Науково-пізнавальні можливості цифрових моделей поверхні землі
Реферат
на тему:
Науково-пізнавальні можливості цифрових моделей поверхні землі
Цифрові моделі є максимально простими і містять лише три пара-метри земної поверхні – Х, Y, Z. Тобто планове та висотне положення. В англійській версії ці моделі мають назву Digital Elevation Model (DEM).
Із застосуванням різних спеціальних програм, наприклад, ARCGIS, INVI, MAPINFO та інших, ця інформація може бути представлена у вигляді растрового зображення. Це робить її максимально наближеною до зви-чайних космічних та аерофотознімків, до гіпсометричних карт із вико-ристанням традиційних ізоліній, до об’ємного зображення (рис. 1).
Перші два варіанти візуального представлення цифрової моделі – через растр та ізолінії – були використані у попередніх публікаціях [15, 16] при вивченні перебудови гідросистем лівобережної частини Середнього Подніпров’я, з’ясуванні механізмів перетікань між ними та при дослідженні рівнів рельєфу цього регіону.
Представлений фрагмент об’ємного зображення басейну Дніпра (рис. 1) охоплює територію від прадолини Замглаю до гирла річки Самари. У порівнянні з фотографічним представленням інформації ця модель дає можливість побачити деякі нові риси в будові долини Дніпра. Навіть при побіжному аналізі зображення видно серію смуг, що простягаються від долини річки Остра аж до долини річки Самари. Попередній аналіз показав, що в будові поверхні вони виражені борознами, які вкладаються в закономірно орієнтовану систему. Також видно, що ці борозни розтина-ються долинами рр. Сули, Псла та Ворскли. Детальніша модель межи-річчя Дніпра й Сули (рис. 2.) показує, що уся ця поверхня також скла- дається з закономірно орієнтованих борозен, які вказують на те що по ній у свій час відбувався рух твердого тіла або тіл.
Ще кілька років тому, коли знання про цю територію базувалися головним чином на університетських лекційних курсах, після розгляду такого зображення був би зроблений однозначний висновок, що у цьому випадку на поверхні спостерігаються реліктові сліди екзараційної діяльності дніпровського льодовика. Але сьогодні, після детального вивчення проблеми поширення моренних відкладів, їх співвідношення з „гляціодислокаціями”, такий висновок уже не є можливим. Не дають це зробити дані досліджень В.В.Різниченка [19], І.Г.Підоплічка [17], Ю.А.Лаврушина [9], К.Е.Мандер [11], Е.А.Левкова [10], А.П.Ромоданової [18] та інших. Взагалі складається враження, що концепція існування дніпровського язика трималася і підтримувалася виключно для пояснення походження Канівських та інших „гляціодислокацій”. Оскільки ідея утворення деформацій у результаті тиску тіла льодовика на ”чомусь пластичні” в перигляціальних умовах гірські породи [1, 2, 13] не мала альтернативи (та ідея була висунута більше ста років тому), то більшість дослідників, усупереч очевидним фактам, стояли на позиціях гляціалізму та гляціотектонізму
Верхній горизонт (верства), представлений сумішшю піску, пилу і гравію, має цегельно-бурий колір, незначну потужність (0,3 – 1,0 м) і розсіяні без будь-якої закономірності валуни, переважно з вивержених і метаморфічних порід. Середній розмір валунів становить 10 – 15 см, рідко до 50 см...”. І далі: „Нижній горизонт морени представлений легкими і середніми суглинками, забарвленими переважно у сіруватий та сизувато-жовтий кольори; має тонку верствуватість, значну потуж-ність, що в чотири – вісім разів перевищує потужність верхнього горизон-ту. Контакт між цими горизонтами, звичайно, чіткий. На контакті верх-нього горизонту морени з лесами часто помітна верствуватість, створена піщано-гравелисто-галечниковими проверстками. Потужність проверст-ків піску незначна, 2-3 мм...”.
Досить дивним виглядає опис морени у тій частині, що стосується прошаркуватості, а нижня верства навряд чи може розглядатися як море-на взагалі, більше за все цей опис пасує до озерних відкладів. На рис. 3. представлена фотографія стінки кар’єру, розташованого на правому схилі долини р. Удай біля с. Повстин. На знімку можна спостерігати своєрідні риси відкладів. Це різкий контакт між прошаркуватою нижньою та одно-рідною верхньою верствами. Із них нижні відклади – це якраз ті утворен-ня, які віднесені до дніпровської морени. Якщо врахувати ту обставину, що більше 80 % таких відкладів складають морену дніпровського язика, то сумнівів щодо його існування є більш ніж достатньо.
Відносно поєднання цих двох верств слід зауважити, що подібні різкі контакти відомі досить давно [9, 13], і вони свідчить про значну швидкість руху [9]. Але поки що не відомо, що саме і як рухалося. Бо знову ж таки, ставши на загальноприйняті позиції, ми неодмінно впираємося у часовий парадокс. Якщо нижня товща є дніпровською море-ною, логічним є питання: а що її зрізало? Прямий аналог із гляціодисло-каціями: а що там зім’яло верстви рихлих відкладів у складки – разом із мореною? Різниця полягає тільки в тому, що в одному місці морена є зрізаною, а в іншому – дислокованою. Однозначно можна стверджувати тільки те, що обидві ці події відбулися вже у післядніпровський час.
Спробуємо, виходячи з уже відомих фактів, встановити чи при-наймні припустити, що то були за явища та процеси. Перш за все звер-немо увагу на склад нашарувань, що датувалися часом дніпровського зледеніння в долині Дніпра, а також на наявність відторженців, які розкидані вздовж долини Дніпра нижче гирла Росі.
Ще наприкінці 1940-х років, описуючи рух льодовика у лівобе-режній частині дніпровського язика, В.Г.Бондарчук [1, 2] писав, що перед тілом льодовика існувала поверхня, замулена через танення льоду і сті-кання талої води, і по ній льодовик рухався. Власне, верхня верства, зо-бражена на знімку, є добре перемішаним висохлим мулом, але утворилася вона не в результаті поступового стікання води з тіла льодовика, а в результаті висихання добре перемішаного матеріалу, можливо, прине-сеного селевим потоком.
Рис. 1. Об’ємна модель центральної частини басейну Дніпра.
Припущення щодо існування селевого потоку передбачає таку послідовність розвитку подій. У межах сучасного межиріччя Дніпра та Удаю до певного часу над згаданим зрізом-контактом існувала досить
Рис. 2. Об’ємне зображення межиріччя Дніпра та Сули.
Рис. 3. Південно-східна стінка кар’єру біля с. Повстин (правобережжя р. Удаю)
потужна товща, рельєф якої був подібний до сучасного на лівобережжі Удаю. Під дією якихось сил ця частина осадової товщі була зрізана та переміщена південно-східніше долиною Дніпра. Тепер фрагменти пе-реміщених товщ відомі під назвою „гляціодислокованих” відторженців – Букринсько-Канівських, Вільшанських, Мошногірських, Мотронівських та ін. Те, що початковим місцем їх розташування є колишнє межиріччя Дніпра та Удаю, було встановлено ще в середині минулого сторіччя [1, 2, 4, 9, 12]. Але механізм їх переміщення пов’язували з рухом льодовика. Припускалося, що відірвані брили, вмерзлі у льодовик, були переміщені з деформуванням або без нього, в непорушеному стані.
Загалом таке пояснення є логічним, але потребує принаймні встановлення походження відкладів, які перекрили площину зрізу-контакту. Крім того, рухомий льодовик повинен був залишити помітніші сліди, зокрема, ті ж моренні відклади.
Відсутність переконливих слідів льодовика навела на припущення про грандіозну природну катастрофу, яка знищила ті сліди льодовика, якщо він був, або просто зрізало поверхневі відклади межиріччя Дніпра та Удаю. Це припущення було зроблене автором дещо раніше [16]. Тоді воно базувалося на спрямленості, паралельності та неглибокому врізові долин Супою, Трубіжу, Переводу, Оржиці та інших). Остаточне під-твердження цього припущення отримано після аналізу зображення рель-єфу за цифровими моделями поверхні (рис. 2, 4,). Вниз за течією Дніпра такі явища спостерігаються на межиріччі Псла та Ворскли (рис. 5, верхня частина) та на межиріччі Орелі й Самари (рис. 5, нижня частина).
Селевий потік був дуже потужним і стрімким. Борозни, що залиши-лися на поверхні, свідчать про те, що разом із мулом неслися велетенські брили, які залишили глибокі сліди на поверхні (рис. 4). Цей рисунок дає можливість визначити і послідовність тих подій. Схоже, що перед селе-вим потоком річка Хорол безпосередньо впадала в Дніпро, а вже після нього змінила напрямок течії на південно-східний. Це означає, що ще пе-ред початком тих драматичних подій долини річок Сули, Хорола і Псла існували у тому ж вигляді, що й тепер. Це примітно також із тих позицій, що в сучасній геоморфології заплави річок за віком прийнято вважати голоценовими. І тут ми наштовхуємось на іншу суперечність: або вік за-плав значно давніший, або всі ці події відбулись у голоцені. Одне виклю-чає інше. Тобто проблема є, і вона заслуговує детального вивчення.
Крім названих ділянок басейну Дніпра, подібні борозни можна спостерігати і в долині Сейму (рис. 7) на межиріччі з Сулою та Роменом. Але далі на схід вони зникають. Порівняння вигляду борозен цієї ділянки з попередніми виявляє між ними дуже істотну різницю. Так, межиріччя Дніпра і Сули, Сули і Псла виглядають як поверхні, по яких був розлитий мул, який потім затвердів і порепався. А в басейні Сейму поверхня вигля-дає ідеально чистою (рис. ). Це може означати тільки одне: що той мул, який можна спостерігати у долині Дніпра, частково був принесений, із басейну Сейму в тому числі. Тут просто зійшов перезволожений верхній прошарок, залишивши по собі мерзлу товщу.
Рис. 4. Об’ємне зображення межиріччя Сули і Псла
Сучасний басейн середнього Дніпра представляє собою єдину гід-родинамічну систему, в якій існує постійний зв’язок між його притоками (рис. 6). Цілісність системи не дає підстав припустити можливість існу-вання будь-яких замкнутих басейнів, де б могла накопичуватися значна кількість води. Але є значна кількість фактів, які свідчать, що на певному етапі розвитку більша частина цього басейну була вкрита водою.
Гіпсометричний аналіз (профіль на верхній частині рис. 7) показує, що в басейні р. Сейм винесений матеріал початково знаходився на абсо-лютних позначках 170 м і вище. В районі с. Повстин селеві відклади залягають на висоті трохи меншій за 100 м, а в гирлі р. Сули – на висоті біля 80 м. Відстань між крайніми точка потоку дорівнює 300 км, перепад висот складає 90 м. Оскільки головною умовою для виникнення селів є раптовість скиду великої кількості насичених водою гірських порід, то неодмінно виникає питання про причини, що сприяли такому явищу.
Порівняння рельєфу, зображеного на рис. 2 і 4 виявляє, що на межиріччі Сули та Псла післяселеві смуги, утворені борознами і грива-ми, є особливо чіткими. Сумарний перепад висот грив і глибин борозен складає 10-15 м. Імовірно, що ці борозни залишилися як сліди перемі-щення селем різних за розмірами брил мерзлих гірських порід. Про те, що селевий потік був потужним і стрімким, можна судити за поширенням борозен уздовж (рис.6) усього лівого берега Дніпра аж до гирла р.Орелі, а можливо і далі. Ширина смуги поширення борозен на півночі східніше Києва сягає 150 км , а на прикінцевих ділянках – 30-40 км.
Рис. 5. Об’ємне зображення межиріччя Псла і Ворскли
(верхній рисунок), пониззя Орелі та Самари (нижній рисунок).
Аналіз структури зображення рис. 4 – 7 дає можливість припустити, що до проходження селевого потоку на межиріччі Дніпра та Удаю були вже сформовані басейни річок Трубіжу, Супою, Оржиці, Переводу. Межею селевого потоку на північному сході став лівий схил долини Удаю. Під час виникнення селю була зірвана та знесена верхня товща гірських порід потужністю 20-50 м. Через те що на деяких ділянках площина зрізу знаходилася вище тодішнього положення днищ долин, частково можемо уявити будову доселевої гідромережі. Зокрема, це стосуються р. Галки та її приток.
Рис.6. Гіпсометричні профілі через борозни, що залишили брили гірських порід та льоду під час селю у долині середнього Дніпра
Можливо, що далі на південний схід від долини Удаю будова лівого схилу долини Дніпра не зазнала істотних змін. До такої думки схиляє тип зчленування відрізків долин річок Сули, Хоролу, Псла та Ворскли, що були вкриті селевим потоком, із їх відрізками, що залишилися поза межами селю. На деякий час селевий потік заблокував стік у долинах цих річок, але в пізніше вони відновили свої долини у вигляді, близькому до попереднього. Виняток складає долина Хоролу, яка у нижній частині пристосувалася до нової топографії поверхні і змі-нила напрямок течії з південного на південно-східний, використавши при цьому одну з борозен, що залишилися за брилами несених селем відторженців. Попереднє положення нижньої течії р. Хорол фрагмен-тарно можна спостерігати на рис. 4. Тепер окремі фрагменти пониззя колишньої долини Хоролу успадковані річками Сухий Тагамлик та Сухий Омельник.
Рис.7. Об’ємне зображення межиріччя Сули та Сейму (регіональне – верхній рисунок, детальне – нижній рисунок).
Крім названих ділянок басейну Дніпра, борозни можна спостері-гати і в долині р. Сейму (рис. 7), на межиріччях із Сулою та Роменом. Вище за течією вони зникають. Порівнявши форми борозен цієї території та згаданих вище, зауважуємо між ними істотну різницю. Так, межиріччя Дніпра і Сули, Сули і Псла виглядають як поверхні, які були вкриті мулом, що потім затвердів та порепався, а поверхня у басейні р. Сейм виглядає ідеально чистою (рис. 6, нижня частина). Це може означати тільки те, що той мул, який спостерігається у долині Дніпра частково був принесений із басейну р. Сейм, де з поверхні зійшов перезволожений верхній прошарок гірських порід, залишивши по собі мерзлу товщу.
Гіпсометричний аналіз (профіль на рис. 7) показує, що в басейні р. Сейм винесений матеріал початково знаходився на гіпсометричних по-значках 170 м і вище. Біля с. Повстин селеві відклади залягають на висоті, трохи меншій за 100 м, а в гирлі р. Сули – на висоті біля 80 м. Відстань між крайніми точка потоку сягає 300 км, перепад висот складає 90 м. Оскільки головною умовою для виникнення селів є раптовість скиду великої кількості води та насичених водою гірських порід, то неодмінно виникає питання про те, що спричинило таке явище.
Рис. 8. Будова сучасного басейну Дніпра за даними DEM
Сучасний басейн середнього Дніпра представляє собою єдину гід-родинамічну систему, в якій існує постійний зв’язок між його притоками (рис. 8). Цілісність системи виключає можливість утворення та існування будь-яких замкнутих басейнів, де б могла накопичуватися значна кіль-кість води. Але є ряд фактів, які вказують на те, що в минулому більша частина басейну Дніпра була великим за площею озером. Свідченням цього є той факт, що в межах південно-східної Білорусії значне поши-рення набули озерні відклади, які залягають на висотах до 140 м [21]. У верхів’ях річок Сули, Хорола озерні відклади залягають на позначках до 150 м [7, 21], а на правобережній частині Дніпра в межах Українського кристалічного щита вони залягають на позначках до 170 м [6]. Таке висо-ке залягання озерних відкладів не відповідає орографії регіону, оскільки при рівні води у водоймі вищим за 150 м вона вже безпосередньо сполу-чалася б із басейном Західного Бугу і далі з Балтійським морем. А при умові, що відтікання води на північний захід блокувався тілом льодовика, відкривався б стік із озера до Чорного моря. Тому, скоріш за все, сучасне гіпсометричне положення озерних відкладів зумовлене також і неотекто-нічними чинниками. З урахуванням цієї обставини можна припустити, що початковий рівень води у водоймі, в якій ці відклади сформувалися, був не вищим за 150 м.
Із поширення озерних відкладів по всій долині се-реднього Дніпра виходить, що їх формування відбувалося в межах єдиного озерного ба-сейну, виникнення якого, ско-ріш за все, у часі слід пов’язувати з кінцем дніпро-вського періоду. Тоді талі во-ди льодовика затопили релік-тову тектонічну западину, що обрамляла кристалічний ма-сив із півночі та північного сходу. Але для пояснення причин виникнення селевого потоку слід припустити, що на момент його виникнення існували вже два окремі басейни з різними гіпсометричними параметрами. Як уже згадувалося, вододіл між ними міг знаходитися в межах сучасного межиріччя Дніпра та Удаю. З усіх наведених рисунків також видно, що на час виникнення селю топографія відрізку долини Дніпра нижче гирла Росі в цілому відповідала сучасній. Тобто вже тоді ця частина басейну мала сполучення з Чорним морем.
Приблизно у той самий час на північному заході почався стік води з піс-ляльодовикового озера у долину Західного Бугу. Аналіз гіпсо-метрії показує (рис. 9), що після сполучення басейнів Західного Бугу та Поліського озера його рівень підтриму-вався на позначці біля 144 м. Як окремий басейн Поліське озеро проіснувало до кінця Валдайського часу, і зникло тільки після прориву Мозирської височини [11]. Після цього на місці Поліського озера сформувався басейн Прип’яті, що увійшов до складу басейну Дніпра. Нижче місця прориву на відрізку між с. Юровичі та Дніпром у долині Прип’яті утворився величезний конус виносу [16].
Важливим етапом у формуванні басейну середнього Дніпра був час московського зледеніння. У цей період остаточно була сформована По-ліська низовина і вододіл, що відділяв її від середньодніпровської запа-дини. Її виникнення зумовлене діяльністю льодовика, яка полягала не в виорюванні поверхні, а в пересуванні примерзлих до льодового масиву блоків гірських порід. Вони сягали нижнього контакту промерзання, де присутність води та розкислих порід зменшували тертя до мінімуму. Такий механізм руху льодовика є більш вірогідним, ніж виорювання поверхні, але зона його поширення має певні обмеження. Перша умова, що необхідна для його розвитку, – це наявність осадової товщі, друга умова – це наявність значних тангенціальних напружень, властивих периферійній частині льодовика. В літературі зафіксовані подібні випадки переміщення поверхневих блоків осадової товщі, зумовлені дією льодовика у південній Білорусії [8]. Причому механізм їх руху неодмінно пов’язується з нижнім контактом промерзлої товщі.
Аналіз будови сучасної поверхні територій, що несуть на собі сліди зледенінь четвертинного періоду, дають підставу говорити про деякі принципові закономірності. Зокрема, це утворення брустверів по контуру льодовика, що мають традиційну назву кінцево-моренних пасом. Візуалі-зація цифрової бази даних дає можливість досить чітко простежити межі валдайського зледеніння на півночі Білорусії та в прибалтійських країнах, а також межі дніпровського зледеніння в Українському Поліссі (рис. 10). Можна припустити, що кінцево-моренне пасмо тут було сформоване за рахунок здирання верхньої частини осадової товщі та її переміщення у південному напрямку. З цих позицій стає зрозумілою відсутність відкладів дніпровської морени у південно-східній Білорусії [11] та їх поява вже в межах північної України. Наявність смуги розриву в по-ширенні дніпровської морени ставить нас перед проблемою визначення інтервалу часу, коли цей розрив утворився. Це могло статися вже тільки після того, як моренні відклади були сформовані, тобто у після-дніпровський час. Виходячи з положення меж поширення льодовиків та з їх часових інтервалів, не залишається іншого вибору, ніж припустити, що сталося це в період московського зледеніння.
Графічне представлення цифрових моделей дає можливість наочно оцінити ступінь такого впливу на перебудову поверхні. На рис. 11 наве-дено зображення межиріччя Дніпра, Десни та Замглаю, будова якого вказує на переміщення та зминання поверхневих відкладів силами, що діяли з півночі. Не виключено, що дія цих сил призвела до утворення розривів, у межах яких пізніше сформувалися долини Дніпра та Замглаю. Безумовно, велике значення в утворенні подібних розривів та у визначені місць їх локалізації мали такі локальна тектоніка і дольодовикова гідрографія регіону.
Перед продовженням роздумів про можливі сце-нарії розвитку подій є необ-хідність звернутися до однієї із застарілих догм: ідеться про визначення меж поши-рення льодовиків за чисто геологічними критеріями, за присутністю морени. Але чому виключно цей критерій береться до уваги? Тільки тому, що льодовик рухався і виконував певну фізичну роботу, результати якої фік-суються лише геологічними методами? Досить просто уявити ситуацію, коли по-тужність льодовика не досягла критичних значень, а мала, наприклад, усього 1 см і він увесь льодовиковий період залишався на одному місці. Хіба у такому випадку він не залишив по собі ніяких слідів у будові ландшафтів? Без сумніву, залишив, і не мало.
По-перше, це зміна щільності гірських порід під дією статичного навантаження з частковою ізостазією після зникнення льоду. По-друге, це промерзання гірських порід, а значить і незворотні зміни у їх фізичному стані. По-третє, і це напевно головне, нагромадження великої кількості води у твердому стані при таненні льоду вивільняє у короткий час велетенську кількість води та реалізує ту потенціальну енергію, що була законсервована впродовж усього холодного періоду. Тала вода виконує значний обсяг роботи з розмиву та переміщення мас гірських порід [15, 16]. У більшості випадків така робота стає можливою тільки завдяки концентрованому вивільненню енергії, тому більшість змін у будові поверхні якраз і настає безпосередньо за льодовиковими періодами.
Існують усі підстави для припущення, що на кінець дніпровського, а потім і московського періодів уздовж південної межі поліського регіону були сформовані кінцево-моренні пасма, що стали вододілом між Полі-ською улоговиною та позальодовиковими територіями на півдні та пів-денному сході. Різниця між цими періодами полягала у тому, що напри-кінці дніпровського часу ще не існувало проходу через Український кристалічний масив і вся площа басейну сучасного Подніпров’я перетво-рилася на велетенське озеро. Його площа при початковому рівні води 150 м, а досягала 150-170 тис. км2. У цей час були сформовані озерні відклади, про широке поширення яких ішлося раніше. Під час деградації льодовика сформувалося відтікання води у західному напрям-ку через долину Західного Бугу, Вісли, Варти й Одеру. Існування стоку прадолиною Вісли-Варти свідчить про те, що у той час доступ талих вод на північ до балтійського моря блокувався рештками льодовика [22].
Наприкінці московського періоду з початком танення льодовика з Середньодніпровської западини стік води до Чорного моря був регуляр-ним і умов для формування озера тут не було. Мерзлота зберігалася при-наймні до гирла р. Сули. Талі води накопичувалися в межах Поліської улоговини (рис. 12). Рівень води, якщо виходити з аналізу гіпсометрич-ного графіка на рис. 5 та інших даних, був не нижчим за 150 м. Берегова лінія проходила приблизно по лінії Чорнобиль – Чернігів – Конотоп. Перепад висот відносно дна Середньодніпровської западини складав приблизно 70-90 м на відстані 150 км. Величина гідростатичного тиску сягала 7-9 атм (без урахування статичного навантаження льодової тов-щі). До певного часу лід з одного боку створював статичне навантаження і тангенціальний тиск, з іншого боку він зв’язував окремі блоки гірських порід у одне ціле. З часом консолідуючі сили зменшувалися і при досяг-ненні критичного значення почався самостійний рух окремих брил. По-штовхом для цього могли бути і сторонні фактори, наприклад, землетрус.
З аналізу рис. 1 та рис. 2 можна припустити, що прорив вододілу почався на ділянці між долинами річок Трубіж та Удай. Під дією гідростатичних сил промерзла товща була зірвана з місця, у розривах утворилися селеві потоки, які захопили промерзлі брили і винесли їх у басейн річок Росі та Вільшанки, що відомі у літературі під назвою „відторженці” [1, 2, 9, 10, 12, 13]. Селеві потоки вкрили значну частину Середньодніпровської западини, які потім утворили глинисту товщу, зображення якої та контакт із нижніми верствами наводився на рис. 3. Бурхливі течії та рух велетенських промерзлих брил гірських порід і льоду зірвали з місця значну частину вододілу. Окремі відносно невеликі брили досягли гирла р. Самари. Траєкторії їх рухів зафіксовані у будові поверхні на вододілах річок Сули і Псла (див. рис. 4), Орелі та Самари. Велика мерзла брила, наприклад, осіла у центральній частині вздовж долини Дніпра, утворивши пізніше вододіл з долиною Тясмина.
Рис. 12. Положення Поліського озера у Середньодніпровській низовині на кінець московського періоду
Неподалік від точки злиття річок Псла і Хоролу, але вже у тій частині долини Псла, що не була зачеплена рухом великих уламків, біля с. Каленики, розташований кар’єр, де селеві відклади можна спостерігати на висотах до 75 м. Співвідношення їх із пісками, що перекривають їх, свідчить про те, що пізніше вони частково були зрізані.
Рух брил супроводжувався викидом величезної кількості мулу за межі борозен. Відповідно даним гідродинамічного вивчення селевих потоків, бокове винесення матеріалу селевими потоками приблизно складає 30 % і може збільшуватися при зміні напрямку руху [14]. Залишки слідів таких викидів матеріалу за межі борозен можна спостерігати вздовж лівого берега Десни практично від гирла р. Остра і далі вздовж лівого берега Дніпра до гирла р. Трубіж (рис. 13). Об’ємна модель цієї ділянки ілюструє співвідношення викинутого матеріалу і масштаби явища. З рисунка видно, що матеріал викидався нерівномірно і утворив пасмо неоднакових висоти і ширини. Гіпсометричні профілі, побудовані на базі цифрових моделей, показують, що ширина смуги виносу сягала 20 км, а висота пагорбів сягає 30 м. Пагорби мають круті західні схили, та пологі східні. Сьогодні ці утворення можна спостерігати на околицях Києва, у більшості випадків їх поверхня була трансфор-мована еоловими процесами. Тепер значна їх площа зайнята природними та штучними лісовими насадженнями, як правило хвойних порід. У верх-ній частині розрізу піщаних масивів досить часто зустрічаються поховані ґрунти, що свідчить про періодичність ландшафтних сукцесій. Імовірною причиною зміни рослинності та поновлення еолових процесів слід вважати лісові пожежі.
Використання цифрових моделей дає можливість дещо з ін-ших позицій підійти до проблеми Канівських дислокацій. На початку статті ми вже звертали увагу на деякі сумніви щодо їх формування внаслідок дії тіла льоду на промерзлі гірські по-роди. Зокрема, вказува-лося на деформованість дніпровської морени. Але існують і інші фак-ти, наприклад, резуль-тати геологічної зйомки території Канівських гір, які були отримані ще у 1965 р. [3]. Вони й надалі залишаються найповнішим та найдо-стовірнішим джерелом інформації відносно те-риторій Канівських, Букринських і Мош-ногірських дислокацій.
Перший висно-вок, що слід зробити, аналізуючи геологічні розрізи, (рис. 14) стосується безпосередньо терміну „деформації”, який у цьому випадку ніяким чином не відповідає геологічній структурі району. За своєю сутністю вони є типовими насувами, або шаржами, з будовою навіть дещо складніша за будову Кавказьких або Кримських гір і мало чим поступається Карпатам.
Особливості будови кристалічного фундаменту й осадової товщі Канівсько-Букринського району, включно з нижніми горизонтами юри, не дають ні найменших підстав для припущення про участь вертикальних тектонічних рухів у формуванні його структури. Обидва розрізи вказують на інтенсивні горизонтальні переміщення в дуже вузькій смузі, яка крім безпосередніх насувів поширюється тільки на ширину долини Дніпра. На лівобережжі, поза межами цієї смуги, у верхній частині розрізу спо-стерігається спокійне залягання гірських порід, без значних слідів гори-зонтальних та будь-яких слідів вертикальних переміщень.
Рис.14. Об’ємна модель і фрагмент геологічного профілю
через Канівські гори [3].
Іншу ситуацію можна спостерігати на правобережжі. Тут помітні сліди вертикальних переміщень окремих блоків, локальне потовщення верст, занурювання більш молодих порід під більш давні, зокрема крейди під юру, юри під тріас, і тріасу під перм. У лівобережній частині явище занурення молодих порід під більш давні поширюється вглибину і стає там чіткіше вираженим. Складається враження що відбулося зіткнення двох великих блоків, товщина яких не перевищувала 100-200 м. І, що найдивніше, вони автономні не тільки від кристалічного фундаменту, але й практично від товщі пермських відкладів (рис. 14). Як видно з рис. 14, горизонтальні зрушення поширюються на глибину до 500 м, що свідчить про високу енергетику зіткнення.
Рис. 15. Фрагмент геологічного профілю через Букринські деформації [3].
Слід зауважити, що концепція, яка буде викладена далі, ще не може вважатися цілком доведеною, хоча ті окремі факти, які покладені в її основу, свідчать про доцільність її подальшого вивчення. Перше вражен-ня, що виникає при розгляді наведених фрагментів профілів на рис. 14 і 15, є таким: утворення насувів відбулося в результаті дії якоїсь сили зі сходу, наприклад, льодовика. Припущення про дію льодовика є логічним, оскільки будь-яких інших об’єктів, які б могли виконати таку грандіозну роботу, не простежується, а зникнути міг тільки лід.
Аналізуючи будову Канівсько-Букринського району, потрібно звер-нути увагу на дві істотні обставини у будові його надр. Перша: гірські породи були зірвані з глибини –30 м (нижче рівня моря), а тепер вони залягають на висотах до 200-240 м. Виникає питання: яку потужність повинен був мати льодовик? Як відомо, питома вага льоду є меншаю за г/см3, а питома вага осадових порід у середньому складає 2,5 г/см3. Це означає, що тільки для компенсації статичних навантажень, які ство-рюють гірські породи, потужність льоду повинна була бути втричі біль-шою, ніж потужність гірських порід у межах схилу, тобто перевищувати 400 м. Але це тільки для компенсації навантаження. Льодовик повинен був ще створювати значні вертикальні й тангенціальні напруження для зриву і горизонтального переміщення блоків. Яка повинна була бути у такому випадку сумарна товщина льоду, взагалі уявити важко. Необхід-но також звернути увагу на положення нижньої межі відриву гірських порід. Як уже відзначалося, вона розміщена значно нижче тих висот, на яких, за даними палеореконструкцій, знаходилося ложе льодовика (90-100 м над рівнем моря). Це означає, що глибина екзарації біля підніжжя Канівсько-Букринських дислокацій зросла в порівнянні з північнішими ділянками льодовика більше ніж на 100 м.
Рис. 16. Продовження геологічного профілю з рис. 11 [3].
При відсутності фізичного тіла, що призвело до утворення насувів на лівобережній частині Дніпра, та при неможливості їх виникнення в результаті дії льодовика, проблема начебто заходить у глухий кут. Але спробуємо уважніше проаналізувати профілі на рис. 14-15. Перший однозначний висновок, який можна зробити з аналізу розрізів, – на час утворення насувів осадова товща була промерзлою на значну глибину.
З будови осадової товщі району відомо, що неогенові та палеоге-нові відклади представлені неконсолідованими породами – піском, глина-ми, суглинками і мергелем, а юрські глини характеризуються надзвичай-но високою пластичністю. При таких фізичних властивостях жодна з цих гірських порід у сучасних умовах не здатна до формування ні насувів, ні нормальних складок. При значних бокових напруженнях і переміщен-нях буде спостерігатися їх перетікання й перемішування.
Рис. 17. Об’ємне зображення межиріччя Дніпра, Ірпеня та Росі
(верхня частина) та південного контакту (нижня частина)
Утворення структур типу дислокацій у нормальних умовах можли-ве тільки для консолідованих порід, на зразок вапняків, доломітів, піско-виків і т. п. Але при промерзанні гірські породи зцементовані льодом і різко змінюють свій фізичний стан, із пластичних і сипучих – на кон-солідовані. І вже в такому стані вони можуть утворювати при відповідних навантаженнях розривні структури, насуви й т. п. Можна вважати, що формування Канівсько-Букринських дислокацій відбулося у період глибокого промерзання поверхні.
Рис. 18. Геолого-геоморфологічні профілі межиріч Дніпра – р. Нивки
(верхня частина) та Дніпра – Ірпеня (нижня частина) [5].
Форма західного, правобережного контакту, дає підстави припус-кати, що дія сил була скерована не в західному, а у східному напрямку. Осадова товща правобережжя начебто підсунулася під платини насуву і зібрала їх у єдине (див. збільшений фрагмент Бучацького насуву на рис. 15). Виглядає так, що в певний момент товща правобережжя просунулася на схід на відстань приблизно 10 км, створила насуви, згребла верхню частину порід, а потім відсунулася на захід. При відсутності слідів переміщення кристалічних порід таке припущення взагалі виглядає фантастичним. Але тут обов’язково маємо згадати про сліди-борозни, які залишили на поверхні блоки промерзлих гірських порід і льоду, що були несені селевим потоком. Можна було б припустити, що Канівсько-Бук-ринські насуви виникли як результат удару одного з них об нерівність поверхні, хоча це мало ймовірно, враховуючи глибину проникнення зміщень і розміри дислокацій. Розміри тих блоків були занадто малими для виконання такої роботи. Явище повинно було бути ще масштаб-нішим, можливо таким, якому не має аналогів в історії антропогенового періоду взагалі.
Рис. 19. Знімок стінки археологічного розкопу біля підніжжя гори Щекавиці на Подолі у Києві. (Фото В.Кримчака) [20].
Повернемося до об’-ємного зображення ділянки басейну Дніпра, що охоплює територію від р. Здвижа на заході до р. Сули – на сході, та від р. Сожу на півночі до р. Росі – на півдні (верхня частина рис. 17). У структурі зображення досить харак-терно виглядає межиріччя Дніпра, Ірпеня та Росі.
Будова цієї ділянки не гармонує з навколишніми територіями. Вона виглядає так, начебто з півночі до межі кристалічного фунда-менту сповзла велетенська брила, яка потім розтеклася подібно до рідкого цементного розчину. Примітним є південний контакт цієї ділянки.
Вигляд зображення дає усі підстави припускати, що у свій час уздовж цього контакту існували значні напруження, що призвели до утворення структур, подібних до Канівсько-Букринських (нижня частина рис. 17).
Структура зображення долини Дніпра не залишає нічого іншого, ніж припустити, що на одному з етапів розвитку селевого потоку були зірвані з місця брили розміром у кілька десятків кілометрів. Причому за їх співвідношенням із видимими борознами (місцями вони їх перекри-вають та зрізують), можна стверджувати, що це сталося на завершаль-ному етапі селю. Остаточно поверхня межиріччя Дніпра, Ірпеня та Росі сформувалося вже після танення порового льоду та льодової шапки, коли розкислі гірські породи розтеклися по прилеглій території.
Для підтвердження такого припущення приведемо два геолого-гео-морфологічні профілі (рис. 18), що характеризують будову верхньої час-тини осадової товщі на межиріччі Дніпра та р. Ірпеня (верхня частина) і Дніпра й р. Нивки (нижня частина). Навіть побіжний аналіз показує, що контакт відкладів Київської світи з перекриваючими верствами є неузгодженим. А вся товща, що залягає над Київською світою, є значно порушеною та деформованою.
Про те, що ці деформації могли мати місце під час одного зі зле-денінь, свідчить фотознімок стінки розкопу, зроблений під час архео-логічних робіт на Подолі біля гори Щекавиці. Як видно з фотозображення (рис. 19), піски полтавської світи, тепер сипучі, у мерзлому стані зазнали сильних вертикальних поштовхів і значних переміщень. Найбільш імовірним є те, що вертикальні поштовхи є наслідком ударів нижньої частини брили під час її переміщення.
Можливо, що наведені вище приклади є наслідками швидкого переміщення велетенської брили, що рухалася по промерзлій залитій мулом поверхні і яка після удару об кристалічні породи розкололася. Один із її фрагментів відскочив у східному напрямку. Фронтальна його частина виконала роботу ковша бульдозера. На лівому березі після того, як глибина врізання перевищила кінетичну енергію, цей фрагмент відскочив назад у західному напрямку. Оскільки буфером при ударі були зібрані у насуви породи юри, і через них передалася зворотна сила удару, вони разом з головним блоком відлетіли до їх сучасного положення.
Одна з точок зіткнення і сьогодні добре збереглась у будові по-верхні. Це деформація біля сіл Хоцки й Озерище, що розташовані на ліво-му березі Дніпра напроти Канівських гір. Її об’ємне зображення наво-диться на рис. 20. Зображене частково нагадує наведені вище зображення
вихлюпів уздовж берегів Десни та Дніпра (див. рис. 13), але має і певні відмінності. Контури підняття чіткіші й плавніші, що більше схоже на вертикальні деформації осадових порід.
Із селевими потоками у басейні середнього Дніпра може бути пов’язане ще один відомий феномен – Олешківськім піски. Про імпульс-ний перебіг процесу їх утворення ішлось в попередніх публікаціях [15]. Із наведених там зображень космічних знімків добре видно, що увесь масив був сформований серією вихлюпів-викидів. Із позицій існування селів у басейні середнього Дніпра ця імпульсивність пояснюється тим, що при викидах величезного об’єму мас гірських порід на певний час міг блокуватися відтік води до Чорного моря. Накопичення води призводило до прориву тимчасових гаток та викидів води разом зі значними масами матеріалу, якщо судити з кількості піщаних арен, в тому числі й пере-критих, то таких викидів було не менше семи.
Повертаючись до теми цієї статті – „Пізнавальна цінність цифрових моделей поверхні Землі”, слід нагадати, що одним із факторів, який стримував розвиток такого напрямку геофізики ландшафтів, була проблема отримання достовірних фактичних даних. При вивченні різних природних явищ виникала потреба в отриманні інформації про суто геометричні параметри поверхні – площу, висоту, кути нахилу, співвідношення поверхонь, глибину врізання, кількість винесеного або внесеного матеріалу і т. п. Безумовно, завжди існувала можливість отримати таку інформацію з аналізу топографічних карт, аерофознімків, космознімків, при польових дослідженнях. Але завжди це було пов’язане з величезними затратами часу на отримання вихідних матеріалів (топо-карт, знімків) і ще більшими затратами часу на їх опрацювання.
У практиці автора були випадки, коли для виконання деяких видів морфоструктурного аналізу кінцеві результати якого надавалися у мас-штабі 1 : 200 000, як вихідні дані використовувалися топографічні карти масштабу 1 : 10 000 (цього потребували умови рельєфу Білоруського Полісся). Технологія аналізу складалася з креслення горизонталей, укладання окремих аркушів, із технічних причин не більше 4, потім повторного склеювання і повторного перезнімання. І так до тих пір, поки не були зведені в єдине усі 256 аркушів.
Тепер, базуючись на цифровій моделі поверхні, цю роботу можна виконати за лічені хвилини. Причому практично без додаткових витрат часу можна значно покращити точність гіпсометричної інформації. Істот-ною перевагою цифрових моделей є швидка їх візуалізація в об’ємні моделі, що наближує, але не замінює і не замінить повністю стереоскопічного дешифрування аерофотознімків. Безумовно, це далеко
не всі переваги цифрових моделей, тут іще можна вказати на швидкий перехід від регіонального до найдетальнішого локального аналізу (максимальна точність, яку можуть забезпечити сучасні моделі складає 1 м планової прив’язки, та 0.1 м – висотної).
У роботі ми спробували показати не тільки переваги, які мають цифрові моделі будови поверхні Землі порівняно з традиційними джере-лами географічної інформації. Такі переваги дають можливість побачити нові риси в будові ландшафтних об’єктів і змушує по-новому підійти до вивчення начебто давно вирішених проблем. За приклади взято про-цеси переформування поверхні в гляціальних і постгляціальних умовах.
Можливо, що тільки частина висновків, зроблених на підставі аналізу цифрових моделей, знайде своє реальне підтвердження, але і цього буде достатньо, щоб говорити про доцільність їх подальшого використання. Цей напрямок був вибраний головним чином тому, що аналіз при їх вивченні був багатогранним і включав значну кількість різнорідних процесів. У простіших варіантах цифрові моделі були апробовані з метою вивчення будови долинно-терасних комплексів на Лівобережжі та Прикарпатті, при проведенні деяких видів морфо-структурного аналізу для цілей нафтогазопошукових робіт у тих же регіонах, а також при вивченні окремих природних явищ, зокрема ерозії та еолової акумуляції.
Як показав досвід, навіть демонстраційна версія цифрової моделі поверхні, є достатньо інформативною. Але її інформативність є недо-статньою вже при досліджень, що відповідають навантаженню і точності карт масштабу 1 : 50 000. Для їх вивчення необхідні моделі з точністю планової прив’язки на рівні 5-10 м. Вони реально існують і їх можна придбати через систему Інтернет на будь-яку ділянку земної кулі. Головний висновок, який може бути зроблений з отриманого досвіду, полягає у тому, що цифрові моделі земної поверхні за інформативністю і можливістю комп’ютерної обробки перевершують усі традиційні джерела. Але, ще раз підкреслюємо, вони не замінюють, а доповнюють їх.
1. Бондарчук В. Г. Геологія України, Вид. АН УРСР, 1955. – 830 с.
2. Бондарчук В. Г. Геоморфологія УРСР. – К.: Радянська школа, 1948. – 392 с.
3. Голубев В. А. Геологическая карта листа М-36-ХХ (Богуслав), Геолофонд „Геоінформ”. – Київ, 1965.
4. Горецкий Г. И. Аллювиальная летиопись великого Пра-Днепра. – М.: Наука, 1970. – 492 с.
5. Грубрин Ю. Л., Палиенко Э. Т. Современные геоморфологические про-цессы на территории среднего Приднепровья. – К.: Наукова думка, 1976. – 118 с.
6. Карта четвертичных отложений Украинской и Молдавской ССР. / Под ред. Веклича М. Ф. Мингео УССР, Трест „Киевгеология”. – К., 1977.
7. Карта четвертинних відкладів України. / Під ред. Гурського Д. С. Державна геологічна служба України. – К., 2000.
8. Кригер Н. И., Догодаренко С. А., Миронюк С. Г. Гляциотектоника и конечная морена западной части Русской равнины. – М.: Наука, 1983. – 108 с.
9. Лаврушин Ю. А. Строение и формирование основних морен матери-кових обложений. Тез. Докл. УII Все союз. Совещ. (Воронеж, 1985). – М.: Наука, С. 54-55.
10. Левков Э. А. Гляциотектоника. – Минск: Наука и техника, 1976. – 280 с.
11. Мандер Е. П. Антропогеновые отложения и развитие рельефа Бело-руссии. – Минск: Наука и техника, 1973. – 128 с.
12. Матошко А. В., Чугунный Ю. Г. Методические основы изучения ледниковых образований Днепровского языка (на примере междуречья Рось – Ольшанки – Тясмин). – К.: Наукова думка, 1986. – 54 с.
13. Матошко А. В., Чугунный Ю. Г. Днепровское оледенение територрии Украины. – К.: Наукова думка, 1993. – 192 с.
14. Ободовський О. Г. Гідролого-екологічна оцінка руслових процесів (на прикладі річок України). – К.: Ніка-Цент, 2001. – 302 с.
15 Пазинич В. Г. Придніпров’я у перегляціалі. Част. перша. Зміни вод-ності річок. Наук. ред. В.М.Пащенко // Супутник Київського географічного щорічника. Вип. 2. – К., 2004. – 156 с.
16. Пазинич В. Г. Перебудова басейну середнього Дніпра у післявалдай-ський час. – К.: Аспект-Поліграф, 2005. – 16 с.
17. Пидопличко И. Г. О ледниковом периоде. Вып. 4. (Происхождение валунных отложений). – Львов, 1956. – 336 с.
18. Ромаданова А. П. Четвертинні відклади лівобережжя середнього Дніпра. – К.: Наукова думка, 1964. – 156 с.
19. Різніченко В. В. На окраїнах Канівських дислокацій. Вісн. Укр. відділу Геологічного комітету, 1927. – Вип. 10. – С. 54-74.
20 Сагайдак М. А., Тараненко С. П., Іваків В. Г. Звіт про археологічні дослідження по пров. Мославському 7/9 за 2005 р. Ін-т. Археології НАНУ. – 20 с.
21. Яковлев С. А. Основы геологии четвертичных отложений Русской равнины. – М.: Госгеотехиздат, 1956. – 314 с.
22. Klimaszewski М. Geomorfologia. – Warszawa. 1978. – 1098 s.
на тему:
Науково-пізнавальні можливості цифрових моделей поверхні землі
Цифрові моделі є максимально простими і містять лише три пара-метри земної поверхні – Х, Y, Z. Тобто планове та висотне положення. В англійській версії ці моделі мають назву Digital Elevation Model (DEM).
Із застосуванням різних спеціальних програм, наприклад, ARCGIS, INVI, MAPINFO та інших, ця інформація може бути представлена у вигляді растрового зображення. Це робить її максимально наближеною до зви-чайних космічних та аерофотознімків, до гіпсометричних карт із вико-ристанням традиційних ізоліній, до об’ємного зображення (рис. 1).
Перші два варіанти візуального представлення цифрової моделі – через растр та ізолінії – були використані у попередніх публікаціях [15, 16] при вивченні перебудови гідросистем лівобережної частини Середнього Подніпров’я, з’ясуванні механізмів перетікань між ними та при дослідженні рівнів рельєфу цього регіону.
Представлений фрагмент об’ємного зображення басейну Дніпра (рис. 1) охоплює територію від прадолини Замглаю до гирла річки Самари. У порівнянні з фотографічним представленням інформації ця модель дає можливість побачити деякі нові риси в будові долини Дніпра. Навіть при побіжному аналізі зображення видно серію смуг, що простягаються від долини річки Остра аж до долини річки Самари. Попередній аналіз показав, що в будові поверхні вони виражені борознами, які вкладаються в закономірно орієнтовану систему. Також видно, що ці борозни розтина-ються долинами рр. Сули, Псла та Ворскли. Детальніша модель межи-річчя Дніпра й Сули (рис. 2.) показує, що уся ця поверхня також скла- дається з закономірно орієнтованих борозен, які вказують на те що по ній у свій час відбувався рух твердого тіла або тіл.
Ще кілька років тому, коли знання про цю територію базувалися головним чином на університетських лекційних курсах, після розгляду такого зображення був би зроблений однозначний висновок, що у цьому випадку на поверхні спостерігаються реліктові сліди екзараційної діяльності дніпровського льодовика. Але сьогодні, після детального вивчення проблеми поширення моренних відкладів, їх співвідношення з „гляціодислокаціями”, такий висновок уже не є можливим. Не дають це зробити дані досліджень В.В.Різниченка [19], І.Г.Підоплічка [17], Ю.А.Лаврушина [9], К.Е.Мандер [11], Е.А.Левкова [10], А.П.Ромоданової [18] та інших. Взагалі складається враження, що концепція існування дніпровського язика трималася і підтримувалася виключно для пояснення походження Канівських та інших „гляціодислокацій”. Оскільки ідея утворення деформацій у результаті тиску тіла льодовика на ”чомусь пластичні” в перигляціальних умовах гірські породи [1, 2, 13] не мала альтернативи (та ідея була висунута більше ста років тому), то більшість дослідників, усупереч очевидним фактам, стояли на позиціях гляціалізму та гляціотектонізму
Верхній горизонт (верства), представлений сумішшю піску, пилу і гравію, має цегельно-бурий колір, незначну потужність (0,3 – 1,0 м) і розсіяні без будь-якої закономірності валуни, переважно з вивержених і метаморфічних порід. Середній розмір валунів становить 10 – 15 см, рідко до 50 см...”. І далі: „Нижній горизонт морени представлений легкими і середніми суглинками, забарвленими переважно у сіруватий та сизувато-жовтий кольори; має тонку верствуватість, значну потуж-ність, що в чотири – вісім разів перевищує потужність верхнього горизон-ту. Контакт між цими горизонтами, звичайно, чіткий. На контакті верх-нього горизонту морени з лесами часто помітна верствуватість, створена піщано-гравелисто-галечниковими проверстками. Потужність проверст-ків піску незначна, 2-3 мм...”.
Досить дивним виглядає опис морени у тій частині, що стосується прошаркуватості, а нижня верства навряд чи може розглядатися як море-на взагалі, більше за все цей опис пасує до озерних відкладів. На рис. 3. представлена фотографія стінки кар’єру, розташованого на правому схилі долини р. Удай біля с. Повстин. На знімку можна спостерігати своєрідні риси відкладів. Це різкий контакт між прошаркуватою нижньою та одно-рідною верхньою верствами. Із них нижні відклади – це якраз ті утворен-ня, які віднесені до дніпровської морени. Якщо врахувати ту обставину, що більше 80 % таких відкладів складають морену дніпровського язика, то сумнівів щодо його існування є більш ніж достатньо.
Відносно поєднання цих двох верств слід зауважити, що подібні різкі контакти відомі досить давно [9, 13], і вони свідчить про значну швидкість руху [9]. Але поки що не відомо, що саме і як рухалося. Бо знову ж таки, ставши на загальноприйняті позиції, ми неодмінно впираємося у часовий парадокс. Якщо нижня товща є дніпровською море-ною, логічним є питання: а що її зрізало? Прямий аналог із гляціодисло-каціями: а що там зім’яло верстви рихлих відкладів у складки – разом із мореною? Різниця полягає тільки в тому, що в одному місці морена є зрізаною, а в іншому – дислокованою. Однозначно можна стверджувати тільки те, що обидві ці події відбулися вже у післядніпровський час.
Спробуємо, виходячи з уже відомих фактів, встановити чи при-наймні припустити, що то були за явища та процеси. Перш за все звер-немо увагу на склад нашарувань, що датувалися часом дніпровського зледеніння в долині Дніпра, а також на наявність відторженців, які розкидані вздовж долини Дніпра нижче гирла Росі.
Ще наприкінці 1940-х років, описуючи рух льодовика у лівобе-режній частині дніпровського язика, В.Г.Бондарчук [1, 2] писав, що перед тілом льодовика існувала поверхня, замулена через танення льоду і сті-кання талої води, і по ній льодовик рухався. Власне, верхня верства, зо-бражена на знімку, є добре перемішаним висохлим мулом, але утворилася вона не в результаті поступового стікання води з тіла льодовика, а в результаті висихання добре перемішаного матеріалу, можливо, прине-сеного селевим потоком.
Рис. 1. Об’ємна модель центральної частини басейну Дніпра.
Припущення щодо існування селевого потоку передбачає таку послідовність розвитку подій. У межах сучасного межиріччя Дніпра та Удаю до певного часу над згаданим зрізом-контактом існувала досить
Рис. 2. Об’ємне зображення межиріччя Дніпра та Сули.
Рис. 3. Південно-східна стінка кар’єру біля с. Повстин (правобережжя р. Удаю)
потужна товща, рельєф якої був подібний до сучасного на лівобережжі Удаю. Під дією якихось сил ця частина осадової товщі була зрізана та переміщена південно-східніше долиною Дніпра. Тепер фрагменти пе-реміщених товщ відомі під назвою „гляціодислокованих” відторженців – Букринсько-Канівських, Вільшанських, Мошногірських, Мотронівських та ін. Те, що початковим місцем їх розташування є колишнє межиріччя Дніпра та Удаю, було встановлено ще в середині минулого сторіччя [1, 2, 4, 9, 12]. Але механізм їх переміщення пов’язували з рухом льодовика. Припускалося, що відірвані брили, вмерзлі у льодовик, були переміщені з деформуванням або без нього, в непорушеному стані.
Загалом таке пояснення є логічним, але потребує принаймні встановлення походження відкладів, які перекрили площину зрізу-контакту. Крім того, рухомий льодовик повинен був залишити помітніші сліди, зокрема, ті ж моренні відклади.
Відсутність переконливих слідів льодовика навела на припущення про грандіозну природну катастрофу, яка знищила ті сліди льодовика, якщо він був, або просто зрізало поверхневі відклади межиріччя Дніпра та Удаю. Це припущення було зроблене автором дещо раніше [16]. Тоді воно базувалося на спрямленості, паралельності та неглибокому врізові долин Супою, Трубіжу, Переводу, Оржиці та інших). Остаточне під-твердження цього припущення отримано після аналізу зображення рель-єфу за цифровими моделями поверхні (рис. 2, 4,). Вниз за течією Дніпра такі явища спостерігаються на межиріччі Псла та Ворскли (рис. 5, верхня частина) та на межиріччі Орелі й Самари (рис. 5, нижня частина).
Селевий потік був дуже потужним і стрімким. Борозни, що залиши-лися на поверхні, свідчать про те, що разом із мулом неслися велетенські брили, які залишили глибокі сліди на поверхні (рис. 4). Цей рисунок дає можливість визначити і послідовність тих подій. Схоже, що перед селе-вим потоком річка Хорол безпосередньо впадала в Дніпро, а вже після нього змінила напрямок течії на південно-східний. Це означає, що ще пе-ред початком тих драматичних подій долини річок Сули, Хорола і Псла існували у тому ж вигляді, що й тепер. Це примітно також із тих позицій, що в сучасній геоморфології заплави річок за віком прийнято вважати голоценовими. І тут ми наштовхуємось на іншу суперечність: або вік за-плав значно давніший, або всі ці події відбулись у голоцені. Одне виклю-чає інше. Тобто проблема є, і вона заслуговує детального вивчення.
Крім названих ділянок басейну Дніпра, подібні борозни можна спостерігати і в долині Сейму (рис. 7) на межиріччі з Сулою та Роменом. Але далі на схід вони зникають. Порівняння вигляду борозен цієї ділянки з попередніми виявляє між ними дуже істотну різницю. Так, межиріччя Дніпра і Сули, Сули і Псла виглядають як поверхні, по яких був розлитий мул, який потім затвердів і порепався. А в басейні Сейму поверхня вигля-дає ідеально чистою (рис. ). Це може означати тільки одне: що той мул, який можна спостерігати у долині Дніпра, частково був принесений, із басейну Сейму в тому числі. Тут просто зійшов перезволожений верхній прошарок, залишивши по собі мерзлу товщу.
Рис. 4. Об’ємне зображення межиріччя Сули і Псла
Сучасний басейн середнього Дніпра представляє собою єдину гід-родинамічну систему, в якій існує постійний зв’язок між його притоками (рис. 6). Цілісність системи не дає підстав припустити можливість існу-вання будь-яких замкнутих басейнів, де б могла накопичуватися значна кількість води. Але є значна кількість фактів, які свідчать, що на певному етапі розвитку більша частина цього басейну була вкрита водою.
Гіпсометричний аналіз (профіль на верхній частині рис. 7) показує, що в басейні р. Сейм винесений матеріал початково знаходився на абсо-лютних позначках 170 м і вище. В районі с. Повстин селеві відклади залягають на висоті трохи меншій за 100 м, а в гирлі р. Сули – на висоті біля 80 м. Відстань між крайніми точка потоку дорівнює 300 км, перепад висот складає 90 м. Оскільки головною умовою для виникнення селів є раптовість скиду великої кількості насичених водою гірських порід, то неодмінно виникає питання про причини, що сприяли такому явищу.
Порівняння рельєфу, зображеного на рис. 2 і 4 виявляє, що на межиріччі Сули та Псла післяселеві смуги, утворені борознами і грива-ми, є особливо чіткими. Сумарний перепад висот грив і глибин борозен складає 10-15 м. Імовірно, що ці борозни залишилися як сліди перемі-щення селем різних за розмірами брил мерзлих гірських порід. Про те, що селевий потік був потужним і стрімким, можна судити за поширенням борозен уздовж (рис.6) усього лівого берега Дніпра аж до гирла р.Орелі, а можливо і далі. Ширина смуги поширення борозен на півночі східніше Києва сягає 150 км , а на прикінцевих ділянках – 30-40 км.
Рис. 5. Об’ємне зображення межиріччя Псла і Ворскли
(верхній рисунок), пониззя Орелі та Самари (нижній рисунок).
Аналіз структури зображення рис. 4 – 7 дає можливість припустити, що до проходження селевого потоку на межиріччі Дніпра та Удаю були вже сформовані басейни річок Трубіжу, Супою, Оржиці, Переводу. Межею селевого потоку на північному сході став лівий схил долини Удаю. Під час виникнення селю була зірвана та знесена верхня товща гірських порід потужністю 20-50 м. Через те що на деяких ділянках площина зрізу знаходилася вище тодішнього положення днищ долин, частково можемо уявити будову доселевої гідромережі. Зокрема, це стосуються р. Галки та її приток.
Рис.6. Гіпсометричні профілі через борозни, що залишили брили гірських порід та льоду під час селю у долині середнього Дніпра
Можливо, що далі на південний схід від долини Удаю будова лівого схилу долини Дніпра не зазнала істотних змін. До такої думки схиляє тип зчленування відрізків долин річок Сули, Хоролу, Псла та Ворскли, що були вкриті селевим потоком, із їх відрізками, що залишилися поза межами селю. На деякий час селевий потік заблокував стік у долинах цих річок, але в пізніше вони відновили свої долини у вигляді, близькому до попереднього. Виняток складає долина Хоролу, яка у нижній частині пристосувалася до нової топографії поверхні і змі-нила напрямок течії з південного на південно-східний, використавши при цьому одну з борозен, що залишилися за брилами несених селем відторженців. Попереднє положення нижньої течії р. Хорол фрагмен-тарно можна спостерігати на рис. 4. Тепер окремі фрагменти пониззя колишньої долини Хоролу успадковані річками Сухий Тагамлик та Сухий Омельник.
Рис.7. Об’ємне зображення межиріччя Сули та Сейму (регіональне – верхній рисунок, детальне – нижній рисунок).
Крім названих ділянок басейну Дніпра, борозни можна спостері-гати і в долині р. Сейму (рис. 7), на межиріччях із Сулою та Роменом. Вище за течією вони зникають. Порівнявши форми борозен цієї території та згаданих вище, зауважуємо між ними істотну різницю. Так, межиріччя Дніпра і Сули, Сули і Псла виглядають як поверхні, які були вкриті мулом, що потім затвердів та порепався, а поверхня у басейні р. Сейм виглядає ідеально чистою (рис. 6, нижня частина). Це може означати тільки те, що той мул, який спостерігається у долині Дніпра частково був принесений із басейну р. Сейм, де з поверхні зійшов перезволожений верхній прошарок гірських порід, залишивши по собі мерзлу товщу.
Гіпсометричний аналіз (профіль на рис. 7) показує, що в басейні р. Сейм винесений матеріал початково знаходився на гіпсометричних по-значках 170 м і вище. Біля с. Повстин селеві відклади залягають на висоті, трохи меншій за 100 м, а в гирлі р. Сули – на висоті біля 80 м. Відстань між крайніми точка потоку сягає 300 км, перепад висот складає 90 м. Оскільки головною умовою для виникнення селів є раптовість скиду великої кількості води та насичених водою гірських порід, то неодмінно виникає питання про те, що спричинило таке явище.
Рис. 8. Будова сучасного басейну Дніпра за даними DEM
Сучасний басейн середнього Дніпра представляє собою єдину гід-родинамічну систему, в якій існує постійний зв’язок між його притоками (рис. 8). Цілісність системи виключає можливість утворення та існування будь-яких замкнутих басейнів, де б могла накопичуватися значна кіль-кість води. Але є ряд фактів, які вказують на те, що в минулому більша частина басейну Дніпра була великим за площею озером. Свідченням цього є той факт, що в межах південно-східної Білорусії значне поши-рення набули озерні відклади, які залягають на висотах до 140 м [21]. У верхів’ях річок Сули, Хорола озерні відклади залягають на позначках до 150 м [7, 21], а на правобережній частині Дніпра в межах Українського кристалічного щита вони залягають на позначках до 170 м [6]. Таке висо-ке залягання озерних відкладів не відповідає орографії регіону, оскільки при рівні води у водоймі вищим за 150 м вона вже безпосередньо сполу-чалася б із басейном Західного Бугу і далі з Балтійським морем. А при умові, що відтікання води на північний захід блокувався тілом льодовика, відкривався б стік із озера до Чорного моря. Тому, скоріш за все, сучасне гіпсометричне положення озерних відкладів зумовлене також і неотекто-нічними чинниками. З урахуванням цієї обставини можна припустити, що початковий рівень води у водоймі, в якій ці відклади сформувалися, був не вищим за 150 м.
Із поширення озерних відкладів по всій долині се-реднього Дніпра виходить, що їх формування відбувалося в межах єдиного озерного ба-сейну, виникнення якого, ско-ріш за все, у часі слід пов’язувати з кінцем дніпро-вського періоду. Тоді талі во-ди льодовика затопили релік-тову тектонічну западину, що обрамляла кристалічний ма-сив із півночі та північного сходу. Але для пояснення причин виникнення селевого потоку слід припустити, що на момент його виникнення існували вже два окремі басейни з різними гіпсометричними параметрами. Як уже згадувалося, вододіл між ними міг знаходитися в межах сучасного межиріччя Дніпра та Удаю. З усіх наведених рисунків також видно, що на час виникнення селю топографія відрізку долини Дніпра нижче гирла Росі в цілому відповідала сучасній. Тобто вже тоді ця частина басейну мала сполучення з Чорним морем.
Приблизно у той самий час на північному заході почався стік води з піс-ляльодовикового озера у долину Західного Бугу. Аналіз гіпсо-метрії показує (рис. 9), що після сполучення басейнів Західного Бугу та Поліського озера його рівень підтриму-вався на позначці біля 144 м. Як окремий басейн Поліське озеро проіснувало до кінця Валдайського часу, і зникло тільки після прориву Мозирської височини [11]. Після цього на місці Поліського озера сформувався басейн Прип’яті, що увійшов до складу басейну Дніпра. Нижче місця прориву на відрізку між с. Юровичі та Дніпром у долині Прип’яті утворився величезний конус виносу [16].
Важливим етапом у формуванні басейну середнього Дніпра був час московського зледеніння. У цей період остаточно була сформована По-ліська низовина і вододіл, що відділяв її від середньодніпровської запа-дини. Її виникнення зумовлене діяльністю льодовика, яка полягала не в виорюванні поверхні, а в пересуванні примерзлих до льодового масиву блоків гірських порід. Вони сягали нижнього контакту промерзання, де присутність води та розкислих порід зменшували тертя до мінімуму. Такий механізм руху льодовика є більш вірогідним, ніж виорювання поверхні, але зона його поширення має певні обмеження. Перша умова, що необхідна для його розвитку, – це наявність осадової товщі, друга умова – це наявність значних тангенціальних напружень, властивих периферійній частині льодовика. В літературі зафіксовані подібні випадки переміщення поверхневих блоків осадової товщі, зумовлені дією льодовика у південній Білорусії [8]. Причому механізм їх руху неодмінно пов’язується з нижнім контактом промерзлої товщі.
Аналіз будови сучасної поверхні територій, що несуть на собі сліди зледенінь четвертинного періоду, дають підставу говорити про деякі принципові закономірності. Зокрема, це утворення брустверів по контуру льодовика, що мають традиційну назву кінцево-моренних пасом. Візуалі-зація цифрової бази даних дає можливість досить чітко простежити межі валдайського зледеніння на півночі Білорусії та в прибалтійських країнах, а також межі дніпровського зледеніння в Українському Поліссі (рис. 10). Можна припустити, що кінцево-моренне пасмо тут було сформоване за рахунок здирання верхньої частини осадової товщі та її переміщення у південному напрямку. З цих позицій стає зрозумілою відсутність відкладів дніпровської морени у південно-східній Білорусії [11] та їх поява вже в межах північної України. Наявність смуги розриву в по-ширенні дніпровської морени ставить нас перед проблемою визначення інтервалу часу, коли цей розрив утворився. Це могло статися вже тільки після того, як моренні відклади були сформовані, тобто у після-дніпровський час. Виходячи з положення меж поширення льодовиків та з їх часових інтервалів, не залишається іншого вибору, ніж припустити, що сталося це в період московського зледеніння.
Графічне представлення цифрових моделей дає можливість наочно оцінити ступінь такого впливу на перебудову поверхні. На рис. 11 наве-дено зображення межиріччя Дніпра, Десни та Замглаю, будова якого вказує на переміщення та зминання поверхневих відкладів силами, що діяли з півночі. Не виключено, що дія цих сил призвела до утворення розривів, у межах яких пізніше сформувалися долини Дніпра та Замглаю. Безумовно, велике значення в утворенні подібних розривів та у визначені місць їх локалізації мали такі локальна тектоніка і дольодовикова гідрографія регіону.
Перед продовженням роздумів про можливі сце-нарії розвитку подій є необ-хідність звернутися до однієї із застарілих догм: ідеться про визначення меж поши-рення льодовиків за чисто геологічними критеріями, за присутністю морени. Але чому виключно цей критерій береться до уваги? Тільки тому, що льодовик рухався і виконував певну фізичну роботу, результати якої фік-суються лише геологічними методами? Досить просто уявити ситуацію, коли по-тужність льодовика не досягла критичних значень, а мала, наприклад, усього 1 см і він увесь льодовиковий період залишався на одному місці. Хіба у такому випадку він не залишив по собі ніяких слідів у будові ландшафтів? Без сумніву, залишив, і не мало.
По-перше, це зміна щільності гірських порід під дією статичного навантаження з частковою ізостазією після зникнення льоду. По-друге, це промерзання гірських порід, а значить і незворотні зміни у їх фізичному стані. По-третє, і це напевно головне, нагромадження великої кількості води у твердому стані при таненні льоду вивільняє у короткий час велетенську кількість води та реалізує ту потенціальну енергію, що була законсервована впродовж усього холодного періоду. Тала вода виконує значний обсяг роботи з розмиву та переміщення мас гірських порід [15, 16]. У більшості випадків така робота стає можливою тільки завдяки концентрованому вивільненню енергії, тому більшість змін у будові поверхні якраз і настає безпосередньо за льодовиковими періодами.
Існують усі підстави для припущення, що на кінець дніпровського, а потім і московського періодів уздовж південної межі поліського регіону були сформовані кінцево-моренні пасма, що стали вододілом між Полі-ською улоговиною та позальодовиковими територіями на півдні та пів-денному сході. Різниця між цими періодами полягала у тому, що напри-кінці дніпровського часу ще не існувало проходу через Український кристалічний масив і вся площа басейну сучасного Подніпров’я перетво-рилася на велетенське озеро. Його площа при початковому рівні води 150 м, а досягала 150-170 тис. км2. У цей час були сформовані озерні відклади, про широке поширення яких ішлося раніше. Під час деградації льодовика сформувалося відтікання води у західному напрям-ку через долину Західного Бугу, Вісли, Варти й Одеру. Існування стоку прадолиною Вісли-Варти свідчить про те, що у той час доступ талих вод на північ до балтійського моря блокувався рештками льодовика [22].
Наприкінці московського періоду з початком танення льодовика з Середньодніпровської западини стік води до Чорного моря був регуляр-ним і умов для формування озера тут не було. Мерзлота зберігалася при-наймні до гирла р. Сули. Талі води накопичувалися в межах Поліської улоговини (рис. 12). Рівень води, якщо виходити з аналізу гіпсометрич-ного графіка на рис. 5 та інших даних, був не нижчим за 150 м. Берегова лінія проходила приблизно по лінії Чорнобиль – Чернігів – Конотоп. Перепад висот відносно дна Середньодніпровської западини складав приблизно 70-90 м на відстані 150 км. Величина гідростатичного тиску сягала 7-9 атм (без урахування статичного навантаження льодової тов-щі). До певного часу лід з одного боку створював статичне навантаження і тангенціальний тиск, з іншого боку він зв’язував окремі блоки гірських порід у одне ціле. З часом консолідуючі сили зменшувалися і при досяг-ненні критичного значення почався самостійний рух окремих брил. По-штовхом для цього могли бути і сторонні фактори, наприклад, землетрус.
З аналізу рис. 1 та рис. 2 можна припустити, що прорив вододілу почався на ділянці між долинами річок Трубіж та Удай. Під дією гідростатичних сил промерзла товща була зірвана з місця, у розривах утворилися селеві потоки, які захопили промерзлі брили і винесли їх у басейн річок Росі та Вільшанки, що відомі у літературі під назвою „відторженці” [1, 2, 9, 10, 12, 13]. Селеві потоки вкрили значну частину Середньодніпровської западини, які потім утворили глинисту товщу, зображення якої та контакт із нижніми верствами наводився на рис. 3. Бурхливі течії та рух велетенських промерзлих брил гірських порід і льоду зірвали з місця значну частину вододілу. Окремі відносно невеликі брили досягли гирла р. Самари. Траєкторії їх рухів зафіксовані у будові поверхні на вододілах річок Сули і Псла (див. рис. 4), Орелі та Самари. Велика мерзла брила, наприклад, осіла у центральній частині вздовж долини Дніпра, утворивши пізніше вододіл з долиною Тясмина.
Рис. 12. Положення Поліського озера у Середньодніпровській низовині на кінець московського періоду
Неподалік від точки злиття річок Псла і Хоролу, але вже у тій частині долини Псла, що не була зачеплена рухом великих уламків, біля с. Каленики, розташований кар’єр, де селеві відклади можна спостерігати на висотах до 75 м. Співвідношення їх із пісками, що перекривають їх, свідчить про те, що пізніше вони частково були зрізані.
Рух брил супроводжувався викидом величезної кількості мулу за межі борозен. Відповідно даним гідродинамічного вивчення селевих потоків, бокове винесення матеріалу селевими потоками приблизно складає 30 % і може збільшуватися при зміні напрямку руху [14]. Залишки слідів таких викидів матеріалу за межі борозен можна спостерігати вздовж лівого берега Десни практично від гирла р. Остра і далі вздовж лівого берега Дніпра до гирла р. Трубіж (рис. 13). Об’ємна модель цієї ділянки ілюструє співвідношення викинутого матеріалу і масштаби явища. З рисунка видно, що матеріал викидався нерівномірно і утворив пасмо неоднакових висоти і ширини. Гіпсометричні профілі, побудовані на базі цифрових моделей, показують, що ширина смуги виносу сягала 20 км, а висота пагорбів сягає 30 м. Пагорби мають круті західні схили, та пологі східні. Сьогодні ці утворення можна спостерігати на околицях Києва, у більшості випадків їх поверхня була трансфор-мована еоловими процесами. Тепер значна їх площа зайнята природними та штучними лісовими насадженнями, як правило хвойних порід. У верх-ній частині розрізу піщаних масивів досить часто зустрічаються поховані ґрунти, що свідчить про періодичність ландшафтних сукцесій. Імовірною причиною зміни рослинності та поновлення еолових процесів слід вважати лісові пожежі.
Використання цифрових моделей дає можливість дещо з ін-ших позицій підійти до проблеми Канівських дислокацій. На початку статті ми вже звертали увагу на деякі сумніви щодо їх формування внаслідок дії тіла льоду на промерзлі гірські по-роди. Зокрема, вказува-лося на деформованість дніпровської морени. Але існують і інші фак-ти, наприклад, резуль-тати геологічної зйомки території Канівських гір, які були отримані ще у 1965 р. [3]. Вони й надалі залишаються найповнішим та найдо-стовірнішим джерелом інформації відносно те-риторій Канівських, Букринських і Мош-ногірських дислокацій.
Перший висно-вок, що слід зробити, аналізуючи геологічні розрізи, (рис. 14) стосується безпосередньо терміну „деформації”, який у цьому випадку ніяким чином не відповідає геологічній структурі району. За своєю сутністю вони є типовими насувами, або шаржами, з будовою навіть дещо складніша за будову Кавказьких або Кримських гір і мало чим поступається Карпатам.
Особливості будови кристалічного фундаменту й осадової товщі Канівсько-Букринського району, включно з нижніми горизонтами юри, не дають ні найменших підстав для припущення про участь вертикальних тектонічних рухів у формуванні його структури. Обидва розрізи вказують на інтенсивні горизонтальні переміщення в дуже вузькій смузі, яка крім безпосередніх насувів поширюється тільки на ширину долини Дніпра. На лівобережжі, поза межами цієї смуги, у верхній частині розрізу спо-стерігається спокійне залягання гірських порід, без значних слідів гори-зонтальних та будь-яких слідів вертикальних переміщень.
Рис.14. Об’ємна модель і фрагмент геологічного профілю
через Канівські гори [3].
Іншу ситуацію можна спостерігати на правобережжі. Тут помітні сліди вертикальних переміщень окремих блоків, локальне потовщення верст, занурювання більш молодих порід під більш давні, зокрема крейди під юру, юри під тріас, і тріасу під перм. У лівобережній частині явище занурення молодих порід під більш давні поширюється вглибину і стає там чіткіше вираженим. Складається враження що відбулося зіткнення двох великих блоків, товщина яких не перевищувала 100-200 м. І, що найдивніше, вони автономні не тільки від кристалічного фундаменту, але й практично від товщі пермських відкладів (рис. 14). Як видно з рис. 14, горизонтальні зрушення поширюються на глибину до 500 м, що свідчить про високу енергетику зіткнення.
Рис. 15. Фрагмент геологічного профілю через Букринські деформації [3].
Слід зауважити, що концепція, яка буде викладена далі, ще не може вважатися цілком доведеною, хоча ті окремі факти, які покладені в її основу, свідчать про доцільність її подальшого вивчення. Перше вражен-ня, що виникає при розгляді наведених фрагментів профілів на рис. 14 і 15, є таким: утворення насувів відбулося в результаті дії якоїсь сили зі сходу, наприклад, льодовика. Припущення про дію льодовика є логічним, оскільки будь-яких інших об’єктів, які б могли виконати таку грандіозну роботу, не простежується, а зникнути міг тільки лід.
Аналізуючи будову Канівсько-Букринського району, потрібно звер-нути увагу на дві істотні обставини у будові його надр. Перша: гірські породи були зірвані з глибини –30 м (нижче рівня моря), а тепер вони залягають на висотах до 200-240 м. Виникає питання: яку потужність повинен був мати льодовик? Як відомо, питома вага льоду є меншаю за г/см3, а питома вага осадових порід у середньому складає 2,5 г/см3. Це означає, що тільки для компенсації статичних навантажень, які ство-рюють гірські породи, потужність льоду повинна була бути втричі біль-шою, ніж потужність гірських порід у межах схилу, тобто перевищувати 400 м. Але це тільки для компенсації навантаження. Льодовик повинен був ще створювати значні вертикальні й тангенціальні напруження для зриву і горизонтального переміщення блоків. Яка повинна була бути у такому випадку сумарна товщина льоду, взагалі уявити важко. Необхід-но також звернути увагу на положення нижньої межі відриву гірських порід. Як уже відзначалося, вона розміщена значно нижче тих висот, на яких, за даними палеореконструкцій, знаходилося ложе льодовика (90-100 м над рівнем моря). Це означає, що глибина екзарації біля підніжжя Канівсько-Букринських дислокацій зросла в порівнянні з північнішими ділянками льодовика більше ніж на 100 м.
Рис. 16. Продовження геологічного профілю з рис. 11 [3].
При відсутності фізичного тіла, що призвело до утворення насувів на лівобережній частині Дніпра, та при неможливості їх виникнення в результаті дії льодовика, проблема начебто заходить у глухий кут. Але спробуємо уважніше проаналізувати профілі на рис. 14-15. Перший однозначний висновок, який можна зробити з аналізу розрізів, – на час утворення насувів осадова товща була промерзлою на значну глибину.
З будови осадової товщі району відомо, що неогенові та палеоге-нові відклади представлені неконсолідованими породами – піском, глина-ми, суглинками і мергелем, а юрські глини характеризуються надзвичай-но високою пластичністю. При таких фізичних властивостях жодна з цих гірських порід у сучасних умовах не здатна до формування ні насувів, ні нормальних складок. При значних бокових напруженнях і переміщен-нях буде спостерігатися їх перетікання й перемішування.
Рис. 17. Об’ємне зображення межиріччя Дніпра, Ірпеня та Росі
(верхня частина) та південного контакту (нижня частина)
Утворення структур типу дислокацій у нормальних умовах можли-ве тільки для консолідованих порід, на зразок вапняків, доломітів, піско-виків і т. п. Але при промерзанні гірські породи зцементовані льодом і різко змінюють свій фізичний стан, із пластичних і сипучих – на кон-солідовані. І вже в такому стані вони можуть утворювати при відповідних навантаженнях розривні структури, насуви й т. п. Можна вважати, що формування Канівсько-Букринських дислокацій відбулося у період глибокого промерзання поверхні.
Рис. 18. Геолого-геоморфологічні профілі межиріч Дніпра – р. Нивки
(верхня частина) та Дніпра – Ірпеня (нижня частина) [5].
Форма західного, правобережного контакту, дає підстави припус-кати, що дія сил була скерована не в західному, а у східному напрямку. Осадова товща правобережжя начебто підсунулася під платини насуву і зібрала їх у єдине (див. збільшений фрагмент Бучацького насуву на рис. 15). Виглядає так, що в певний момент товща правобережжя просунулася на схід на відстань приблизно 10 км, створила насуви, згребла верхню частину порід, а потім відсунулася на захід. При відсутності слідів переміщення кристалічних порід таке припущення взагалі виглядає фантастичним. Але тут обов’язково маємо згадати про сліди-борозни, які залишили на поверхні блоки промерзлих гірських порід і льоду, що були несені селевим потоком. Можна було б припустити, що Канівсько-Бук-ринські насуви виникли як результат удару одного з них об нерівність поверхні, хоча це мало ймовірно, враховуючи глибину проникнення зміщень і розміри дислокацій. Розміри тих блоків були занадто малими для виконання такої роботи. Явище повинно було бути ще масштаб-нішим, можливо таким, якому не має аналогів в історії антропогенового періоду взагалі.
Рис. 19. Знімок стінки археологічного розкопу біля підніжжя гори Щекавиці на Подолі у Києві. (Фото В.Кримчака) [20].
Повернемося до об’-ємного зображення ділянки басейну Дніпра, що охоплює територію від р. Здвижа на заході до р. Сули – на сході, та від р. Сожу на півночі до р. Росі – на півдні (верхня частина рис. 17). У структурі зображення досить харак-терно виглядає межиріччя Дніпра, Ірпеня та Росі.
Будова цієї ділянки не гармонує з навколишніми територіями. Вона виглядає так, начебто з півночі до межі кристалічного фунда-менту сповзла велетенська брила, яка потім розтеклася подібно до рідкого цементного розчину. Примітним є південний контакт цієї ділянки.
Вигляд зображення дає усі підстави припускати, що у свій час уздовж цього контакту існували значні напруження, що призвели до утворення структур, подібних до Канівсько-Букринських (нижня частина рис. 17).
Структура зображення долини Дніпра не залишає нічого іншого, ніж припустити, що на одному з етапів розвитку селевого потоку були зірвані з місця брили розміром у кілька десятків кілометрів. Причому за їх співвідношенням із видимими борознами (місцями вони їх перекри-вають та зрізують), можна стверджувати, що це сталося на завершаль-ному етапі селю. Остаточно поверхня межиріччя Дніпра, Ірпеня та Росі сформувалося вже після танення порового льоду та льодової шапки, коли розкислі гірські породи розтеклися по прилеглій території.
Для підтвердження такого припущення приведемо два геолого-гео-морфологічні профілі (рис. 18), що характеризують будову верхньої час-тини осадової товщі на межиріччі Дніпра та р. Ірпеня (верхня частина) і Дніпра й р. Нивки (нижня частина). Навіть побіжний аналіз показує, що контакт відкладів Київської світи з перекриваючими верствами є неузгодженим. А вся товща, що залягає над Київською світою, є значно порушеною та деформованою.
Про те, що ці деформації могли мати місце під час одного зі зле-денінь, свідчить фотознімок стінки розкопу, зроблений під час архео-логічних робіт на Подолі біля гори Щекавиці. Як видно з фотозображення (рис. 19), піски полтавської світи, тепер сипучі, у мерзлому стані зазнали сильних вертикальних поштовхів і значних переміщень. Найбільш імовірним є те, що вертикальні поштовхи є наслідком ударів нижньої частини брили під час її переміщення.
Можливо, що наведені вище приклади є наслідками швидкого переміщення велетенської брили, що рухалася по промерзлій залитій мулом поверхні і яка після удару об кристалічні породи розкололася. Один із її фрагментів відскочив у східному напрямку. Фронтальна його частина виконала роботу ковша бульдозера. На лівому березі після того, як глибина врізання перевищила кінетичну енергію, цей фрагмент відскочив назад у західному напрямку. Оскільки буфером при ударі були зібрані у насуви породи юри, і через них передалася зворотна сила удару, вони разом з головним блоком відлетіли до їх сучасного положення.
Одна з точок зіткнення і сьогодні добре збереглась у будові по-верхні. Це деформація біля сіл Хоцки й Озерище, що розташовані на ліво-му березі Дніпра напроти Канівських гір. Її об’ємне зображення наво-диться на рис. 20. Зображене частково нагадує наведені вище зображення
вихлюпів уздовж берегів Десни та Дніпра (див. рис. 13), але має і певні відмінності. Контури підняття чіткіші й плавніші, що більше схоже на вертикальні деформації осадових порід.
Із селевими потоками у басейні середнього Дніпра може бути пов’язане ще один відомий феномен – Олешківськім піски. Про імпульс-ний перебіг процесу їх утворення ішлось в попередніх публікаціях [15]. Із наведених там зображень космічних знімків добре видно, що увесь масив був сформований серією вихлюпів-викидів. Із позицій існування селів у басейні середнього Дніпра ця імпульсивність пояснюється тим, що при викидах величезного об’єму мас гірських порід на певний час міг блокуватися відтік води до Чорного моря. Накопичення води призводило до прориву тимчасових гаток та викидів води разом зі значними масами матеріалу, якщо судити з кількості піщаних арен, в тому числі й пере-критих, то таких викидів було не менше семи.
Повертаючись до теми цієї статті – „Пізнавальна цінність цифрових моделей поверхні Землі”, слід нагадати, що одним із факторів, який стримував розвиток такого напрямку геофізики ландшафтів, була проблема отримання достовірних фактичних даних. При вивченні різних природних явищ виникала потреба в отриманні інформації про суто геометричні параметри поверхні – площу, висоту, кути нахилу, співвідношення поверхонь, глибину врізання, кількість винесеного або внесеного матеріалу і т. п. Безумовно, завжди існувала можливість отримати таку інформацію з аналізу топографічних карт, аерофознімків, космознімків, при польових дослідженнях. Але завжди це було пов’язане з величезними затратами часу на отримання вихідних матеріалів (топо-карт, знімків) і ще більшими затратами часу на їх опрацювання.
У практиці автора були випадки, коли для виконання деяких видів морфоструктурного аналізу кінцеві результати якого надавалися у мас-штабі 1 : 200 000, як вихідні дані використовувалися топографічні карти масштабу 1 : 10 000 (цього потребували умови рельєфу Білоруського Полісся). Технологія аналізу складалася з креслення горизонталей, укладання окремих аркушів, із технічних причин не більше 4, потім повторного склеювання і повторного перезнімання. І так до тих пір, поки не були зведені в єдине усі 256 аркушів.
Тепер, базуючись на цифровій моделі поверхні, цю роботу можна виконати за лічені хвилини. Причому практично без додаткових витрат часу можна значно покращити точність гіпсометричної інформації. Істот-ною перевагою цифрових моделей є швидка їх візуалізація в об’ємні моделі, що наближує, але не замінює і не замінить повністю стереоскопічного дешифрування аерофотознімків. Безумовно, це далеко
не всі переваги цифрових моделей, тут іще можна вказати на швидкий перехід від регіонального до найдетальнішого локального аналізу (максимальна точність, яку можуть забезпечити сучасні моделі складає 1 м планової прив’язки, та 0.1 м – висотної).
У роботі ми спробували показати не тільки переваги, які мають цифрові моделі будови поверхні Землі порівняно з традиційними джере-лами географічної інформації. Такі переваги дають можливість побачити нові риси в будові ландшафтних об’єктів і змушує по-новому підійти до вивчення начебто давно вирішених проблем. За приклади взято про-цеси переформування поверхні в гляціальних і постгляціальних умовах.
Можливо, що тільки частина висновків, зроблених на підставі аналізу цифрових моделей, знайде своє реальне підтвердження, але і цього буде достатньо, щоб говорити про доцільність їх подальшого використання. Цей напрямок був вибраний головним чином тому, що аналіз при їх вивченні був багатогранним і включав значну кількість різнорідних процесів. У простіших варіантах цифрові моделі були апробовані з метою вивчення будови долинно-терасних комплексів на Лівобережжі та Прикарпатті, при проведенні деяких видів морфо-структурного аналізу для цілей нафтогазопошукових робіт у тих же регіонах, а також при вивченні окремих природних явищ, зокрема ерозії та еолової акумуляції.
Як показав досвід, навіть демонстраційна версія цифрової моделі поверхні, є достатньо інформативною. Але її інформативність є недо-статньою вже при досліджень, що відповідають навантаженню і точності карт масштабу 1 : 50 000. Для їх вивчення необхідні моделі з точністю планової прив’язки на рівні 5-10 м. Вони реально існують і їх можна придбати через систему Інтернет на будь-яку ділянку земної кулі. Головний висновок, який може бути зроблений з отриманого досвіду, полягає у тому, що цифрові моделі земної поверхні за інформативністю і можливістю комп’ютерної обробки перевершують усі традиційні джерела. Але, ще раз підкреслюємо, вони не замінюють, а доповнюють їх.
1. Бондарчук В. Г. Геологія України, Вид. АН УРСР, 1955. – 830 с.
2. Бондарчук В. Г. Геоморфологія УРСР. – К.: Радянська школа, 1948. – 392 с.
3. Голубев В. А. Геологическая карта листа М-36-ХХ (Богуслав), Геолофонд „Геоінформ”. – Київ, 1965.
4. Горецкий Г. И. Аллювиальная летиопись великого Пра-Днепра. – М.: Наука, 1970. – 492 с.
5. Грубрин Ю. Л., Палиенко Э. Т. Современные геоморфологические про-цессы на территории среднего Приднепровья. – К.: Наукова думка, 1976. – 118 с.
6. Карта четвертичных отложений Украинской и Молдавской ССР. / Под ред. Веклича М. Ф. Мингео УССР, Трест „Киевгеология”. – К., 1977.
7. Карта четвертинних відкладів України. / Під ред. Гурського Д. С. Державна геологічна служба України. – К., 2000.
8. Кригер Н. И., Догодаренко С. А., Миронюк С. Г. Гляциотектоника и конечная морена западной части Русской равнины. – М.: Наука, 1983. – 108 с.
9. Лаврушин Ю. А. Строение и формирование основних морен матери-кових обложений. Тез. Докл. УII Все союз. Совещ. (Воронеж, 1985). – М.: Наука, С. 54-55.
10. Левков Э. А. Гляциотектоника. – Минск: Наука и техника, 1976. – 280 с.
11. Мандер Е. П. Антропогеновые отложения и развитие рельефа Бело-руссии. – Минск: Наука и техника, 1973. – 128 с.
12. Матошко А. В., Чугунный Ю. Г. Методические основы изучения ледниковых образований Днепровского языка (на примере междуречья Рось – Ольшанки – Тясмин). – К.: Наукова думка, 1986. – 54 с.
13. Матошко А. В., Чугунный Ю. Г. Днепровское оледенение територрии Украины. – К.: Наукова думка, 1993. – 192 с.
14. Ободовський О. Г. Гідролого-екологічна оцінка руслових процесів (на прикладі річок України). – К.: Ніка-Цент, 2001. – 302 с.
15 Пазинич В. Г. Придніпров’я у перегляціалі. Част. перша. Зміни вод-ності річок. Наук. ред. В.М.Пащенко // Супутник Київського географічного щорічника. Вип. 2. – К., 2004. – 156 с.
16. Пазинич В. Г. Перебудова басейну середнього Дніпра у післявалдай-ський час. – К.: Аспект-Поліграф, 2005. – 16 с.
17. Пидопличко И. Г. О ледниковом периоде. Вып. 4. (Происхождение валунных отложений). – Львов, 1956. – 336 с.
18. Ромаданова А. П. Четвертинні відклади лівобережжя середнього Дніпра. – К.: Наукова думка, 1964. – 156 с.
19. Різніченко В. В. На окраїнах Канівських дислокацій. Вісн. Укр. відділу Геологічного комітету, 1927. – Вип. 10. – С. 54-74.
20 Сагайдак М. А., Тараненко С. П., Іваків В. Г. Звіт про археологічні дослідження по пров. Мославському 7/9 за 2005 р. Ін-т. Археології НАНУ. – 20 с.
21. Яковлев С. А. Основы геологии четвертичных отложений Русской равнины. – М.: Госгеотехиздат, 1956. – 314 с.
22. Klimaszewski М. Geomorfologia. – Warszawa. 1978. – 1098 s.
