5.3. Проявление активных разломов в структуре новейших отложений и современном рельефе

Геологические данные свидетельствуют о значительном влиянии разломно-блоковой тектоники на формирование структуры новейших отложений и современный рельеф. Одним из наиболее ранних по времени проявления (поздний олигоцен-средний миоцен) признаков такого влияния является приуроченность погребенных карстовых форм (по мелу и соляным породам), выполненных преимущественно отложениями позднеолигоцен-среднемиоценовой буроугольной формации, к активизированным фрагментам крупных платформенных и доплатформенных разломов. Новейшая активизация таких разломов повышала трещиноватость карстующихся пород, определяла характер гидрологического режима и, следовательно, в зачительной мере контролировала процессы выщелачивания. Одним из примеров такого парагенеза является приуроченность погребенных карстовых форм (поперечник до 2 км, глубина до 70 м), расположенных по обеим сторонам долины Днепра выше Дубровно, к разрывным нарушениям с амплитудой вертикальных смещений до 30 м (см. рис. 4.17) [166]. Подобное совпадение карстовых воронок с активизированными разломами скорее всего является проявлением общей закономерности и характерно для большинства углепроявлений и месторождений бурых углей позднеолигоцен-среднемиоценового возраста (Красная Слобода, Береза, Тонеж, Бринев, Антополь и др.).

На Краснослободском участке (западная часть Припятского прогиба) по особенностям строения выполняющих карстовые просадки буроугольных слоев выделяется две фазы ускорения суброзионных процессов: позднеолигоценовая (амплитуда просадки 20-30 м) и среднемиоценовая (30-40 м). Эти фазы хорошо согласуются с фазами неотектонической активизации разрывных нарушений [7, 187].

В пределах Бриневского месторождения бурых углей узкая мульда проседания глубиной в несколько десятков метров расположена над разломом, установленным по геофизическим данным. Нижележащие слои мезокайнозойских и верхнепалеозойских отложений деформированы согласно и повторяют очертания мульды проседания, то есть время образования просадки соответствует возрасту основного объема заполняющих карстовую воронку отложений (средний миоцен) и свидетельствует о среднемиоценовой фазе активизации сопряженного с ней разлома [7]. Непосредственную связь процессов выщелачивания и угленакопления с активизацией в среднем миоцене ряда других разломов Припятского прогиба (например, Малынско-Туровского) отмечал также З.А.Горелик [82].

Вторым интервалом новейшего времени, с которым связан целый массив данных об активизации разрывных нарушений и их влиянии на седименто- и морфогенез является вторая половина плейстоцена (время образования отложений ледниковой формации). Одним из первых на очевидную связь сформировавшихся в среднем и позднем плейстоцене гляциодислокаций, конечных морен (напорных и насыпных), других краевых ледниковых образований с активизированными разломами (Ошмянским, Налибокским и др.) обратил внимание З.А.Горелик [81]. Позднее такой парагенез отмечали многие специалисты. В наиболее систематизированном виде закономерные связи с активизацией разломов гляциодислокаций показаны в монографических работах Э.А.Левкова, крупных форм рельефа – А.В.Матвева, Л.А.Нечипоренко и др. [152, 192-193]. К числу наиболее ярких примеров таких парагенетических связей относится формирование в среднем плейстоцене ряда крупных конечно-моренных возвышенностей над активизированными в новейшее время разломами.

По данным А.В.Матвеева, большинство линейно вытянутых полос краевых ледниковых образований Белорусского Полесья контролируются разломами: Ельско-Буйновичские краевые ледниковые образования приурочены к Наровлянскому горсту и окаймляю­щим его разломам; Солигорско-Любанские, Костешанско-Глядовичские - к Северо-Припятскому разлому; Мозырская гряда - к Шестовичскому; Загородье - к системе по­перечных нарушений, секущих Выжевско-Минский раз­лом. В центральной части региона Новогрудская, Слонимская, Копыльская возвы­шенности ограничены Свислочским и Ляховичским разломами, Минская возвышенность и Ошмянская гряда связаны с Ошмянским и Выжевско-Минским разломами. Вдоль Стоходско-Могилевского разлома располагаются краевые ледниковые комплексы у Солигорска, Марьиной Горки, Осиповичей, Кричевского - у Бобруйска, Славгорода. Краевые ледниковые образования Оршан­ской и Браславской возвышенностей также связаны с зонами нарушений фундамента. Кроме того, с зонами активных разломов ассоциируют наиболее крупные гляциодислокации [192].

Все же из-за недостатка детального геологического материала до недавнего времени вопрос о проникновении тектонических флексурно-разрывных нарушений в толщу отложений ледниковой формации и формировании обусловленных движениями по разломам и выраженных в условиях залегания среднеплейстоцен-голоценовых слоев неотектонических структур оставался дискуссионным. В последние годы получено много новых данных, свидетельствующих о проникновении разрывных нарушений в толщу четвертичных отложений и молодом (не древнее среднего плейстоцена) возрасте многих локальных неотектонических структур. Признаками дифференцированных движений по активным разломам являются нарушения первоначального залегания отложений, выраженные в форме уступов, флексур, разрывов слоев, резкое изменение мощности и состава аккумуляций на разных крыльях активного разлома, локализация над таким разломом конечно-моренных, озовых и других гряд, совпадающих с ним по простиранию, расположение непосредственно над разломом крупных гляциодислокаций и эрозионных (ледниковых ложбин и речных долин) врезов (рис. 5.2).

Многочисленные примеры проявления активных разрывных нарушений дало изучение детальных геологических профилей, построенных по данным выполнения крупномасштабных геолого-съемочных, геолого-разведочных, инженерно-геологических и других работ. Чаще всего по геолого-геоморфологическим материалам достаточно уверенно идентифицируются новейшие структуры локального уровня, сформировавшиеся (либо формирующиеся до настоящего времени) в результате относительного смещения блоков, ограниченных активными разломами. Сопоставление выявленных по данным бурения характерных деформаций в структуре толщи

новейших отложений (флексурообразных перегибов слоев, складок) со структурными элементами (пликативными и разрывными) допозднеолигоценовых образований платформенного чехла и фундамента в ряде случаев позволяет сделать заключение о преимущественно тектонической (неотектонической) природе части таких деформаций и образованных в результате дифференцированных движений по проникающим в новейшие отложения разломам структурных форм. Самые молодые по времени проявления подвижки по разломам нередко выражены в современном рельефе, более ранние распознаются только по структуре погребенных слоев.

Морфологически активные разломы лучше всего выражаются уступами, разделяющими расположенные на разном гипсометрическом уровне ступени. Такие ступени прослеживаются как по подошве и мощности опорных горизонтов, так и, нередко, в современном рельефе (рис. 5.3-5.6). Относительная высота таких уступов составляет 10-15 м, а иногда достигает 35-40 м и более. Учитывая возраст формирующих рельеф отложений, можно предположить, что некоторые из рассматриваемых тектонических уступов сформировались в самом конце позднего плейстоцена и продолжают развиваться до настоящего времени. Такие уступы на значительных отрезках образуют борта Полоцкого приледникового озера, долины Западной Двины и других рек (рис. 5.7-5.8). Как уже отмечалось, позднеплейстоценовая активизация движений по разломам на севере региона была в значительной степени обусловлена гляциоизостатическим фактором.

Кроме приведенных примеров форм рельефа, имеющих собственно тектоническое поисхождение, многие специалисты отмечают косвенное (опосредованное) влияние активных нарушений на морфогенез. Одной из таких особенностей проявления активных разрывных нарушений является их связь с эоловыми образованиями, которая обнаруживается в районах распространения легко перевеваемых песчаных отложений (Белорусское Полесье, Верхне- и Средне-Неманская, Полоцкая низины). Предпосылкой локализации эоловых гряд над разломами, по которым осуществлялись малоамплитудные подвижки, является изменение гидрологического режима (осушение) на поднимающихся

крыльях таких нарушений. В геологической литературе приводятся многочисленные факты тектонического контроля распространения и даже особенностей морфологии эоловых образований (Северо-Припятский, Южно-Припятский, Лоевский, Речицкий, Сколодинский, Червонослободский и др. разломы). [135, 215-216].

Среди разнообразных форм рельефа ледникового происхождения с активными разломами более всего связаны линейно вытянутые эрозионные врезы (ледниковые ложбины, долинные зандры) либо озовые и озоподобные гряды, возникшие в крупных трещинах в теле ледника. В работах А.В.Матвеева и Л.А.Нечипоренко [192-195] детально проанализировано соотношение платформенных разломов и планового рисунка сети ледниковых ложбин на территории Беларуси и сделан вывод о том, что большая часть таких врезов (основное время формирования – первая половина среднего плейстоцена) располагается над крупными нарушениями фундамента.

Сопоставление расположения системы озовых гряд, сформировавшихся в интервале 17-14 тыс. лет назад (конец позднего плейстоцена) с простиранием разломов, установленных в фундаменте по геолого-геофизическим данным, показало, что некоторые из наиболее протяженных гряд или группы из нескольких более коротких субпараллельных друг другу озов точно «сидят» над разломами, которые ранее считались доплатформенными (не проникающими в платформенный чехол) (рис. 5.9-5.11). Для выяснения возможного механизма влияния активизированных разломов на ледниковый морфогенез было проведено специальное исследование закономерностей формирования озовых и других гряд на территории Белорусского Поозерья [128-130].

Одним из объектов названного исследования стала система озовых и озоподобных гряд и сопряженных с ними ложбин, образующих вытянутую на несколько десятков км полосу «ориентированного» рельефа под общим названием Жеринский линеамент. Впервые озовые и озоподобные гряды, входящие в южную часть этого линеамента, были выявлены в ходе геологической съемки и описаны А.В.Матвеевым и др. [192] при

характеристике Чашникской водно-ледниковой низины. Новые данные свидетельствуют, что протяженность полосы линейно ориентированного рельефа здесь значительно большая, чем считалось ранее. Отчетливее всего она выражена на отрезке длиной не менее 60 км между устьем р.Улла и оз.Черейское (см. рис. 5.11). К тому же к северу линеамент фрагментами прослеживается сквозь флювиогляциальные и лимногляциальные отложения еще как минимум на такое же расстояние. Признаки его продолжения наблюдаются и к югу. В целом Жеринский линеамент вытянут субмеридионально (азимут около 355^о).

Ширина полосы ориентированного рельефа изменяется от 0,2 до 1,0 км, составляя в среднем 0,5 км, причем обычно в ее структуре осевое положение занимает система озовых гряд, оконтуренных с обеих сторон ложбинами. Ныне они наследуются озерными, речными долинами, ручьями. Относительная высота такой гряды над урезом рек и озер в соседних ложбинах составляет от нескольких до 33 м, в среднем около 10-12 м. Максимальные значения зарегистрированы южнее оз.Жеринское, где ее гребень достигает абсолютной отметки 171,5 м.

Высота гребня гряд постепенно понижается с юга на север. При этом на южном отрезке поднятие выражено отчетливее, имеет острую или округлую вершину и выпуклый поперечный профиль, тогда как на севере появляются фрагменты с плоскими вершинами. Максимальные отметки на южном отрезке близки к 150-170 м, северном - 130-140 м. В южной и средней частях рассматриваемой структуры гребень осевой гряды обычно выше окружающей моренной равнины, севернее же оз.Глубочино вершины близки к отметкам бортов оконтуривающих ложбин.

Осевая (приподнятая) зона линеамента распадается на серию продолжающих друг друга по простиранию гряд длиной от 0,3 до 2,5 км. Обычно они прямолинейные, иногда S-образно изогнуты. Местами осевую зону формируют пары параллельных грядок. Еще одной чертой линеамента служат оперяющие его под острыми углами (15-35^о) грядки, ложбинные озера, речные долины, чаще направленные к северо-северо-востоку.

Гряды сложены преимущественно озерно-ледниковым материалом (ленточные глины, суглинки, пески) и в меньшей степени флювиогляциальными отложениями (пески), тяготеющими к основанию разреза. На склонах появляются прослои невыдержанной мощности морены сплывания с валунами до 0,5-1,5 м. Доля глинистых лимногляциальных фракций в разрезе возрастает в северном направлении, где озерно-ледниковые отложения участками залегают и на бортах. Важной особенностью внутреннего строения гряд являются гляциокарстовые сколы и смещения по ним: в своде - грабенообразные просадки, на крыльях - ступенчатые сбросы. Амплитуда отсадок по сколам составляет от 0,1 до 1,6 м. У бортов гряды плоскости сбрасывателей искривлены и под углом 75-80^о падают во внешнюю сторону. Сколы рассекают первично горизонтальную водно-ледниковую толщу на серию блоков шириной от нескольких дециметров до нескольких десятков метров.

Водно-ледниковые отложения гряд насажены на цоколь из моренных супесей и суглинков, которые выходят в бортах ложбин и обычно формируют поверхность смежных участков Чашникской равнины. На границе распространения полосы лимногляциальных образований и морены иногда отмечаются флювиогляциальные дельты. Они построены пачками диагонально слоистых гравелистых песков и песчано-гравийно-галечного материала и морфологически выражены в виде пологих овальных холмов поперечником до нескольких сотен метров.

Приведенные данные о локализации, морфологическом выражении и строении аккумуляций в пределах Жеринского линеамента свидетельствуют, что эта узкая полоса водно-ледникового материала накапливалась в протяженной трещине в пределах периферической части последнего ледникового покрова на этапе деградации потерявших подвижность льдов (около 17-14 тыс. лет назад или несколько позднее). Грабенообразные просадки на сводах и ступенчатые сколы у склонов гряд появились после исчезновения подпора со стороны ледяных стенок. В результате такой инверсии и возникла цепь озов и озоподобных гряд, сопровождаемая с обеих сторон ложбинами, которые указывают, что на начальной стадии процесс сопровождался инъектированием материала в полость трещины.

Важной особенностью Жеринского линеамента служит то, что он пространственно и по ориентировке совпадает с зоной Чашникского разлома. Впервые этот субмеридиональный разлом был идентифицирован на материалах аэромагниторазведки [67]. Разлом прослежен во внутренней структуре фундамента на 140 км и отнесен к категории глубинных нарушений доплатформенного заложения. Приуроченность рассматриваемого линеамента к зоне Чашникского разлома позволяет сделать вывод об активизации этой зоны около 17-14 тыс. лет назад. Как показали исследования в Карелии и на Кольском полуострове, такого рода оживление разрывных нарушений могло сопровождаться землетрясениями силой до 8-10 баллов [174].

Параллельно Жеринскому линеаменту к западу и востоку выявляется еще несколько полос линейно ориентированного рельефа. Общая ширина этой меридиональной вытянутой зоны составляет около 15 км. Ее структура определяет характер восточного борта Полоцкого приледникового бассейна, положение части эоловых массивов, конфигурацию излучины Западной Двины у Бешенковичей, простирание долин многих субмеридионально текущих рек (Свечанка, Улла, Усвейка и др.). В целом эта зона пространственно соответствует блоку-клавише, выделяемой в фундаменте в пределах Витебского гранулитового массива.

К сказанному следует добавить, что к полосе Жеринского линеамента приурочен и один из самых глубоких ледникового врезов на территории Беларуси - Чашникская ложбина. Днище этого вреза достигает отметки 122 м ниже уровня моря. В этой же зоне установлены аномалии гидрохимического состава подземных вод. Поэтому скорее всего зона Чашникского разлома проявлялась не только в конце позднего, но и на протяжении среднего плейстоцена.

Еще одну группу связанных с активными разломами и относительно слабо изученных ледниковых форм рельефа представляют так называемые озы выдавливания. Выполненное исследование позволило доказать, что они широко развиты на территории Беларуси [128-129]. Одна из групп таких озоподобных гряд была обнаружена в в 15 км юго-западнее г.Витебска в районе оз.Добрино. В эту группу входит несколько субпараллельных гряд. Их длина колеблется от нескольких сотен метров до 5-6 км при ширине 50-150 м и относительной высоте до 15-20 м. Гряды ориентированы с запад-северо-запада на восток-юго-восток. В плане они извилисты, прямолинейные участки чередуются с резкими коленообразными изгибами. Местами гряды сужаются и снижаются. Такие пережимы расчленяют их на более короткие отрезки.

Одна из самых представительных и морфологически отчетливо выраженных гряд названной группы протянулась от восточного берега озера Добрино на юго-восток до д.Грядки, а затем меняет свое направление на широтное и продолжается от западного берега оз.Городно, к д.Подцерковщине. Общая протяженность гряды 5,5 км. Гряда извилистая и напоминает меандрирующую реку. Размеры таких «меандров» составляют 0,3-0,4 км. Характерной особенностью рассматриваемой формы являются отчетливо выраженные узкие субпараллельные понижения по обеим сторонам гряды. Их ширина изменяется от нескольких десятков метров до 100-200 м, причем на значительном протяжении эти ложбины дренируются ручьями или заболочены. В целом поперечный профиль гряды симметричный, а крутизна склонов местами достигает 30-40^о. Гребень гряды чаще хорошо выражен и имеет ширину до 10-20 м.

В строении гряды принимает участие красно-бурая поозерская морена с прослоями и линзами мелко-, тонко- и разнозернистых песков, тонких супесей. Валунов в самой морене сравнительно мало, хотя по склонам гряды они отмечаются повсеместно. Некоторые экземпляры валунов достигают 1-1,5 м.

Внутреннее строение гряды в поперечном сечении проявляется в карьере, расположенном в 1 км к юго-востоку от д.Заозерье на северном берегу оз.Добрино (рис.5.12). Характерными особенностями структуры озоподобной формы служит резкое преобладание в разрезе морены, ее залегание на вершине и склонах гряды, отчетливые текстуры течения материала, направленные от бортов к ядру формы. При этом внутри моренной толщи отмечаются сложные

складчато-надвиговые деформации, в том числе наклонные и лежачие складки со срезанным верхним крылом, гляциодиапиры, надвиговые плоскости, по которым морена и другой материал были перемещены снизу вверх к вершине гряды. Особенности деформации подчеркиваются сохранившимися маломощными прослоями лимногляциальных тонкозернистых песков и тонкой супеси, тогда как в других местах первичная слоистость полностью разрушена и в песчаный материал втерты валуны и гнезда морены.

Изложенное свидетельствует, что такие озоподобные формы могли возникнуть только в подледниковых условиях, так как поверхность гряды сложена мореной. Одновременно с этим можно заключить, что основным процессом, обусловившим формирование гряды, было выдавливание слаболитифицированного материала в ослабленные зоны и трещины в теле ледника, уже утратившего свою активность. Признаками инъецирования пород субстрата в мертвый лед являются симметричность поперечного профиля гряды, ее извилистость в плане, текстуры течения, сходившиеся к ядру формы, залегание деформированных слоев согласно склонам, отчетливо выраженные, локализующиеся с обеих сторон поднятия компенсационные ложбины.

Скорее всего, появление трещин в основании льда и формирование инъективных гряд (псевдоозов) предопределялось активизацией на данном участке разрывных нарушений. Кроме того, резкие коленообразные изгибы моренных валов выдавливания могли быть связаны с малоамплитудными горизонтальными смещениями субстрата. Подобные горизонтальные смещения по разломным зонам с деформацией простирания озовых гряд известны в области Балтийского щита (Карелия).

Третью группу тектонически обусловленных (тектоноледниковых) форм ледникового рельефа представляют озы, сочетающие в себе признаки двух ранее рассмотренных категорий (собственно озов и озоподобных гряд). Такие сложные озы состоят из двух «структурных этажей»: выдавленного за счет инъецирования снизу в трещину ледника ядра и перекрывающего это ядро водноледникового материала.

Примером системы таких тектонически обусловленных озов, служит линейно ориентированная полоса из нескольких гряд между дд.Мосар и Горы в Ушачском районе. Общая протяженность этой полосы (Мосарского линеамента) составляет около 18 км (рис. 5.13). Она ориентирована с запад-юго-запада на восток-северо-восток. В простирании гряд при общей прямолинейности отмечаются локальные изгибы, короткие (0,3-1 км), оперяющие основной линеамент грядки, причлененные к нему под разными углами.

Характерной особенностью рассматриваемого линеамента является размещение с ее обеих сторон вытянутых озерных водоемов либо заболоченных понижений. В крупных озерах (Отолово, Туроссы, Кривое) гряды образуют узкие полуострова, разделяющие такие водоемы на заливы. Ширина гряд изменчива и колеблется от 50-70 м (перешеек между оз.Отолово и Пазушно) до 0,3-0,6 км (между оз.Мосарское и Троща). На отрезках, где линеамент построен из нескольких субпараллельных грядок, суммарная ширина достигает 0,8-0,9 км.

Поперечный профиль гряд представлен двумя основными типами. Первый из них - это формы с уплощенной достаточно широкой вершиной (100 м и более), второй - гряды с узким от 2-10 до 50-70 м выпуклым гребнем. Первый тип наблюдается между оз.Городенец и Белое, Гашно и Черная Урода, у западного окончания оз.Отолово и в других местах. В подобном случае абсолютные отметки вершин достигают 153-175 м при относительной высоте над уровнем воды в озерах около 25-40 м. Второй тип (возле д.Мосар, между оз.Пазушно и Отолово, Провады и Туроссы и др.) чаще свойственен формам с абсолютными отметками около 145-160 м и относительным превышением до 15-25 м. Следовательно, характер поперечного профиля гряд обнаруживает закономерную связь с их высотой: плоские, как бы срезанные вершины появляются на участках, где относительная высота превышает 25 м, а на более низких отметках почти всегда встречаются острые гребни. Склоны гряд того и другого типа обычно довольно крутые (около 15-25^о), нередко этот показатель достигает30-35^о.

На большей части Мосарского линеамента вершины гряд и их склоны сложены плотными моренными супесями и суглинками. На склонах нередко наблюдаются крупные валуны до 1-2 м в поперечнике. В то же время по простиранию линеамента моренные валы сменяются настоящими озами, сложенными песчаными и песчано-гравийно-галечными отложениями (перемычка между оз.Туроссы и Кривое). Такие озы либо имеют выдавленное моренное ядро, либо сопровождают основной моренный вал параллельной грядой. В структуре же гряд, сложенных мореной, выявляются антиклинальные складки, нередко осложненные на крыльях мелкими чешуями, которые восстают от подножья к гребню таких форм рельефа.

Приведенные данные позволяют заключить, что основным фактором формирования охарактеризованной линейной системы гряд являлось нагнетание материала ледникового субстрата в протяженные трещины или ослабленные зоны в основании потерявшего подвижность ледника. Признаками омертвления льда служат прямолинейность гряд, секущих дугообразную структуру краевых образований активного этапа последнего оледенения, симметричный поперечный профиль гряд, наличие компенсационных углублений (озерных котловин и вытянутых заболоченных понижений) по обеим сторонам валов, внутреннее строение выдавленных положительных форм.

Глубина компенсационных котловин, наследуемых озерами Белое, Отолово, Пазушно, Троща, Кривое и др., достигает 16,4-38,2 м. Примерно ту же величину составляет относительная высота гряд. Это служит дополнительным аргументом в пользу инъективной природы гряд и позволяет интерпретировать озерные котловины как ложбины выдавливания. Определенную роль в окончательном оформлении переуглублений, вероятно, играл размыв талыми ледниковыми водами, которые циркулировали по трещинам и одновременно аккумулировали обломочный водно-ледниковый материал в местах современного расположения озов.

Появление уплощенных («срезанных») площадок на гребнях гряд с относительным превышением свыше 25 м при сохранении на более низких отметках островершинных форм объясняется кратковременной подвижкой верхних слоев ледникового покрова в то время как его нижняя часть (толщиной в несколько десятков метров) оставалась неподвижной. Такого рода подвижки периферической зоны ледника, получившие название деградационного наступания, характерны для заключительных фаз разрушения ледникового покрова.

Гряды с подобной морфологией, строением и генезисом широко распространены и в других районах Белорусского Поозерья. Они часто образуют своеобразную решетку, элементы которой имеют диагональную и меридиональную направленность. Размер ее ячеек составляет от 1 до 10 км, чаще около 2-6 км. Протяженность отдельных линеаментов этой решетки может достигать 20-50 км. При этом ориентировка и локализация названных упомянутых элементов решетки хорошо коррелирует с рисунком разломной сети, установленной по геолого-геофизическим данным. Из этого следует, что заложение системы ледниковых трещин, в которые нагнетался материал субстрата, связано с активизацией разрывных нарушений более древнего заложения в финальную фазу поозерского оледенения. Поэтому описанные гряды (как и рассмотренные ранее озы над Чашникским разломом и озы выдавливания у оз. Добрино) отнесены к группе тектоноледниковых форм рельефа, которые наряду с другими геологическими данными свидетельствуют о неотектонической активизации совпадающих с такими грядами по простиранию разломов [128].

5.4. Реконструкция неотектонических полей напряжений и кинематические типы активных разломов

Для реконструкции полей региональных неотектонических напряжений, которые обусловили характер сети активных разломов, проявившихся в новейшее время на территории Беларуси и смежных областей был применен разработанный Л.А.Сим (МГУ) структурно-геоморфологический метод анализа сопряженных с основным разломом вторичных нарушений (локальных разломов и мегатрещин), базирующийся на принципах тектонофизического моделирования [251-252]. Характер распределения мегатрещин и малоамплитудных разломов, оперяющих установленное по комплексу геолого-геофизических данных основное нарушение, дал возможность определить кинематический тип многих активных нарушений, знак возможных сдвиговых смещений, преобладающую ориентировку осей максимального сжатия и растяжения, а также выявить обстановки дополнительного сжатия или растяжения, приложенного перпендикулярно плоскости разлома [351]. Результаты реконструкции неотектонических напряжений показали, что механизм формирования новейших платформенных структур территории Беларуси обусловлен преимущественно сдвиговыми тектоническими напряжениями, которые имеют ориентированную субмеридионально ось сжатия и направленную субширотно ось растяжения(рис. 5.14).

С названными особенностями реконструированного применительно к новейшей стадии (скорее всего второй, - позднемиоцен-плейстоценовой, - части новейшего интервала геологического времени) напряженного состояния земной коры непосредственно связаны кинематические типы активных разломов (рис. 5.15). В охарактеризованном ранее поле региональных неотектонических напряжений достаточно протяженные разломы северо-западного простирания являются преимущественно правыми сдвигами либо взбросо-сдвигами, а северо-восточного простирания - левыми. Субмеридиональные разломы в основном имеют характерные признаки сбросов либо сбросо-сдвигов, которые обычно сопровождаются системой мегатрещин, параллельных основному нарушению. Это служит дополнительным аргументом в пользу предположения о преимущественно широтной ориентации оси растяжения в регионе, при которой такие разломы и должны быть именно сбросами.

В результате выполненной реконструкции новейших тектонических напряжений территории Беларуси был уточнен ранг (порядок) активных разломов, определены их кинематические типы. В установленном поле напряжений максимальной активностью характеризуется правый сдвиг северо-

западного простирания, на северо-западе совпадающий с Вильнюсским и Ошмянским разломами и проходящий далее южнее Минска, Бобруйска и Гомеля (Ошмянско-Лоевская флексурно-разломная зона). Сектор растяжения в тылу этого сдвига обусловил формирование неотектонического Березинского структурного залива. К секторам локального сжатия во фронтальных частях рассматриваемого регионального сдвига, возникающих на участках его пересечения с разломами северо-восточного простирания, приурочены локальные поднятия. Более мелким по масштабу проявления является правый сдвиг северо-западного простирания, проходящий через оз. Нарочь и Вилейское водохранилище. К фронтальным частям этого сдвига приурочены локальные поднятия, а к тыловой части - структурный залив. Другой активной системой разломов первого порядка является левый сдвиг северо-восточного простирания, на северо-востоке совпадающий со Смоленским разломом, а на юго-западе – со Стоходско-Могилевским (Ивановско-Смоленская флексурно-разломная зона). В южном секторе сжатия, образованном при его пересечении с продолжением Вильнюсско-Ошмянского сдвига закономерно формируется новейший Червоноозерский структурный нос с повышенными значениями суммарных амплитуд вертикальных неотектонических движений. В северном секторе сжатия изобазы новейшего поднятия нейтральны по отношению к сжимающим напряжениям в этом секторе, поэтому источник сжатия должен располагаться на юге и действовать со стороны Украинского щита, испытывающего более активное новейшее воздымание.

Третьей системой активных нарушений первого порядка являются субмеридиональные разломы. Один из них на севере совпадает с Чашникским разломом фундамента, второй проходит между гг. Могилев и Бобруйск. Оба разлома сопровождаются интенсивными максимумами плотности мегатрещиноватости субмеридионального простирания, что служит свидетельством преобладания сбросовой компоненты перемещений. При этом по Чашникскому разлому восстанавливается правосдвиговая составляющая смещений, которая может быть обусловлена разницей между величинами напряжений растяжения и промежуточных напряжений, то есть ось сжатия в этом случае может быть промежуточной осью. К сектору растяжения этого сбросо-сдвига на юге приурочен структурный залив, а на севере - отрицательная неотектоническая структура (Полоцкая депрессия). Система субмеридиональных активных разломов первого ранга контролирует весь Березинский структурный залив, морфология которого усложняется из-за наличия активных разломов других простираний.

Таким образом, все крупные активные разломы территории Беларуси развиваются в условиях регионального субмеридионального сжатия и субширотного растяжения, ориентированных субгоризонтально. В данном поле напряжений меридиональные разломы первого ранга должны иметь раздвиговую составляющую, чем объясняется локализация в зонах таких нарушений глубоких эрозионных врезов (ледниковых ложбин) и значительное возрастание в этих зонах мощности новейших (особенно ледниковых) отложений. Субширотные разломы первого порядка в установленном поле напряжений должны быть зажатыми, но при несколько меняющихся соотношениях во взаимной ориентировке сжатия и плоскостей сместителя разломов такого простирания последние тоже могут активизироваться, в частности, субширотные элементы Полоцкой зоны разломов на севере Беларуси сопровождаются ярко выраженными максимумами плотностей мегатрещин почти всех простираний. С учетом значительной глубины заложения Северо- и Южно-Полоцкого разломов, это послужило основанием для отнесения этих нарушений к разломам первого порядка с неустановленной кинематикой.

Для целого ряда разломов установлены ориентации осей относительного сжатия и растяжения, которые дают значительный разброс в своих направлениях. Разломы, в зонах динамического влияния которых установлены эти напряжения, не играют заметной структурообразующей роли и поэтому отнесены к разломам второго и более мелких рангов. Несмотря на значительный разброс в ориентировке напряжений второго ранга , можно отметить некоторые тенденции в их ориентации, а именно: на западе юге и юго-востоке региона преобладают субширотные ориентировки осей сжатия второго порядка, в то время как на севере - субмеридиональные. Предположительно эта упорядоченность может свидетельствовать о наличии источника субширотного сжатия на западе, меньшего по величине, чем меридиональное сжатие. В пользу этого предположения говорит анализ обстановок дополнительного сжатия или растяжения, ориентированных нормально к плоскости разлома, Так, два мелких разлома в северном секторе сжатия, образованном Смоленским и Вильнюсско-Ошмянским разломами, формируются в условиях дополнительного сжатия - это явление хорошо объясняется их положением в секторах сжатия на окончании субмеридионального сбросо-сдвига и на пересечении Смоленского и Вильнюсско-Ошмянского разломов. Разломы на западе региона формируются только в обстановке дополнительного растяжения, которое ориентировано субширотно или диагонально. Субширотные ориентировки дополнительного растяжения могут быть обусловлены действием более слабого субширотного сжатия с запада, о котором упоминалось ранее.

Обращает на себя внимание наличие дополнительного субширотного растяжения в зоне Чашникского разлома, которое, возможно, обусловлено реактивным сжатием, вызванным процессом рифтогенеза в восточной части котловины Балтийского моря. Восстановленные неотектонические напряжения могут представлять практический интерес в связи с важностью определения степени проницаемости горных пород при гидрогеологических, нефтепоисковых и других исследованиях. В секторах растяжения одни и те же породы будут более проницаемыми («раскрытыми»), а в секторах сжатия – менее («зажатыми»). Это же относится и к субмеридиональным («раскрытым») и субширотным («зажатым») разломам.