Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Гляциоструктура и ледниковый морфогенез (на примере Средней Прибалтики)

ВАК РФ 11.00.04, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Гляциоструктура и ледниковый морфогенез (на примере Средней Прибалтики)"

ИНСТИТУТ ГЕОГРАФИИ All СССР УДК 551.332.21.551.4 На правок ro^ormctt

АБОЛТИНЬИ ОЯРС ПЕТРОВИЧ ГЛЯ11И0СТРУКТУРА И ЛЕШП1КОВШ ИСЛМЮГТЛГКЗ (на примера Средней Прибалтк'си)

11.00.04 - Геоморфология и гюолитркэтшая г стог-рафия

Автореферат лиг с ерт ai 1ии на соискаготг ученой стугнпм ' доктора геогра«рич«ския н.чук

Моста, 1991

HaSora выполнена в Латвийской университете

Официальные оппоненты;

Доктор reo л. -мин. н. .Лавру шин Ю. А. Доктор геогр.н. Судакова Н.Г. Доктор геогр.н. Серебрянный Л;Р.

Ведущая организация - Институт геохимии и геофизики

АН БССР

Защита состоится "22" марта ' 1991 г. в Ю час,

на заседании специализированного совета Д 003.19.04 по присуждению ученой степени доктора наук в Институте географии-АН СССР по адресу 109017 Москва, Старомснетный пер., 29, в конференцзале.

С работой полно ознакомит«: я а библиотеке ИГ АН СССР по адресу Москва, Старомонетный пер., 29.

Автореферат разослан "2f-"0S. 1991 г.

Ученый секретарь специализированного совета кандидат геогр.наук :

Маркова А.К.

• . ОБЩАЯ ХАРАК ЭРИСТИКА РАБОТУ

^Т^'^/^'^УР^Ть^^.Е^^^'ь1 - Наиболее примечательные черты рельефа. формообразующий комплекс отло*ений и особенности его внутреннего строения на территории Прибал т-Ки и сопредельны): районов Северо-Зчпада СССР созданы деятельностью материковых оледенений„ Генетические н литологические разновидности отложений ледникового ряда и слагаемый ими форм рельефа здесь в значительой степени определяют особенности современной природной среды, являются основанием для инженерных сооружений и источником сырьевых ресурсов промышленности строительных материалов, оказывают непосредственное влияние на сельскохозяйственное использование и рекреационное освоение территории. Следовательно в комплексе исследований. направленных на повышение рациональности использования природных ресурсов и природных условий. а также оптимизации природопользования несомненную актуальность приобретает изучение как общих, так и региональных проблем ледникового литоморФогенеза.

Б решении целого ряда ва* чых аспектов этих проблем сейчас уже достигнуты несомненные успехи. Олнаго в тссной их взаимосвязи вопросы Формирования ледниковых отложений, гляциотектонических структур и рельефа различного таксономического порядка до сих пор не рассматривались. Это осложняло дальнейшую разработку ряда серьезных теоретических литоморфогенетических проблем, а также совершенствование методики геоморфологического картирования, составления карт четвертичных отложений как и проведения поисково-разведочных и изыскательских работ, максимально учитывающих специфику регионального развития ледниковых образований.

Для решения указанного круга вопросов определенным эталоном может служить Средняя Прибалтика. Здесь развиты псе ыагнгймие гляциоморфологичесг.ие комплексы -островные аккумулятивные и цокольные, а т;$»е маргинальные возвышенности, как и крупнейшие гл^циодепрес-сменные низменности, Представлено и боль шое многообразие мезс-'г^ри рельефа.

тепы диссертации вгао/.-.'члась в рамках регп/блм'-ль::¡»/¡й и ^мнлекснсй программы 03 "Охрана природы и гуиис-ыльнол* IV. пользовагис: природных ресурсов Пат'.г ггп ч-> 1 ::7П-]:)80 г.г." и ее продол гения на »•• ЮНО с .г. ¡'номер < г<."Г'.:г\истрапии теп 7301Й213 и < >.1.': ■•¡•"•7 ) .

Цель работы. Создание концепции сопряженности и взаимообусловленности гляциотектонических, зкзарационнык и аккумулятивных процессов как основной закономерности ледникового рельефообразования и формирования гляци-альных отложений в условиях внутренней зоны покровного оледенения.

Основные ладами исследования. 1) Изучение основных особенностей морфологии и строения макро- и мезоформ рельефа внутренней зоны. 2) Выявление закономерностей строения, распределения по площади мощностей формообразующего комплекса отложений в связи с изменениями рельефа субчетвертичной поверхности. 3) Познание основных особенностей строения, механизма формирования и распространения гляциотектонических структур, их роли в строении Формообразующего комплекса отложений. 4) Разработка классификации гляциоструктур и определение их рельефообразующего значения-. 5) Установление взаимосвязи мегду образованием гляциоструктур и мезоформ ■ рельефа. 6) Разработка и внедрение рационального комплекса геолого-геоморфологических методов изучения ледниковых образований, а также классификации рельефа. V) Оценка развития и последовательности проявления литоморфогенетических процессов во внутренней зоне области последнего оледенения.

Научная новизна. Заключается: 11 в новом методическом подходе, позволяющем в тесной взаимосвязи рассмотреть возникновение формообразующих отложений„ гляциотектонических структур и ледникового рел_ефа, 2) в установлении механизма и динамичнсюих условий формирования гляциотектонических структур, 3) в разработке классификации гляциоструктур и определении их роли в строении формообразующих толщ и форм рельефа различного таксономического порядка, 4) в изучении и обосновании процесса формирования и последовательности развития наиболее типичных макроформ внутренней зоны -ледораздельных островных аккумулятивных, цокольных, а та»г*е и маргинальных возвышенностей проксимальной полосы основной краевой зоны, 5) в разработке комплекса методов . генетического изучения гляцигенных отложений и гляциоструктур, позволяющего реконструировать,создавшее их поле напряжений, 6'} в создании концепции сопряженности процессов ледникового литоиорфогенгза в условиях ккутренней зоны последнего оледенения.

гсцдя__цгиность и реализация работы . Исполого-

вани'.-* основных разработанных автором поло--гний спо-

собствует расширению возможностей и усиления целенаправленности съ«м-_<чных, поисгоио•• р;«) <• а«'тын и изыскательских работ, как и ироредл'нин г -логических, *<>-морфологических и палеогеогрзфчч^гч пп н"сл:дамии'* г? областях плейстоценовых оледенений. Г. яработанные классификации гляциотвг.тоническин <• г рук тур и рельса уже используются при выполнении n..'i,o"n,;:t работ т?ргп-тории Латвии. Методика комплек<.н\>гс> с ел и- • «.энного (цм -лиза формообразующих отло-».ений и рельефа, позво-

ляющая реконструировать литоморФогено s ич'-'с г.и? у слонин и последовательность развития глт'.ш-ишш; образований, апробирована на практике работ на географическом Факультете Латвийского университета и печ'т быть использована в других районах дрекнелс/шикопэИ области.

Диссертант принимал участие в выполнении шести госбюджетных тек (из mix четыре в инечит'-те ВНИИМОРГЕО, две в Латвийской университете), является автором и соавтором 6 отчетов, результаты которых частично или полностью внедрены п производство. При выполнении этих тем использованы прелло»енные аги->р.ч/ методические приемы полевых и камеральных исследований ледниковых образований. Ра.: работки и рекомендации внедрены в производственной деятельности Уира^чспич геологии Латвийской ССР (теперь ПО "Латвгеология" ), НПО "Соккзиоринжгеология", проектного института "" --гипропром". Результаты исследований использованы таг для обоснования выделения ряда охраняемых геологических и геоморфологических объектов и комплексных заказников Латвии.

Результаты и методологические приемы исследований использованы также в учебном процессе на географическом факультете Латвийского университета для преподавания дисциплин "Геоморфология", "Геология Латвии", "Четвертичная геология", "Основы структурной геологии", а также? раздела "Геологическая деятельность ледников" в курсе "Общая геология''.

Основные. защищаемые положения. 1. Взаимодействие г. зоне контакта лед-лога проявляется не только посредством с.кзарапии и аи.иулп'ляции, но не в менчнгП -тяпени щмем струстугоойраэовльил и отло* .'иияч лога и п мореносо-дс,ч)Л!цй' ль-за., что приводит соо тэте iwmho к но-(=!}-,лизан in в гляпио/'.ислопацкяк пород л<->*а и к созданию складчатых и н.чдниг'-.чпк ксичлсксог. морен избыточной •мошмос ti: . '/.. Рельеф AS.iVv.vf'! ього преиск'»*л«н»ы и Форни-/wiiiic '¿го о-),'!<*!-л i,-' генетически единый ком-

ил т;с и яьлаюгся р^улызтоп сочетания активного гл.ч-icnoc i ГУ У1 -огбразовг шы, гл'зарации и аккумуляции, что сос такл-ле г основу- литопо^фоген^ гических процессов f нугу.:»!!?!1! зонч последнего оледенения, мезорельеф которой nj\y:ci¿iv,ivH i и vi in у mi гс: TD'.'i то »»дугообразными гля-iiu~.i/',;t-|-cí. i и тумин пан ик суммл'/л-'.саии. 0. Роль мерт-uwro •■м-,.:. 15 со.;.;; ¡¡.ли ri.-T.po - и rr?-j ,ч<;рк рельефа заюлю* кмлч'л р i 1Р'.-'■ t:ра осилили г1юрфострувтурного ocho-НПНИЯ И ti tM.i.. - .-М1Н1 IM КГЦ HOt-'Cl O КОППЛеКС» ФОРП, созданного прсш-.'/иХ'Пвгн'! > svwr i телик ледниковых ьод при учасчпг гдлни карста. 4. Принципиальные схемы с,-роешь» и «рормирсклжы чьнтг островных аккумулятивных иозиш» л¡нос гей. Г>. Кл «ct н-{икации гляцио-тектоническ-их структур и n-.-u.-i о-- и opri рельефа внутренней зоны последнего g-iv г.гнения. б. Комплекс методов анализа гляциотектоиигон и сопряженного изучения форпоабразующих от точений л мезофогм рельефа. Апро-.^.линя работы. Результаты и основные положения исследований .докладывались и обсуждались на более чем 40 международных, всесоюзных, межведомственных, республиканских и др. конгргсах, конфергнпиак, совещаниях, симпозиумах и семинарах. В их числе - на международном «41 конгрессе ИНКВА (Москва, 1982), международном совещании "С i po-._'H'-ie и Формирование основных морен матери' ког-.ах оледенением" (Иосква, 1974), международном сове-шанигс "Пол'-жые и лабораторные методы исследований лед-ни«г..|-jx отложений (Таллин, 1980), на всесоюзных слушаниях по изучению озер (Ленинград, 1965, Вильнюс, 1237). всйсопзнои совещании гю изучению четвертичного гг:пиг-да (Ересан, 1973, Уфа, 1980), на заседании Комиссии по из/чению четвертичного периода АН СССР (Мпскга, 1971), на псссоюзиых совещаниях по крагинм образовали-«i- и,л'ори; овых оледенений (Смоленск, 1968. Рига, 1972. Hi.iiов. 19EÜ, Воронеж, 1985), на научных семинарах -соглиачиин геологов и геоморфологов Прибалтики (4971, 1974, 1977. 1978, 1980, 1985), а также на многик

других ¿sopvmax.

Личин:':__вг-'.л^д автора в работу. Диссертация является ре-

cy.v -loici', многолетних (1966-3938) исследований г.оторя и.:*. и П)!С№тт ВН1'ИМ0РГЕ0 (1966-1975), и ил г.а-фу.ч^о гогс-.-ологии и геоморфологии (до 1987 г. -' -ц< кс.п :ч!о*-ргфи»1) Летпийекого университета (1970-1. WÍ3)

•■<•.• ко т'-матичеекг* планок нзучно- исследователе ■ {'-лом . ww:олняишикся при непосрг/ятг<«мион участии паи

■о

под руководством диссертанта. Сбор ваингймии материалов и ии интерпретация целиком принадле-'Мг автору. Публикации результатов. По теме диссертации опубликование 40 работ общим объемом более 50 печатных листов, в том числе одна монография (18,5 п.л.).

Объем_работы. Диссертация состоит из введения, восьми

глав и заключения. Общий объем 504 е., в том числе 283 с. текста, 1 таблица, 188 рисунков. Список литературы включает 353 наименования.

СОДЕРЖАНИЕ РДШШ Г лапа 1. ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ И ВОПРОСЫ ТЕРМИНОЛОГИИ

Рельеф и отложения, созданные ледниковой деятельность», являются сопряженными образованиями, формирующимися одновременно. Поэтому расположение во внутренней зоне области древнеледниковой аккумуляции большинства макро- (возвышенностей и низменностей) и мезосюрм (холмов, массивов, валов, гряд, котловин, понижений и т.д.) рельефа обусловливается прежде всего изменениями мощности Формообразующих отложений по площади. Сказанное не исключает наличие таких макро- и мезоформ рельефа, которые являются отражением погребенного рельефа коренного субстрата. Таким образом, основные черты рельефа внутренней зоны области последнего оледенения, занимающей большинство территории Севгро-Запада Европейской части СССР, преимущественно характеризующейся чередованием холмистым возвышенностей и пологоыолнистых низменностей, обуслогзленны именно сочетанием проявления в рельефе особенностей поверхности коренник пород м эффекта неравномерного распределения по площади Формообразующих отложений. "

В формообразующем комплексе доминируют гляцигенные (моренные) отложения, что отмечается в работах почти всех исследователей внутренней зоны. Еместе с тем во многих районах в строении макро- и мезофоргг рельефа принимают участие алевритисто-глинистые, песчано-грапийные- и гравийно-галечные отложения, находящиеся в различных соотношениях и взаиморасположении с моргной.

Толщам мерены и связанных с ними отложений свойственны различные по размерам, морфологии и происхождению ' дислокации, кторые нередко затрагивают и подстилающие породы коренного субстрата. Зачастую , дислокации непосредственно проявляется в рельефе, приобретая- самостоятельное рельефообразующее значение. Поскольку первопричина образования деформаций связана

с деятельностью ледников или присутствием ледникового льда, т. с. с гляцмотектоническими процессами, все возникающие при этом структурные Формы целесообразно обозначать термином Г^ЧУ^ТР^'ТУРЬ1 • Соответственно как гляциодислокации следует рассматривать те структурные формы, которые образованны либо в породах коренного ложа. либо в отложениях, возникших до■ проявления активности того ледника, деятельностью которого созданы деформации,

Структурные Формы, создающиеся в толще мореноео-держа1 его льда одновременно с образованием основных морен, целесообразно обозначать термином ^л яуиодин а ми-чеекие {снутриморенные) структуры. Принципиальная возможность ик образования обоснована исследованиями гляциологов.

Общепризнанным можно считать обозначение термином гляшюка^стовые .структуры (Асеев, 1902) деформаций, возникающих вследствие вытаивания контактирующего или погребенного мертвого льда.

Результатом гляциотектонической деятельности является не-только гляциоотруктуры но в значительной степени и сама основная морена. Обстановка постоянного стресса и Формирование в условиях пластических деформаций сдвига свидетельствует о том, что моренообраэование по существу процесса ближе всего к Формированию теютонитов. Поэтому имеются основания рассматривать основные морены как гляциотсктониты.

Образование активным ледником складчатых и надви-говых гляциоструктур приводит к увеличению мощности отложении на участках их развития. Следовательно распределение мощностей формообразующих отложений является преимущественно следствием дифференцированного структурообразования. т.е. отражает гляциоструктурную неоднородность Формообразующего комплекса отложений. Поэтому .менно региональная гляциоструктурная неоднородность Формообразующей толщи в сочетании с отражающимися в рельефе особенностями субчетвертичной поверхности являются основными элементами, определяющими расположение, размеры и характер макроформ различного типа и взаимные их сочетания.

Селективное развитие гляшюструктурнах комплексов в верхнем ярусе формообразующей толщи отло*ений и ик локализация на отдельных уч^стр-.а* или в полосах. как и прямое проявление в ргльгф« самостоятельных гляцмо-• '1.уктур с оз. лет мезофермы. которые скорее всего явля-

ютея своеобразными морфоструктурами, тс :н<ге гляциомор-фоструктурлми. Возникновение г ляциод'-5с локационных и гляциодинамических (внугриморенних) структур одновременно составляет часть литоморфогенегическсго процесса и, следовательно, является существенным элементом формирования гляцигенного основания рельефа внутренней зоны. Создание этого основания обычно завершается образованием гляциоструктурных сооружений, возникающих в пределах межлопастных и межъязыковых полос стыка или расхождения, или же во фронтальной части ледникового края, на контактах активного и мертвого льда.

Ледниковый литоморфогснез полностью завершается образованием наложенного, менее мощного и прерывистого по площади формообразующего комплекса, представленного преимущественно водно-ледниковыми отложениями с характерными для них нередко гляциокарстовыми структурами.

Таким образом, разработка проблем ледникового ли-томорфогенеза , требует выявления и анализа гляциотек-тонических структур. Без познания механизма, кинематических и динамических условий их Формирования, нельзя раскрыть сущность проявления закономерностей литомор-Фогенетических процессов. Как в зональном, так и региональном аспектах, проблема ледникового литоморфоге-иеза преиде всего требует выявления характера взаимодействия на контакте лед-ложе, и в первую очередь -определения пространственно-временных взаимоотношений между процессами зкзараиии, гляшютеютонигк и аккумуляции.

Глава 2. НЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ

Рассматривается комплекс геологических и геоморфологических методов, позволяющих выявить характер и за-■ кономерности последовательного проявления процессов ледникового литоморфогенета, в результате деятельности которых создавались Формообразующие отложения и рельеф различного таксономического порядка.

Для изучения распределения мощностей, выявления строения толщи отложений и составления разрезов, использовано оксло 5 тысяч скважин пробуренных различными организациями. В целях познания строения мезоформ использовано около тысячи мелким выработок ручного бурения, пройденный автором. Основное внимание уделено ) изучению обнажений, где лучше всгг-у вскрывается текстурные особенности отложений, прослглкыеаются условия залегания пачек и присутствие структурных Форм. Изу-

чено несколько тысяч обнажений, в которых выполнено более 120 тысяч заиеров структурных элементов.

При изучении Формообразующих отложений полезным оказалось использование литологических методов, в частности определение гранулометрического и петрографического состава галечной фракции и, особенно, текстурного анализа. Применение последнего на основании положений разработанных Ю.А.Лаврушиным (1976), не только позволяет выявить генетически различные пачки морен, но способствует реконструкции динамического состояния ледникового покрова и'тем самым оценке общих условий морфогенеза рельефа.

Подробно рассматривается использованные методы структурно-геологического анализа, основывающегося на понятии о структурном парагенезисе элементов (Казаков, 1976). В приложении к гляцигенным формообразующим толщам анализировалась совокупность линейных (ориентировка галек, валунов, зерен гравия, песка, борозды, шрамы и штрихи скольжения, шарниров складок и пр.), плоскостных (сланцеватость, плитчатость, кливаж, поверхности надвигов и скольжения, трещиноватость, плоскости налегания слоев, осевые плоскости складок и т.д.) и объемных (складки, будинаж, кинк-зоны и др.) структурных элеметов.

Использовалась часть методов и методических приемов геометрического анализа, разработанных А.Н.Казаковым (1976, 1977) при изучении структуры метаморфических комплексов, а также некоторые новые методические разработки. Данные замеров структурны-' элементов по отдельным видам, по группам, а также в совокупности анализировались на равноплощадной сетке Шмидта или стереографической сетке ВульФа с целью выявления их пространственного соотношения.

Из всего парагенезиса структурных элементов наибольшее внимание уделено^бъе^ной_линейности и прежде всего ориентировке удлиненных галек и валунов, которые одновременно являются также и элементами текстуры гляцигенных отложений.

Замеры ориентировок и наклонов объемной линейности анализировались на круговых диаграммах в изолиниях, что позволяет определить упорядоченность ориентировки, выявить основные 1-1 дополнительные максимумы и использовать полученные результаты для выделения генетических разновидностей отложений, для структурно-геологических и других реконструкций. Такие структурные диаг-

раммы предлагаются также и для определения типа гля-циотектонического строения формообразующих отложений., поскольку узор изолиний плотностей обусловлен характером пластических деформаций, предопределяющих приобретение линейными элементами ориентировки. Анализ позволяет выделить диаграммы Б-, В-, (5+В)-, (Я+Б) - гля-циотектонитов, характеризующих результаты проявления пластических деформаций в процессе формирования основных морен. В толщах последних развита ориентировка а- и Ь- разновидностей объемной линейности. Первая из них отражает ориентировку в направлении течения или скольжения материала, тогда как Ь- линейность, приобретающая ориентированность посредством роллинга. перпендикулярна направлению пластического течения. Методически наличие а- и Ь- разновидностей объемной линейности имеет принципиальное значение.

Характерная для многих диаграмм дисперсия линейности обусловлена как особенностями самого процесса моренообразования, так и трансформацией уже сложившейся ориентировки во время формирования гляциоструктур. Дисперсия ориентировок линейности по дугам большого и малого круга указывает соответственно на цилиндрическую или коническую геометрию структур и такие диаграммы пригодны для стереогеометрических реконструкций складок.

Изучение плоскостных структурных_элементов формообразующих толщ преимущественно выполнялось по диаграммам ориентировки полюсов плоскостей. Эти диаграммы пригодны как для анализа плитчатости, сланцеватости, трещиноватости, кливажа, так и для реконструкции складок, определения их типа, ориентировки шарниров, а в целом ряде случаев и осевой • плоскости.

В комплексе объемных структурных элементов больше всего внимания уделено складкам. По морфологии гляцио-структурные складки мало отличаются от структур метаморфических комплексов. Им характерно присутствие мел' ких, дополнительных складок и распостранение изоклинальных форм. Анализ складчатых гляциоструктур преследовал цель не только выявить их геометрию и пространственно!? положение, но определить также элементы синхронного с их образованием структурного парагенезиса. {.•Наибольшее значение стереогеометричгский анализ приобретает при изучении сложных гляциоструктурных комплексов с признаками проявления наложенной деформации.

Возникновение и пространственная ориентация элементов структурного парагенезиса обусловлены действием создавшего ин напряжения. Выполнялись реконструкции осей ( З* > З3) и полей главных нормальных напряжений. Для реконструкции осей использованы уже известные приемы (по трещинам склалывания, кливажу и т.д.), а также диаграммы линейности В- и (S-fB)- гляциотектонитов, или же в сочетании диаграмм плоскостных элементов и линейности. В ряде случаев восстановлены поля напряжена^, создавшие те или иные гляциоструктуры, что позволяет обстоятельнее оценить условия их Формирования, способствует определению кинематического типа структур и выявлению причин их образования.

В комплексе геоморфологических методов преимущественно использовались .уже апробированные приемы: анализ разновозрастных поверхностей (при изучении пакро-Форм), полевое профилирование инструментальным или полуинструментальным способом, а также морфологическое, морфографическое изучение рельефа. -Значительное внимание уделено морфографическому и отчасти морфометричес-кому анализу крупномасштабных карт с целью определения типов и характера сочетания мезоформ рельефа в пределах территории исследований. Первичное морфографическое изучение позволяет найти соотношение между удлиненными и изометричными или же с неправильной конфигурацией в плане Формами. Характеризуются выделяемые типы упорядоченности как простых систем форм, так и комплексов мезоформ.

Наличие упорядоченных продолговатых или же, наоборот, присутствие изометрических мезоформ рельефа позволяет сопоставить их соответственно с удлиненными или же изометричными образованиями гляциотектонических структур. Сопряженный анализ позволяет выявить, насколько гляциоструктуры или их сочетания по своим параметрам и пространственному положению соответствуют конфигурации и размерам тех мезоформ, в создании которых они участвуют. В сложных условиях истинная связь между гляциотектонической структурой и ее отражением в рельефе вскрывается лишь с применением анализа на сводных структурных диаграммах.

Глава 3. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СУБЧЕ7БЕРТИЧН0П ПОВЕРХНОСТИ, СТРОЕНИЯ И РАСПРЕДЕЛЕНИЯ М0Н1Н0СТЕЙ ЧЕТВЕРГИЧШМ ОТЛОЖЕНИЙ

Для сус 1етвертичной поверхности территории Прибалтики и прилегающих районов, относящейся у периферийной

части Русской плиты, в целом характерна последовательная смена более древних (Вендских, нижнепалеозойских) отложений более молодыми, мезо- кайнозойскими, по направлению с севера на юг и юго-восток. Такие моноклинальные условия залегания осадочного чехла предопределены приуроченностью.территории к крупнейшей тектонической структуре кристаллического фундамента - южному склону Балтийского щита. Некоторые отклонения от общих особенностей залегания осадочных толщ обусловленны расположением других структур Фундамента - Балтийской синеклизы. Латвийской седловины и Белорусско-литовского массива.

В целом а условиях упомянутой выше тектонической структуры на <-убчетвертичной поверхности в пределах Прибалтики и сопредельных районов чередуются субширотные, различные по ширине полосы разновозрастных, относящихся к карбонатному (известняки, доломиты, мергели), либо к терригенному (песчаники, глины, алевролиты) комплексу отложений. Фактически чередуются полосы различных по составу, механической устойчивости и деформационным свойствам пород.

Для у б ч е т в е р ти чной поверхности Северо-Запада СССР, отражающей суммарный эффект воздействия тектонических движений и экзарациомно-денудационныл процессов, наиболее характерная ее черта -ступенчатость или яруснссть (Можаев, 1973; Исаченков, 1932; и др.). На фоне общей ярусности отчетливо выделяются региональные макроподнятия с площадью 400010000. км2 (Исаченков, 1982) и разобщающие их низинъг. Гипсометрически наиболее высокие, часто платовидньге участки поднятий преимущественно приурочены к площадям распространения карбонатных пород, хотя поверхности некоторых, обычно сильно расчлененных и расположенных гипсометрически несколько ниже поднятий, сложены песчано-глинистыми породами. ,

Крупнейшие (площадью 10000-100000 км2) понижения субчетвертйчногр .рельефа преимущественно ориентированы субмеридионально, в крест простирания полос литологи-чески различных пород. Понижения меньших размеров разобщающие макроподнятия и соединяющие соседние макропонижения, ориентированы чаще всего в направлениях близ-о ких к субширотному т.е. параллельно простиранию полос выхода на субчетвертичную поверхность гарбоиэтгшх и песчано-глинистых пород. Это в значительной игре сказывается на особенности расположен»«* лзлютгктбрйзяих

врезов, а гакже уступов или мелких поднятий субчетвертичной поверхности останиового типа.

Покров четвертичных отложений представлен преимущественно ледниковыми, а также водно-ледниковыми образованиями ряда оледенений. Мощность четвертичного покрова меняется в широких пределах - от нескольких до 514 м.

Примечательной особенностью изменений мощности четвертичного покрова является тесная связь их с субчетвертичным рельефом (Асеев, 1974; Даниланс, 1973; Исаченков, 1982; Можаев, -1973; Страуме, 1979, и др.). Значительные площади, характеризующиеся большими мощностями четвертичной толщи (80-160 м и более),.приурочены к макроподнятиям субчетвертичного рельефа. Районы же, отличающиеся небольшими мощностями этого покрова (10-20 м, нередко и менее 10 м), соответствуют низина_м субчетвертичного рельефа. Исключение составляют окраины депрессии Балтийского моря , где к участкам субчетвертичной поверхности, располагающимся ниже уровня моря, приурочены достаточно значительные (40-60 м) мощности четвертичных отложений. Максимальные мощности, нередко превышающие 200 м (пос. Акнисте 314 м, г. Юрмала 282 и) связаны исключительно с долинообразными врезами.

Вместе с тем на некоторых отчетливо выраженных поднятиях (Восточно-Курземском, Руиенско-Сакаласском, Ижорском) мощности покрова четвертичных отложений не превышают 20-30 м, а на Северо-Эсгонском поднятии часто составляют г.:сего 5-10 м, лишь местами увеличиваясь до 20-40 м.

В строении четвертичного покрова внутренней зоны послед :его оледенения участвуют разновозрастные отложения. Роль древневшего нижнеплейстоценового горизонта (латгальского) в образовании четвертичной толщи Средней Прибалтики незначительна, тогда, как летижский горизонт, представленный преимущественно основной моренной полностью в' среднем 5-15 м, встречается как в пределах ряда поднятий субчетвертичной поверхности, так и дрепних погребенных врезов. Несколько более существенная роль принадлежит среднеплейстоценовым отложениям, особенно гляцигенным образованиям курземского горизонта . Последние встречаются в западной, центральной и восточной Латвии. Их мощность в среднем составляет 520 м, а увеличение до 30-40 м имеет место на некоторых локальных и региональных поднятиях субчетвертичной

поверхности, в депрессии Балтийского поря., а такте в пределах погребенных врезов и на ряде участков сильно расчлененой поверхности юго-востока Латвии.

Основная роль и, следовательно._реыаюш_ее_формооб-ра_зуюш;ее_ значение принадлежит верхнеплейстоценовым_, балтийским (нямунасским, валдайским), преимущественно ледниковым отложениям, развитым в виде почти сплошного покрова. Средняя мощность этих отложений всего 10-30 м, однако в пределах целого ряда региональных поднятий субчетвертичной поверхности составляет 50-80 м, а на отдельных отрезках долинообразных вргзов достигает 100 м и более.

Глава 4. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ГЛАВНОГО ФОРМООБРАЗУЮЩЕГО КОМПЛЕКСА ОТЛОЖЕНИЙ Рассматриваются общие особенности внутреннего строения и текстур морен последнего оледенения, играющих ведущую роль в формообразующем комплексе отложений Средней Прибалтики. Охарактеризованы разновидности текстур монолитных морен, их контактовых гляциоди-намических зон. Самостоятельный раздел посвящен чешуй^ чато-надвигопым_ ^оренам, которые преимущественна представлены пачками обычных моренных супесей и суглинков. а местами также и слоями песчано-гравийного, первично водно-ледникового материала, захваченного из ледникового ложа. На отде/пьных участках в этих толщах встречаются пачки коренных д^>четвертичных пород.

В Средней Прибалтике почти нет типичных _аблчуион-НУ.К „ морен ^ Условно к ним можно причислить те гляииген-ные отложения, в которых отсутствуют гляциодинамичес-кие текстуры, но наблюдаются признаки оплывания, сползания материала или переотложения его в водоемах. Они, как правило, ммехгг небольшую мощность (0.5-8 м). узколокальное распространение и. следовательно, играют незначительную роль в строении формообразующей толщи.

Впервые для данной территории анализируется_гля~ циотектонитовое .строение морен. Рассмотрены случаи. когда на основании изучения объемной, линейности основные морены характеризуются как ь-.В-, (Б+ЕП-,Р-, (П+Б)- гляциотектониты, дается оценка диаграмм с позиции их пригодности для палеогеографических и гляциодинамическик реконструкций. Основным моренам нередко соответствуют более сложные диаграммы комплексных гляииотектонитов, которые,отличаются от упомянутых выше* типичных разновидностей, что объясняется спецификой образования морен в

ч

гетерогенной среде мореноеодержащей толщи, перемещающейся путем дифференцированного пластического течения. Плоскостные структурные элементы. особенно плитчатых их разностей, отличаются относительно простым узором изолиний плотности - с одним отчетливы: максимумом. значения которого обычно составляют •10-20%. совпадающим или весьма близким максимуму ориентировки а- линейности. В других случаях диаграммы плоскостных элементов имеют более сложный характер и отличаются от диаграмм линейности. Объясняется это скорее всего тем, что в процессах сжатия, сплющивания плоскостные элементы перестраиваются и закладываются 'заново быстрее чем происходит переориентациз! элементов объемной линейности или хотя бы какой то ее части.

В целом гляциотектонитовое строение наряду с мак-ротекетурными особенностями отложений позволяет более обстоятельно судить о характере напряженного состояния, типах перемещения материала при пластическом течении , и в конечном итоге, об условиях возникновения формообразующих отложений.

Вещественный состав морены последнего оледенения, по данным И.Я.Даниланса (1973), А.Б.Раукаса (19781, А.И.Гайгаласа (1979), Г.И.Коншина (1965). А.А.Саввзи-това (1965) и мн.др., а также материалам выполненных исследований. наряду с общими для большинства районов плейстоценового оледенения особенностями, характеризуется некоторыми специфическими региональными его изменениями по площади Средней Прибалтики. Так, например, имеет место .увеличение содержания даль./еприносных компонентов - валунов кристаллических пород и нижнепалеозойских известняков в грубообломочной Фракции и количества амфиболов по отношению к рудным минералам (до 2-2,5) в мелкоземе на островных аккумулятивных возвышенностях. В целом изменения состава верхне-плейстоиеновой морены прежде всего выражаются в колебаниях соотношения дальнспринсхгного и местного Материала. Изменения обуславливаются как различиями направлений движения разных частей ледникового покрова, так и различиями состава коренных пород ь-ыст V тглаих на суб^етвертичной поверхности и раеполо*еиия пл-.иэд^й их развитии. На изменения соетага морены ¡ы-:,?^ и характер тхгльгч-л ледникового ложа .

Глава 5. ГЛЯЦИ0ТЕКТ0Ш1ЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ, МЕХАНИЗМ И ДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ Ж ОБРАЗОВАНИЯ И ЗНАЧЕНИЕ В СТРОЕНИИ ГЛАВНОГО ФОРНООБРАЗУЩЕ1 Э КОГСЛЕКСА ОТЛОЖЕНИЙ

Гляциоструктуры по условиям формирования подразделяются на гляцио/зислокации ложа, гляциодинамические (внутриморенные) структуры и гляциокарстовие образования .

При формировании глящгодислокаций ложа деформирующее напряжение создастся внешним фактором, т.е. ледником , воздействующим на уже существующие отложения. Приведению толщ ледникового ло*а в предельно напряженное состояние и разрядке этик напряжений, согласно Э.А.Лепкопу (1980), больше всего способствует обстановка краевой ледниковой зоны, где выдавливание пород ло*а осуществляется в свободном от нагрузки льда дис-тальноп направлении. ]Гляциод!шами_ческие структуры за-ро»даютея в мореносодергащей части льда вследствие осложнения и локальной трансформации сложившегося единого поля напрягений, приводившего в движении всю толщу льда. Поэтому гляциодинамичеекие структуры в принципе ног у т быть созданы в любой из пал<гогляциологичес-гл1н зон ледникового покрова. Гляциока_рс_товые_структуры образуются вследствие вытаивания как контактирующих, так и погребенных глыб, массиЕгав и пачек мертвого ль ла.

ЕЬ комплексе гляпиодинамических структур характерны складки продольно_го изгиба (высотой 10-25 м и пириной до нескольких десятков мегров). Обычно они наклонены или д,э*е опрокинуты, нередко сжаты до изоклинальной фермы. Е комплексе синхронных структурных элементов яороио раокига объемная линейность. В замковых частях цилиндрических структур морфологическая а- линейность ориентирован;* субпараллельно шарниру, т.е. упорядочена по типу Ь- линейности. На крыльях обычно развита а-линейносчь перпендикулярно или под большим углом к шарниру. Для замков структур конической геометрии тс;к«е характерна ориентировка по типу Ь- линейности, а на крыльях а-- линейности под острым, меняющимся углом к шарниру. В складках этого типа слабо развит кливаж, но 11'- I ручаются трещины растяжения, а также и пгресе-какиш.'ся системы трещин скалывания.

Г.'. шиодинамичесгие складки продольного изгиба соз-„ишген *< мс г-ен^содорелшей толще, «ели затрудняется п.: •<•. i и-.-«ч ч «,'че! . Спо гк-« гт о5>сло;*лив-п ьел г.г-и-

сутствием отторженцев, крупник валунов или возникших ранее гляциоструктур, а также и на тех участках,где резко увеличиваются встречные к движению льда уклоны ложа. Увеличение пос ледник мо.»ет быть обусловлено как рельефом субчетвертичной поверхности, так и формированием гляциодислокаций. Кроме того складки этого типа возникают также в условиях, когда движение льда по надвигам, по мере все более крутого заложения плоскостей смещений затрудняется и происходит изгиб проксимальных концов одной или нескольких самых верхних моренных чешуй. Последующее сжатие завершает создание складок..

Гляииодинамические <^ладгл!_течения образованы слоями плитчатых и полосчатых суглинков и супесей основной морены, чередующихся иногда с маломощными (0,051,5 м) прослойками тонко- и мелкозернистых песков, алеврита, реже глин. Высота преимущественно антиклинальных структур обычно составляет 5-10 м. В морфологическом отношении онл содержат признаки прямых концентрических (в замке) и веерообразных (пережатых) складок. В ядре крупных структур имеются многочисленные мелкие складки. Гляциоструктуры этой разновидности преимущественно представлены коническими складками. Объемная линейность повсеместно упорядочена по типу Ь-линейности субпараллельно шарниру главной складки, что обусловлено явлением роллинга во вр&мя ее роста. От типичных складок ламинарного течения, тщательно изученных Е.И.Паталахой (1970), рассматриваемые гляцио- . структуры отличаются слабым развитием кливажа осевой плоскости. Объясняется это гетерогенностью деформируемой среды, что предопределяется, с одной стороны, наличием многочисленных жестких, пластически недефории-руемых включений (зерен песка, гравия, г .льки), а с другой - постоянным приеу гствием пластичного материала- тонкодисперсных глинистых частиц и льда в мореносодержаыей толще. В итоге жесткие обломки избегают интенсивного и стабильного во времени сжатия. Рассматриваемая разновидность складок обычно . представляет с обой _пе{^ыичн у с трук т у ру течения выдавливания^ мор е носодгржлщего_льда.

Встречаются гляциодинамические складки течения

иной разновидности. Изоклинальные по форме структуры

имеют увеличенную мощность слоев в замках и явное их

утонение на крыльях: развит клииаж течения осевой

т О

плоскости. )авие структуры возникли вследствиг О

преобразования дополнительным сжатием _пе_рЕичных складок продольного -изгиба.

Гляцио^ина^инеские ск ла . л к и _ нагнет а^ и я встречаются в виде небольших (высотой 0,5-4 м) антиклинальных структур. Обычно они-,наклонены или даже опрокинуты в дистальном направлении и характеризуются конической геометрией. Шарниры их ориентированы перпендикулярно или же под большим углом к направлению движения льда. В некоторых случаях оти структуры представляют собой формы нагнетания "морены в морену" одного и того же возраста и образовались вследствие инъецирования материала в разрывах или в зонах растяжения мореносодержа-щего льда. Мелкие складки нагнетания часто приурочены к приконтактовым зонам надвиговых поверхностей.

. Крупнейшими гляциодинамическими структурами являются •чешуйчатые надвиги. Обычно они представлены наклонными пачками основных морен одного и того же возраста, которые нередко перемежаются со слоями другого материала. Мощность надвиговых тел меняется от 0,2-0,5 до 3-5 м. Разделяются они плоскостями разрывов, на поверхности которых имеются зеркала скольжения с продольной штриховкой , местами также и попере' 'ая гофрировка. Иногда единая поверхность сместителя замещается многочисленными сближенными разрывами. Контакты надвиговых тел часто фиксируются прослоями алевритового, песчаного,'песчаногравийного или гра-оийно-галечного материала мощностью до нескольких дециметров. Встречаются и "валунные мостовые", впервые охарактеризованные Ю.А.Лаврушиным (1976).

Наклоны чешуйчато залегающих пачек непостоянны и меняются от 10-20° до 60-70°. В пределах одного надви-гового комплекса встречается ряд соотношений пространственного положения сместителей. Довольно часто ориентировка плоскостей надвигов выдержана - азимуты падения меняются в пределах 10-20°, но имеют место случаи, >;огда они отклоняются от первоначального направления. Б комплексах надвигов свои особенности расположения и ориентации имеют также линейные и плоскостные элементы внутри чещуй. Наклоны ?тлоскостных и линейных злементоы в целом соответствуют общему характеру уклона сместителей, хотя в ряде случаев эти элементы залегают полоне ч<.!м плоскости сместителей. Ориентация а- линейности иногда не совпадает с направлением падения '(восстания) плоскости надвига, что свидетельствует о том, что во

время надвига пачка морены была развернута, обычно на величину 30-35°.

Пространственное положение объемной линейности в приконтактных зонах характеризуется довольно частой встречаемостью упорядоченности по типу Ь- линейности. Сложные условия напряженного состояния и деформации контактных зон отражают диаграммы Н-гляциотектонитов.

Динамически образование чешуйчатых надвигов основных морен обусловлено движением льда по плоскостям внутренних сколов (Шумекий,1955; Лаврушин, 1976), что обычно рассматривается как следствие глыбового его скольжения по ложу. Иногда движения по плоскостям внутренних разрывов, видимо, возникали при трансформации пластического течения и перемещение осуществлялось способом вязкого разрыва. Образование надвигов путем концентрации пластического течения в узкой зоне смещения объясняется В.В.Белоусовым (1985).

Строение чешуйчатых морен часто более сложное. К зонам надвигов приурочены стуктуры нагнетания, в сочетании с надвигами встречаются складки продольного изгиба и течения. В результате часто образуются единые чешуйчато-складчатые или _складчато-чешуйчатые комплексы.

К гляциодинамическим структурам относятся преимущественно мелкие и средние по размерам отторкенцы, принципиальные вопросы формирования и транспорта которых обстоятельно рассмотрены в монографиях Ю.А.ЛаврУт-шина (1976) и Э.А.Левкова (1980). Присутствие оттор-женцео увеличивает мощность Формообразующих пачек морены. Этому способствуют также складчатые деформации, возникающие вблизи отторженцев. Наряду с отторженцами коренных пород и более древних четверо ичных отложений, встречаются включения представленные супесями и суглинками морены того же возраста что и вмещающая морена. Такие отторженцы связаны с надЕзиго зыми пачками и располагаются обычно в нижних приконтактовых зонах чешуй. Они возникают в результате отторжения и затаскивания в контактах надвигов ранее созданных гляциодинамических складок.

Вторую группу гляциоструктур составляют ХЛЯЦИОДИС-лок_ации_ ложа, в последние годы наиболее обстоятельно рассмотренные Э.А.Левковым (1980). Для них типичны складки нагнетания. Развиты антиклина^ьые структуры, «""'-ормированные различным материалом - от глин и алев-р-ггов до гравийно-галечного, внедрившимся в пачки ос-

новных морен. Морфологически эти складки весьма разно*-образны - от пологих открытых, нередко ассиметричных куполовидных форм до,остроугольных, закрытый структур. Наиболее крупные формы высотой до 25м и шириной до 150 м устанавливаются г.о данным -бурения. Обычно же в обнажениях наблюдаются морфологически сходные, но менее крупные складки конической геометрии. Структуры возникают з зоне контакта лед-ложе в результате нагнетания пластичного, пластичномерзлого или водонасыщенного материала в зоны растяжений и разрывов активного льда в режиме адвекцкл. В краевой зоне они создаются выжиманием материала в направлениях, свободных от пригрузки и сочетаются со скибовыми структурами (Левков, 1980).

Гляниодислокационные складки продольного изгиба развиты, как правило, в толща.х отложений ложа, представленных различным материалом - от алевритисто-гли-нистог,с> до гравийно-галечного. Обычно они прослеживаются в виде серии анти- и синклинальных, чаще всего наклонных или опрокинутых структур высотой до 15 м, часто сжатых изоклинальных Форм. Для сжатых разновидностей характерны трещины скалывания или отрыва и кливаж, на крыльях встречается будинаж. Их шарниры обычно располагаются в крест простирания длинных осей а- линейности в морене и, следовательно, напрарл^чмя движения льда.

Складки продольного изгиба Формируются на тех участках ложа, где его поверхность наклонена навстречу леднику и имеется толща поддающихся деформациям отложений достаточной мощности. При движении ледника отложения ложа подвергаются фронтальному сжатию. Складки этого типа возникают и во внутриледниковых условиях, при возобновлении смещения в ранее отмершем массиве льда, когда давлением стенок сформировавшиеся до этого а полостях льда пачки водно-ледниковых отложений подвергались' продольному сжатию.

Скибовые (чешу йч а то - с «VI а д ч а т ы е) _гл9щмо дислокации впервые выделены в Белоруссии, где как с точки зрения проявления б рельефе, так и с позиции механизма образования наиболее полно охарактеризованы Э.А.Левковым (1980), а в Средней Прибалтике, где гляциоструктуры этого типа не имеют столь широкого развития.-В.С.ГЗелчсм (1987).

Примечательной разновидностью гляциодислокаций являются крупные и гигантские отторженцы. В условиях ге->.'к<г-мчесгого строения Средней Прибалтики формирова-

ние такик отторженцев происходило на тех участках, где жесткие пачки коренных пород (доломиты и др. ) чередовались с пластичными (глины), например, в Восточной Латвии. Под нагрузкой краевой полосы льда жесткие породы были сорваны и выдавлены в дистальном направлении . Они оказались и наиболее подходящим материалом для перемещения в виде крупных пластин в теле льда. В • процессе транспортировки они подвергались сильному сжатии, о чем свидетельствует кливаж, трещины скалывания, а в глинах также и складки.

Гляциодислокации мертвого льда развиты реже чем. образования активного льда. Антиклинальны®_симметри-чные инъективные структуры высотой 2-3 м встречаются в основании некоторых валов и гряд. Можно полагать, что они сформированы вследствие статичной инъекции материала ложа в трещинах и разрывах мертвого льда.

Глэдиоюарс^оЕш^стр>мст_уры сопряжены обычно с толг-щами водно-ледниковых отложений. Разновидности этих структур охарактеризованы И.Г.Вейнбергсом (1976) и особенно Э.А.Левковым (1980), выделяющим дислокации первого и второго порядка, преимущественно ^ и зъ к н к т и вн ы е.

Пликативные гляциокарстовые структуры первого порядка представлены складчатлми Формами, где изгибы сочетаются с малоамплитудными разрывами. Структуры второго порядка представлены флексурообразными изгибами, мелкими складчатыми формами. Главной причиной образования гляциомарстовых структур служат просад- ■ • очны« деформации в толщам водно-ледниковых отло.кений, возникающие в результате таяния подстилающих или контактирующих массивов и блоков мертвого льда.

Рассмотренные типы гляциоструктур формообразующей толщи занимают вполне определенное положение з разрезе и предопределяют основные изменения ее мощности. Мобилизировсшные в глчциодислокациях от юления создают нижний _глчциоетруктурный ярус формообразующей толпу.:, а в некоторые: случаях - с.,.' целиком. Фактически, собранные в гляциодислокациях отложения представляют собой образования, к которым применим термин .деформационная _^юрена, предложенной Д.Элсоном (1963), или хь гляциодислокацмонная морена.

йерхний ярус гляциоструктур активного льда образован только в толщах основных морен представлен складчатыми и надвигоэым!. гляциодинамическипи формами.

В наложенном и разобщенном по площади комплексе водно-ледниковых отложений втречаются .гляциокарсторые ст'£укту_ры_1 которые принципиально влияют на условия залегания,* но не меняют унаследованных особенностей их мощности.

Гляциоструктуры, независимо от типа, распределяются. неравномерно. На значительных по своим размерам площадях обычно развиты лишь маломощные (обычно от 5 до 10 м) формообразующие толщи простых гляциотектснитов, в которых гляциоструктуры либо отсутствуют, либо встречаются узколокально. Наличие текстур захвата, развитие локальных морен, как и другие данные $шно указывают на преобладание здесь зкза-рационных процессов. Морфологически такие территории соответствуют крупнейшим низменностям, а также обширным участкам ряда цокольных возвышенностей Прибалтики.

Почти повсеместное распространение разнообразных типов гляциосгруктур наблюдается только в пределах таких макроформ, как островные аккумулятивные и маргинальные возвышенности. Именно в этих районах наиболее полно проявляется ярусное распределение гляыиоструктур различного типа, что и определяет здесь увеличенную мощность формообразующих отложений. Разрез венчается наложенным, не выдержанным по площади и различным по мощности комплексом преимущественно водно-ледыи.о их отложений с гляциокарСтовыми структурами. Они составляют самый верхний "этаж" всего гляцисструктурного сооружения и фиксируют завершающий этап проявления гляциотектоники.

Ярусное расположение гляциоструктур различного типа, выявленное для формообразующего верхне.члейстоцено-вого комплекса, позволяет предположить, что каждой стратиграфически самостоятельной части толщи отложений соответствует свой комплекс гляциоструктур. Следовательно все районы внутренней зоны и проксимальной полосы основной краевой зоны области последнего оледенения с избыточно мощной толщей отложений, приуроченной преимущественно к региональным поднятиям или же в сильно расчлененным участкам субчетвертичной поверхности, ■образовалисьгв резу.льтате неоднократного по месту и времени повторения активной гляциотектоничес-кой деятельности. Это в конечном итоге привело к последовательному наращиванию здесь разновозрастных тол« отло<ечий.

Глава 6. нлкрофорш рельефа, их ковюлогня,

строение и онразобанир:

Основные черты рельефа Средней Прибалтики, как и преобладающей части территории Северо-Запада СССР, предопределяются чередопанием холмистых возвышенностей и преимущественно равнинных низменностей. Общим для возвышенностей (Жлмайтийской, Западно-, Восточно-, и Северо-гСурземской. Центрально-Видзепской, Кааньясккой-вместе с Алукененской в Латвии, Отепясюой, Сакалаской, Пандивереской, Икорекой, Лужской, Судомской, Еежаниц-кой и Латгальской1) является ик более или менее четкое обособленное, островное положение проксимальнее основной краевой зоны последнего с леденения. Только Бежа-ницкая и Латгальская возвышенности на юге непосредственно стыкуются с краевыми образованиями этой зоны, а А.угшземская возвышенность на крайнем юго-востоке Лат-ьии представляет собой ужо макроформу маргинального типа как северо-восточного окончания Балтийской гряды.

Островные ьолвмлгнности (площад-ыс ог 1000 до 10000 км2) примечательные и сложные во всех отношениях образования рельефа, изучались многими исследователями. Обособленное, островное положение предопределяется их значительным (от 50-100 до 150-200 м) превышением над прилегающими низменностями. чарлктерная черта морфологии возвышенностей-ярусное положение мезоформ рельефа.

В расположении островных возвышенностей наблюдается определенная упорядоченность. Они прежде acero группируются в три субмеридиалыше полосы (Исаченкои, ■ 1375; Чеботарева, 1972; Можаев, 1973; и др!). В восточную полосу входят какроформы, начиная с Игорекой и заканчивая Бежаннцкой, в среднюю - от Пандивереской на севере до Латгальской на иге, которая лишь долиной р. Даугава отделена от Аугшземс.кой возвышенности. Западная полоса наиболее короткая и Представлена Курземски-ми макрофорпами на севере' и Жямайтийской на юге.

Другая упорядоченность этих возвышены ;стей просле-«ивается в Форме трех различных по длине их цепей, вы-' тянутых по направлению приближающемуся к субширотному. Южную цепь составляют Латгальская и Бежаницкая возвышенности и условно - Судомская. В центральную входят Жямайтийская, Видземская, Хаанъяская, Отепяская и Лужская макроформы. Менее отчетливо прослеживается северная цепь, включающая группу Курзе.Сских возвышенностей, а также Сакаласкую-, Пандиисрескую и Ижорскую макроформы.

Наряду с наличием у островных возвышенностей о;'- < пил, типичных для всех их особенностей имеются и весь-па существенные различия, что внешне проявляется г. гипсометрическом положении, превышении и морфологии рельефа поверхности.

Для мезорельефа возвышенностей типа Ькдземскоп, Хаанъяской, Огепяской, Жямайтийской, отчасти Уатгаль-скей, характерно обособление двух зон - центральной и периферийной. В центральной доминируют холмистые формы (моренные холмы, звонцы и др.), а в перчезрийной -холмието-грндоь ^е краевые образования. Разумеется, зональность и яруснооть мезорельефа не на всех■упомяну-тих иозиышенностях однообразна, отдельные их пвенг>.ч могут быть недоразвитыми или че вообще отсутствовать.

Другая основная разновидноеть макроформ представлена низменностями. Наиболее крупные из ник площадью 10000. - 100000 км2 (Приильменская, Псковская, Рижская, Нилне-Неманекая) разделяют субперидиональные полосы возвышенностей, а менее значительные по площади составляющей 1000 - 10000 км2 (соизмеримые с возвышенностями) разобщают субпиротные цепи возвышенностей. Поверхности низменностей всех порядков характеризуются равнинным или пологоволнистым рельефом, осложненн?*л местами полями вилообразных упорядоченных форм или холмов, а также узкими системами гряд и пологими поднятиями.

Макрофо-рмы низменностей различаются по гипсометрическому положению - на западе Прибалтики их поверхность обычно не выше 40-50 м, тогда как в ее восточных районах и на прилегающей территории Северо-Запада достигает 80-100 м, а на ряде участкоа даж<. 120-130м.

Возвышенности и низменности, учитьлая их размеры и ведущую роль в определении морфологического облика рельефа Северо-Запада СССР, можно рассматривать как

о6ц_азов_ания_первого порядка. Наряду с ними встречаются

другие менее крупные (площадью 2С0-500 км2)5 но достаточно обособленные положительные, как правило, удлиненные формы, располагающиеся а Средней Прибалтике пеаду возвышенностями или на примыкающих к ним участка.;. Такие формы различными авторами именуются валами, всхолмлениями или возвышенностями. Учитывая размеры и характер морфологии поверхности, их, повидимому, следует именовать всхолмлениями и отнести к мз г.?р-£р рмам второго порядка. В Средней Прибалтике макроформами

этого типа являются Гулбенское, Селийское, Райскумс-кое} Аумейстерское и Карулаское всхолмления .

Изучение геологического стоения островных возвышенностей свидетельствует о той, что в основании по-дгвляющего их большинства имеются выступы коренных пород, представляющие собой региональные поднятия субчетвертичной поверхности. Следовательно, в создании возвышенностей участвует как поколь коренных пород, так . и перекрывающая четвертичная) толща. Сопоставление мощностей четвертичного покрова воззыиенностей позволяет подразделить ик на две группы. К первой из них относятся Восточно-Курземская, Сакалаская, Пандиве-реслая и Ижорская возвышенности с маломощным (обычно 20-30 и, лишь "местами до 40-50 и) покровом четвертичных отложений. Эти возвышенности, составляющие северную субширотную цепь, выступают как положительные маг,-роформы рельефа в осногнсм благодаря наличию отчетливого выступа коренник пород я являются _островну_ми возвышенностями __ цокольного_типа.

В:е остальные возвышенности, образующие южную и центральную цепь макроформ, имеют значительный по мощности (от 50-80 м до 315 м) четвертичный покров. Именно наличие мощной формообразующей толщи отложений предопределяет как ик высокое гипсометрическое положение (от 204 м до 328 м нал ур. моря по максимальным отметкам поверхности). так и обособление в виде наиболее примечательных макроформ рельефа внутренней зоны последнего оледенении. Они образуют вторую группу макроформ -\_островны« аккумулятивные возвышенности.

Данные о геологическом строении четвертичного покрова островных аккумулятивных возвышенностей свидетельствуют о наличии двух принципиальных особенностей. Во-первых, ведущая роль в создании формообразующего комплекса принадлежит верхнгплейстоценовчм отложениям, хотя участвую;" и более древние образования. Во-вторых, 1= формообразующем комплексе отложений (неавтсимо от возраста) доминируют основные морены. Роль морены существенна и з строении гораздо менее мощного формообразующего покрова цокольных возвышенностей Северо-Запада .

Учитывая изложенные выие особенности строения, толщу формообразующих отложений аккумулятивных возвышенностей , представленную преимущественнсОмореной, можн:.' рассматривать (по сравнению с цокольными возвышенностями и низменностями) как избыточную. Поэтому

задача выяснения условий формирования островных вэзгзы-шенностей различного типа сводится в первую очередь тс выявлению причин: образования над цоколей значительно различающегося по мощности покрова верхнечлейстсцено-еюй морены.

Согласно схеме палеогляцыологичгской реконструкции, разработанной А.А.Асеевым (1960) и тлеет рой ее детализации в Прибалтийском секторе С.еь?1-ро~Запад« СССР (Аболтиньщ, 1975), во время максимум,* последнего .^леденения островные аккумулятивные возвышенности находились в полосе деятельности периферии'.:.-кого ледникового покрова, тогда как цокольные распологг.лись под склоном Центрального ледникового щита. Следовательно, усиленная подледниксвал аккумуляция морены в пределах активных .ледоразделов выводных лопастей, приуроченных я поднятиям ложа и, наоборот, слабое проявление -этого Процесса на ледоразделах в зоне склона г.^-рл .л'о щита, обуслс злено пре»де всего различиуьи харе«лт<?ра движения льда, что повлекло за собой принципиально различный характер взаимодействия на контакте лед-ло ».е.

В пределах периферического покрова на поднятиях лога сложенных жесткими, слабодеформируемыми, относительно однородными пачками доломитов, известняков, мергелей и песчаников, дислокации путем Формиро&.зни;-: складок течения выдавливания и продольного исгиид или вследствие заложения надвигов, проявились прешп венно в мореносодержащей толще льда. Частично искгнч-ясь под влиянием сжатия, эти гляциоструктури ч;зкт»че-;-ки создавали Фации как складчатых, так и чещ-пг-.а'-г морен, которые включают в себя и оттс.р.:г'ниы кореш--а пород. В итоге высота у«е существуют;:«с пгрвичнс'».гстг.и.л< поднятий лежа в подледниковых условиях аккумуляции морены увеличилась, что способствовало с охран-- ни--, прежней обстановки проявления деформаций в мощное.".— держащей толще льда .

На поднятиях южа с податливыми г„ деформации г. о- ' ренпьаш породами или же алгвритист'О-глииистымн, г.» -чалыми. песчано-гравийными и грав1.Лно-глин:1-.::п..т и •■ -вертичны".и отлосгимянм, Езаимодейстпие ме-.ду . и его ли*<ги на первоначальном этапе кие '-с иной характер. В податликом, скорее всего пле.стично-№:-т-"-' и 1териал2 ло»а закладывается компл<^ V г л "-.уио »_!>» г л .. ' в виде складок. изгиба, сжатия и нь гнетами". Г'с• •:'. нижнее о да^г гл.чтл кг«*:! !с лекз ций ус ил и«--*.* :. 1! •?;'.'ьнос гь лн>)СТ1'. .мп, что " .■,:

напряженной состоянии мореносодержащего льда и люсо-ствоиало проявлению & нем деформаций в виде складок изгиба, сжатия и течения. В дальнейшем постепенно сложились условия, подобные уже рассмотренным в случае взаимодействия льда с мерьичножестким основанием.

Формирование дислоцированных толщ и перемещение мореноеодержащего льда по плоскостям надвигов вверх привели к тому, что с наступлением фазы ареальной де-1 ляцииип,!, дислоцированные и наиболее высоко приподнята '¡о.'1щм нередко становились Формообразующим основанием д м ряда пгзо-юрм внутренней зоны островных

Первый, подледниковый этап формирования островных, аккумулятивны;*, по существу гляциоструктурно-аккуиулятивных возвышенностей, завершающийся возникновением избыточно мощного формообразующего комплекса отложений, тав:им образом, охватывает время от начала трансгрессивной фазы развития ледникового покрова до ее завершения и включает еще какой-то отрезок времени начала фазы общей дегляциации.

Второй,_вну1^л^е^н^ксиый_ этап развития возвышенностей, охватывающей основную часть фазы дегляииации, делится на два подэтапа. На первом из них при сохранении поступательного движения и дифференциации скоростей и напра£;лений движения льда, в полосах стыков или кон'1 актов локальных потоков гроизходило активное внутриледниковое, гляциоструктур1 ю предопределенное реЛ1 ,еф<-образование . В конце первого подэтапа в пределах нейтральных зон ряда возвышенностей (Видземской, Хайньяской, Латгальской, Жямайтийской и др.) уже в основном сформировались первые комплексы мезоформ-внугренние первичные массивы, крупнейшие моренные холмы, их массивы и гряды, часть из которых представляла с обей остовы будущих звониев.. С появлением в лг-дораздельной зоне все больших площадей омертвевшего лъдч, наступает второй, подзтап внутриледникового раз- • вития островных аккумулятивных возвышенностей. В это-зремя в усломиях таяния мертвого льда происходило формирование тех поло•ительных мезоформ центральных зон возвышенностей, в строении которых участвует ьод-ноледнивовы* отложения - звонцы камы, их мае ивы.

Островные возвышенности, являющиеся динамическими ледоразделами периферийного покрова, во врем« внутги-ледипкового этапа преобразовиваютя в^ор^.г.д-мч

ледора_зделы. В условиях продолжавшегося поступательного движения масс льда со стороны прилегающих низменностей и наличия непокрытых льдом плошадей в центральных частях островных аккумулятивных возвышенностей, наступает новый -__третий_этап их формирования. Доминирующей в это время является маргинальная гляциоструктурно-ак-кумулятивная деятельность ледника в периферийных зонах макроформ, поэтому рассматриваемый отрезок времени заслуживает названия этапа периферийной маргинальной аккумуляции,.

Четвертыйзаключительный этап развития рельефа островных аккумулятивных возвышенностей заключается в проявлении гляциокарстовых и склоновых процессов. Рассмотренные особенности последовательности формирования островных аккумулятивных возвышенностей ледораздель-ных зон периферийного покрова свидетельствуют, что их образование происходило путем нарастания снизу вверх и вширь.

Условия гляциодинамики и литсиорфогенеза в полосе островных возвышенностей цокольного типа, располагавшихся в пределах склона ледникового щита, были во многом иными. Склон ледникового щита, особенно его нижняя часть, в гллциодинампческом отношении представлял собой зону расположения ряда активных выводных ледников и разделяющих их секторов склона с вязким растеканием льда (ледоразделом). Ледораздельные зоны и здесь были приурочены к выступам ложа. Однако эти зоны с мощным, медленно растекающимся льдом не имели столь активного взаимодействия на контакте лед-ложе.

Б результате на поднятиях ложа в пределах склона щита не было усиленной подледниковой аккумуляции морены . Кроме того, значительные участки по периферии поднятий ложа нынешних цокольных возвышенностей подвергались активной экзарацлонной деятельности выводных ледников, и постоянный, но маломощный покров преимущественно монолитных морен здесь образовался позже.

Отмеченные тзышг различия гляциоморфологичгс.-гик и литоморфогенетических условий в пределах Сгверо-?апа9:а СССР сохранялись до начала существенного сокращения размеров г<ч.его ледникового покрова, происшедшего вследствие изменения баланса масс льдт. Вместо м":иного, но относительно малоактивного льда ледоразделег-:т:лонов пита районы нынешних цокольных ксс>в-гГ':-»нчос .• Л'1..: ались ¡( ' т.;я ! елыюс; и У*с> тг^н о:-т...'.н:■:

л^лдникооого ц'.г|'"г-~.. 3 этих изменипшиуся гляцис^нг .• -

ческих условиях поднятия ложа предопределяли лишь усложнение динамической структуры льда, обусловливая возникновение ряда локальных, разнонаправленных пото-ион льда, на стыках и в зонах сочленс ¡ия которых происходили деформации как в отложениях ложа, так и во льду. Это местами предопределяло гляциоструктурно обусловленное рельефсобразование. Малая мощность льда способствовала его омертвлению на неровностях ложа и поэтому формирование ряда участков цокольных возвышенностей завершалось в условиях мертвого льда. При этом активные литоморфогенегические процессы в пределах периферийных полос этих макроформ, находившихся под воздействием индивидуализированных ледниковых языков еще какое-то время продолжались.

Накроформы маргинального типа в Средней Прибалтике предстазлены Аугщземской возвышенностью площадью 1600 км2> япяющейся -образованием проксимальной части основной краевой зоны. В ее основании прослеживается сильно расчлененная субчетвертичная поверхность (с амплитудами превышений до 100-170 и), перекрытая резко различной но мощности толщей четвертичных отложений. Подобно другим возвышенностям, главный Формообразующий комплекс представлен верхнеплейстоценовыми, преимущественно гляцигенными отложениями (мощностью 50-90 м), с: постоянным присутствием гляциоструктур.

Принципиальное сходство строения формообразующей толщи Аугшземекой возвышенности с макроформами островного типа свидетельствует о том, что и в проксимальной полосе основной краевой зоны начальный этап литоморфо-генеза проходил в условиях избыточной подледнив:овой гляциоструктурно обусловленной аккумуляции. В отличие от островных макроформ сдесь проявлялось стационарно-и_ рецессионно-динамическое состояние ледникового края, когда, при активном участии водно-ледниковой аккумуляции, сформировалась значительная часть меэоформ рельефа.

Учитывая мощность формообразующей толщи (до 80 и), характер комплекса гляциоструктур и наличие маргинальных мезоФорм, к макроформам г а I окна ль) -I о го типа может быть отнесена и Северо-Курземе^ая возвышенность. Образование се, ПОЕ1ИД1-':эму, обусловлено д2.стельностью возвратно-трансгрессивных фаз ледникового гюкроза, проявившихся на Фоне общей деградации последив- о с л/.-деления.

Мащ^о<£ормы_низменностей занимают наибольшую часть территории как в пределах Прибалтики (около 60% территории Латвии), так и всего Северо-Запада СССР и отличаются относительно прос тым с.-роением. они приурочены к понижениям поверхности коренных пород, покрытых мз-ломотной (обычно до 20 м) формообразующей толщей четвертичных отло*ений. В ее строении доминируют основные морены с ограниченным развитием гляциос/руктур, часто перекрытые водно-ледниковыми, п ре имущее тве.чно л:?мно-гляциальными отложениями. Отмеченные особенности, как и некоторую специфику состава мерены, все исследователи Северо-Запада СССР и Прибалтики считают явными признаками образования этих макрофори г? условиях преобладания процессов ледниковой эхзарации. Постоянный маломощный (5-10, иногда до 20 м) слой монолитных морен в первую очередь формировался, видимо,' на участках низменностей с равнинной и пологоволнистой поверхностью жестких коренных пород. Там, где лош состояло из поддающихся пластическим деформациям пород или же жесткие породы перекрывались пластично-мерзлыми отложениями, материал субстрата первоначально был собран в гляциодислогсации ранней генерации. В дальнейшем они частично или полностью разрушались. Во время дегляциации при свободном дивергентном растекании лопастей льда о понижения-ложа или же, наоборот, в условиях бокового или продольного их сжатия в сужениях гляциодсшрессий, предопределивших появление во льду разрывов или полос растяжений, материал ложа нагнетался в ослабленные зоны, создавая генерацию инъеютинньпе структур. В итоге на ряде весьма крупных участках низменностей возникли упорядоченные ко мп л е к с ы е зо<£о р_м поверхности. На завершающем этапе местами возниг.зли полосы краевых образований, а а приледникозых бассейнах накопилась толща лимногляциальных отложений.

Иакроформи второго порядка (Карулас:юсе, Аумейстерское, Гулбенское, Райскумское и Селийское всхолмления) сходные ' как по характеру строения, так и генезису, возникали в_зонах сочлгн;-™я соседних ледниковых лопастей в условиях двухсторонней гляциоструг.турно-акку-мулятивней деятельности. Они сформировались позже ос-'гровных возвышенностей, но гораздо раньше окончательного образования соседних гляциодег^ессионных.низменностей и занимают поэтому промежуточное между ними по-

ложение как по времени, так и по условиям формирования.

Глаиа 7. {^ЗОФОРЖ РЕЛЬЕФА, ¡IX МОРФОЛОГИЯ

СТРОЕНИЕ, ГЛЯШ1ССТР'/КТУРА И ОБРАЗОВАНИЕ

Опыт изучения рельефа поверхности макроформ, как и опубликованные материалы многих десятков исследователей, позволяет вое многообразие мезорельефа объединить в четыре по месту развития в системе макрофори.

Первую группу составляют формы и комплексы форм, встречающиеся только на_остроганых аккумулятивных возвышенностях, вторую образуют формы, типичные для островных_ аккунулятивнггк и маргинальных возвышенностей. В третью группу объединяются формы, которые характерны для низменностей, но встречаются и на цокольных _возвышенностях_ Четвертая группа охватывает типы и формы рельефа, которые не являются характерными для конкретных разновидностей иакроформ.

Типичные комплексы иезоформ островных аккумуля-1ипных возвышенностей предегаьлены внутренними первичными массивами, холмистыми грядами и холмистыми моренными массивами.

Р'Н£гре_нние_первичные^ массивы впервые выделены на. Видзгмской, Алуксненской и Латгальской возвышенностях. Они образуют ги. ^ометрически, наиболее высокие участки и представляют собой обособленные крупные холмистые поднятия изометрической, треугольной или вытянутой конфигурации, шириной 2-7 км, длиной 5-11 км. Массивам характерны крупные холмы, возвышающиеся над остальными формами.

Внутренние перыичные массивы имеют чешуйчато-на-двиговый остов основной морены, нередко в сочетании с гляциодислокациями. Выше следует сложнопостроенная дислоцированная толща, образующая большинство мезоформ массива. Водно-ледниковыми отложениями с гляциокарсто-выми структурами в пределах этих■массиве.з образованы лишь отделы- :обособленные камы. Формирование массивов началось над ш лболее высоко приподнятыми гляцио-структурными выступами формообразующей толщи макроформ, продолжалось в зонах сФыка или сочленения разно,-направленных локальных потоков льда и завершалось в условиях таяния мертвого льда. Появление в рельефе первичных массивов Фиксирует возникновение самого раннего .типа мезорельефа возвышенностей и указывает на осуществление превращения динамических оедоразделов в моо'го/югические .

Холмистые _Г-ОЕСНыые_ массивы обычно развиты в сочетании с внутренними первичными образованиями, но рас -полагаются гипсометрически ниже. Это крупные Формы с единым остовом и мелкохолмис-ай, ичогдт полегсзолнкс-той поверхностью. Их высота 20-30 и, длина 1-3 км, ширина 0,5-2 км. В строении участвуют чешуй ¡ато-надпиго-вые морены с присутствием складок и оттортонцев даже з верхней части. Холмистые моренные пассивы представляют ссбой отражение в рельефе верхних гляциоструктурных комплексов формообразующих пачек возвышенностей.

Колмистые 1тяды_цеьггра_/1ьных_зо11 возвышенностей гипсометрически обычно уступают веутренним первичным массивам, хотя самые высскорасположенные их участки достигают отметок 255 м. Они развиты либо в виде обособленных образований длиной 3-10 км, шириной 0,5-1 км, .либо создают упорядоченные системы состоящие из субпараллельных извилистых цепей. Формирование холмистых грыд на первом, подледниковом этапе зарождения их остовов, обусловлено возникновением гляциоструктур в полоса)! динамического сжатия на стыках локальных разнонаправленных потоков льда. Деформации в морено-содержзщей части и: верху проявлявшиеся п Риде трещин разрыва, при потере льдом активности впоследствии заполнились водно-ледниковым материалом.

Мезоформы островных, -аккумулятивных и наргшгать' пах возвышенностей представлены звонцами. крупными моренными холмами и их цепями.

Термин звонец после опубликования работы Д.Б. Малаховского и М .Е .Вигдорчика (1963) широко применяется для обозначения плосковершинных, крутосклонных (1540°), иногда террасированных холмов с покровом лимно-гляциальных отложений. Они занимают высокое (обычно 150-260 м) гипсометрическое положение и встречаются обычно группами, образуя поля или звонцевые комплексы. В их строении всегда прослеживаются два яруса. Нижний, образующий наибольшую часть холма, представлен преиму-ществечно надвигами основной морены или же комплексом гляциодислохаций в сочетании с ними. Верхний ярус мощностью 2-10 м или даже .,20-25 м, обычно с угловым несогласием перекрывающий гляциоструктурный остров, состоит из лимногляциальных осадков. Характер вне'шнего облика обусловливается верхним ярусом отложений.

На первом зтапе, до начала ареальной дегляциации, происходило Формирован:--...' гляциоструктурных остовов зе, шн'н, \р.?дс-тавляксиих собой моренные холмы или дру-

гие гляциоморфоструктуры. На завершающем этапе формирование их продолжалось в условиях таяния гертвого льда, когда над остовами возникали внутриледниковые водоемы, в которых накапливались лимногляциальные отложения. Поступление в эти водоемы большого количества тонкодисперсного материала могло происходить только при наличии в непосредственной близости • мореносодержащего льда повышенной мощности. Такие условия имели место во внутренних зонах островных и в пределах маргинальных возвышенностей, где до омертвления происходило перемещение льда по надвигам и складкообразование. Именно по этому звонцы развиты только на гипсометрически высоких островных, как и некоторых маргинальных возвышенностях основной краевой зоны. Звонцы, таким образом, являются генетически едиными образованиями одного из ранних этапов морфогенеза, характерными для определенных зон указанных двух типов макроформ первого порядка.

Крупные моренные холмы (высотой 15-25 м и диаметром 0,3-1 км) встречаются в сочетании с другими рассмотренными выше формами. Иногда они образуют извилистые или дугообразные цепи. Внешне различающиеся холми сходны по чертам их внутреннего строения. Значительная их часть состоит из надвиговых пачек основной морены, с приконтакто^ыми зонами которых связаны инъективные складки, отторженцы, местами структуры течения. Наряду с пачками обычных моренных супесей и суглинков втречаются чешуи другого материала. Иногда в ядровой части холма развиты гляциодислокационные складки, выше перекрывающиеся надвигами морен. Крупные моренные холмы и их цепи скорее всего являются отражением гляциоструктур формообразующей толщи верхнего яруса остовов маргинальных и островных возвышенностей.

Незоформы низменностей и цокольн-х островных возвышенностей представлены друмлинами, Флютингами, моренными увалами (моренувалами) и ребристыми моренами. Они обрас.-ют упорядоченные комплексы или поля. Крупнейшие _поля_ 4РУ1_™УРВ развиты в Северной и Средней Прибалтике. Они характеризуются веерообразной упорядоченностью раскрывающейся в диета льном•направлении,,однако на отдельных участках Формы между собой субпараллельны, часто располагаются кулисообразно. Внутренняя плановая организация полей определяется взаимоотношением как между друмлинами. так и разделяющими их понижениями . Все изученные друмлины Средней Прибалтики (за

исключением скальных) имеют деформации как складчатого, так и надвигового типа, независимо от того, каким материалом они сложены (Зелчс. 1989, и др.). Г. Формообразующих телик; ( раз; иты по крайж.й мере две генерации гллнио; 1 |-.'"и-,ур. Первая из них, располагающаясь в к-мспании форм, обычно представлена гляциодислоканилпи с ыарнирзми ориентированными з крест направления длинной оси формы. Вторая генерация гляциоструктур, характерная для верхней части Формообразующих отложений, представлена как складками так и надвигами. Шарниры складчатых структур -этой генерации ориентированы субпараллельно или под острым углом к длинной оси форм рельефа.

Образование друмлинов происходило по крайней мере в два этапа. Первоначально ¿¡о время надвигания возникали гляциоструктурные тела ориентированные поперечно движению льда. Они в дальнейшем преимущественно были дезинтегрированы. На следующем этапе, при свободном дивергентном растекании льда, что сопрягено с усилением бокового растяжения и, видимо, с выравниванием значений напряжения сдвига в придонной части льда и величины сопротивления сдвигу в отложениях лота, началось боковое растаскивание и. нагнетание материала ложа в зоны растяжений, су£ш1раллгльные линиям тока льда. Возникала вт > . Формообразующая генерация гляциоструктур, создающая преобладающую часть 'друмлина. Так как движение льда продолжалось, тело, созданное в подледниковых условиях, иногда подвергалось дополнительным деформациям, но чаще всего лишь моделировалось.

• Вторая разновидность мезоформ этой группы - флю-тинги, выделяется предположительно. Отличительной чертой полей Фл/отиннсз (Дайсон, 1952: Преет. 1975; Аарко, 1977; Асеев, Маккавеев. 1976: Лавруыин-. 1976, идя.) является субпараллельная упорядоченность длинных пало-образных Форм. Такие поля с формами высотой до 15 и, длиной 3-20 км и шириной 0,2-1,6 т, развит«* на Восточно-Ла гви^схой низменности. Они местами слояены основной мореной, в других-случаях состоят преимущественно из песча:го-грасийньгх, а гагже тонкопесчг.ннчх и алезри-ткс;о-глинистых отло.генпй. Эти отложения часто собран,'« п сильно сжатые гляциолислокационные склаеяи, осезые плоек:>сти которых суб^-ертикальн^.. а шарнкр^г ориентированы гростиранию длинной оси форма. 5 отделънш-г

случаях в надвиговых структурах участвуют коренные породы.

Образование флютингов в Средней Прибалтике связано с возобновлением активности индивидуализированных ледниковых лопе.стей во время общей деградации ледникового покрова в условиях отсутствия свободного дивергентного их растекания. На участках сужения низменности лопасть во время продвижения сжималась. В результате лед в пределах этих участков, повидимому, приобретал струю-туру субпараллельных и субвертикальных струй-колонн, перемещающихся с разной скоростью, подобно материалу при моделировании структур кливажа течения, выполненном Е.И.Паталахой (1970). Контакты между струями-колоннами представляли собой ослабленные зоны, куда в условиях активного, вероятно донного скольжения льда инъецировался материал ложа, позже иногда перемещенный по надвигам.

Мо£ен£_валы внешне похожи на образования, рассматриваемые как Флютинги. Они также распространены в виде полей и полос, обычно по периферии низменностей. Для полей валообразных Форм моренувалоы в целом характерна упорядоченность, приближающаясь к субпараллельной, однако на отдельных участках формы сжодятся в дисталыюм направлении, ь.югда же отдельные звенья этой системы несколько отклоняются от общего ее направления. Длина моренувалов обычно не превышает 2-5 км, а высота, как правило, не более 15 м. В формообразующих толщах развито несколько генераций гляциоструктур. В основании форм прослеживаются складчатые гляциоструктуры ранней генерации, шарниры которых ориентированы в крест длинной оси увалов. Структуры поздней фюрмообразующей генерации представл'ены мнъективными гляциодислокациями, а местами изогнут, .чи в складки надвигами. Шарниры складок этой генерации субпараллельны как длинной оси . морену залов, так и движению л;-да. Моренувалы образовались как гляциоструктурные .радиальные формы при активном гляциодинамическом состоянии льда. Они родстеены друмлинам и флютингам.

Ребристые морены имеют в целом фронтальную ориентацию и образуют поля с фестончатым, сетчатым и сетча-то-ячеистыи рисунком. В их строении преобладают чешуйчато-надвиговые пачки основных морен. встречаются отторжении. На узловых участках, где сочленяются со-<(_)-дние радиальные и Фронтальные элементы, имеются

складчатые гляциодислокации. Можно предположить, что в Средней Прибалтике развиты ребристые морены, относящиеся к лабрадорскому типу (Коун, 1968; Дайсон, 1952; Элсон, 1963;. Даврушин, 1976; Зелчс, 1989, и др.). Они формировались в районах низменностей, где над жестком, наклоненным в проксимальном направлении ложем залегала толща рыхлых отложений. В условиях движения льда по надвигам эти отложения инъецировались в зоны растяжений или ослабленного давления н? участках сочленения чешуй, а также затаскивались между ними. В ребристых моренах ассиметричные дугообразные валы являются проекциями торцовых частей изогнутых в плане чешуй, а радиальные участки сочленения дуг отражают проявление в рельефе гляциодислокационных складок.

, Универсальные комплексы мезоформ рельефа разнообразны и встречаются в пределах всех разновидностей макро,форм. Часть типов рельефа зтой группы представлена равнинами, которые занимают наибольшие по площади территории на низменностях и цокольных возвышенностях.

Равнины „основных море_н имеют обычно пологоволнис-тый, иногда плоский, наклонный рельеф поверхности, с относительными превышениями не более 3-5 м. Как правило, они ело гены маломощными (5-10 м, иногда 10-20 м) покровами плитчатых и полосчатых, реже сланцеватых основных .морен, удлиненные обломки (а- линейность) которых упорядочены по типу Б- , иногда (ЯчБ)- гляц^отек-тонитсв. В основных моренах мало гляциоструктур и только на отдельных участках несколько повышенная мощность отложений обусловлена гляциодинамическими надвигами, мелкими складками изгиба или присутствием мелких и средних отторжение в. В местах, где поверхность равнин осло«нсна пологими поднятиями, в основании морены встречаются гляциодислокации ложа. Норенные равнины образовались в условиях подледниковой аккумуляции преимущественно монолитных фаций основных морен, что обусловливалось пластическим, сдвиговым течением льда.

■Образование равнин других разновидностей, широко представленных на низменностях и цокольных возвышенностях, связано с деятельностью талых ледниковых вод. Таковыми являются_лим;2ргляциа льные_ и_ флюви с гляц и а льн ы е рлБ)?ин_ы как и сопряженные с ними формы, например, лимногляциальныг увалы (Страуме, 1979).

Цолнпсобрадныг формы и рытвины относятся к отрицательным образованиям сложного генезиса. Долинообразныг пснижени ?. (сейлеи по И Я.Данилансу, 1969) унаследованы

от древних врезов на поверхности коренных пород, преобразованы активной ледниковой деятельностью и завершили формирование в условиях мертвого льда, _Рытвины-г генетически разные, но внешне сходные формы, образовавшиеся в различных условиях - начиная от экзарацион-ных, эворзионных, подледно-эрозионных до гляциотекто-нических.

Холмистые, грядовидные и кольцевые Формы характерны для возвышенностей и всхолмлений, но встречаются и на отдельных участках низменностей.

Средние и мелкие моренные холмы (высотой 5-15 м,. диаметром 200-300 м) на островных возвышенностях нередко развиты вблизи крупных форм этого типа. Часто они в совокупности создают тип моренно-холмистого рельефа, иногда образуют прерывистые, изогнутые полосы. По своему строению эти холмы подразделяются на три разновидности1. К первой из них относятся формы, почти целиком состоящие из 3-5 надвиговых чешуй основной морены. Холмам второй разновидности' строения свойственны либо только складчатые деформации, либо сочетание складок с надвигами. Встречаются формы, ядра которых целиком состоят из сильно дислоцированного алеврита, тонко-, мелко- или разнозернистого песка, а выше залегают пачки основной- морены. Моренные холмы третьей разновидности почти целиком состоят из абляционной или преобразованной основной морены.

Формы первых двух разновидностей строения, встречающиеся чаще всего, представляют собой гляциострук-турные сооружения различных типов, которые возникали в подледниковых и частично во внутриледниковых условиях. Холмы третьей разновидности, развитые ^бычно в сочетании с камами, формировались в обстановке таяния мертвого льда.

Кольцевые образования представлены валообразными изогнутыми, иногда серповидными в плане формами, создающими в совокупности овальные замкш ты*: или почти замкнутые системы. Внутри кольца имеются бессточные впадины, болота или участки мелкохолмистого или рав-' нинного рельефа. Учитывая частую их приуроченность к капам, обычно сочетающимися с гляциокарстовыми впадинами , предполагается, что формирование кольцевых образований также происходило в условиях кытаивания мерт— ь^г-о и погребенного льда. °

Распространенными холмистыми формами являются камн. В настоящей работе к гамам отне'. екы юл:=го те

Формы, . которые сложены подно-ледникоЕыми отложениями ■ ^иногда с покровом абляционных морен) и образовались в условиях таяния мертвого или пассивного льда (при учас тии гляпиокарста). Их Формирование происходило в заключительный этап ледникового литоморфогенеза и отражает обстановку а,реальной дегляциации.

В сочетании с камами, но часто и обособлгно встречаются _камо_выс террасы. Генезис этих форм обоснован Р.Флинтом (1917). Камовые-террасj со стороны понижения имеют отчетливый склон, фиксирующий положение стенки мег'твого льда обычно именующийся _çkvîohom_.т<^никовог_о контакта. Наиболее крупные камовые террасы встречаются по периферии отдельных участков возвышенностей.

В древнеледниковой области широко представлены озы, наиболее крупные формы которых в Прибалтике по протяженности достигают 50 км. В данной работе к озам отнесены только радиальные валообразные и грядовидные Формы, сложенные преимущественно флювиогляциальными отложениями и ориентированные в целом субпараллельно дьижению льда. Озы этого типа практически не встречаются на островных аккумулятивных и маргинальных возвышенностях Средней Прибалтики, но широко представлены на низменностях и цокольных возвышенностях.

К, >■-. аиоподобным и озэридным холмистым, грядо- и ва-лооброзным формам отнесены морфологически похожие на камы или озы образования, но на самом деле таковыми не являющиеся. Чаще всего это формы проявления в рельефе гляциосгруктур. Мотивировкой для отнесения указанных холмистых форм рельефа к камам служит присутствие в них многочисленных дизъюнктивных нарушений, весьма лохо»их на гляпиокарстовые. Однако, необходимо иметь ввиду, что многочисленные субпараллельные сбрюсы часто образуются в процессе формирования складок поперечного изгиба в результате развития системы трещин отрыва, перпендикулярны-с растягивающему напряжению. Такая природа наблюдаемых деформаций доказывается наличием системы пересекающихся трещин скалывания, созданной действием субвертикальной оси сжатия нормального напряжение., Подобные образования, следовательно, представляют собой гляциоструктурные холмы, созданные активным льдом. Такие формы возникают на участках местных ледо-разаелов и в пределах островных гляциоструктурно-акку-мулятньных возвышенностей в процессе проявления вертикальной адвекции. Для обозначения этих гляыиоструктур-н.о.ч pci"! Б с.Зглчс (19£7) пред ю» ид термин "даугули".

Исследования последних лет выполненные в Средней Прибалтике (Зелчс, 1987; Аболтиньш, 1989) свидетельствуют, что озоподобные формы в пределах друмлинов и моренувалов часто представляют собой гляциоструктурные образована! с покровом основной морены. Подобными образованиями являются и длинные (до 20 км) озовидные гряды на севере Латгальской возвышенности. Б их .строении выделяются несколко генераций гляыиоструктур и гляциотектонические брекчии, сцементированные гляцио-стрессовым кальцитом. Гляциоморфоструктурой является и цепь продолговатых куполовидных холмов на Гулбенском внолмлении, которая и прежних работах именовалась озовой грядой.

Образование озовидных гляциоструктурных гряд первоначально связано с зонами растяжения, ьозмо.жо, трещинами сдвига, в которых происходило нагнетание материала снизу и Формирование структур периой генерации. При наличии поступал лыюго движения, первичные структуры были деформированы путем частичного их сдавливания, что сочеталось с изгибом и одновременно затормаживанием мореносодер*.ащей части льда над возникающими глнциосгруктурными телами. При этом формировались относительно небсьшие структуры второй генерации, наиболее отчетливо прослеживающиеся на ьыступак гребня этих гряд. В условиях продол.ак-щегЪся дьи*ения льда происходило некоторое преобразование или модглирование самых верхних гляциоетруктур, чю о ряде случаев привело к появлению в них структур третьей генерации.

Б пределах всех макроформ встречают ел краег<ые (маргинальные ) л^дннкокие образс-ьаниу:. Обычно , учитывая опыт из классификации (Басаликас, 1969; Гуделис, 1963; Кудаба, 1969, и ДР.), они подрал/ 'ляются на предфро_нтальные (приледниковые ), .Фронтальные,_и зафро1п;Альные обр;»зо_вания _рельефа .

Фронт ал! чый комплекс {включая угловые образования) форм, кап: правило, отличается.дугообразной и фестончатой _ упорядоченностью. По условиям строения и образования их условно можно подразделить на две разновидности. Первая из них создавалась активной _г ляциотектоки-ческой деятельностью ледника в краевой зоне, а_птррая

процессами фронтальной , преимущгетвенно_.воднр-лгдни-ковой „аккумуляции в сочетании с обаалоп, сползанием и оплыванием вытаявшего, обычно водонасыс^нного материна со склонов и поверхности льда. Учитывая формообразующее значение ряда типоь гл-.ншэструктур и специфи-

ку морфологии фронтальный форм первой разновидности,■в их комплексе можно выделить надвиговые. скубовые,и напорные_ конечные_ морены.

Строению краевых форм первой разновидности чаще всего свойствено сложное сочетание гляциоструктур. В пределах дистальной их части, в основании формообразующего комплекса обычно имеются инъективные гляциодис-локации, к которым с проксимальной стороны пр!гчленяют-ся гляциодинамические структуры, начиная от складок изгиба или течения и кончая чешуйчатыми надвигами морены. Такие маргинальные валообразные формы (гляцио-структурные валы) как и разобщающие их понижения, по существу являются прямым отражением гляциоструктур в рельефе. Их образование предопределяется процессами взаимодействия на контакте лед-ложе происходящими не вдоль фронта льда, а в прилегающей к ней полосе. Отнесение их к фронтальным образованиям условно, так как расположение и ориентация форм отражает место Формирования гляциоструктур в подледниковых условиях краевой полосы, но не:1 фиксирует контур фронта льда. Этим скорее всего и объясняется как кулиссобразное взаимное расположение некоторых групп маргинальных образов^'чй, так и несовпадение их ориентации с ориентацией соседних форм, фиксирующих наружный контур ледникового края.

Угловые образования Фронтального комплекса обстоятельно рассмотренные в работах А.Б.Басаликаса (1965, 1969), Ч.П.Кудаба (1969) и других исследователей, отличаются по морфологии и строению. Относительно_не-большие (высотой 5-15 м) угловые _3>ормы сформированы в основном гляциодислокациями. которые часто перекрыты надвигами морены. Иногда они, особенно их валообразные разновидности, целиком являются гляциодислокационными гляциоморфоструктурами.

Крупные _угловые_образснания представляющие собой обособленнее возвышения (высотой до 30 м и более) имеющие единое основание и характеризующиеся неровной поверхностью, сформированной из валов или продолговатых холмов, сходящихся в направлении угла, обращенного навстречу движения льда, имеют многоярусное строение. Ни«ний ярус представлен гляциодислокациями. . Верхний яру: обычно начинается с чешуйчатых наднигов, имеющих иногда сгладкообразные изгибы.'Формы поверхности угллрых сооружений являются

4о,

гляциоморфоструктурами, а иногда и насыпными образованиями.

Вторая, разновидность Фронтальных краевых образований , созданная преимущественно процессами водно-ледниковой а-.кумуляции, неоднократно рассматривалась в литературе (Басаликас. 1972; Гуделис, 1973; Кудаба. 1979; Раукас, 1979: Юргайтис, 1982, и др.) под названиями насыпных маргинальных гряд и валов, Флювиогляииальных гряд, конечных морен накопления и т.д. Б строении обычно доминируют гравийно-галечные и песчано-гравийные отложения, имеются галечно-валунные слои, а в проксимальной части иногда и прослои или покров абляционной морены. Гляциоструктуры встречаются лишь в проксимальной части форм.

Угловые образования этой разновидности внешне похожи на треугольные и валообразные гляциоморфострук-турные мезоформы, а строение характеризуется такими же особенностями как и фронтальные формы накопления. Образование насыпных фронтальных и угловых форм обусловлено стационарно, реже рецессионно динамическим состоянием ледникового края.

Зафронтальные мезоформы возникают преимущественно в маргинальных трещинах на контакте активного и мертвого льда, где Формируются инъективные гляциодислокации. В дальнейшем они перекрываются чешуями морень' завершающими Формирование зафронтальных валов. В тех случаях, когда надвигание льда сопровождалось дроблением и разламливанием льда, зафронтальные формы, в отличии от Фронтальных, имеют еще и наложенный ярус холмов.камового типа. В таких условиях формировались крупные ^зафронтальные _хо_лмистые гРя/;ы_.

В иной гляциодинамической обстановке, когда передние или боковые части омертвевшей лопасти трещинами отчленялись от располагающихся проксимальнее в целом монолитных, но пассивных масс льда, создавались крупные (длиной до 50 гм) маргинальные формы. сложенные водно-ледниковыми отложениями, чаще всего именуемые валами, отчленения.

Зафронтальные ра'ДУ.а4ьные_сбр_азс>БЗНия. Фиксирующие участки расхождения выступов активного льда, обычно имеют гляциос-груктурнсе основание, над которым возвышаются как гляциомсрфосттуктурные. так и формы мертвого льда .

»- о

К. зафронтальному комплексу относятся и_холмисто-гр_ядовые_ краевые образования периферийных зон островных возвышенностей, представленные различными по ширине (1-2 до Ю км) полосами, длинна которых достигает несколько десяткоЕЗ километров. Для образования рассматриваемого типа рельефа, состоящего их мелких упорядоченных валов, холмистых гряд; массивов, холмов, характерны гляциотектонически деформированные Формообразующие толщи с гляциодислокаииями и гляцио-динамическими структурами в основании. Верхние их части нередко представлены гляциокарстовыми Формами. Холмисто-грядовые образования нередко окаймляются маргинальннми _склонами, впервые охарактеризованными И.Г.Вейнбергсом (1968). Отложения формирующие эти склоны обычно смяты в складки продольного изгиба.

Предфронтальный комплекс краевых образований в Средней Прибалтике представлен недоразвитыми зандрами, отдельными зандровыми конусами, зандро- и.маргинальными _ дельтами, обстоятельно рассмотреными в работах А.П.Миюалаускаса (1978, 1985). К предфронтальным относят также эрозионные формы типа_урштромов и_радиальных долин _стока (Эберхардс, 1985), однако они во внутренней зоне широкого развития не имеют.

Принципиальные вопросы морфогенетической классификации мезорельефа неоднократно были предметом дискуссий (Асеев, 1972; Асеев, Маккавеев, 1982; Басаликас, 1969; Гуделис, 1963; Даниланс, 1972; Раукас, 1972; Лаврушин, 1985, и мн.дг-.). В последние десятилетия разработан ряд классификаций основывающихся на материалах изучения отдельных регионов (Малаховский, Эп-штейн, Котлукова. 1972; Страуме, 1979, 1984; Абол-тиньш, 1977, и др.). Классификация А.А.Асеева и А.Н. Маккавеева (1982), предлагаемая для всей древнеледни-ковой области, отличается наиболее строгим соблюдением принципа многоступенчатости построения таких классификаций.

Морфогенетическая классификация, предлагаемая автором , составлена по принципу многоступенчатости и разработана с учетом рельефообразующей роли гляииотек-тоники, ледниковой аккумуляции и экзарации, а также водно-лелниковоЙ аккумуляции и эрозии. Все типы и формы мезорельефа, в формировании которых ведущая роль принадлежит _глядаостру^у£ообразог шию, объединены в гляциоморфоструктурный генетический ряд.'Большинство же остальных типов и форм, образовавшихся в результате

гляцигенной или водно-ледниковой аккумуляции, либо ледниковой экзарации или водно-ледниковой эрози, составляют гляциоморфоскульптурный генетический ряд, Часть типов мезоформ. представляющих собой отражение в наблюдаемом рельефе более древних образований Снапример, Форм субчетвертичной поверхности) объединены в генетический ряд унаследованных форм.

В комплексе редьефообразуюших процессов наряду с традиционно выделяемыми процессами аккумуляции, экзарации и эрозии, учитывая роль гляциотектонических Факте ров, показаны типы структурообразования.

С учетом характера ведущих формообразующих процессов и места их проявления по отношению к ледниковому покрову (как в разрезе, так и в плане) образования мезорельефа всех тре) генетических рядов подразделяются на 20 генетических групп, с выделением в некоторых случаях и их подгрупп. Для обозначения генетических типов и ферм рельефа чаще всего использованы традиционные их названия, хотя отдельные термины, иногда и приобретают другое смысловое содержание.

Глава О. ЭКЗАРЛПИОНШД:, АККУМУЛЯТИВНЫЕ И ГЛЯ1Ш0ТККТ0! ШЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ КАК ОСНОВА ЛИТ0ЮРФ0ГЕНЕЗА ВНУТРЕННЕЙ ЗОНЫ Из трех групп процессов обусловливающих в целом характер литоморфогенеза внутренней зоны, прежде всего проявлялась _зкзарационнаядеятельность. Прямым ее следствием является дифференцированное снижение субчетвертичной поверхности как и различная по интенсивности гкзарация более древних четвертичных отложений. Наибольших значений величина снижения (около 50-100 м) достигла в субмеридиональных макропонижениях. секущих в крест простирания все полосы различных по механической устойчивости порол. Б пределах же региональных понижений величина снижения субчетвер'гичной поверхности составляла не более первых десятков метров. Экзарация имела ведущую роль в образовании цокольных возЕ^ышенностей как и определенное значение в обособлении выступов коренных пород, располагающихся в основании островных аккумулятивных макроформ.

Другой аспект экзарационной деятельности заключается в формировании на низменностях полегих, в мялом вытянутых в направлении движения льда крупных экздра-ционных впадин. Результатом локальной линейной экзарации является часть субгляциальных рытеин. а с.т.'п?г-

вием избирательного, струйчатого ее проявления - поля скальных друмлинов. Третий аспект экзарационной деятельности заключается в обогащении отторгнутый материалом мореносодержащего льда и формировании местной компоненты состава морены.

Следует согласиться с Э.А.Левковым (1980) в том, . что выпирание материала ложа с последующей его мобилизацией в гляциодислокациях является одной из сторон проявления гляциотектоники, поэтому указанные процессы нельзя относить к сфере зкзарационной деятельности ледника.

Гляциг^енная аккумуляция проявляется в создании покрова основных морен, и'в первую очередь ее монолитных Фаций, составляющих преобладающую часть формообразующей толщи низменностей и цокольных возвышенностей. Основные морены этого типа на островных аккумулятивных и маргинальных возвышенностях часто замещаются чешуйчатыми и складчатыми разностями. Абляционная аккумуляция морен имеет явно подчиненное значение и существенно уступает гляциодинамической.

Водно-ледниковая аккумуляция создающая наложенный комплекс формообразующих отложений и рельефа, отражает специфику заключительного этапа ледникового литоморфо-генеза, проявляющегося дифференцировано на низменностях и возвышенностях. Существенное значение эта акгу-муляиия имела в формировании покрова лимногляциальных образований низменностей и ряда районов цокольных возвышенностей . На островных возвышенностях и всхолмлениях водно-ледниковые образования возникали военутри- и наледникогэых условиях таяния мертвого льда. Формирование крупных ферм рельефа водно-ледниковой аккумуляции на возвышенностях прежде всего обусловлено повышенным содержанием моренного материала во льду унаследованного от активного движения льда по надвигам и складкооб-разования, предшествующи?« омертолению.

Гляциотектонические процессы. по крайней мере во внутренней зоне, являются не менее существенный фактором ледникового литоморфогенеза, чем экзараиионно-аккумулятивная деятельность. Гляциотектонически? структуры Формировались не только в краевой сбстанов-.*; к о. но не менее интенсивно и значительно проксимальное основной краевой зоны. / '

Проявление гляциотектоники обусловливалось мощностью покрова и типов движений льда, его термическим согтоянием, характером рельефа ложа и деформационными

свойствами его пород, а также'присутствием в них жид-' кой фазы (воды). Поле напряжений, поддерживающее пластическое (сдвиговое) течение в мореносодержащей части льда, проникало на значительную глубину в отложениях субстрата, создавая единую систему напряжений в зоне контакта лед-ложе. Разрядка напряженности могла осуще-ствлятбся либо в породах ложа, либо а мореносодержащей части льда, что приводило соответственно к^ляцио^ис-лсжационному или гляииодинамическому структурообразо-ванию. В обстановке выравнивания значений сдвига во льду и величины сопротивления сдвигу в отложениях субстрата (режим дилатации), а также при инверсии плотности (режим адвекции) в зоне взаимодействия, что обусловливалось ростом температуры, приближающейся к температуре плавления льда под давлением и водосодержа-ния, разрядка напряжений была состоятельна одновременно как в породах ложа, так и в нижней части льда, что и создавало предпосылки для Формирования гляциоструктур.

Б целом же ледниковый литоморфогенез внутренней зоны складывался из меняющихся в пространстве и во времени, • сочетающихся или накладывающихся друг на друга процессов экзарации, гляциотектоники и аккумуляции. Экзарация по площади повсеместно предшествовала аккумуляции. Со временем, все больше дифференцируясь по площади, слабее всего она проявлялась в конвергентных ледораздельных зонах, и в пределах краевой полосы, где преобладающей была гляциотектоническая и аккумулятивная деятельность. В конвергентных ледораздельных зонах доминирующим процессам являлась гляциотектоника, а в последствии неравномерная водно-ледниковая'аккумуляция. На низменностях смена экзарации гляциодинамической аккумуляцией произошла позже всего и осуществлялась одновременно с избирательным проявлением гляциотектоники. На завершающем этапе литоморфогенеза здесь преимущественно происходила наложенная приледниковая аккумуляция.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Выполненная пабота представляет собой исследование гляциоструктуры формообразующих отложений, ее роли в создании макро- и мезоформ рельефа внутренней зоны последнего оледенения, специфики и последовательности образования форм в результате деятельности гляциотектонических процессов. Выявленные

закономерности в целом ряде аспектов существенно отличаются от сложившихся до сих пор представлений о литоморфогенезе внутренней зоны. Основные пологения и выводы выполненных исследований заключаются в следующем:

Основной особенностью литоморфогенеза внутренней зоны последнего оледенения является унаследованное дифференцированное. радиальпо-зональное проявление процессов экзарации, гляциоструктурообгазования и аккумуляции. Гляциотектонические процессы активно проявлялись не только в краевой обстановке, но и в ледо-раздельных конвергентных зонах, а во время дегллциации в пределах гляциодеперссий.

Гляии^тектоническая деятельность прежде всего заключается гз формировании гляциоструктур, одновременно сочетающейся с участием в создании формообразующего комплекса отложений, что отражает характер взаимодействия на контакте лед-ложе, а также в пределах зон стыка и сочленения ледниковых потоков и лопастей.

Неравномерное распределение мощностей формообразующих отложений по площади отражает в основном региональную и местную неоднородность масштабности проявления гляциотектонических процессов, обусловливающих в значительной степени и возникновение разных типов макроформ рельефа.

Процессы литоморфогенеза, происходящие в условиях таяния мертвого льда во внутренней зоне в целом по их значимости уступают проявлениям гляциоструктурно-аккумулятивной деятельности ледниковых покровов.

Экзарационные понижения на субчетвертичной поверхности, покрытые маломощной основной мореной с избирательным развитием гляциоструктур и на значительных площадях имеющие покров водно-ледниковых отлогений, представляют собой один из ведушчх типов макроформ -гляциодепрессионые низменности.

СложНодислоцированные, избыточно мощные формообразующие толщи с разрозненным по площади покровом водно - ледниковых отложений, преимущественно приуроченные к выступам ложа в бывших конвергентных ледораздельных зонах, формируют островные аккумулятивные, а в краевой о зоне - маргинальные возвышенности. "

Островные цокольные возвышенности - образования возникшие вследствие наложения пачек основных морен с ограниченным распространением гляциоструктур на отчет-

лиъые, преимущественно экзарационно сформированные поколи лог Ci.

Гляциодепресионные низменности, островные и маргинальные возвышенности, предопределяющие основные черты внешнего облика внутренней зоны. являются макроформами ледникового рельефа первого порядка. Есколмления, возникшие позже возвышенностей и раньше низменностей представляют собою макроформы рельефа второго порядка.

Большиноство типов рельефа и форм, осложняющих поверхность макроформ, являются прямыми или измененными гляпи^морфоструктурами, совокупность которых составляет гляииоморфост-руктурный ряд образований мезорельефа. Остальные типы и формы рельефа составляют преимущественно генетический ряд гляциоморфоск.ульптурных образований. Отдельные разновидности форм принадлежат к генетическому ряду форм унаследованного мезорельефа.

Выполненные исследования и установление при этом закономерности литоморфогенеза внутренней зоны последнего оледенения позволяют во многом по новому подойти к решению ряда научных и прикладных задач. Выявленные региональные закономерности дополняют основные положения гляциальной геоморфологии. особенно в части взаимосвязи между гляциоструктурообразованием и созданием форм рельефа различного таксономического порядка и могут быть использованы в других районах древнеледниковой области. Они обусловливают возмо*-иость и более целенаправленного проведения съемочных и поископо-разоедочных работ, инженерно-геологических и гидрогеологических исследований, а также работ связанный с оптимизацией природопользования.

Основные работы автора, опубликованные по теме диссертации:

1. Горизонты верхней морены Земгальской равнины и вопрос о формировании ЛинкавскоЙ конечной морены // Уч. зап. аспирантов Латв.гос.ун-та.-Рига, 1963. Т.1. С.5-17.

2. Карта четвертичных отложений Латвийской ССР // Палая энциклопедия Латвии.-Рига, 1968. Соавторы

И,Я.Даниланс, И.Г.Вейнбергс и др.

3. Деградация Валдайского оледенения. Латвийская ССР // Последний ледниковый покров не Северо-Западе Европейской части СССР. - М. : Наука. 1969. С. '¡::Ь-1'37. Соавторы П.Вейнбергс. А.Сгшваитоп и др.

4. Маргинальные образования Средне-Латвийской покатости и их корреляция с Линкувской (СевероЛитовской) конечной мореной ,// Вопросы четвертичной геологии,- Рига: Зинатне, 1970. Вып. .5. С. 95-107.

5. Развитие долины реки Гауя.- Рига: Зинатне. 1971.-105 с.

6. Основные комплексы маргинальных образований и отступание ледника на территории Латвийской ССР // Краевые образования материковых оледенений.-М.: Наука, 1972. С. 30-3?. Соавторы И.Г.Вейнбергс, В.Я.Стелле,

Г . Я.Эберхардс.

7. Основные черты ледникового морфогенеза и особенности дегляциации последнего ледникопого покрова на территории Латвии // Путеводитель полевого симпозиума IV Всесоюз.ме«.вед.совет. по изучению краевых образований материкового оледенения,- Рига: Латгз .гос .ун-т, 1972. С 3-16.Соавторы И.Г.Вейнбергс, И.Я.Даниланс и ДР.

8. К вопрос:' о Формировании островных возвышенностей // Ледниковый морфогенез,- Рига: Зинатне, 1972. С. 5161.

, 9. Деградация последнего ледникового покрова Европы по палеогсограическим данным. Балтийский ледниковый поток //' Палеогеография Европы d позднем плейстоцене. Реконструкции, и модели, опытный макет атласа-монографии. -М.: Ин-т географии АН СССР, 1973. С. 41-52. Соавторы Н.С.Чеботарева. П.П.Вайтекунас. Н.Н.Арманд и др.

10. Морфогенетическая классификация пред-фронтальных водно-ледниковых образований на примере материалов • Прибалтики // Предфронтальные краевые ледниковые образования,- Вчльньюс: Минтис, 1974. С. 25-31. Соавторы А.Микалаускас, А.Раукас.

11. Особенности распространения предфронтальиых род-но-ледчикооых образований последнего оледенения на территории 'Прибалтики и некоторые вопросы их формирования // Предфронтальные краевые ледниковые образования .- Вильнькс : Минтис, 1974. С. 36-43. Соавторы А.Микала.ускас, А.Раукас.

12. Гляциодинамические особенности Формирования возвышенностей Латвии // Вопросы четвертичной геологии,- > ••ига: Зинатне, 1975. Вып. 8. С.5-23.'

13.' Особенности рельефа и основные эта^ы морфогенеза Ценгрально-Видземской возвышенности // Вопросы четвертичной геологии.- Рига: Зинатне, .1975. Вып. 8. С. 3147. Соавторы Я.А.Страуме. В.В.Юшкевиче.

14. Рельгф и основные этапы ледтткого морфогенеза Алуксненской возвышенности // Вопросы четвертичной геологии.- Рига: Зинатне, 1975. Вып. 9. С.74-59. Соавторы Я.А.Страуме, В.В.Юшкевиче.

15. Балтийский ледниковый поток // Структура и динамка последнего ледникового покрова Европы,- М.: Наука. 1977. С. 17-44. Соавторы П.П.Вайтекунас, И.Я.Даниланс и др.

16. Строение главных лгдоразд?льных зон // Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы,- И.: Наука, 1977. С. 101-112. Соавторы В.А.Исаченков, Р.Я.Карукяпп, A.B.FayKac и др.

1/. Строение и текстурные особенности-морен переходной зоны, метду низменностями и возвышенностями в центральной Латвии // Основные морены материковых оледенений. Материалы ме*:дуиар. симпозиума ,-М. : ГИН АН СССР, 1978. С. 30-104.

18. Некоторые разновидности текстур и особенности гляциодинаиичгекик контактных зон морены как показатели условий генезиса мезоформ рельефа // Проблемы морфогенеза рельефа и палеогеографии Латвии,- Рига: Латв.гос.ун-т,1970. С. 19-32.

1.9. Морфология областей ледниковой денудация и аккумуляции. Раздел главы "Рельеф земли" // Геология.-- Рига: Звайгонг. 1979. С. 314-320. (На латышском языке К

20. Комплексы краевых мезофори рельефа маргинальных и островных аккумулятивных возвышенностей Центральной Прибалтики // Краевые образования материковых оледенений.- Клев: Ин т геол.наук. 1980. 5-7. Тезисы докл.

21. Гляциоструктура ледниковых отложений и ее проявление в рельефе (на примере ЦентраЛ1 ней Прибалтики) // Тезисы XI кенгрееа ИНКВА.-М... 1982. Т. П. С. 3-3.

22. Гляциоструктуры в морене и их отра»ение на поверхности (на примере Центральной Прибалтики) // Тезисы XI конгреса ИНКВА.-М., 1982. Т. II. С. 4-4. (На английском языке).

23. Ледниковый морфогенез и гляциоструктура Формообразующих отложений // Краевые образования материковых оледенений. Тезисы докл. VII Всесоюз. сс-вещ,- М.: Наука, 1985. С.5-6.

24. Карта четвертичных отло*ений. М. 1:2000000 // Атлас ЛССР.-М.: ГУГК при СМ СССР, 1986.