Глава 4 неотектонические структуры

4.1. Неотектоническое районирование Центральной Европы

Общие особенности характера неотектонических движений в Центральной Европе, определяющие место территории Беларуси в системе крупных новейших структур Евразийской литосферной плиты были выявлены в ходе реализации международного проекта МПГК № 346 “Neogeodynamica Baltica” (Неогеодинамика депрессии Балтийского моря и прилегающих областей). В результате выполненных по названному проекту исследований составлена и опубликована серия из 8 карт [311-312, 319, 341, 347, 356]. Из них три карты масштаба 1:1,5 млн.: вертикальных неотектонических движений (олигоцен-антропоген), подошвы четвертичных отложений, современного положения поверхности морских отложений гольштейнского (александрийского) межледниковья. Остальные пять карт комплекта (современных вертикальных движений, горизонтальных напряжений земной коры, эпицентров тектонических землетрясений, поверхности Мохо и неотектонического районирования) составлены в масштабе 1:5 млн.

Названные карты охватывают акваторию Балтийского и восточной части Северного морей, юг Скандинавии, Германско-Польскую низменность, область Среднеевропейских глыбовых гор и впадин, частично Карпаты и Предкарпатский прогиб, а также запад Русской равнины, включая всю территорию Беларуси.

В итоге пятилетних исследований было установлено, что значения суммарных амплитуд вертикальных неотектонических движений изменяются в широких пределах (рис.4.1). Наибольший размах этих движений (до нескольких километров) связан с развитием Альпийско-Карпатского орогена, соответствующего коллизионной зоне столкновения двух литосферных плит - Евразийской и Африканской. Амплитуда среднемиоцен-четвертичного

поднятия Восточных (Украинских) Карпат составляет не менее 1,5-2 км. Обусловленные орогенезом мощные горизонтальные смещения формировали покровы и надвиги, что сопровождалось значительными вертикальными движениями - не только поднятиями, но и погружениями (в Предкарпатском прогибе суммарная амплитуда погружения достигает 4,5-5 км, в Северном море – 1,7 км, в западной части Черноморской впадины подошва среднемиоценовых отложений (кровля майкопской свиты нижнего миоцена) залегает на глубине 7 км, подошва четвертичных – 4,5 км). Значительное неотектоническое воздымание претерпел Скандинавский эпиплатформенный ороген: в шведской части Балтийского щита — до 0,5 км, а в пределах Скандинавского нагорья - более 1,2 км.

На территории Волыни (Западная Украина) амплитуда неотектонических движений изменяется от первых метров до 380 м (Подольский блок). Украинская антеклиза характерна амплитудой поднятия от 175 до 280 м, Днепровская синеклиза – до 100 м). На севере Центральноевропейского региона (Финляндия, Карелия) и в его восточной части (территория запада России) выделяется обширная область умеренных поднятий (100-200 м и немногим более). На территории самых западных областей России, Беларуси, Литвы, Латвии, Эстонии наблюдается постепенное моноклинальное уменьшение амплитуд поднятий с востока и юго-востока на запад и северо-запад. В восточной части котловины Балтийского моря (восточнее о. Борнхольм) оно сменяется существенным опусканием (до 250 м и более в Ботническом заливе).

Напротив, для Западной Балтики свойственно дифференцированное поднятие с амплитудой до 100 м в районах восточной и северо-восточной Ютландии, островов Рюген, Мён, Фюн, Зеланд и др. В направлении Скандинавского полуострова происходит достаточно интенсивное воздымание. В Западной Дании намечается область погружения опорного горизонта (рюпельских отложений) до 0,4 км, которая продолжается в депрессию Северного моря, где этот показатель составляет 1,5-1,7 км и немногим более, а общий размах вертикальных движений в Скандинавско-Североморском регионе составляет 3-3,5 км.

Область погружения Северного моря продолжается в юго-восточном направлении на территории Германии и Польши в виде крупного структурного залива с осью по линии Гамбург-Берлин-Вроцлав и амплитудой прогибания до 1,0 км. В этой депрессии распространен хорошо сохранившийся от эрозии (за исключением района развития соляных структур в Шлезвиг-Гольштейне) горизонт морских нижнеолигоценовых (рюпельских) аккумуляций.

К югу расположена область среднеевропейских глыбовых гор (Гарц, Тюрингский Лес и др.), которая в целом выделяется, как зона дифференцированных неотектонических поднятий (до 1,2 км), вытянутая по внешней периферии Альпийско-Карпатского орогена. В ее пределах выделяются относительно мелкие впадины и более глубокие (до 1,5 км) поперечные погружения, приуроченные к Нижне-Рейнскому и др. грабенам. Размах вертикальных движений между Нижне-Рейнским грабеном и Рудными горами достигает 2,5 км.

Соотношение приведенных показателей амплитуд неотектонических движений и продолжительности соответствующего новейшему времени геохронологического интервала позволяет оценить средние скорости неотектонических движений: для Альпийско-Карпатского пояса - до 0,2 мм/год и более, для платформенных областей за пределами этих орогенов - от 0,01 до 0,08 мм/год.

Амплитуда среднеплейстоцен-голоценовых (гольштейн-голоценовых) вертикальных движений в пределах запада Восточно-Европейского кратона достигает максимальных значений (250 м и более) в восточной части котловины Балтийского моря (Ботнический залив, Восточно-Готландская впадина). В области распространения горизонта морских аккумуляций гольштейна, а также озерных отложений по периферии этого морского бассейна в Северной Германии было установлено преобладание неотектонических элементов, ориентированных с северо-запада на юго-восток и с севера на юг, в частности, отчетливо проявились Роер-Рейнский грабен и Гамбург-Коттбусская зона.

Амплитуды постгольштейнских вертикальных движений на севере Германии составляют первые либо первые десятки метров (максимально до 50 м), что соответствует скорости поднятия либо опускания за это время порядка 0,1 мм/год, в то время как для Восточной Балтики они заметно выше и достигают 0,5 мм/год. Следовательно, начиная со среднего плейстоцена наблюдается достаточно отчетливая активизация (ускорение) вертикальных движений. Последнее обстоятельство особенно характерно для восточной части котловины Балтийского моря. Сравнение области распространения морских отложений гольштейна (0,4 млн. лет), и современных границ акватории Балтики показывает смещение морского бассейна на север и особенно на северо-восток (появление Ботнического и Финского заливов, по-видимому, произошло уже в послегольштейнское время). Отсюда следует, что основное тектоническое погружение, в значительной степени повлиявшее на формирование центральной и восточной частей котловины Балтийского моря, произошло в середине среднего плейстоцена (после гольштейнского межледниковья) восточнее зоны Тейссейра-Торнквиста, то есть уже в пределах Восточно-Европейского кратона. Напротив, для ряда районов Западной Балтики (например, остров Рюген) во время гольштейнского межледниковья и после него было свойственно слабое поднятие. В целом можно отметить, что, начиная с гольштейна (0,4 млн. лет), характер неотектонических движений обнаруживает лишь слабую связь с более ранней позднеолигоцен-раннеплейстоценовой тектоникой.

Изменение направленности (знака) вертикальных неотектонических движений в пределах Восточной Балтики привело к заложению здесь во второй половине среднего плейстоцена системы молодых грабенов, скорость погружения которых заметно превышала значения средних скоростей вертикальных движений в ходе всего неотектонического этапа. В отношении же территории Западно-Европейской молодой платформы можно заключить, что короткий интервал времени после гольштейнского межледниковья был здесь даже более тектонически спокойным по сравнению с неотектонической стадией в целом.

Как следует из изложенного, на значительной части Центрально-Европейского региона в новейшее время произошла существенная перестройка тектонического режима и появились новые крупные структуры. В результате сформировался современный (новейший) структурный план, заметно отличающийся от допозднеолигоценового. Исходя из полученного по результатам исследований в рамках проекта “Neogeodynamica Baltica” нового материала, была проведена специальная работа по проведению неотектонического районирования этого региона, выделению новейших структур разного ранга и установлению их соподчиненности [ 341, 356].

В основу этого неотектонического районирования положены данные о распределении суммарных амплитуд неотектонических движений, морфологии реперных горизонтов олигоценовых, неогеновых и четвертичных отложений, генезисе новейших структур, их соотношении с более древними элементами структуры платформенного чехла. Пространственное положение выделенных разнопорядковых неотектонических структур отражено на схеме неотектонического районирования Центральной Европы (рис. 4.2).

Из приведенных данных видно, что рассматриваемая территория почти целиком относится к Восточно-Европейскому кратону и Западно-Европейской платформе в составе Евразийской литосферной плиты, а коллизионный складчатый пояс, представленный северо-восточным сегментом Карпат и Предкарпатским прогибом, занимает относительно небольшую площадь на юге характеризуемой площади. В результате неотектонического районирования на западе Восточно-Европейского кратона были выделены следующие наиболее крупные новейшие структуры: Фенноскандинавский щит, Воронежско-Тверская и Украинская антеклизы, Балтийско-Белорусская и Днепровская синеклизы (рис. 4.2).

Центральное положение в рассматриваемом регионе занимает обширная Балтийско-Белорусская синеклиза, в пределах которой почти целиком расположена территория Беларуси. Наиболее погруженные участки Балтийско-

Белорусской синеклизы приурочены к котловине восточной части Балтики, Ботническому и Финскому заливам. Они образуют субмеридиональную Готландско-Ботническую (Восточно-Балтийскую) и субширотную Финскую системы грабенов. Первая состоит из Ботнического и Восточно-Готландского грабенов, которые далее к югу переходят в Гданьскую и Мазовецкую депрессии; вторая включает Финский грабен, Ладожскую и Онежскую депрессии. Анализ морфологии этих неотектонических структур, разломной сети, теплового потока, сейсмичности позволяет сделать вывод, что здесь в новейшее время происходит формирование структур рифтового генезиса, образующих их тройное сочленение [53, 55].

Юго-восток и восток Балтийско-Белорусской синеклизы занимает Литовско-Эстонская моноклиналь, наклоненная в сторону Восточно-Балтийской рифтовой зоны. Моноклиналь осложнена небольшими по размерам малоамплитудными - в первые десятки метров поднятиями (Видземское, Алитусское, Курземское, Латгальское и др.) и депрессиями (Ильменская, Полоцкая и др.). Далеко на юго-восток, в сторону Днепровской синеклизы, уходит относительно опущенный Березинский структурный залив. На юге синеклизы выделяется неотектоническая Припятская ступень, наложенная на более древние палеозойские формы (Подлясско-Брестскую впадину, Полесскую седловину, западную половину Припятского палеорифта), а на севере синеклиза сочленяется со Шведской моноклиналью и Финско-Карельским выступом Фенноскандинавского щита соответственно через Стокгольмскую и Хельсинско-Петрозаводскую ступени.

Воронежско-Тверская и Украинская антеклизы осложнены рядом поднятий (Ржевское, Воронежское на первой и Кировоградское на второй), а на их периферии выделены ступени — Смоленская, Харьковская, Киевская. Эти антеклизы разделены линейно вытянутой Днепровской синеклизой с Прилукско-Полтавской ступенью на северо-востоке. Ось Днепровской синеклизы приурочена к Кременчугской депрессии, сдвинутой к юго-западу, в сторону Украинской антеклизы.

На территории юга Западно-Европейской платформы параллельно фронту Альпийско-Карпатского орогена выделяется протяженная (до 1200 км и более) Центрально-Европейская зона поднятий, которая состоит из ряда эпиплатформенных глыбовых орогенов (Свентокшиский блок, Лаузитцско-Судетский блок, Богемское поднятие, Тюрингский Лес, блок Рудных гор, Гарц и др.), разделенных относительно опущенными депрессиями (Оре-грабен, Субгерцинская, Тюрингская, Верхне-Рейнский грабен и др.), а также менее поднятых участков платформы. За новейшее время контрастность рельефа этой зоны значительно возросла: так, например, только с конца среднего - начала позднего миоцена поднятие Рудных гор составило не менее 1,0 км, близкие цифры характерны для Арденнско-Рейнского массива и др. Характер речных долин указывает на активизацию неотектонических движений на границе среднего и позднего миоцена, плиоцена и раннего плейстоцена, среднего и позднего плейстоцена. Грабены внутри Центрально-Европейской зоны поднятий (Хессе, долины верхнего течения Эльбы, Оре и др.) образуют лишь относительные понижения, так как после первоначального погружения они были также вовлечены в региональное неотектоническое поднятие.

Наиболее значительное погружение в новейшее время произошло в Североморской депрессии, унаследовавшей обширное опускание позднемелового – раннекайнозойского времени. В результате здесь сформировалась субмеридионально вытянутая крупная (1500х500 км) депрессия, в центральной части которой подошва нижнеолигоценовых (рюпельских) слоев залегает на отметках 1-1,5 км ниже уровня моря и даже несколько глубже. Существенные неотектонические опускания приурочены к Роер-Нижне-Рейнскому грабену, расположенному на южном продолжении Североморской депрессии. Подошва нижнеолигоценовых отложений в пределах наиболее погруженных его блоков залегает на глубине около 1,5 км ниже уровня моря, а по отдельным разломам установлены амплитуды неотектонического смещения этой поверхности до 400 м.

От Североморской депрессии к юго-востоку уже в пределах суши отходит Северогерманско-Польская зона опусканий, которая имеет форму клина, вытянутого на 1000 км при ширине до 600-700 км. Осевое положение в этой зоне опусканий занимает Северо-Германская депрессия, для которой характерно устойчивая тенденция к прогибанию в течение всего кайнозоя: здесь распространены морские отложения олигоцена, миоцена, гольштейнского межледниковья среднего плейстоцена. Суммарная амплитуда неотектонического погружения депрессии достигает 350 м, а в пределах отдельных относительно небольших трогов (Западно-Гольштейнский, Гамбургский) превышает 1,0 км. До настоящего времени эта депрессия (в ее осевой части находится нижнее течение Эльбы) обусловливает основные черты гидрографической сети северо-западной Германии.

К северо-западу от Северогерманско-Польской зоны опусканий расположена субпараллельная по отношению к ней Западно-Балтийская зона поднятий, которая включает Ютландско-Рюгенский выступ и Центрально-Польский выступ. Эти выступы, постепенно погружаясь, сходятся в районе Померанской седловины. Западно-Балтийская зона поднятий осложнена отдельными локальными поднятиями (Ютландское, Фюнское, Рюгенское и др.) и отделяет Центрально-Европейскую зону опусканий от Балтийско-Белорусской синеклизы.

4.2. Неотектонические структуры территории Беларуси

По величине суммарных амплитуд вертикальных неотектонических движений земной коры территория Беларуси, как и большая часть площади смежных областей запада Восточно-Европейского кратона относится к платформенным областям с относительно стабильным тектоническим режимом в позднем кайнозое, отличающимся небольшим (не более 200 м) размахом вертикальных смещений, который на целый порядок ниже движений, характерных для Альпийско-Карпатского коллизионного орогена (до нескольких км). Проведенная реконструкция величины суммарной неотектонической деформации реперного горизонта морских нижнеолигоценовых отложений и коррелятной ей поверхности выравнивания свидетельствует, что амплитуда неотктонических движений на разных участках территории Беларуси и смежных регионов заметно различался [62, 161, 169]. Несмотря на незначительные локальные отклонения, распределение амплитуд в целом подвержено закономерным изменениям: наиболее приподнятыми оказались южные и восточные площади, наименее - западные и северо-западные, то есть по геологическим данным установлен отчетливо выраженный моноклинальный перекос от Украинского щита и Воронежской антеклизы на северо-запад в сторону Восточной части котловины Балтийского моря. В течение длительного интервала геологического времени, - всего герцинского и большей части киммерийско-альпийского этапов (с позднего девона до среднего плейстоцена), - основная область седиментации (наиболее опущенные участки) размещались преимущественно на юге территории Беларуси. В новейшее время на площади региона проявлялись разнонаправленные (колебательные) движения, результирующим итогом которых стало формирование названного моноклинального перекоса и резкая смена направления регионального уклона, ставшего северо-западным. Следовательно, отличительной чертой новейшего времени геологической истории Беларуси является достаточно резко выраженная перестройка существовавшего ранее и сформировавшегося в мезозое и начале кайнозоя структурного плана, сопровождавшаяся образованием ряда новых, выраженных как в платформенном чехле, так и в современном рельефе структурных форм разного порядка.

Анализ современного положения опорного горизонта морских нижнеолигоценовых отложений и одновозрастной с ним поверхности выравнивания показал, что для территории между Ботническим заливом и северной Украиной суммарная величина вертикальных перемещений достигала 500 м и более. На площади Беларуси за новейшее время исходная опорная поверхность испытала неравномерное неотектоническое поднятие с амплитудой до 170 м и более (см. рис. 1.1). При этом наиболее существенное воздымание (свыше 100 м) претерпели две области. Одна из них расположена на юго-западе и юге республики и соответствует северным склонам Украинского щита, Микашевичско-Житковичскому выступу, а также прилегающим к ним участкам Припятского прогиба, Полесской седловины, Подлясско-Брестской впадины и Луковско-Ратновского горста. Вторая приходится на юго-восток Беларуси и тяготеет к западным склонам Воронежской антеклизы. Одновременно с этим небольшие участки, расположенные на западе региона, оказались опущенными ниже своего первоначального положения.

Вследствие неотектонической перестройки образовался новый структурный план, в значительной степени наложенный по отношению к допозднеолигоценовым структурам платформенного чехла. Исходя из комплекса имеющихся новых данных о характере неотектонической деформации, формационного расчленения толщи верхнеолигоцен-четвертичных отложений, морфологии опорных слоев верхнеолигоцен-четвертичных отложений, распределении мощностей новейших формаций, генезисе форм погребенного и современного рельефа, была проведено выделение новейших структур разного ранга на территории Беларуси (рис. 4.5).

Большая часть территории Беларуси располагается в пределах одной из крупнейших неотектонических структур Центрально-Европейского сектора Евразийской литосферной плиты - Балтийско-Белорусской синеклизы (см. рис. 4.2.). Значительно меньшие по площади районы Беларуси относятся к двум другим крупнейшим (суперрегиональным) неотектоническим структурам: Воронежско-Тверской антеклизе (левобережье Днепра до границ с Росией и Украиной) и Десненской седловине (междуречье Припяти и Днепра юго-восточнее Брагина).

4.2.1. Особенности формирования структуры поверхности дочетвертичных пород

Поверхность дочетвертичных (доантропогеновых, коренных) образований привлекает внимание широкого круга специалистов. Сведения о ней необходимы при палеогеографических реконструкциях, выявлении

характера неотек­тонических процессов, установлении генезиса антропогеновых отложений и рельефа современной поверхности, прогнозной оценке территории на полезные ископаемые и др. Поэтому построением структурных карт по­верхности доантропогеновых пород Белоруссии как в целом, так и по отдельным ее крупным регионам занимались многие исследователи [ 114, 185, 190, 192 ].

Обширный геологический материал, полученный в последние годы, позволил значительно детализировать рисунок рельефа этой поверхно­сти. В зависимости от степени генерализации изогипс в кровле коренных пород выделены структуры разного ранга - регионального, зональ­ного (субрегионального) и локального уровней [125].

В самом общем виде поверхность доантропогеновых отложений Беларуси представляет собой моноклиналь, полого наклонен­ную с юго-востока на северо-запад в сторону котловины Балтийского моря. Наиболее приподнятые участки этой моноклинали на юге и восто­ке приурочены к склонам Украинского щита и Воронежской антеклизы, где расположены на отметках свыше +100 м (до +150 - +180 м). Самые низ­кие точки тяготеют к западным и северо-западным районам. Здесь рас­сматриваемая поверхность на значительных участках залегает на несколько десятков метров ниже уровня моря, а в отдельных небольших по площади ледниковых углублениях - на отметках до минус 150 - 168 м (у г. Гродно). Далее к северо-западу кровля коренных пород опу­скается еще ниже. Следовательно, общий перекос названной монокли­нали в пределах Белоруссии достигает 200-220 м, а с учетом локальных переуглублений и более.

Нп фоне этой моноклинали обособляется пять зон, соответствующих структурам второго ранга (рис. 4.3). По территории каждой зоны про­текает значительным отрезком одна из крупнейших белорусских рек. Исходя из этого, структуры второго ранга получили название Днепров­ской, Припятской, Березинской, Неманской и Западно-Двинской (Полоцкой) зон. В пределах двух первых из них, расположенных на востоке и юге регио­на, почти повсеместно доминируют отметки поверхности доантропогеновых отложений свыше +100 м, поднимаясь в Днепровской зоне до +180 м, а в Припятской - до +160 м.

На площади Неманской и Западно-Двинской (Полоцкой) зон кровля коренных пород опускается ниже +50 м. Нередко здесь она оказывается даже ниже уров­ня моря, причем на северо-западе Неманской зоны днища отдельных переуглублений проникают до отметок минус 100-150 м и даже глубже, Борезинская зона занимает промежуточный гипсометрический интервал между +50 и +100 м. В общем ее поверхность проявляет тенденцию к по­гружению в северо-западном направлении. На юго-востоке узкий фрагмент этой зоны в форме залива разделяет более приподнятые участки Днепровской и Припятской зон.

Поверхность сравнительно крупных структур осложнена локальными формами более мелкого ранга (третий порядок). Среди них чаще всего встречаются изометричные поднятия с уплощенной платообразной по­верхностью, замкнутые котловины, воронки, вытянутые ложбинообразные углубления, относительно узкие валоподобные поднятия, мелкие куполовидные возвышения и др. Уплощенные поднятия имеют поперечник от 1-5 до нескольких десятков километров и относительное пре­вышение около 20-50 м, редко более. Они широко развиты в пределах Днепровской, Припятской и Березинской зон.

Наиболее крупные замкнутые котловины по размерам приближаются к названным локальным поднятиям и имеют относительное углубление до 40-80 м. Самая значительная из них расположена в Неманской зоне. Воронки отличаются изометричными очертаниями и поперечником от нескольких сотен метров до 1-2 км. Их глубина иногда бывает значи­тельной (до 80-100 м). Воронки в основном распространены в Припятской, Днепровской и на юго-востоке Березинской зон, то есть тяготеют к наиболее приподнятой части кровли коренных пород.

Вытянутые ложбинообразные углубления в кровле доантропогеновых пород представлены двумя разновидностями. Первые из них относи­тельно прямолинейны, прослеживаются на расстоянии до 100-300 км (при ширине до 12 км) и в среднем врезаны до глубины около 20-30 м. Нередко такие переуглубления разной протяженности и ориентировки группиру­ются в дендровидную сеть. На ряде отрезков она наследуется современ­ными реками (Березина, Припять, Сож, Днепр и др.). Как характерно и для форм, напоминающих воронки, эта разновидность тяготеет к при­поднятой части Белорусской моноклинали (главным образом, восток и юг региона).

Вторая разновидность ложбин имеет меньшие протяженность (чаще всего десятки километров) и ширину, невыдержанный, с локальными углублениями и перемычками профиль. Обычно эти формы выступают и парагенезисе с узкими валообразными поднятиями примерно такого же размера и близкой ориентировки. В плане эти отрицательные и по­ложительные локальные структуры образуют дугообразные комплексы. Наиболее значительные площади их развития приходятся на Неманскую, Западно-Двинскую и примыкающие к ним участки Березинской зоны. В целом эта область соответствует опущенной части моноклинали. Другие незначительные по своим габаритам положительные и отрица­тельные структуры отмечаются повсеместно и чаще лишь осложняют поверхность рассмотренных локальных форм.

Таким образом, поверхность доантропогеновых образований отлича­ется сложной гипсометрией, амплитуда высот которой достигает 350 м, что примерно на 80 м больше размаха современного рельефа. Современный облик этой поверхности возник в результате сложного взаимодей­ствия разных факторов. Роль этих факторов была неодинаковой в оформлении структур разного ранга.

Сопоставление карты рельефа поверхности доантропогеновых отло­жений с рисунком изобаз суммарной неотектонической деформации (см. рис. 1.1) показало, что в самых общих чертах они сходны между собой. Участки наиболее высокого залегания кровли коренных пород выше +100 м чаще всего приходятся на площади максимальных неотектонических поднятий с амплитудой примерно той же величины. Сходные соотношения прояв­ляются и для погруженных зон. Из сказанного следует, что образование на территории Беларуси моноклинали, погружающейся с юго-востока на северо-запад, главным образом предопределено тектоническими про­цессами. Учитывая то, что неотектоническая деформация исходного уровня достигала 150-170 м и в основном пришлась на антропоген, можно заключить, что на долю других факторов в оформлении этой структуры приходилось не более четвертой части амплитуды всего пе­рекоса, то есть не более 50 м. К числу таких экзогенных факторов прежде всего относились ледниковая и водная эрозия, литологические различия пород и др.

Появление структур второго ранга также было обусловлено преиму­щественно тектоникой, но роль атектонических процессов существенно различалась в зонах с высоким и низким гипсометрическим положе­нием кровли коренных пород. При этом на приподнятых площадях воз­действие ледниковой эрозии было меньшим, чем на опущенных. На по­следних экзарация проявилась заметно сильнее. Этим можно объяснить высокую концентрацию ледниковых переуглублений и гляциодислокаций в Неманской, Западно-Двинской и смежных участках Березинской зоны. Влияние литологических особенностей подстилающих пород ока­залось существенным на севере Днепровской зоны, где в подошву антропогеновых отложений выходят относительно прочные доломиты и известняки девона. Все же доминирование тектоники в обособлении струк­тур второго ранга привело к тому, что границы зон не только не совпа­дают с площадями развития разных геологических систем, а, как пра­вило, секут их [65].

В отличие от названных крупных структур появление локальных форм преимущественно предопределялось экзогенными процессами. Так, развитые на западе Беларуси обширные котловины и вытянутые субмеридионально ложбинообразные углубления образованы ледниковой эрозией, дендровидная сеть понижений – водной (речной и водноледниковой) эрозией, дугообразные комплексы узких валообразных поднятий и разделяющих их ложбин - гляциотектоникой. Среди изометричных положительных и отрицатель­ных структур отмечаются формы разного генезиса. Первые из них могут быть крупными гляциодиапирами (Неманская и Березинская зоны) и останцами первичного рельефа, слабо затронутого экзарацией н водной эрозией. Не исключено, что среди локальных поднятий встречаются и криогенные образования (моллисол-диапиры). Среди небольших отрица­тельных форм встречаются карстовые воронки на участках выходов на рассматриваемую поверхность карбонатных пород (мел, доломиты, из­вестняк) в пределах Припятской и Днепровской зон поднятий. Подзем­ное выщелачивание солей также приводило к появлению мульд проседа­ния над некоторыми соляными куполами и более протяженных карстовых понижений в местах выклинивания соленосных толщ (Припятская зона). Осо­бый тип отрицательных локальных структур представляют собой незна­чительные по вертикальной амплитуде просадки, обусловленные нерав­номерным постседиментационным уплотнением неогеновых угленосных и других отложений. В структуре анализируемой поверхности выражена и Логойская астроблема, возникшая в палеогене, но не полностью компенсированная к началу антропогена.

В настоящее время формируется новая группа техногенных струк­тур. К ним относятся некоторые карьеры, достигающие кровли коренных пород (глубина до 100 м и более, Микашевичи), а также просадки над отработанными подзем­ными выработками (глубина просадок составляет первые метры, Солигорск), просадки над интенсивно эксплуатируемыми водозаборами и т.д.

Ряд форм имеет тектоническую, галокинетическую и суброзионную природу (поднятия и опускания небольших блоков, соляные поднятия, мульды выщелачивания и др.). Как будет показано в следующих разделах, влияние на распределение локальных структурных форм оказали и активные разрывные нару­шения, проявившиеся на плейстоценовом отрезке неотектонической стадии.

Таким образом, анализ рельефа поверхности коренных пород свидетельствует, что у него гетерогенная природа, хотя его главные черты предопределены не эрозионными, а неотектоническими процессами. Сопоставление этой поверхности со структурой более древних слоев, сфор­мировавшихся на заключительных стадиях герцинского и в первой половине киммерийско-альпийского этапов, позволяет сделать вывод, что в антропогене произошла значительная перестройка структурного плана, которая внесла основной вклад в образование нео­тектонической моноклинали. Осбенно значительную роль в формирование этой моноклинали внесли преимущественно нисходящие движений в пределах восточной части котловины Балтийского моря, Прибалтики и севе­ро-западных районов Беларуси. Перекос исходной доантропогеновой поверхности шел параллельно с накоплением ледниковой, формации среднего-позднего плейстоцена и оформлением локальных структур разного генези­са. Поэтому современное положение кровли коренных пород существенно отличается от палеорельефа, сложившегося к концу неогена и в палеогеографическом отношении не соот­ветствует понятию «дочетвертичный рельеф».

4.2.2. Суперрегиональные неотектонические структуры

Балтийско-Белорусская синеклиза. По своим размерам (1000х1000 км) эта формирующаяся новейшая структура далеко опережает все остальные неотектонические элементы запада Восточно-Европейского кратона и Центрально-Европейского региона в целом. Наследует палеозойскую Балтийскую синеклизу и наложена на Латвийскую седловину, Белорусскую антеклизу, западную часть Оршанской впадины, восточную часть Припятского прогиба. В наиболее опущенной части новейшей (формирующейся) Балтийско-Белорусской синеклизы располагаются Ботнический, Восточно-Готландский, Финский грабены, Мазовецкая, Ладожская и Онежская депрессии. Сейсмичность, тепловой поток, участки аномального сокращения мощности земной коры, характер разломной сети и структуры морского дна свидетельствуют об очень молодом возрасте названных грабенов (не древнее второй половины среднего плейстоцена), которые, скорее всего, представляют собой зарождающуюся рифтовую систему тройного сочленения [53]. На территории Беларуси Балтийско-Белорусская синеклиза представлена Литовско-Эстонской моноклиналью.

Литовско-Эстонская моноклиналь. Вытянута на 800 км. Занимает юго-восток и восток Балтийско-Белорусской синеклизы. Располагается между Мазовецкой депрессией на западе, Готландско-Ботнической и Финской зонами грабенов на севере, Воронежско-Тверской антеклизой на востоке, Украинской антеклизой и Брагинско-Лоевской (Десненской) седловиной на юге. Наклонена в общем направлении на северо-запад в сторону Балтийского моря. По отношению к территории Беларуси Литовско-Эстонская моноклиналь также является структурой суперрегионального ранга. Наложена на Латвийскую седловину, Белорусскую антеклизу, западную часть Оршанской впадины, восточную часть Припятского прогиба. К этой моноклинали относятся северные, северо-западные, западные и центральные районы Беларуси, характеризующиеся слабым опусканием либо относительно небольшими (до +150 м) амплитудами новейшего тектонического поднятия. Новейшие отложения в северной и восточной частях моноклинали представлены преимущественно ледниковой формацией (мощность – до 200 м и более, в северо-западных и центральных районах наряду со средне-верхнеплейстоценовыми ледниковыми аккумуляциями большой мощности (до 300 м) значительные площади занимают образования вехнемиоцен-нижнеплейстоценовой терригенной глинисто-алевритовой формации общей мощностью до 20-25 м, на юго-западе, юге, и юго-востоке мощность ледниковой формации сокращается до 20-40 м, образования позднеолигоцен-среднемиоценовой буроугольной и вехнемиоцен-нижнеплейстоценовой глинисто-алевритовой формаций (суммарная мощность до 120 м и более) развиты преимущественно в пределах двух площадей развития карбонатного и соляного карста: на восточной периферии Подлясско-Брестской впадины (восточная граница развития юрских карбонатных пород) и западной – Припятского прогиба (зона выклинивания соленосных отложений) [154, 159, 171, 187]. На северо-западе региона (междуречье Немана и Вилии) в пределах Литовско-Эстонской моноклинали установлена протяженная область распространения эоплейстоценовых озерных отложений глинисто-алевритовой формации (мощность до 19-20 м), отражающая начало заложения моноклинали и свидетельствующая обусловленном изменением регионального уклона смещении в раннем плейстоцене основной области седиментации в северо-западном направлении.

Наиболее отчетливо рассматриваемая моноклиналь проявляется по подошве и мощности средне-верхнеплейстоценовой ледниковой формации, что свидетельствует об основном времени ее формирования (см. рис. 3.5-3.6; 4.3-4.4). Литовско-Эстонская моноклиналь осложнена рядом структур более низкого ранга (Ошмянский, Нарочанский, Плещеницкий купола, Полоцкая депрессия, Воложинский и Березинский структурные заливы, Припятская ступень).

Воронежско-Тверская антеклиза. На территории Беларуси представлена своем западным склоном в виде вытянутой с севера на юг на 350-400 км и наклоненной к западу Смоленской ступени с амплитудой новейшего поднятия до 150 м и более. Граница антеклизы с Литовско-Белорусской моноклиналью на значительном отрезке имеет вид уступа в кровле коренных (дочетвертичных) пород, представленных известняками франского яруса верхнего девона. Наследует допозднеолигоценовую Воронежскую антеклизу и наложена на северо-восточную часть Северо-Припятского плеча, Жлобинскую седловину, восточную часть Оршанской впадины (левобережье Днепра).

Десненская (Брагинско-Лоевская) седловина. Расположена в междуречье Припяти и Днепра юго-восточнее Брагина, разделяет Украинскую и Воронежско-Тверскую антеклизы и соединяет Белорусско-Балтийскую и Днепровскую синеклизы. В общих чертах наследует допозднеолигоценовую Брагинско-Лоевскую седловину и наложена на северное окончание Днепровско-Донецкой впадины. Отложения буроугольной и глинисто-алевритовой формаций почти не развиты, мощность ледниковой формации - 40-45 м.

4.2.3. Региональные неотектонические структуры

К структурам регионального уровня на территории Беларуси относятся Смоленская и Припятская ступени, Березинский и Воложинский структурные заливы, Нарочанско-Плещеницкая седловина, Полоцкая депрессия.

Смоленская ступень (350х100 км). Относится к Воронежско-Тверской антеклизе, на западе граничит с Литовско-Белорусской моноклиналью (по изобазе +100 м). Область значительного (до 150 м и более) неотектонического поднятия. Вытянута в меридиональном направлении, характеризуется общим уклоном на запад. Для преобладающей части площади Смоленской ступени характерно развитие карстовых форм, обусловленное высоким гипсометрическим положением выходящих в подошву четвертичной толщи преимущественно карбонатных пород верхнего девона и верхнего мела. К таким формам, образовавшимся главным образом в раннем миоцене, приурочены отложения буроугольной формации мощностью до 72 м [166]. Образования глинисто-алевритовой формации мощностью до 30 м развиты в южной части ступени в междуречье Днепра и Сожа. Мощность образований ледниковой формации на площади Смоленской ступени составляет в среднем около 20-40 м, то есть значительно меньше, чем на территории смежных участков Литовско-Эстонской моноклинали.

Припятская ступень (300х100 км). Одна из наиболее крупных неотектонических структур регионального ранга. Расположена на юге Литовско-Эстонской моноклинали в зоне сочленения с Польско-Подольским поднятием , Ровенской седловиой, Украинской антеклизой. Наложена на более древние палеозойские структурные формы (Подлясско-Брестскую впадину, Полесскую седловину, западную часть Припятского палеорифта). Соответствует области наиболее значительного (до 170 м и более) неотектонического поднятия на юге региона. В состав Припятской ступени входит ряд неотектонических структур субрегионального уровня: Червоноозерский и Дрогичинский структурные носы, Лельчицкий выступ, а также многочисленные локальные структуры. Отчетливо выражена по подошве четвертичных отложений в виде высоко (более 100 м над уровнем моря) приподнятой области с пологим уклоном с юга (от еще более высоких, расположенных за пределами региона и смежных с рассматриваемой ступенью неотектонических структур, в общих чертах соответствующих Украинскому шиту: Польско-Подольского поднятия, Ровенской седловины, Украинской антеклизы) на север (к Литовско-Эстонской моноклинали). На площади Припятской ступени достаточно полно представлены отложения всех новейших формаций. Как уже отмечалось буроугольная формация позднего олигоцена-среднего миоцена образует две основных площади: на востоке допозднеолигоценовой Подлясско-Брестской впадины и на западе Припятского прогиба. Мощность бу­роугольной формации в пределах первой из названных площадей достигает 90 м, второй – 122 м. В палеогеографическом отношении эти площади соответствуют остаточным (после регрессии харьковского моря) заболачивающимся озерам, руслам и поймам рек, торфяным болотам ( бурые угли Глушковичской, Малишевской, Краснослободской, Антопольской, Березовской площадей, Житковичского и Бриневского месторождений. Накопление названных отложений связано с активизацией карбонатного и соляного карста, на фоне общего тектонического поднятия Припятской ступени в период седиментации буроугольной формации (поздний олигоцен – средний миоцен). Однако на отдельных локальных участках, по данным А.В.Матвеева и Л.Ф.Ажгиревич, в начальный этап накопления формации (поздний олигоцен-нижний миоцен) наблюдалось локальное прогибание с амплитудой до 30 м в северо-западной части Припятской впадины (Красная Слобода), до 30 м - западной (Малишев, Житковичи), до 50 м - юго-западной (Глушкевичи). Наибольшие амплитуды колебатель­ных движений свойственны зоне Южно-Припятского разлома. В конце периода формирования буроугольной формации (средний миоцен) погружение (до 30 м) испытывала восточная и юго-восточная части Подлясско-Брестской впадины, северная прибортовая часть Припятской впадины (Любань, Слуцк), зона ее сочле­нения с Полесской седловиной (Красная Слобода), территория, при­мыкающая к северному и южному бортам Житковичского горста (Червоное озеро, Житковичи, Бринев) [159, 161, 169, 171].

Области накопления глинисто-алевритовой формации (конец среднего миоцена - ранний плейстоцен) на териитории Припятской ступени наследуют более ранний (буроугольный - позднеолигоцен-среднемиоценовый) этап, причем площадь седиментации значительно расширяется и смещается к северу и северо-востоку, хотя мощность отложений редко превышает 20-25 м (максимальные значения - до 50 м). Формация накапливалась в обширных пресноводных водоемах при прогрессирующем похо­лодании и аридизации климата и характеризует обстановку общего тектонического погружения территории Припятской ступени в позднем миоцене - раннем плейстоцене. Наи­большие мощности и соответствующие им амплитуды неотектонического опускания рассматриваемой структуры в период накопления глинисто-алевритовой формации (поздний миоцен - ранний плейстоцен) достигают 50 м и более (восточная час­ть Подлясско-Брестской впадины, Червонослободско-Малодушинская, Шестовичско-Сколодинская, Наровлянско-Ельская ступени Припятского прогиба. Для территории рассматриваемой ступени в целом характерна весьма небольшая (порядка 20-30 м, редко более) мощность отложений ледниковой формации, что в несколько раз меньше этого показателя на северо-западе Беларуси (Литовско-Эстонская моноклиналь).

Изложенное свидетельствует, что вплоть до конца плиоцена – начала плейстоцена Припятской ступени в ее современном виде, по-видимому, не существовало, поскольку в период накопления буроугольной и глинисто-алевритовой формаций область основной седиментации в целом еще наследовала допозднеолигоценовые структуры. Обособление Припятской ступени над смежными участками Литовско-Эстонской моноклинали скорее всего относится ко времени накопления ледниковой формации (вторая половина плейстоцена).

Березинский структурный залив (250х100 км). Расположен на крайнем юго-востоке Литовско-Эстонской моноклинали, разграничивает Смоленскую и Припятскую ступени. В общих чертах наследует восточную (восточнее Малынско-Туровского разлома) часть палеозойского Припятского прогиба. Характеризуется небольшими (относительно смежных участков Припятской и Смоленской ступеней) значениями суммарных амплитуд неотектонического поднятия. В пределах залива широко распространены мелкие (до 5-12 км) формы, связанные с новейшей активизацией галокинетических и суброзионных процессов (рост соляных куполов и более протяженных антиклиналей).

Воложинский структурный залив (300х150 км). Расположен на северо-западном склоне Литовско-Эстонской моноклинали, на юго-востоке граничит с Припятской ступенью, на севере – с Нарочанско-Плещеницкой седловиной. На ложен на Центрально-Белорусский массив Белорусской антеклизы. Характеризуется общим уклоном на северо-запад и наименьшими в регионе показателями суммарной амплитуды неотектонического поднятия (менее 50 м). На небольших участках у границы с Литвой установлено неотектоническое погружение (ниже 0). Отчетливо выражена в структуре поверхности коренных (дочетвертичных) пород. На площади структурного залива в основном развита ледниковая формация, средняя мощность которой превышает 120 м (см. рис. 3.6). Отложения глинисто-алевритовой и, особенно, буроугольной формации развиты на локальных площадях и имеют незначительную мощность. Это позволяет считать основным временем формирования рассматриваемого структурного залива средний плейстоцен.

Нарочанско-Плещеницкая седловина (150х100 км). Разделяет Воложинский структурный залив и Полоцкую депрессию Литовско-Эстонской моноклинали. Наложена на Воложинский грабен Белорусской антеклизы. Характеризуется относительно небольшим неотектоническим поднятием (50-80 м). Осложнена малоамплитудными локальными структурными формами, хорошо выраженными в подошве отложений ледниковой формации и имеющими размеры от 20-30 км (Ошмянский купол) до 60-80 км (Нарочанский и Плещеницкий купола). На площади седловины достаточно широко представлены озерные и озерно-аллювиальные эоплейстоценовые аккумуляции глинисто-алевритовой формации мощностью до 20-30 м.

Полоцкая депрессия (150х100 км). Расположена на севере региона, относится к Литовско-Эстонской моноклинали. Соответствует депрессии в кровле дочетвертичных пород, представленных преимущественно песчано-глинистыми отложениями живетского яруса среднего девона. Наложена на Вилейский погребенный выступ Белорусской антеклизы и западный борт Оршанской впадины. Характеризуется относительно небольшой (20-50 м) суммарной амплитудой неотектонического поднятия, величина которого заметно меньше, чем у смежных участков Литовско-Белорусской моноклинали. С севера Полоцкую депрессию ограничивает зона Северо-Полоцкого разлома, с востока – Бешенковичского.

Новейшая толща представлена только отложениями ледниковой формации среднего-позднего плейстоцена мощностью от 40 до 110 м и более. Большую часть (до 70-80%) объема выполняющих Полоцкую депрессию отложений составляют образования обширных пресноводных озер: относящиеся к двум ледниковым эпохам (среднеплейстоценовой днепровской и позднеплейстоценовой поозерской) песчано-алевритово-глинистые озерно-ледниковые слои (общей мощностью до 40 м и более) и озерные отложения позднеплейстоценового муравинского межледниковья (мощностью до 30 м и более). Судя повозрасту, составу и распределению мощностей выполняющих рассматриваемую депрессию отложений, основное время обособления Полоцкой депрессии – вторая половина среднего и поздний плейстоцен. В конце позднего плейстоцена (поозерское позднеледниковье) расположенные к северу от Полоцкого разлома участки Литовско-Эстонской моноклинали испытали компенсационное гляциоизостатическое поднятие с амплитудой до 40 м, установленное по деформации одновозрастных террасовых уровней Полоцкого приледникового озера [233]. Эти движения завершили оформление северного борта депрессии.

4.2.4. Субрегиональные и локальные неотектонические структуры

Крупные новейшие структурные формы осложнены многочисленными малоамплитудными поднятиями и опусканиями субрегионального и локального уровня. Размеры самых крупных из них (форм субрегионального ранга) достигают первых десятков километров. К таким структурам относятся Ошмянский, Нарочанский, Плещеницкий купола (Нарочанско-Плещеницкая седловина), Дрогичинский и Червоноозерский структурные носы, Лельчицкий выступ (Припятская ступень), Кричевский и Лоевский выступы (Смоленская ступень). Количество еще более мелких (до нескольких км в поперечнике) локальных структур на территории региона исчисляется многими сотнями. Только на площади Белорусского Полесья специальными исследованиями с использованием комплекса структурно-геоморфологических и дистанционных методов было выявлено не менее 300 таких локальных структурных форм [215, 216].

Установление общего числа локальных неотектонических структур связано с определенными объективными трудностями. Часть мелких элементов структуры реперных поверхностей (кровли морских палеогеновых аккумуляций, опорных горизонтов неогеновых и четвертичных отложений) может быть обусловлено экзогенными процессами (фрагменты речных долин, ледниковые ложбины, гляциодиапиры, моллисол-диапиры, погребенные суброзионные и карстовые западины, просадки, обусловленные нерав­номерным постседиментационным уплотнением угленосных и других отложений и т.д.). Достаточно аргументированное решение вопроса о плановом расположении, размахе отметок и, наконец, о преимущественно тектоническом либо атектоническом генезисе таких малоамплитудных и незначительных по размерам форм возможно только на основе комплексного анализа детальных геологических, структурно-геоморфологических и других данных, которые имеются лишь на отдельных хорошо изученных площадях (разведочные работы на месторождениях полезных ископаемых, изыскания при проектировании строительства инженерных сооружений и т.п.).

По особенностям морфологии локальные структуры подразделяются на впадины (синклинали, мульды), поднятия (купола, брахиантиклинали, антиклинали, валы), флексуры, ступени. Такие формы могут быть выражены или не выражены (бескорневые) по поверхности фундамента либо одного из маркирующих горизонтов допозднеолигоценовых отложений. Генезис многих пликативных локальных структур можно определить лишь приближенно: например синклинальные и антикликальные формы могут быть не только отраженными складками над подвижными мелкими блоками фундамента (основная часть локальных форм), но и формироваться в результате горизонтального сжатия, гравитационного соскальзывания, сложного сочетания блоковых подвижек с неравномерным постседиментационным уплотнением рыхлых отложений и т.д. Широко распространенные в регионе гляциодислокации, представленные разнообразными формами нарушенного залегания мезокайнозойских (значительно реже более древних): складчато-чешуйчатыми, инъективными и др. [152, 324, 326, 329], а также погребенные эрозионные и карстовые формы учитываются для введения поправок при неотектонических реконструкциях, но в качестве неотектонических локальных структур не рассматриваются. Особую группу, часто также не рассматриваемую в качестве собственно тектонических (эндогенных) форм, представляют локальные структуры (купола, брахиантиклинали, валы), формирующиеся как отраженные складки над растущими соляными поднятиями (криптодиапирами) либо наследующие суброзионные мульды проседания над такими поднятиями.

В пределах Припятской ступени и Березинского структурного залива установлены хорошо выраженные неотектонические ступени, в общих чертах наследующие такого же типа структуры более глубоких горизонтов платформенного чехла. Особенно отчетливо такая унаследованность проявляется в пределах Шестовичско-Сколодинской и Наровлянско-Ельской тектонических ступеней в южной части Припятского прогиба (рис. 4.6). Неотектонические ступени прослеживаются по подошве олигоценовых, неогеновых и четвертичных отложений и ограничены флексуроподобными уступами, сформировавшимися над активными разломами. Ширина ступеней изменяется от 6-8 до 50-60 км, амплитуда смещений по подошве олигоцена достигает 15-25 м. Ступени имеют вид погребенных куэст, площадки которых наклонены к югу в сторону Южно-Припятского краевого разлома. В наиболее опущенных южных частях ступеней отмечается некоторое увеличение мощности морских раннеолигоценовых образований, что говорит о заложении

рассматриваемых структур еще в течение последних фаз харьковского морского бассейна. Мощность терригенных отложений буроугольной и глинистоалевритовой формаций позднего олигоцена – раннего плейстоцена, напротив, в пределах отдельных ступеней (количество таких ступеней не менее пяти) почти не меняется, зато все ступени четко отражаются в распределении мощностей среднеплейстоценовых отложений ледниковой формации, причем разница мощности четвертичных отложений в опущенных и поднятых частях каждой ступени заметно больше, чем этот же показатель у раннеолигоценовых аккумуляций. Следовательно, основная фаза формирования рассматриваемых локальных структур приходится на средний плейстоцен.

Зона развития неотектонических ступеней скорее всего продолжается на юго-восток за пределы Березинского структурного залива. На юго-восточном склоне Брагинско-Лоевской седловины и смежных участках Днепровской синеклизы также установлено несколько запрокинутых к югу ступеней, ограниченных Южно-Днепровским и другими разломами и отчетливо прослеживающихся по подошве олигоценовых и четвертичных отложений (рис. 4.7). Амплитуда вертикальных смещений по Южно-Днепровскому разлому в раннем олигоцене достигала 10-15 м, в первой половине среднего плейстоцена (днепровский горизонт) - 25-30 м, во второй – не более 10 м.

На рис. 4.8-4.9. показан пример малоамплитудных погребенных ступеней, выявленных на северо-западе и севере региона (Литовско-Эстонская моноклиналь) по характеру залегания и распределению мощности маркирующих горизонтов внутри толщи четвертичных отложений. Характерной чертой таких форм является четкая корреляция с блоковой структурой коренных (вендских, кембрийских, девонских и др.) пород платформенного чехла и ограничение активизированными в новейшее время разрывными нарушениями. Среди ступеней местами выделяются мелкоблоковые поднятия шириной порядка 10-15 км, отражающиеся в современном рельефе (см. рис.4.9.). Дифференцированные и нередко меняющие свою направленность (знак) вертикальные движения таких блоков с амплитудой до 20-25 м фиксируются деформацией маркирующих слоев

четвертичных отложений и прослеживаются не только в среднем, но и в позднем плейстоцене (рис. 4.11.). Над отдельными относительно поднятыми или опущенными блоками в структуре новейших отложений нередко выявляются соответственно локальные поднятия и опускания (отраженные складки), а к ограничивающим эти блоки активизированным фрагментам древних (в том числе доплатформенных) разрывных нарушений в ряде случаев приурочены глубокие эрозионные врезы ( рис. 4.12. – 4.13.). Отражающие движения небольших по размерам блоков локальные неотектонические структуры в некоторых случаях достаточно выразительно проступают на поверхности, причем разновозрастные ледниковые горизонты залегают согласно со структурой кровли коренных (дочетвертичных) пород, а структурные элементы современного рельефа в общих чертах повторяют подошву позднеплейстоценовых образований, то есть в таких случаях деформации могут иметь позднеплейстоцен-голоценовый возраст ( рис. 4.14). Очень молодой (вторая половина среднего-верхний плейстоцен) возраст, по-видимому, имеют локальные понятия (в районе Гродно и Орши) и флексуры (в районе Новогрудка), ярко проступающие по подошве согласно деформированных отложений миоцен-среднеплейстоценовых погребенных аллювиальных свит на приведенных в работах Г.И.Горецкого [91-92] продольных профилях речных врезов Немана и Днепра (рис. 4.15. – 4.16.). Именно образованием на оршанском участке названной локальной неотектонической структуры, обособившейся результате блоковых движений в самом конце плейстоцена, З.А.Горелик [84] связывал причину резкого изгиба долины р. Днепр у Орши. По В. А. Исаченкову [115], основное время образования этого локального поднятия – поозерское позднеледниковье (около 10-15 тыс. лет назад). В то же время следует отметить, что в этом районе выявлены признаки и значительно более ранних подвижек, способствовавших появлению карстовых форм в позднем олигоцене-среднем миоцене [187].

Имеется ряд геологических свидетельств того, что развитие многих карстовых форм, заполненных отложениями буроугольной формации и имеющих преимущественно экзогенное происхождение, инициировалось

активизацией движений по разломам. Такие движения могли приводить к обособлению мелких блоков и формированию над такими структурами отраженных и облекающих складок в вышележащих неоген-четвертичных слоях. Пример таких локальных структурных форм, образовавшихся в пределах преимущественно карстовых западин углепроявления «Днепровка» северо-восточнее Дубровно (Смоленская ступень) приведен на рис. 4.15.

4.3. Влияние позднекайнозойского галокинеза и суброзии на формирование локальных структур Припятского прогиба

Вопросы эволюции галокинеза в Припятском прогибе детально рассмотрены в ряде фундаментальных работ В.С.Конищева [143-145], показавшим, что процессы галокинеза в двух верхнедевонских соленосных толщах и суброзии в верхней из них (верхнефаменской) наряду с движениями по разломам оказали большое влияние на формирование современной структуры кайнозойских отложений Припятского прогиба. В.С.Конищевым выделено несколько этапов и фаз галокинеза и суброзии в Припятском прогибе, соответствующих основным структурно-формационным подразделениям платформенного чехла. Таких этапов четыре: оресско-стрешинский (время накопления верхней глинисто-галитовой калиеносной субформации верхнефаменской соленосной формации), полесско-пермский, ранне-среднетриасовый и позднетриасово-кайнозойский (соответствует киммерийско-альпийскому этапу тектогенеза). Последний, - позднетриасово-кайнозойский, - этап галокинеза в Припятском прогибе, согласно В.С.Конищеву, включает три цикла куполообразования: позднетриасово-юрский, меловой и кайнозойский.

Основной причиной формирования и развития соляных структур считаются движения по разломам, вызывающие первичную дифференциацию гравитационной на­грузки на соль вышележащих, как правило более плотных отложений, последующее отжатие (гравитационное и динамическое) соли в поднятые кры­лья разломов и образование соляных поднятий и более протяженных валов с одновременным формированием в опущенных крыльях разломов компенсационных синклиналей и зон приразломных опусканий.

По данным исследований В.С.Конищева, амплитуды и скорости роста соляных структур Припятского прогиба в мезозое и кайнозое были на 1-3 порядка меньше, чем в палеозое (на главном, оресско-стрешинском этапе амплитуда роста верхнефаменских соляных структур составляла 0,4-1,2 км, скорость роста соляных поднятий достигала 400 м/млн. лет), и последовательно снижались во времени. Характерной особенностью формирования соляных структур в мезокайнозое стала суброзия, приводившая к образованию мульд выщелачивания (проседа­ния) над соляными поднятиями. Все соляные структуры на позднетриасово-кайнозойском этапе в целом и особенно в течение кайнозойского цикла га­локинеза перешли в стадию затухания соляной тектоники, при этом скорость роста соляных поднятий и скорость суброзии, по расчетам В.С.Конищева, снизилась в 8-20 раз по срав­нению с предыдущим, - ранне-среднетриасовым, - этапом галокинеза и составляла 0,2-0,5 м/млн лет, колеблясь от +2 до - 2 м/млн лет (для кайнозойского цикла – десятки см в миллион лет, в единичных случаях до 1,45 м/млн лет. Сказанное в полной мере относится и к неотектонической стадии, с той оговоркой, что имеются признаки заметного влияния соляных структур на рас­пределение гидрографической сети [144].

Соглашаясь с приведенным заключением известного специалиста по соляной тектонике в том, что наблюдается четко выраженная тенденция к снижению интенсивности процессов галокинеза и суброзии в позднем кайнозое по сравнению с более ранними этапами тектонического развития Припятского прогиба, все же следует привести ряд аргументов, свидетельствующих о заметно большей активизации галокинеза и суброзии в Припятском прогибе в течение новейшего времени (поздний олигоцен-голоцен).

Прежде всего напомним о том, что общеизвестным фактом является активизация в позднем олигоцене-среднем миоцене суброзионных процессов (соляного карста) на западной границе распространения девонских соленосных отложений, сопровождавшаяся формированием достаточно мощных и протяженных залежей бурого угля в суброзионных (карстовых) понижениях. На достаточно интенсивное проявление галокинеза в этом интервале указывает и сопряженное с воздыманием соляных поднятий прогибание компенсационных синклиналей и мульд, сопровождавшееся накоплением в таких понижениях неогеновых озерных глин с заметно большей (до 50-60 м), чем на соседних участках мощностью (Ельская, Наровлянская и другие структуры). Ряд авторов связывает названную фазу некоторого усиления процессов галокинеза и выщелачивания с неотектоническим «оживлением» разломов [154, 187, 192].

Вторая фаза активизации галокинетических и суброзионных процессов приходится на плейстоцен, одной из причин которой (наряду с тектонической активизацией разломов) скорее всего была гляциоизостазия (дифференцированная гравитационная нагрузка на субстрат ледников). Специальное исследование, выполненное К.Гриппом в Северной Германии [318], показало, что многие соляные купола под воздействием ледниковой нагрузки не только резко (на 1-2 порядка) ускорили скорость поднятия, но даже выступали на поверхность (при замедленной или вовсе отсутствовавшей из-за очень низких температур суброзии), задерживали движение льда и оказывались основной причиной обособления ледниковых языков. Впрочем, судя по отсутствию заметных деформаций в образовавшихся после вытаивания льда слоях водноледниковых отложений, которые перекрывают названные соляные структуры, скорость галокинеза замедлилась сразу после отступления ледника и снятия дополнительной гравитационной нагрузки.

Описанный механизм гляцигенной активизации соляных поднятий вполне применим к условиям Беларуси. Во всяком случае над отдельными соляными поднятиями в пределах Речицко-Первомайского вала сформировались отраженные складки с амплитудой до 25-30 м и более, проникающие в толщу отложений ледниковой формации. В качестве примера можно привести Первомайское соляное поднятие (рис. 4.17), скорость роста которого в среднем плейстоцене по сравнению с эоценом возросла в несколько раз и составила не менее 20 м/млн. лет. Над этой структурой расположено

озеро Святое. Озеро имеет изометричные очертания, около 0,5 км в поперечнике, глубина – до 4 м при мощности донных отложений до 6 м. Примечательной особенностью озера является постепенное отступание, заболачивание и затопление юго-западного берега, причем в 100 м от береговой линии из воды выступают полузатопленные вертикально стоящие стволы деревьев. Скорее всего это свидетельствует о достаточно интенсивном подземном выщелачивании свода соляного поднятия и продолжающимся до настоящего времени формированием мульды проседания. Скорость суброзии в этом случае (озерная котловина имеет позднеплейстоцен-голоценовый возраст) сопоставима с ранее приведенным показателем скорости поднятия соли, полученным по геологическим данным. Результаты структурно-геоморфологических наблюдений показывают, что к сводам многих соляных поднятий приурочены изометричные торфяные массивы, чаще всего наследующие заболоченные котловины небольших озер (рис.4.18) и отвечающие очень молодым (не древнее позднего плейстоцена) мульдам проседания. По данным А.В.Матвеева [192], амплитуда локальных структур над многочисленными соляными поднятиями на территории Припятского прогиба составляет в среднем около 3-5 м. Поскольку большая часть таких локальных структур обособлено на фоне почти плоской поверхности водноледниковой равнины конца сожского оледенения (около 130 тыс. лет назад), а также зандровой и озерно-ледниковой равнины позднепоозерского возраста (17-25 тыс. лет назад), можно оценить скорость соляных поднятий за последние 130 тыс. лет величиной не менее 25-30 м/млн. лет, а самых молодых форм (конец позднего плейстоцена - голоцен) еще в несколько раз большей цифрой.

В настоящее время большинством специалистов разделяется мнение об отчетливо выраженном воз­действии на плановый рисунок современной речной сети соляных структур Припятского прогиба. Сопоставление таких структур с картой гидрографической сети позволило А.В.Матвееву, Э.А.Левкову, Н.Н.Абраменко и др. [155, 215-216] установить, что число растущих форм составляет от 80 до 85% от общего числа соляных структур региона. Большое

число структур непосредственно определяет положение линий водоразделов крупных рек (Березины и При­пяти, реже между Припяти и Днепра). Своды еще большего числа структур контролируют водоразделы более мелких рек либо огибаются такими реками. Например, р.Ведречь огибает Золотухинское и Ведречьское соляные поднятия, р.Иппа и р.Виша - Чернинское, Мармовичское и Бобровичское, р.Оресса - Червонослободское и Дроздовское и т.д. [192].

Лишь около 15% от всех локальных поднятий над сводами соляных структур пересекаются реками, причем на таких участках меняется характер долин (сокращается ширина, отсутствуют меандры), русла спрямлены и отличаются аномальными градиентами уклона водной поверхности. По данным А.В.Матвеева [192, 200], коэффициенты меандрирования (отношение длины реки между двумя пунктами к кратчайшему расстоянию между ними) над такими структурами обычно имеют значения, близкие к единице (то есть русла практически прямые), уклоны русла у Припяти достигают 42 см/км (при среднем значении 6 см/км). Напротив, над отрицательными соляными структурами долины рек расширя­ются, увеличивается количество стариц, возрастает заболоченность, коэф­фициент меандрирования достигает 1,7-2,7, уклоны русла Припяти снижаются до 4 см/км и менее, на остальных реках также уменьшаются в 1,5-2,0 ра­за по сравнению со средними.

Сказанное позволяет сделать общий вывод о том, что в течение новейшего времени скорость роста соляных поднятий и суброзионных просадок в целом значительно выше средних для киммериско-альпийского этапа показателей, причем максимальная интенсивность галокинеза и суброзии приходится на средний и поздний плейстоцен, а движения соли скорее всего продолжаются и в настоящее время.

4.4. Гляциоизостатические движения и новейшие структуры

Оценка влияния гляциоизостатических движений земной коры, обусловленных нагрузкой на субстрат материковых ледников, на формирование неотектонических структур и рельефа, а также степени последующей компенсации (полной или частичной) возникавших структурных форм до сих пор остается одной из дискуссионной. Амплитуда таких движений, имеющих колебательный (компенсационный) характер, разными специалистами оценивается величиной от десятков до первых сотен метров. Особенно многочис­ленные доказательства реальности гляциоизостатических явлений получены для тер­риторий, бывших центрами оледенений и сравнительно недавно осво­бодившихся ото льда [224]. В ледниковые эпохи этим площадям бы­ли свойственны наибольшие мощности льда, достигавшие нескольких километров, большая про­должительность воздействия гляцигенных нагрузок, относительная стабильность такого воздействия. Значительно хуже изучены гляциоизостатическне движения, проявлявшиеся во внешних частях ледниковых покровов, где была меньшая толщина льда, нагрузка ледниковых масс проявлялась кратковременно, напряжения действовали не только по вертикали, но и имели заметную горизонтальную состав­ляющую.

Специальный анализ возможного влияния гляциоизостазии на образование новейших структур применительно к территории Беларуси был проведен Э.А.Левковым и А.К.Карабановым [156, 169]. В плейстоцене территория рассматриваемого региона многократно оказывалась в периферической зоне ледниковых покровов, причем чаще всего их максимальные границы проходили именно здесь. Геодезическими работами установлено, что гляциоизостатический фактор до сих пор сказывается на характере современных верти­кальных движений земной коры в Фенноскандии и уз­кой зоне ее сочленения с Восточно-Европейским кратоном. На площа­ди Беларуси гляциоизостатическое поднятие в настоящее время не проявляется даже в Поозерье, покрывавшемся льдом всего 14-17 тыс. лет назад. Поэтому геодезические методы выявления гляциоизостатических явлений в белорусском регионе не мо­гут быть использованы.

В периферической зоне оледенений признаки гляциоизостатического воздымания чаще всего фиксируют по перекосу береговых линий мелководных участков морей либо обширных озерных котловин. Он выражается в том, что после исчезновения льда происходи­ло поднятие берегов, обращенных в сторону ледникового центра, при одновременной трансгрессии вод на дистальные борта водоема. Особенно отчетливо это проступает в развитии Онежского, Ладожского и Чудского озер. В Беларуси же подобных крупных во­доемов нет. Не могут быть непосредственно учтены здесь и данные о деформациях древних береговых образований приледниковых озер и морей Балтики (в свое время это позволило оценить амплитуду «всплывания» широкой полосы у Фенноскандии за последние пример­но 12 тыс. лет).

Исходя из сказанного, на территории Беларуси при выявлении сле­дов гляциоизостатических движений следует исходить из других при­знаков, запечатленных в геолого-геоморфологических явлениях. При этом наиболее достоверные сведения могут быть получены при изу­чении районов последнего оледенения и перигляциальной зоны непосредственно у его периферической полосы. К числу самых информативных признаков можно отнести следующие: 1) пере­косы абразионных форм, а также изменения в залегании одновоз­растных слоев озерно-ледниковых отложений, накопившихся в обшир­ных позднеледниковых водоемах; 2) деформации аллювиальных террасовых уровней; 3) инверсия стока поверхностных вод и изменение характера гидросети; 4) разрывы и флексурообразные изгибы мо­ренных и других горизонтов антропогеновых отложений.

К числу самых крупных относится Полоцкий озерно-ледниковый водоем. Былая площадь его развития довольно хорошо выражена мор­фологически в виде Полоцкой низины. Этот пресноводный бассейн существовал в стадию деградации последнего (поозерского, вал­дайского) оледенения, когда должны были еще сказываться гляциоизостатические процессы. В пределах Полоцкой низины сохранились глинистые и песчанистые аккумуляции того времени, имеются также песчано-гравийно-галечные прибрежные отложения и абразионные формы, фиксирующие наиболее важные фазы развития этого водоема. Анализ гипсометрических и другие особенностей залегания одновозрастных образований Полоцкого озерно-ледникового бассейна, выполненный И.Э.Павловской [233], позволил установить отчетливо выраженный региональный перекос террасовых уровней этого водоема с амплитудой до 40 м, обусловленный большей величиной гляциоизостатического (компенсационного) поднятия северного берега приледникового озера относительно южного (рис. 4.20). Неравномерность гляциоизостатического воздымания, проявившегося после снятия нагрузки периферической части по­следнего ледникового покрова, в этом случае объясняется большей мощностью ледника и более длительным периодом его гравитационного воздействия на севере Полоцкого бассейна по сравнению с его южной частью.

Замечено, что область последнего оледенения отличается рядом геолого-геоморфологических особенностей от примыкающей к ней с внешней (южной) стороны площади развития более древних ледниковых образований. Прежде всего это относится к строению речных долин. Ес­ли на территории, недавно оставленной ледником, почти повсеместно за сравнительно короткое позднеледниковье и голоценовое время у рек возникло до 7-11 террасовых уровней, то рядом за ее пределами, помимо поймы, обычно устанавливается всего 2-3 дли­тельно формировавшиеся надпойменные террасы. В первом случае врезание речной сети доминирует над аккумуляцией, во втором, на­против, преобладает аккумуляция. Зона раздела таких рек обычно со­впадает с границей валдайского оледенения. Это говорит в пользу недавнего быстрого и довольно интенсивного поднятия области, освободившейся ото льда.

Неодинаково ведут себя и террасы рек, текущих от краевой зо­ны последнего оледенения к югу, в бывшую внеледниковую область. Вверх по течению таких рек наблюдается расхождение или параллельность террасовых уровней (Березина, Друть и др.), что также является аргументом в пользу изостатического поднятия верхних частей речных бассейнов.

При анализе поведения террасовых уровней по обе стороны от названного рубежа выяснилось, что по направлению к области последнего оледенения растет высота террас Днепра и Немана, хотя эти реки принадлежат разным бассейнам и текут в противопо­ложные стороны [156]. При этом уровни поймы и перигляциальной терра­сы Днепра заметно увеличиваются к верховьям реки, к предельной границе оледенения, а у Немана - к низовью. В Белорусском Поозерье в долинах крупнейших рек (Западная Двина, Неман, Вилия) верхние голоценовые террасы приподняты до 6-10 м, тогда как на запредельной площади (примерно в 100 км южнее), одновозрастная им высокая пойма только иногда достигает 3-4 м. Понятно, что по­добные различия могут быть объяснены лишь воздыманием терри­тории, недавно подвергавшейся оледенению.

У долины верхнего отрезка Днепра строение иное, чем в преде­лах среднего и нижнего отрезков, причем перелом как раз приходит­ся на предельную границу последнего ледника. Здесь у Орши продольный профиль речных врезов как бы задран кверху, заметно и резко снижаясь в сторону нижнего течения (см. рис. 4.16). С оста­точным гляциоизостатическим эффектом связывал Г.И.Горецкий и относительно глубокое залегание венедского (первая половина среднего плейстоцена) аллювия на верхнем Днепре по сравнению с соответствующими отрезками Волги, Камы и Оки [91-92].

Особый интерес для выявления характера гляциоизостатических движений представляют деформации аллювиальных и озерно-ледниковых террасовых уровней в долинах рек, пересекающих границу максимального распространения последнего ледникового покрова. Одной из таких на территории Белоруссии является долина р.Неман [92, 116-119], продольный профиль которой образует явно выраженную выпуклость с максиму­мом в районе Гродненской возвышенности, т.е. в месте пересечения рекой границы последнего оледенения (см. рис. 4.15). Кроме того, именно в этом районе площадки верхних надпойменных террас обнаруживают замет­ную деформацию, которая выражается в изменении их первоначально­го высотного положения. Аномалии в гипсометрическом положении террасовых уровней в районе Гродно были впервые отмечены еще в 30-х годах текущего столетия польскими исследователями, а затем были подтверждены во время геологической съемки [322]. В.Ревиньская, например, указывала, что верхняя терраса в долине про­рыва Немана через Гродненскую возвышенность имеет явную тенденцию наклона с двух направлениях, а именно от кульминационной точ­ки вблизи д.Жидовщизна (Принеманская), где ее абсолютная высота достигает 134 м, вниз по течению Немана в сторону д.Гожа до 117 м у д.Бережаны и вверх по течению реки в сторону устья Котры до 123 м у д.Ковальцы [349]. Позднее было установ­лено, что деформации надпойменных террас в районе Гродно хорошо коррелируются с характером нарушений в залегании погребенных среднеплейстоценовых аллювиальных свит, а также со структурой пород платформенного чехла и поверхностью фундамента.

На рисунке 4.15 видно, что согласно деформированные отложения доднепровских аллювиальных свит в районе Гродно образуют купол с относительным превышением до 80 м. Амплитуда переме­щения подошвы позднеплейстоценового муравинского аллювия уменьшается до 30-40 м, примерно на такую же величину профиль современной вод­ной поверхности Немана отличается от предполагаемого профиля рав­новесия. Деформации позднеледниковых (верхних) надпойменных тер­рас достигают 15-20 м и характеризуют воздымание территории Гродненской возвышенности после максимума поозерского оледенения [116-119].

Подобное неравномерное гляциоизостатическое поднятие описано Р.Логи [337]. в Северной Америке. При этом наиболее интенсивное выгибание приледниковых уровней и береговых линий моря отмечено в узкой полосе вдоль границ ледниковых фаз и осцилляции на зна­чительном удалении от центра оледенения, в то время как на других площадях локальные деформации не проявлялись. Основная фаза под­нятия, как и в районе Гродно, происходила в течение короткого про­межутка времени после отступления ледника. Подвижки фундамента осуществлялись путем поворота вокруг шарнирных зон, которыми слу­жили проникающие в осадочный чехол разрывные нарушения. Такие субширотные разломы - шарниры установлены севернее Гродно, до сих пор эти зоны сопровождаются источниками минеральных вод на участке Друскининкай-Привалка.

Гляциоизостатическое поднятие в краевой зоне отступавшего лед­ника не могло не повлиять на характер стока поверхностных вод. Результатом этих движений, которые проявлялись в полосе, парал­лельной фронту льда, было подпруживание рек и образование озер, изменение направления течения водотоков, а также разрыв русел рек на потоки, текущие в противоположных направлениях. Такое явление было установлено Д.Песецким [348]. на севере Польши, где в зоне гляциоизостатического воздымания ложбина единого потока была разорвана на два самостоятельных отрезка, один из которых стал долиной р.Кани, а другой - р.Радуни. Величина поднятия, приведшего к появле­нию этого локального водораздела, оценивается в 15-20 м. На тер­ритории Беларуси сходная инверсия речного скорее всего произошла на восточном отрезке полосы предельного распространения последнего ледника. Здесь многие реки (Оршица, Адров, Оболянка, Ордышевка и др.), принадлежащие бассейнам Днепра и Западной Двины, имеют уплощенные водоразделы с относительным превышением около 10-20 м, а сама водораздельная линия в общем близка к гра­нице оледенения.

В районах, где детально исследовались гляциоизостатические деформации, было установлено, что нередко они проявлялись в дифференцированной форме. Это приводило к заметному вертикальному смещению одновозрастных моренных горизонтов, причем его ампли­туда достигала десятков метров. Деформации преимущественно осуществлялись по флексурообразным перегибам, реже по разрывам. Положению флексур на значительных отрезках соответствовали ли­нейно ориентированные формы краевого ледникового рельефа и зоны разломов в платформенном чехле и фундаменте. Такие соотношения объясняются гляцигенной (в значительной мере гляциоизостатической) активизацией разрывных нарушений.

В Беларуси на случаи резкого перехода одно­возрастных слоев ледниковых отложений с одного гипсометрическо­го уровня на другой первой обратила внимание М.М.Цапенко [277-278] при построении геологических профилей через толщу четвертичных отложений. В дальнейшем в ходе детальной увязки ледниковых горизонтов по литостратиграфическим и другим данным подобные явления регистрировались еще шире (см. рис. 4.7- 4.14).

Определенная часть деформаций, смещающихся подошву отложений ледниковой формации и слои внутри плейстоценовой толщи, связано с активизацией роста соляных поднятий в Припятском прогибе. Как было показано в предыдущем разделе, основной причиной такой активизации скорее всего была гравитационная нагрузка ледника, то есть гляциоизостатический фактор.

Приведенные материалы показывают, что имеется достаточно аргументов для утверждения о значительном вкладе гляциоизостатических движений в процесс новейшего структурообразования на территории Беларуси. Достаточно уверенно фиксируются остаточные деформации гляциоизостатической природы с размахом до 40 м, общая же амплитуда гляциоизостатического прогибания, большая часть которого вскоре после таяния ледниковых покровов компенсировалась поднятием, в течение каждой из четырех ледниковых эпох (трех среднеплейстоценовых и одной позднеплейстоценовой) могла достигать нескольких десятков метров.

4.5. Соотношение новейших и допозднеолигоценовых структур

Формирование новейших структур территории Беларуси и смежных районов запада Восточно-Европейского кратона имеют много общих черт с другими платформами. Неотектонические структурные формы (как пликативные, так и разрывные) по отношению к более древним тектоническим элементам платформенного чехла образуют три основных типа (группы):

• унаследованные (продолжающих развитие без длительного перерыва либо возрожденных, постумных) формы;

• новообразованные (наложенные, либо испытавшие тектоническую инверсию) структуры;

• пликативные и разрывные структуры, не обнаруживающие отчетливо выраженной прямой либо обратной зависимости от более древних структурных форм (в том числе новейшие структуры, отвечающие какой-либо небольшой части крупной древней структуры, новобразованные разрывы, включающие небольшие активизированные фрагменты ранее существовавших разломов, а также новейшие структуры, расположенные на стыке двух более древних форм, соответствующие нескольким меньшим по размерам допозднеолигоценовым структурам и т.п.).

Анализ соотношения крупнейших неотектонических элементов с глубинным строением земной коры и структурой основных разделов литосферы, выполненный Р.Г.Гарецким, Р.Е.Айзбергом, А.К.Карабановым, Г.И.Каратаевым [313] показал, что Балтийско-Белорусская новейшая синеклиза наложена на ряд более древних платформенных структур: Оршанскую впадину, окраины Балтийской синеклизы и Подляско-Брестской впадины, Белорусскую антеклизу, Припятский палеорифт и др. На месте западной части последней структуры, восточной части Подлясско-Брестской впадины и Полесской седловины в новейшее время образовалась неотектоническая Припятская ступень. На борту Балтийской синеклизы сформировались новейшие системы грабенов — Финская и Восточно-Балтийская, причем только Ботническому грабену соответствует остаточный одноименный раннепалеозойский прогиб. Новейшая Мазовецкая депрессия расположена на периклинали Мазурского погребенного выступа Белорусской антеклизы.

Воронежская антеклиза в новейшее время значительно расширилась за счет соседних территорий, находящихся над Московской синеклизой, образовав существенно более обширную Воронежско-Тверскую неотектоническую антеклизу. Сохранила свое приподнятое положение Украинская антеклиза. Между обеими антеклизами продолжала развиваться и новейшая Днепровская синеклиза, хотя ось наибольшего ее погружения (Кременчугская депрессия) сместилась к юго-юго-западу по сравнению с осью мезозойской синеклизы.

На Западно-Европейской молодой платформе отмечается значительно большее совпадение новейших и более древних тектонических элементов. Так, наибольшие опускания Североморской депрессии совпадают с прогибанием пострифтовой синеклизы Северного моря в более раннее третичное и меловое время. Также в целом совпадают прогибания Северогерманско-Польского палеозойско-мезозойского бассейна с одноименной зоной новейшего опускания. Новейшей Центрально-Европейской зоне поднятий с ее дифференцированными структурами - поднятыми блоками и опущенными депрессиями и грабенами — в общем отвечает такая же контрастная картина более древних платформенных тектонических элементов. В то же время в пределах Западно-Европейской молодой платформы также наблюдается ряд наложенных новейших тектонических элементов или несколько смещенных по отношению к более древним структурам, но они в общем носят более частный и второстепенный характер.

Восточно-Европейский кратон существенно отличается от Западно-Европейской молодой платформы по глубине залегания поверхности Мохоровичича (мощности земной коры). Если для первой характерна относительно толстая кора (до 40-60 км), то для второй — более тонкая (25-35 км). Для обеих платформ отмечается закономерное увеличение мощности земной коры на положительных тектонических элементах и уменьшение — на отрицательных. То же можно сказать и о мощностях литосферы. Если на молодой платформе новейшие движения усиливали эту тенденцию, то на кратоне они не оказали сколько-нибудь заметного влияния. Исключение здесь составили области Фенноскандинавского щита и систем грабенов Восточной Балтики. Несмотря на недостаточные сведения о мощности земной коры, тем не менее можно констатировать ее уменьшение в районах Западно- и Восточно-Готландского, Ботнического и Финского грабенов с разницей в глубине залегания поверхности М до 10-15 км.

В целом, новейшие структуры на древнем Восточно-Европейском кратоне и на молодой Западно-Европейской платформе отчетливо различаются по характеру соотношений неотектонических элементов со строением основных разделов литосферы: для первых свойственно преобладание наложенного стиля строения по отношению к более древним платформенным структурам, для вторых - унаследованного. При этом в целом положительные структуры имеют более толстую земную кору, отрицательные - тонкую.

Одна из выявленных особенностей соотношения новейших и более древних платформенных структур заключается в том, что наследование допозднеолигоценовых образований на западе Восточно-Европейского кратона чаще происходило путем объединения (слияния) нескольких структурных элементов древ­него структурного плана, в силу чего образовывалась более крупная гетерогенная структура (например, Белорусско-Балтийская синеклиза и Воронежско-Тверская антеклиза, с одной стороны наследующие Балтийскую синеклизу и Воронежскую антеклизу, а с другой занимающие значительно большую площадь за счет поглощения смежных допозднеолигоценовых структур). Создание новообразованных новейших структур, напротив, чаще шло по пути дифференциации, дробления крупных структурных образований, относящихся к предшествующим структурным этажам.

Второй особенностью новейшего структурогенеза является значительная роль наследования новейшими разрывными структурами глубинных разломов, ограничивающих крупные элементы внутренней структуры фундамента. Для большинства крупных разломов доплатформенного и платформенного заложения или, по крайней мере их фрагментов, установлены признаки активизации вертикальных движений по разрывам в новейшее время. При этом зоны многих глубинных разломов мантийного уровня и основные блоки земной коры (Лепельский, Вильнюсский, Минский, Витебский и др.) достаточно уверенно прослеживаются даже в современном рельефе [120, 130].

Среди неотектонических форм могут быть структуры, образовавшиеся в разные интервалы новейшего времени. Часть более древних форм в дальнейшем перестает развиваться, остается погребенной и выявляется только по внутренней структуре и распределению мощностей новейших отложений. От возраста той или иной структуры прямо зависит степень ее выраженности в современном рельефе. Исследованиями 3. А. Горелика, С. С. Коржуева, Э. А. Левкова, А.В.Матвеева, Л. А. Нечипоренко и др. [146, 152-153, 190-197] на многочисленных примерах было показано, что подавляющее большинство локальных (и более крупных) неотектонических структур продолжало свое развитие либо сформировалось на протяжении среднеплейстоцен-голоценового отрезка новейшего геохронологического интервала и поэтому проявилось в мощности, строении и распределении генетических типов и фаций отложений ледниковой формации, динамике и структуре плейстоценовых ледниковых покровов, формировании гидрографической сети и некоторых характерных черт рельефа. При этом формы рельефа (морфоструктуры) собственно тектонического происхождения (тектонические уступы, ступени, локальные поднятия и опускания) встречаются реже, чем формы, имеющее в целом иное, - аккумулятивное или эрозионное экзогенное происхождение, но обнаруживающие прямую связь с элементами неотектонического структурного плана.

К первой, наиболее распространенной группе форм рельефа собственно тектонического происхождения относятся многие малоамплитудные (первые метры) локальные поднятия и опускания, обособленные на фоне общего чрезвычайно выравненного рельефа Бело­русского Полесья, представляющего собой на значительных по площади участках однородные в генетическом отношении террасированные аллювиальные, озерно-аллювиальные и флювиогляциальные поверхности [215-216]. Вторую группу тектоногенных форм рельефа представляют уже упоминавшиеся (см. рис. 4.6) небольшие по высоте (до 5-7 м) тектонические ступени в зоне погребенных Шестовичско-Сколодинской, Наровлянско-Ельской тектонических ступеней, а также примыкающие к Южно-Припятскому и Южно-Днепровскому разломам. В некоторых местах уступы таких ступеней образуют борта речных долин. На рис. 4.19 хорошо видно, что северный борт долины Припяти представляет собой уступ сформировавшейся главным образом в среднем плейстоцене неотектонической ступени, наследующей Шестовичско-Сколодинскую ступень в кровле фундамента.

Третью группу образуют так называемые криптогенные формы рельефа со спорным генезисом (крупные кольцевые гряды) которые одни исследователи считают тектоногенными, другие – своеобразными кольцевыми камами либо палеогидролакколитами [162, 192 ].

В ряде других случаев проявление неотектонических и даже более древних структур в современном рельефе обусловлено воздействием на характер ледниковой седиментации. Например, максимальная мощность отложений ледни­ковой формации во многих случаях соответствует

положительным структурам и отмечается над выступами скальных пород фундамента и осадочного чехла, над активными разломами [152]. Но все же при элиминации представленных на локальных площадях экстремальных показателей и осреднении мощности отложений ледниковой формации достаточно отчетливо проявляется региональная картина неотектонического структурного плана (см. рис. 3.6).

Важным индикатором унаследованного либо наложенного характера неотектонических структур является гидрографическая сеть. При возрождении (наследовании) древних структур, речная сеть в общем сохраняет свои прежние контуры, новообразован­ные структуры приводят к перестройке рисунка древней речной сети и формированию новых речных долин.

Выводы. На основании неотектонического районирования выделены крупнейшие неотектонические структуры. На западе Восточно-Европейского кратона неотектоническими структурами первого ранга являются Балтийско-Белорусская синеклиза с Восточно-Балтийской и Финской системой грабенов, Воронежско-Тверская и Украинская антеклизы, Десненская седловина и др., на Западно-Европейской платформе - Североморская депрессия, Северогерманско-Польская зона опусканий, Центрально-Европейская зона поднятий. Установлено, что для неотектонических структур Западно-Европейской платформы преобладает унаследованный стиль строения по отношению к допозднеолигоценовым платформенным структурам, для запада Восточно-Европейского кратона – наложенный. На площади Беларуси выделены региональные, субрегиональные и локальные структуры, показано, что формирование части локальных структур связано с новейшей активизацией процессов галокинеза и суброзии в Припятском прогибе.