытянутых полос краевых ледниковых образований Белорусского Полесья: Ельско-Буйновичские краевые ледниковые образования приурочены к Наровлянскому горсту и окаймляющим его разломам; Солигорско-Любанские, Костешанско-Глядовичские — к Северо-Припятскому разлому; Мозырская гряда — к Шестовичскому; Загородье — к системе поперечных нарушений, секущих Выжевско-Минский разлом. Новогрудская, Слонимская, Копыльская возвышенности ограничены Свислочским и Ляховичским разломами, Минская возвышенность и Ошмянская гряда связаны с Ошмянским и Выжевско-Минским разломами. Вдоль Стоходско-Могилевского разлома располагаются краевые ледниковые комплексы у Солигорска, Марьиной Горки, Осиповичей, Кричевского — у Бобруйска, Славгорода. Краевые ледниковые образования Оршанской и Браславской возвышенностей также связаны с зонами нарушений фундамента.

Наряду с неотектоническими на территории Беларуси и Польши широкое распространение имеют структуры, возникшие в результате появления гляциотектонических процессов. По особенностям внутреннего строения, соотношению с вмещающими толщами, а также выражению в рельефе крупные гляциодислокации делятся на три группы: складчато-чешуйчатые сооружения, гляциодиопировые (инъективные) формы, отторженцы.

Складчато-чешуйчатые нарушения представляют собой особенно распространенный тип рассматриваемых структур и широко развиты в регионе. Такие нарушения построены из системы складок и чешуй, сопряженных по надвиговым плоскостям. По простиранию скибы вытянуты на расстояние от несколько сотен метров до 1—2 км. Наклон осевых поверхностей складок и чешуй, а также надвиговых плоскостей чаще составляет 35—45^О, причем они, как правило, падают в промаксимальном направлении. У крупных форм интервал между торцами чешуй и гребнями складок близок к 200—300 м. Мощность дислоцированных пород в большинстве случаев составляет около 80—150 м, реже до 200—250 м. Относительное повышение кровли пород в этих вторичных залежах в среднем составляет 70—100 м, хотя иногда может достигать 200—250 м. В системе может быть от нескольких до 20—35 выстроенных в затылок друг другу чешуй-скиб. В плане строение складчато-чешуйчатых нарушений вполне закономерно: складки и чешуи образуют дугу протяженностью от нескольких до 60—80 км. Ширина такой цуги чаще 1—3 км (Песковская, Порозовская и др. гляциодислокации). В местах сочленения дуг обычно расположены угловые массивы из сильно деформированных отложений. Чаще к таким нарушениям приурочены максимальные отметки рельефа, хотя отмечаются районы, где такие формы либо денудированы, либо погребены.      

Весьма распространенный в регионе тип гляцигенно дислоцированных толщ представляют собой и крупные гляциодиапировые формы. Они зарегистрированы в разных районах Польши и Беларуси. По своему строению это обычно брахиантиклинали и купола, реже вытянутые антиклинали. Если такие формы не погребены, то они отчетливо выделяются в рельефе в виде гряд, холмов и других возвышенностей с относительным превышением до 30—80 м и протяженностью до нескольких километров. Такие структуры прежде всего появляются на участках распространения податливых пород (толщина такого слоя не менее 50—100 м), которые обычно представлены глинистыми или меловыми отложениями.

Третий тип достаточно крупных гляцигенных нарушений связан с ледниковыми отторженцами. Образования такого рода отделены от коренного субстрата и в форме глыб разной конфигурации внедрены в собственно ледниковые отложения (морену). Крупные и гигантские отторженцы имеют величину соответственно 10—100 и свыше 100 м. У самых значительных по габаритам отторженцев протяженность достигает нескольких километров, а толщина в основном составляет 2—15 м (изредка до 25 м), т. е. это сравнительно тонкие пластины пород. В морене на них приходится около 1 %, лишь на отдельных участках до 10—15 %. Эти вторичные глыбы могут быть сложены разными по возрасту и литологическим особенностям отложениями.

Выраженные в рельефе складчато-чешуйчатые сооружения и гляциодиапировые (инъективные) формы на территории пограничных с Беларусью северо-восточных областей Польши установлены и описаны на левобережье Буга в районе Мелника и Лошицы, в бассейнах притоков Нарева Бебжи и Супрасли восточнее и северо-востогчнее Белостока, на территории западных областей Беларуси такой тип гляциодислокаций распространен в районе Гродно, Волковыска (пос. Красносельский), Порозово, Березы. Крупные отторженцы выявлены юго-западнее Белостока вблизи населенных пунктов Сураж и Лапы. На территории пограничных с Польшей районов Беларуси отторженцы установлены преимущественно по материалам бурения в районе Бреста, в обнажениях у населенных пунктов Орехово, Збураж, в районе Гродно в скважинах и обнажениях у д. д. Пышки, Рыча, Щенец и др. Ледниковые отторженцы и гляциодислокации чаще всего связаны с припятским ледниковым горизонтом среднего плейстоцена Беларуси и вартинским ледниковым комплексом среднего плейстоцена Польши. Закономерные связи гляциодислокаций и крупных форм рельефа с выступами скальных пород в ложе четвертичных отложений и активными разломами показаны в работах Э. А. Левкова и других белорусских геологов [12—13].

Польский геолог А. Бер [14] считает, что формирование многих краевых ледниковых возвышенностей на северо-востоке Польши обусловлено именно гляциотектоническими процессами и выделяет такие возвышенности в особый тип гляциотектонических форм рельефа. Результаты совместных белорусско-польских исследований свидетельствуют о том, что на территории рассматриваемого региона достаточно широко распространены неотектонические и гляциотектонические структуры, проявляющиеся в строении четвертичных отложений, выделяется особая группа тектоноледниковых форм рельефа, при этом крупные ледниковые отторженцы и гляциодислокации чаще всего связаны с припятским ледниковым горизонтом среднего плейстоцена Беларуси и вартинским ледниковым комплексом среднего плейстоцена Польши.