Главная Обратная связь

Дисциплины:

Архитектура (936)
Биология (6393)
География (744)
История (25)
Компьютеры (1497)
Кулинария (2184)
Культура (3938)
Литература (5778)
Математика (5918)
Медицина (9278)
Механика (2776)
Образование (13883)
Политика (26404)
Правоведение (321)
Психология (56518)
Религия (1833)
Социология (23400)
Спорт (2350)
Строительство (17942)
Технология (5741)
Транспорт (14634)
Физика (1043)
Философия (440)
Финансы (17336)
Химия (4931)
Экология (6055)
Экономика (9200)
Электроника (7621)






Формированию гранитоидов предшествовали процессы мигматизации, конечным



продуктом явилось образование полингенной магмы. Граниты усманского комплекса являются аллохтонными образованиями, хотя имеют в отдельных случаях и признаки автохтонных гранитоидов. Массивы гранитов предположительно приурочены к ядрам антиклинальных структур лосевской серии, располагаясь среди них дискордантно или конформно [44]. Кольцевые структуры, выделяемые на космоснимках в пределах лосевской серии, отождествляются главным образом с гранито-купольными структурами. Многочисленные находки ксенолитов и скиалитов амфиболитов среди гранитов и мигматитов (от 1-5 см до 5-6 см) указывают на широко развитые процессы ассимиляции и контаминации. Переходы от мигматитов к гранитам как расплывчатые постепенные, так и резкие, рвущие. В центральных частях интрузивов преобладают среднезернистые массивные разности. Для мигматитов характерны высокие содержания окислов железа, в гранитах они минимальны. Сумма щелочей увеличивается от мигматитов к гранитам, при уменьшении роли натрия и увеличении калия. Для мигматитов характерна пониженная щелочность, большая меланократовость, меньшая насыщенность кремнекислотой по сравнению с гранитами. Мигматиты и плагиограниты имеют повышенную натровую специализацию с преобладанием железа над магнием. Мигматиты окаймляют массивы гранитов усманского комплекса; для них характерно спокойное отрицательное магнитное поле интенсивностью от 50 до 200 нТл с многочисленными локальными положительными аномалиями, отвечающими реликтовым телам лосевской серии и габброидам рождественского комплекса. Среди мигматитов выделяются породы, по петрографическому составу отвечающие диоритам и кварцевым диоритам, гранодиоритам, гранитам с постепенными взаимопереходами между ними.

Гранитоиды усманского комплекса геохимически специализированы на Sr-Li, Pb-Sn, Co-Cr, Ni-Mo, Co-Sr, при низких содержаниях урана и тория [44, 61].

Геохронологический возраст усманского комплекса (здесь и далее дан по изохронам U-Pb метода) – 2056-2112 млн. лет.

М а м о н с к и й к о м п л е к с (υσ, νδK1 m ) представлен массивами мафитов и ультрамафитов, приуроченных к площади развития воронцовской серии, прорывая последние. Комплекс сложен преимущественно габброидами (скв.54, 90 – соотв. авт. 7793, 486с). Небольшие тела ультрамафитов тяготеют к краевым частям Большемартыновского массива (скв.92, авт. 7006), а также встречаются автономно в незначительном (до 2 км) удалении от него. Небольшое тело пироксенитов вскрыто в центральной части Рябиновского габброидного массива (скв.54, авт. 7793).



Внедрение пород происходило в пределах Лосевско-Мамонской зоны разломов в две фазы: а) П е р в а я ф а з а (υs K1 m1 ) представлена оливинитовыми пироксе-нитами, пироксенитами и перидотитами (скв.92, авт. 7006). Последние интенсивно серпентинизированны. Данные породы фиксируются магнитными аномалиями (500-2000 нТл) при пространственном совмещении со слабо интенсивными аномалиями гравитационного поля. Протяженность магнитных аномалий от 1 до 3 км. Плотность пород колеблется от 2,8 до 3,03 г/см3, в среднем составляя 2,87 г/см3, а J от 2,81 до 7,04/6,15 А/м. б) В т о р а я ф а з а ( nd K1 m2 ) представлена габбро, габбронорита-ми, габбродиоритами, диоритами. Интрузии второй фазы, а также нерасчлененные образования мамонского комплекса, в зависимости от их состава характеризуются либо близкими по форме гравитационными и магнитными аномалиями – овальными, изометричными, шириной до 1-3 км. Породы данной фазы характеризуются s от 2,84 до 2,94 г/см3 и J - от 0,27 до 3,20 А/м. О фазовом характере формирования Большемартыновского массива свидетельствуют: наличие даек и жил габброидов в ультрамафитах; присутствие ксенолитов последних в габброидах.

Породы мамонского плутонического комплекса секутся маломощными прожилками гранитов бобровского комплекса. В зонах экзоконтактов мафитовых интрузий мамонского комплекса наблюдаются ороговикованные метапесчаники и сланцы воронцовской серии с видимой мощностью более 45 м (скв.90, авт. 486с). В разновидностях интрузивных пород зафиксированы повышенные против фоновых содержания меди - до 0,03, никеля - до 0,1% отмечались в оливиновых пироксенитах по скважине 92. Мощность зоны с повышенным содержанием металлов не превышает 35 м. Сульфидная минерализация относится к бедновкрапленной и имеет существенно пирротиновый состав. При содержании сульфидов до 10-15% объема породы количество металлов по данным химических анализов не превышает: никеля - 0,085, меди - 0,082, кобальта - 0,018%. Мощность минерализованных зон до 0,3 м. В пироксенитах и перидотитах встречается редкая вкрапленность магнетита и сульфидов.



Для пород комплекса отмечается ряд петрохимических особенностей: с уменьшением основности пород увеличивается содержание щелочных алюмо-силикатов, а соотношение железа и магния остается, примерно, одинаковым при незначительном увеличении содержания калия; наблюда-ется стабильное содержание породообразующих окислов основных пород (CaO, Na2O, K2O, FeO, Fe2O3, MgO).

Для пород первой фазы характерно обогащение неспецифическими элементами - Pb, Sn, Bi, As [61, 80].

Геохронологический возраст второй фазы мамонского комплекса – 2080-2100 млн. лет.

П а в л о в с к и й г р а н и т о и д н ы й к о м п л е к с, представленный лишь п е р в о й ф а з о й ( γξK1 p1 ) вскрыт в Лосевской рифтогенной зоне, в пределах Семилукского тектонического блока. Породы фиксируются серией контрастных положительных аномалий магнитного поля изометричной формы, интенсивностью до 500 нТл, ширина которых от 1 до 3 км. Эти аномалии обрамлены высокоградиентной зоной отрицательного магнитного поля. Общий фон гравитационного поля при этом сложный и характеризуется значениями dg/dz 0 до 10 этвеш. Интрузивы оконтуриваются слабоинтенсивной аномалией гравитационного поля линейно-вытянутой формы. Они сопровождаются полями мигматитов, с которыми они имеют тесную пространственную и генетическую связь. Контакты гранитов и мигматитов постепенные, расплывчатые. Мигматиты содержат многочисленные ксенолиты амфиболитов. Гранитоидному массиву у г.Семилуки на космоснимках соответствует кольцевая структура. Петрохимические особенности гранитоидов недостаточно изучены [44]. Избыточная плотность павловских гранитов относительно фоновых образований достигает +0,025 г/см3, а для гранитов усманского комплекса -0,015 г/см3. Гранитоиды геохимически специализированы на Ce-La, Ti-Zr, U, Th [44, 61].

Геохронологический возраст первой фазы павловского комплекса – 2078 ± 4 млн. лет.

Б о б р о в с к и й к о м п л е к с, представленный только п е р в о й ф а з о й ( pgK1 b1 ), приурочен к площади развития песчаниково-сланцевых отложений воронцовского времени (скв.52, авт. 085). Небольшой (до 2х2 км) массив плагиогранитов приурочен к тектонической зоне субширотной ориентировки. Интрузия слабо проявляется в периферической зоне отрицательного гравитационного поля; характеризуется изометричной формой с шириной осей от 1 до 3 км, интенсивность 0,5 мГл. Породы характеризуются s - 2,67 г/см3 и J - 0,005 А/м.

Породы пересыщенны глиноземом, характеризуются низким отношением щелочей, лейкократовым обликом, преобладанием железа над магнием и имеют близкие значения калия и натрия, для них типично высокое содержание кремнезема.

Для гранитоидов бобровского комплекса характерна отчетливая геохимическая специализация на Sr, Li, Be, Ta, Nb, Pb [44, 61, 78]. Контакты с вмещающими породами рвущие [44, 80], на площади листа не изучены.

Геохронологический возраст первой фазы бобровского комплекса – 2022 ± 3 млн. лет.

О л ь х о в с к и й к о м п л е к с (ν, γK1 ol ) приурочен к площади развития об-разований воронежской свиты. Он представлен габбро, монцодиоритами (п е р в а я ф а з а - nK1 ol1 ) и биотит-роговообманковыми гранитами (в т о р а я ф а з а - g K1 ol2 ). В пределах Междуреченской мульды (скв.19, авт. 7764) и Байгоровского блока вскрыто габбро, в пределах Усманской мульды - монцодиориты (скв.44, авт. 7742), в центральной части Байгоровской кольцевой структуры вскрыты граниты (скв.15, авт. 7759).

Интрузии первой фазы проявляются в гравитационном поле аномалиями Dga (до 8×10-5 мГл ) и dg/dz (от 10-20 до 40×10-9 этвеш). Форма аномалий различная от изометричной и овальной до сложной, неправильной, шириной в плане 1-3 км. В магнитном поле проявляются только габброиды, выделенные в пределах Байгоровского блока, в виде изометричных положительных аномалий. Гранитная интрузия второй фазы характеризуется близкими по размерам и подобными по форме полями, несколько смещенными относительно друг друга. Это изометричные аномалии, шириной 1,5-3,0 км. Интенсивность аномалии Dga до 6×10-5 мГл, J – 400 нТл. Плотность габброидов колеблется от 2,80 до 3,11 г/см3, в среднем составляя - 2,88 г/см3, а для пород второй фазы составляет 2,66 г/см3. Магнитная скалярная намагниченность J изменяется от 0,07 до 6,42 А/м для пород первой фазы и от 0,03 до 11 А/м для второй фазы.

Данный комплекс пород отнесен к формации габбро-гранитных кольцевых интрузий. Петротипом для него является крупный Ольховский плутон, непосредственно примыкающий к Байгоровской кольцевой структуре с севера (за пределами листа) [44, 81]. Мафитовый ряд пород представлен нормальными и лейкократовыми среднезернистыми габбро, отличающихся от пород мамонского комплекса повышенным содержанием кремнезема, щелочей с преобладанием натрия в их сумме (n¢³60), фосфора, серы. Контакты с вмещающими породами рвущие [44], в пределах листа не изучены. Данный комплекс специализирован на Cu, Ni, Co, Au, Pt [44, 61, 70]. Геохронологический возраст первой фазы ольховского комплекса – 2050 ± 23 млн. лет.

 

 


7. ТЕКТОНИКА

 

В тектоническом строении территории листа принимают участие два структурных этажа: нижний – докембрийский и верхний – фанерозойский, разделенные между собой резким угловым несогласием.

 

Нижний структурный этаж

 

Данный этаж представлен кристаллическим фундаментом, в котором согласно этапам его формирования и особенностям строения можно выделить три структурных яруса: позднеархейский (или раннекарельский) – раннекарельский; раннекарельский и позднекарельский.

П о з д н е а р х е й с к и й (или р а н н е к а р е л ь с к и й) – р а н н е к а р е л ь с-к и й с т р у к т у р н ы й я р у с (AR2:K1 - K1) представлен двумя структурами третьего порядка – Лосевской рифтогенной зоной и Воронцовской перикратонной впадиной. Эти структуры соответственно относятся к Лосевской шовной зоне и Хопёрскому мегаблоку – структурам первого порядка. Граница между ними проходит по Лосевско-Мамонскому глубинному разлому (зоне разломов).

Лосевская рифтогенная зона расположена к западу от Лосевско-Мамонской зоны разломов, она сложена четырьмя формациями – метаплагио-базальт-риолитовой (лосевская серия), габбровой (рождественский комплекс), плагиогранитной (усманский комплекс) и мигматит-гранит-граносиенитовой (павловский комплекс). Образования лосевской серии, интенсивно мигматизированные и метаморфизованные, смяты в изоклинальные, преимущественно северо-западного простирания складчатые структуры [44].

Воронцовская перикратонная впадина сложена четырьмя формациями – флишоидной углеродисто-терригенно-сланцевой (воронцовская серия), перидотит-габброноритовой и габбродиорит-гранодиоритовой (мамонский комплекс) и формацией аллохтонных гранитов (бобровский комплекс). Породы воронцовской серии метаморфизованы. Падение пород серии чаще крутое 75-80°, простирание северо-западное 320-350° [43, 44].

Лосевско-Мамонская зона разломов представляет собой региональный коро-мантийный надвиг. Зона чётко проявляется в геофизических полях с юго-востока на северо-запад до с.Семёновка 1-я (скв.51, авт.7779). На продолжении этой зоны к северу фиксируется тектонический разлом, видимо, меньшего ранга; его строение завуалировано толщей образований воронежского времени. Девицкий разлом – активизированная часть Лосевско-Мамонской зоны разломов. Наиболее чётко Лосевско-Мамонская зона разломов выражена в полосе шириной 1-2 км и представлена интенсивно милонитизированными (до бластомилонитов) вулканогенно-осадочными образованиями воронежской свиты и терригенно-осадочными воронцовской серии. Вдоль западной периферии Лосевско-Мамонской зоны разломов отчетливо трассируется полоса развития, шириной от 1 до 16 км, вулканогенно-осадочных пород воронежской свиты в реликтовых синклинальных структурах. В пределах зоны широко развиты углеродистые сланцы с сульфидной халькопирит-пирит-пирротиновой минерализацией (до 30-40% на массу породы). По данным сейсморазведки (МОВ) зона разломов имеет относительно пологое (~ 40°) падение на запад – юго-запад и представляет собой надвиг, по которому западный блок надвинут на восточный. Заложение зоны происходило, видимо, на границе позднего архея и раннего протерозоя. За период своей эволюции зона неоднократно активизировалась, о чём свидетельствует наличие трахибазальтов, трахиандезитов верхнего карелия, а также признаки фанерозойской активизации.

В пределах Лосевской рифтогенной зоны можно выделить три тектонических блока четвёртого ранга – Семилукский, Воронежский и Краснолесный. Границами между ними являются структуры второго порядка – Донская зона разломов и Подлесный разлом.

Семилукский блок расположен к западу от Донской зоны разломов и характеризуется относительно более высоким гипсометрическим положением по отношению к Воронежскому блоку, а также наличием гранитоидов павловского комплекса и крупных гранитоидных массивов усманского комплекса.

Воронежский блок находится между Донской и Лосевско-Мамонской зонами разломов и Подлесным разломом. Для блока характерно пониженное гипсометрическое положение и наличие более мелких тел гранитоидов усманского комплекса по отношению к Семилукскому блоку.

Краснолесный блок расположен между Лосевско-Мамонской зоной разломов и Подлесным разломом. Для блока характерно пониженное гипсометрическое положение по отношению к Воронежскому блоку при 65-процентном перекрытии воронежской свитой. Судя по фрагменту, примыкающему к Подлесному разлому, блок сложен интенсивно мигматизированными образованиями лосевской серии, для которых общий фон поля dg/dz характеризуется значениями от 0 до 20 этвеш.

Наибольшую обособленность блоки четвертого ранга приобрели на неоген-четвертичном этапе развития.

Донская зона разломов типа раздвигов чётко фиксируется в геофизических полях, а в скважинах проявляется зонами милонитизации. Эти разломы контролируются структурной приуроченностью к ним локальных блоков развития пород воронежской свиты и относительно крупного массива ольховских мафитов. С этой же зоной разломов на поверхности кристаллического фундамента связана Донская грабеноподобная структура, к ней же тяготеют белогорская долина плиоцена, Воронежская гряда неоплейстоцена и Донская зона повышенной проницаемости.

Подлесный разлом типа сбросо-сдвига или взбросо-сдвига чётко фиксируется в геофизических полях, а в скважинах проявляется зоной милонитизации и динамометаморфизма.

Донская зона разломов и Подлесный разлом заложена, видимо, в раннекарельское время.

Р а н н е к а р е л ь с к и й с т р у к т у р н ы й я р у с (K1 ) представлен двумя формациями – вулканогенно-обломочных пород (воронежская свита) и кольцевых монцонит-габбронорит-гранитных интрузий (ольховский комплекс). Их формирование шло на тафрогенном тектоническом этапе в структурах типа мульд. На данном этапе, вблизи зон разломов (Донской, Курско-Воронежской, Лосевско-Мамонской), сформировано четыре таких структуры (Воронежская, Усманская, Малышевская, Краснологжская). Мульды, размером от 10х11 км до 30х36 км, сформированные в пределах Лосевской рифтогенной зоны, выполнены существенно вулканогенно-осадочными отложениями воронежской свиты. Для данных отложений характерны пологие углы падения пород и часто пологие структуры складчатых дислокаций [44]. В пределах же Воронцовской перикратонной впадины, к востоку от Девицкого разлома, сформирован преимущественно эффузивный тип разреза воронежской свиты (Байгоровский блок). Эффузивы основного – среднего состава связаны с полигенной вулканической структурой (Байгоровской), находящей отображение на космоснимках (кольцевая структура).

Курско-Воронежская зона разломов типа сбросо-сдвига или взбросо-сдвига, субширотной ориентировки, шириной до 14-20 км, проявлена в геофизических полях и на фотоснимках фрагментарно и регионально-структурного значения не имеет. В пределах зоны развит широкий спектр тектонитов – от трещиноватых пород до милонитов, с наклоном полосчатости в неориентированных образцах керна от 70 до 90°. Зона была заложена предположительно на субплатформенном (тафрогенном) этапе.

Позднекарельский структурный ярус (K1 ) ограничен трахибазальтовой формацией (панинская толща), сформированной на платформенном тектоническом этапе. Ярус представлен двумя телами, размером до 1,2х4,0 км, залегающими на образованиях воронцовской серии в Лосевско-Мамонской зоне разломов.

Рельеф современной поверхности фундамента осложнен системой грабен- горстоподобных структур, ширина которых от 5 до 10 км, амплитуда до 30 м, наклон крыльев до 30 м/км. Кроме того, выделяется ряд локальных структур с амплитудой от 10 до 25 м, при диаметре от 2,5 до 8,0 км.

Верхний структурный этаж

 

Данный этаж отвечает относительно слабонарушенному платформенному осадочному чехлу, мощность которого изменяется от 92 м в пойме р.Дон у с.Борщёво до 352 м в районе Крутченской Байгоры. Особенности строения этажа позволяют разделить его на четыре структурных яруса – девонский, юрско-меловой, палеогеновый и неоген-четвертичный.

 

7.2.1 Девонский структурный ярус ( D )

 

Девонский структурный ярус, представленный морскими и, частично, континентальными отложениями эйфельско-фаменского времени, мощностью от 70 до 260 м, залегает непосредственно на докембрийском кристаллическом фундаменте в виде моноклинальной структуры. Ярус характеризуется наклоном слоёв в северо-восточном направлении в соответствии с погружением поверхности фундамента. В юго-западной части листа он расположен в пределах сводовой части Воронежской антеклизы [22], здесь его уклон 1,9 м/км, а в северо-восточной части – на северо-восточном её крыле, где уклон этажа резко увеличивается до 5 м/км. Изученный лист находится в центральной части Воронежской впадины [22], осложняющей девонскую моноклиналь. Впадина открыта в северном направлении. Девонский структурный ярус представлен двумя подъярусами: эйфельско-среднефранским и верхнефранско-фаменским.

Эйфельско-среднефранский подъярус представлен отложениями клинцовско-семилукского времени, мощностью от 75 до 200 м. Строение подъяруса тесно связано с характером рельефа фундамента. Почти все структуры, выделенные на этой поверхности, находят отражение в структуре подъяруса, но здесь они шириной от 8 до 15 км, с амплитудой по подошве ястребовского горизонта до 5-20 м (Рис. ) и наклоном крыльев от 1 до 10 м/км. Амплитуда локальных структур здесь же колеблется от 5 до 17 м, при диаметре от 3 до 8 км. Все разломы, определившие залегание грабен- и горстоподобных структур на поверхности фундамента, проявлены в породах данного подъяруса, что привело к формированию в структуре подъяруса впадин и структурных носов. Возникновение данных структур предваряет осадконакопление петинско-евлановского времени.

Верхнефранско-фаменский подъярус, представленный отложениями петинско-евлановского времени, мощностью от 0 до 72 м, сохранён от размыва в северной части листа, залегает с размывом на семилукских образованиях. Отложения его деформированы в меньшей степени, чем отложения нижележащего подъяруса. Так, ширина структурных носов и впадин по подошве петинского горизонта (Рис. ) колеблется от 8 до 12 км, при амплитуде до 7 м и наклоном крыльев до 5 м/км. Амплитуда локальных структур до 5 м при диаметре до 8 км. От предыдущего этапа унаследуется до 30% разрывных структур, о чём свидетельствуют серии палеотектонических профилей. На поверхности девонских отложений встречаются небольшие асимметричные складки. Так у с.Петино «Петинская складка» в поперечнике достигает 20-25 м, амплитуда её равна 6-7 м, углы наклона крыльев 15-25°, а простирание 320°. Выше и ниже по р.Дон семилукские и петинские слои, слагающие складку, лежат горизонтально. В результате каких процессов образовалась «Петинская складка» окончательно не выяснено, но мы предполагаем, что она относится к приразрывным структурам (Курско-Воронежская зона разломов), о чём свидетельствуют палеотектонические построения по другим зонам (Рис. ).

 

7.2.2 Юрско-меловой структурный ярус ( J – K )

 

Данный ярус, представленный морскими и, частично, континентальными отложениями, сохранён от плиоценового размыва на правобережье р.Дон и в восточной части листа. В плане структура данного яруса имеет характер моноклинали с южным уклоном на правобережье р.Дон. и юго-восточным в восточной части листа. Уклон колеблется от 1 до 3 м/км. Мощность яруса изменяется от 0 до 112 м. Интенсивная денудация предъюрского и предмелового времени и последующая абразия наступающего моря уничтожили крупноамплитудные формы рельефа тектонического и эрозионно-тектонического происхождения. Особенности строения яруса позволяют разделить его на два структурных подъяруса: бат-готеривский и апт-сантонский.

Бат-готеривский структурный подъярус представлен отложениями безгинской свиты юры и воловской, сенцовской толщами мела, общей мощностью до 22 метров. Первоначально моноклинальная структура подъяруса имела наклон на север [22], а во время коренной структурной перестройки в доаптское время приобрела наклон на юг и юго-восток. Отложения безгинской свиты локализуются северо-восточнее изученного листа в Мучкапской впадине [22], едва заходя на лист М-37-IV. Современная моноклинальная структура подъяруса на правобережье р.Дон имеет южный уклон, понижаясь от 110 до 80 м. В восточной части листа отмечается юг – юго-восточный уклон от 90 до 60 м. В пределах подъяруса, по кровле девона, выделяются небольшие впадины шириной до 4 км, глубиной до 4 м и локальные структуры диаметром до 7 км, высотой до 5 м. Часть разломов проникает в данный подъярус из нижележащего, вызывая сбросы и взбросы с амплитудой до 3-4 м.

Апт-сантонский структурный подъярус, представленный континентальными и морскими отложениями мела, имеет характер моноклинали с южным и юго-восточным уклоном, однако его подошва имеет сложное строение. Река криушанского времени, размывая готеривские отложения, привела к формированию палеодолины юго-западной ориентировки. Вследствие этого подошва апта на правобережье р.Дон с севера на юг понижается от 130 до 90 м, а на востоке листа, соответственно, от 90 до 60 м. В подошве апта встречаются и небольшие впадины шириной до 3 км, глубиной до 5 м, локальные поднятия до 10 км в диаметре и высотой до 6 м и единичные разломы типа сброса и взброса. В карьерах около сёл Терновое и Борщёво в альб-сеноманских отложениях выявлены разрывные структуры типа сброса (табл. 7.1).

Таблица 7.1

№ п/п Населен-ный пункт Амплитуда сме- щения по подош-ве сеномана в м. Угол падения сместителя в градусах Простирание сместителя Характеристика поверхности сброса
с.Терновое 5,3 Субширотное Зона дробления, мощностью 20 см
  с.Борщево 2,5 Субмеридиональное Кулисообразное, мощностью 50 см

 

7.2.3 Палеогеновый структурный ярус

 

Ярус сохранён от неоген-четвертичной эрозии на правобережье р.Дон, в юго-западной части листа. Его максимальная мощность составляет 10 метров. Структура предпалеогеновой поверхности несогласия обнаруживает признаки подобия структуре верхнемеловых пород [22]. Палеогеновая моноклиналь на данной территории осложнена поднятием в районе с.Костёнки и субширотным прогибом в районе с.Борщёво. Отмеченные неровности поверхности несогласия, структурные в своей основе, имеют эрозионно-денудационное происхождение. Бучакские отложения залегают в прогибе, киевские перекрывают их, а на локальном поднятии последние залегают на меловых породах. Данные особенности залегания и наличие размыва бучакских отложений позволяют разделить палеогеновый структурный ярус на лютецкий и бартонский подъярусы. Породы данных подъярусов падают на юг, юго-восток с градиентом до 1 м/км.

 

7.2.4 Неоген-четвертичный структурный ярус ( N – Q )

 

Территория листа расположена на стыке двух неоген-четвертичных структур первого порядка – Среднерусской антеклизы (СА) и Окско-Донской впадины (ОДВ) [18]. Граница между ними проходит по Донской зоне повышенной проницаемости (з.п.п.).

В пределах ОДВ чётко выделяются две структуры второго порядка – Кривоборский прогиб и Шукавкинское поднятие. Первый выполнен преимущественно аллювиальными отложениями плиоцена и неоплейстоцена, второе слагают преимущественно аллювиальные отложения миоцена и ледниковые отложения неоплейстоцена. Шукавкинское поднятие представлено двумя структурами третьего порядка – Байгоровским и Тамлыкским поднятиями. Характеристика структур третьего и четвёртого порядка приведена в таблице 7.2. Границы этих структур определяются тектонически активными зонами – Донской, Курско-Воронежской, Гремячье-Красный Лиман, Бирюченское-Нижняя Байгора.

Таблица 7.2

№№ п/п Неоген-четвертичные блоки Отличительные Признаки
Ольховский Миоценовые отложения, перекрытые элювием. Средняя мощ-ность четвертичных отложений – 20 м [80-120 м]*.
Семилукский Отсутствие неогеновых отложений. Средняя мощность чет-вертичных отложений – 10 м [80-160 м].
Костенковский Палеогеновые отложения, перекрытые элювием. Средняя мощность четвертичных отложений – 15 м [80-200 м].
Рамонский Сужение днища белогорской палеодолины. Мощность неоген – четвертичных отложений от 70 до 110 м [54-85 м].
Воронежский Отсутствие глинистых пород в отложениях белогорской па-леодолины. Мощность неоген-четвертичных отложений от 40 до 60 м [50-80 м].
Боевский Резкое расширение белогорской палеодолины. Появление в ее разрезе глин. Мощность неоген-четвертичных отложений от 60 до 80 м [40-75 м].

 

Продолжение таблицы 7.2
Байгоровское поднятие Усманские отложения, перекрытые элювием. Мощность чет-вертичных отложений до 35 м [90-100 м].
Тамлыкское поднятие Сосновские отложения, перекрытые элювием. Мощность чет-вертичных отложений до 45 м [80-90 м].

__________________________

* Абсолютные отметки подошвы неоген-четвертичных отложений [от – до].

Для выявления хода тектонических процессов в неоген-четвертичное время были построены поверхности преднеогенового и предчетвертичного несогласий (Рис. ) и карта мощностей четвертичных отложений. При этом обращает внимание общее подобие современного положения рельефа постели четвертичных отложений рельефу постели неогена и вершинной поверхности.

Зоны повышенной проницаемости (з.п.п.) формируются в осадочном чехле над разломами в кристаллическом фундаменте. Они установлены на основе сопоставления результатов структурного дешифрирования с литолого-фациальными и структурными картами стратиграфических подразделений осадочного чехла, а также геофизическими данными. З.п.п. были прослежены в вертикальном разрезе осадочного чехла при анализе серий палеотектонических профилей. Выяснено, что значительная часть разломов в кристаллическом фундаменте неоднократно активизировалась в последующие периоды формирования осадочного чехла. Первая перестройка структурного плана, вероятно, происходила в раннедевонское время [22], она привела к активизации разломов субмеридиональной ориентировки. В это время формируется сводовое поднятие Воронежской антеклизы и ее крылья, происходит заложение разломов северо-восточной и северо-западной ориентировки. По разломам субмеридиональной и северо-восточной ориентировки на поверхности фундамента происходит заложение горст- и грабеноподобных структур. Вторая активизация вышеуказанных разломов происходила в предпетинское время. В связи с этой активизацией структура осадочного чехла осложняется системой поднятий (структурных носов) и разделяющих их впадин. Менее значимая активизация разломов происходила в предаптское и в миоценовое время. Плановое положение эрозионной сети как неогена, эоплейстоцена, так и современной предопределено положением зон повышенной проницаемости.

Современная активность зон повышенной проницаемости подтверждается аномальными концентрациями гелия в подземных водах от 17,1 до 1567,0 мг/л (Табл. 7.3).

Таблица 7.3

№№ п/п Зона Пункт опробования Максимальные со- держания гелия вмг/л
Курско – Воронежская Семилуки 1567,0
Масловка - Беляево Краснолесный 1335,8
Гремяченский - Красный Лиман Михайловка 707,7
Каверье – Ольховатка Каверье 345,8
Каменно-Верховское - Костенки Борщево 205,2
Нижняя Верейка - Рамонь Нижняя Верейка 184,7
Бирюченское – Нижняя Байгора Тимирязево 86,7
Запрудское – Майское Красный Лиман 20,6
Тенистый – Верхняя Катуховка Хреновое 18,0
Лосевско-Мамонская Икорецкое 17,1

 

Самые высокие содержания гелия тяготеют к пересечению зон. Так в районе пересечения Курско-Воронежской и Масловско-Беляевской зон повышенной проницаемости в лечебно-столовых водах месторождения Углянец содержание гелия достигает 3187,5 мг/л. Поля аномальных (Са ³ 8,0 х 10-9% об) концентраций гелия в подпочвенном воздухе встречаются в пределах следующих зон: Каменно-Верховское - Костенки; Колодезное - Отрожка; Запрудское - им.Дзержинского; Донская зона [40].

Подтверждением зон повышенной проницаемости являются и зоны трещинова-тости, выявленные по геофизическим данным в породах палеозоя (Донская; Запрудское - Дзержинского; Костенки - Боровое; Каменно-Верховское - Костенки; Гремяченский - Красный Лиман) [83]. В осадочном чехле по потере корреляции геофизических данных выделены и линейные зоны, предположительно связанные с зонами проницаемости (Нижняя Верейка - Рамонь; Донская зона; Курско-Воронежс-кая; Гремяченский - Красный Лиман; Мосальское - Хреновое) [84]. Повышенная минерализация подземных вод в какой-то мере может служить индикатором зон повышенной проницаемости, о чем свидетельствуют воды месторождения Углянец - здесь при содержании гелия 3187,5 мг/л минерализация составляет 3,2 г/л. В подземных водах в пределах зоны Нижняя Верейка – Рамонь выявлена минерализация до 2,7 г/л; Масловка – Беляево – 1,9 г/л; Тенистый - Верхняя Катуховка - 1,6 г/л; Курско-Воронежская зона - 1,8 г/л; Мосальское - Хреновое - 1,4 г/л. Об активности зон повышенной проницаемости могут свидетельствовать и повышенные содержания микрокомпонентов (Br, J, F, B, Hg) в подземных водах (табл.7.4).

Таблица 7.4

№№ Зона, Пункт Содержание микроэлементов в мг/л  
п/п структура опробования Br J F B Hg
Донская Галкино         6,0
Нижняя Верейка – Рамонь Красное         6,0
Бирюченское - Нижняя Байгора Тимирязево 1,0     1,26  
    Андреевка         40,0
Масловка - Беляево Девица 2,0 0,21 1,85 1,93  
    Новая Усмань 1,0 0,17 1,51 1,4  
Курско - Воронежская Углянец 2,0   0,64 2,05  
    Русская Гвоздевка 2,0   1,46 2,24  
    Семилуки 8,0   1,05 1,28  
    Губарево 7,0   0,52    
Гремячинский - Красный Лиман Гремячинский     0,74    
    Лутовиновка   0,21      
Запрудское – Майское Красный Лог 1,0 0,08      
Верхняя Хава – Крутченская Байгора Крутченская Байгора- Н. Байгора   2,0   0,168   0,49   3,0   20,0
Мосальское – Хреновое Мосальское   0,21      
                     

 

В осадочном чехле в пределах зон повышенной проницаемости выявлены многочисленные тектонические нарушения предположительно типа сброса и взброса.

Разрыв у села Борщево по своему простиранию совпадает с направлением Донской зоны повышенной проницаемости, а разрыв у с.Терновое - с направлением Курско-Воронежской зоны.

Значительная информация о разрывных нарушениях со смещением в породах девона получена при анализе серий палеотектонических профилей. Данные профили были построены вкрест грабенообразных структур, выявленных на поверхности кристаллического фундамента (Рис.). Выяснено, что разломы, определявшие заложение этих структур, в фанерозое были неоднократно активизированы. Это привело к формированию в отложениях палеозоя впадин, унаследовавших грабенообразные структуры на поверхности докембрия и к еще большему углублению последних. Разломы, определявшие заложение в докембрии Донской, Усманской и Пчельнинской грабенообразных структур, были активизированы и на неоген-четвертичном этапе, о чем свидетельствует заложение долин рек Дон и Усманка. Амплитуда смещения по разломам определялась по смещению подошв горизонтов девона между близко расположенными скважинами. Она колеблется от 30 м по подошве девона, 20 м – по подошве ястребовских и 7 м – петинских отложений. При этом учитывалось расположение разреза относительно падения горизонтов девона. В кровле девона выявляются и складчатые структуры, приуроченные к разломам (Рис. ). Складки симметричные и асимметричные с амплитудой до 7 м, выявлены в пределах Донской и Курско-Воронежской зон разломов. Данные структуры сформированы в пределах одного - двух горизонтов девона.

В пределах зон повышенной проницаемости в отложениях девона (D2 ms, D2 vb, D2 ml, D3 jas) часто встречаются «брекчии трясения». Это зеленоватые, довольно плотные породы, по своему облику приближающиеся к глинам или алевролитам, содержащие до 50% беспорядочно рассеянных (до 1 мм в диаметре) лимонитовых оолитов, а также содержащие обломки-блоки и линзочки сидеритизированных пелитоморфных пород, придающих породе брекчиевидный облик. Здесь отмечаются включения ильменита и сфалерита, а также многочисленные зеркала скольжения. Проявления девонского вулканизма, по-видимому, вызывали перемещение слабо диагенезированного осадка в различных направлениях, что привело к образованию псевдобрекчиевидных текстур. Мощность таких прослоев колеблется от 0,5 до 3,0 м, редко более. «Брекчии трясения» сконцентрированы преимущественно в пересечении двух-трех зон повышенной проницаемости.

В пределах таких зон часто встречаются сильно трещиноватые породы, реже зеркала скольжения. Последние развиты преимущественно в глинах, но здесь они могут быть диагенетического происхождения, поэтому учитывались преимущественно зеркала скольжения, развитые в известняках, алевролитах, песчаниках, мелах. По трещинам и зеркалам скольжения часто отмечаются пленки и прожилки пирита, реже халькопирита, сфалерита. Так, в пределах Курско-Воронежской зоны (скв.083) в подошве ардатовского песчаника отмечаются гнезда сфалерита размером до 0,5 см. Подтверждением активности зон являются и повышенные содержания в породах девона Cu, Pb, Zn, Mo, Ag, Au.

Зоны повышенной проницаемости в осадочном чехле подчеркиваются зонами дискретно-дисперсного и линейно-концентрированного типа расположения линеаментов, тальвегов палеодолин и долин, бровок террас и палеотеррас, обрывов, уступов, очень крутых склонов в дочетвертичном рельефе, аномальными значениями электрического сопротивления. Ширина данных зон колеблется преимущественно от 2 до 5 км.

Разломы и зоны повышенной проницаемости в пределах осадочного чехла ранее не изучались.

Ниже приводим описание некоторых выделенных зон повышенной проницаемости (з.п.п.).

Д о н с к а я з.п.п. шириной от 4 до 7 км имеет субмеридиональную ориентировку, пространственно совпадает с междуречьем рек Дон-Воронеж и прослеживается к югу от их слияния. Зона хорошо дешифрируется на космоснимках и аэрофотоснимках. Она совпадает с зонами разломов в кристаллическом фундаменте и осадочном чехле и является границей между Среднерусской антеклизой и Окско-Донской впадиной. Западнее Донской зоны расположен приподнятый блок. Зона заложена в раннем карелии, обновлялась в воронежское время при формировании мульд, неоднократно активизировалась в девонское время и, начиная с миоцена, активна по настоящее время. На поверхности кристаллического фундамента, вдоль Донской зоны, сформирована Донская грабеноподобная структура, глубиной до 30 м, выполненная породами клинцовской свиты.

В районе Солнце-Дубрава – Кулешовка в породах девона по геофизическим данным выявлена зона трещиноватости размером в плане 10 км х 400 м, субмеридиональной ориентировки. Аналогичная зона выявлена в районе Горожанки.

На пересечении Донской зоны с зонами Каверье – Ольховатка, Верейка – Рамонь, Гремяченский – Красный Лиман, Курско – Воронежской, в породах девона выявлены прослои «брекчий трясения» (скв. 7751, 7752, 7764, 7765, 7782, 074, 230к).

В скважинах 7751 и 7782, соответственно в песчаниках петинской и воробьевской свит встречены зеркала скольжения. В скважина 25877, в подземных водах, выявлено повышенное содержание ртути (0,003%). В породах клинцовской и воробьевской свит установлены повышенные содержания Cu, Pb, Zn. В пределах Донской з.п.п. расположена Воронежская флювиогляциальная гряда и, здесь же, в районе Борщево, в альб-сеноманских песках вывлено тектоническое нарушение типа сброса, с простиранием 0°, падением сместителя 80° на восток и амплитудой смещения 2,5 м.

М а с л о в с к о - Б е л я е в с к а я з.п.п., шириной от 3 до 8 км и простиранием от 10 до 20°, четко обрамляется в современном рельефе и совпадает с зоной разломов в кристаллическом фундаменте и осадочном чехле. На поверхности фундамента она ограничивает Усманскую и Боевско-Новоусманскую грабеноподобные структуры. В пределах этой зоны в подземных водах выявлено содержание гелия -–1335,8 мл/л, а на пересечении с северной ветвью Курско-Воронежской зоны – до 3187,5 мл/л. Здесь же в н.п.Углянец в породах среднего девона и протерозоя выявлены минеральные воды с минерализацией 3,2 мл/л. На пересечении данной зоны с зоной Запрудское – им.Дзержинского в породах девона установлены прослои «брекчий трясения» (скв.080, 7775, 049, 050, 051). На пересечении с южной ветвью Курско-Воронежской зоны в подземных водах выявлено повышенное содержание Br, F, B (скв.69270, 65) и минерализация 1,9 г/л (236к). В скважине 319к в трещиноватых породах воробьевской свиты выявлена минерализация халькопирита. В пределах Масловско – Беляевской зоны в подпочвенном воздухе обнаружены аномальные содержания гелия и водорода (между Левой Россошью и отд.№2 свх.Масловский). Характеризуемая зона, вероятно, заложена в девонское время.

З.п.п. К а м е н н о - В е р х о в с к о е - К о с т е н к и шириной до 2 км и простиранием 300°, пространственно совпадает с поймой и низкими надпойменными террасами р.Дон. В районе села Каменно-Верховское по геофизическим данным и бурению в осадочном чехле вывлена зона трещиноватости со значительной водообильностью. Данная зона пересекает Донскую зону. В пределах описываемой зоны в подземных водах обнаружено содержание гелия от 67,0 до 205,2 мл/л, а в подпочвенном воздухе – аномальные содержания гелия и водорода.

В правом борту р.Дон, в районе Борщево, в мелах чернянской и тускарьской свит выявлены тектонические нарушения типа сброса (обн.1248, 1249), их простирание 300°, падение сместителя 80° на СВ при амплитуде смещения от 1 до 2 м. Разломы наблюдаются в виде зон трещиноватости мощностью до 1 м и трещин, шириной до 20 см, заполненных полуокатанной галькой писчего мела. Описываемая зона, вероятно, была заложена в миоцене.

З.п.п. Г р е м я ч и н с к и й - К р а с н ы й Л и м а н шириной 5 км и простиранием 90° совпадает с разломами в кристаллическом фундаменте и осадочном чехле. Она хорошо отражена в рельефе палеозойских и дочетвертичных отложений. В рельефе современной поверхнсти зона четко просматривается в районе слияния рек Дон и Воронеж. Южнее описываемой зоны наблюдается приподнятый блок. По геофизическим данным в северной половине зоны, в осадочном чехле, определена зона потери корреляции данных, отождествляемая с тектоническим нарушением. Ширина зоны до 1,4 км, длина 40 км.

В пределах зоны Гремячинский – Красный Лиман в подземных водах выявлены повышенные содержания гелия (от 34,3 до 707,7 мл/л). В ряде скважин (7782, 254к, 7725, 7727, 7535) в девонских отложениях имеют место зеркала скольжения. В скважинах 041, 7526 обнаружены сильно трещиноватые известняки саргаевской свиты.

К у р с к о - В о р о н е ж с к а я з.п.п. совпадает с разломами в кристаллическом фундаменте и осадочном чехле. В современном рельефе проявляется фрагментарно. Зона состоит из двух ветвей – северной и южной (з.п.п. Тенистый – Верхняя Катуховка), простирание которых от 82 до 90°.

Северная ветвь, шириной от 4,6 до 10,6 км, проходит от Губарево до Таловой и подтверждается аномальными содержаниями в подземных водах – гелия до 239,0 мл/л, брома до 7,0 мл/л, бора до 2,0 мл/л и повышенной минерализацией этих вод – от 1,8 г/л (скв.96К) до 3,2 г/л (скв.2/84). В обнажениях 1244 и 896 выявлены тектонические нарушения типа сброса. Их простирание 90°, падение сместителя 80° на север, амплитуда смещения альб-сеноманских песчаных блоков колеблется от 10 см до 5,3 м. В трещиноватых песчаниках ардатовской свиты выявлены гнезда сфалерита размером до 0,5 см (скв.083). В скважинах 080, 081, 082, 7764, 7775, 7778 выявлены «брекчии трясения». На пересечении данной зоны с з.п.п. Масловка – Беляево выявлено месторождение минеральных вод Углянческое с минерализацией 3,2 г/л. В этих водах содержание гелия достигает 589,36 мл/л.

Южная ветвь шириной от 1 до 7,8 км проходит от Тенистого до Верхней Катуховки. Она подтверждается аномальными содержаниями в подземных водах – гелия до 1567,0 мл/л, Br – 1,0 мл/л, F – 1,5 мл/л, бора 0 1,4 мл/л, повышенной минерализацией от 1,6 до 1,9 г/л. В пересечении зон повышенной проницаемости – Бирюченское-Нижняя Байгора, Лопатки-Подлесный и Тенистый-Верхняя Катуховка, в девонских отложениях, выявлено проявление минеральных вод Угличского типа (скв.77) с минерализацией до 2,7 г/л, с содержанием гелия до 3099,4 мг/л и В до 1,9 мг/л. В трещиноватых песчаниках воробьевской свиты выявлена халькопиритовая минерализация (скв.65). В отложениях ястребовской и мосоловской свит (скв. 7793) выявлены повышенные содержания Cu – 0,005%, Zn – 0,005%, Pb – 0,001%, Ag – 0,0002%. В породах семилукской и петинской свит установлена «Петинская складка».

Курско – Воронежская з.п.п. была заложена в раннем карелии.

 

 


8. ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

 

Формирование кристаллического фундамента происходило в несколько этапов. В позднеархейское (или раннекарельское) время на этапе рифтогенеза образовалась базальт-риолитовая формация лосевской серии и габбровая формация рождественс-кого комплекса. Закладываются Лосевско-Мамонская и Донская зоны разломов и Подлесный разлом. На этапе становления перикратонных впадин в раннекарельское время к востоку от Лосевско-Мамонской зоны разломов формируется флишоидная углеродисто-терригенно-сланцевая формация воронцовской серии. Накопление пород серии происходило в относительно спокойных условиях подвижной зоны, испытывающей общее погружение. В пределах зоны разломов образуется формация кварц-углеродистых и сульфидсодержащих пород этой же серии. В это же время на этапе орогенеза (главной фазы складчатости) в пределах Хоперской структурно-формационной зоны (СФЗ) происходит формирование перидотит-габброноритовой и габбродиорит-гранодиоритовой формации мамонского и аллохтонных субщелочных гранитов бобровского комплексов, а в Лосевской СФЗ - становление мигматит-гранит-граносиенитовой формации павловского и мигматит-плагиогранитной формации усманского комплексов. На завершающих этапах орогенеза (субплатформенный этап), в мелководном бассейне, в относительно неспокойных условиях отлагаются вулканогенно-обломочные породы воронежской свиты. На площадях развития воронежских образований внедряются кольцевые монцонит-габбронорит-гранитные интрузии ольховского комплекса. Вероятнее всего, к этому же периоду относится заложение Курско-Воронежской зоны разломов.

В позднекарельское время в пределах Хоперской СФЗ сформирована трахибазальтовая формация (панинская толща) платформенного типа. Формирование фундамента было завершено к концу раннего карелия.

Исследуемая территория на протяжении ее геологической истории неоднократно оказывалась ареной континентальной денудации, следы которой запечатлены в пере-рывах и региональных несогласиях. Наибольшее значение для различных палеореконструкций имеют несогласия, отделяющие друг от друга основные структурные категории. К их числу на исследованой площади относятся поверхность докембрийского фундамента, поверхности предмелового, предпалеогенового и преднеоген-четвертичного несогласий.

Начиная с рифея до среднего девона Воронежская антеклиза являлась областью устойчивого поднятия. Рассматриваемый район представлял собой область сноса - континент, подвергавшийся активным процессам эрозии, денудации, пенепленезации и корообразования. Темп поднятия был неравномерным: периоды интенсивных восходящих движений чередовались с периодами их относительного замедления. Имели место перемещения отдельных блоков вдоль зон глубинных разломов. Эти особенности тектонического режима предопределили характер корообразования в регионе. В связи с активизацией разломов субмеридиональной ориентировки и заложением - северо-восточной происходит образование впадин, структурных носов и локальных поднятий, формирование которых продолжалось не только в палеозое, но и на неотектоническом этапе (Донская, Пчельнинская, Усманская впадины; Семилукское, Боевское, Усманское, Байгоровское локальные поднятия).

К началу платформенного этапа геологического развития района сформировался пенеплен-досреднедевонская поверхность выравнивания. В современном виде - это полого-волнистая равнина, наклоненная на северо-восток. Отрицательными структурами (впадинами) занята большая часть территории, нежели поднятиями. Структуры контролируют границы распространения клинцовского, в меньшей степени мосоловского бассейнов.

Крупной положительной структурой, с которой постоянно шел снос терригенного материала, является Воронежский щит. Приток морских вод в отдельные временные периоды осуществлялся с северо-запада из Литовско-Латвийской синеклизы через Латвийскую седловину; с юго-запада из Днепровско-Донецкой впадины через Припятский прогиб; с юго-востока из Прикаспийской впадины через Нижневолжский прогиб [7]. В девонский период на склонах Воронежской антеклизы существовал мел-ководный эпиконтинентальный морской бассейн, периодически в эпохи поднятий за- солоняющийся из-за затрудненности водообмена с открытым морем. В периоды опусканий море углублялось, устанавливался режим нормальной солености вод и хорошего газового обмена, бассейн заселялся стеногалинными формами организмов. Эта периодичность тектонических подвижек нашла отражение в трансгрессивно-регрессивной ритмичности (этапности) осадконакопления. На площади листа можно выделить пять крупных этапов седиментации девона. Каждый ритм (этап) соответствует нескольким горизонтам, некоторые объединены в надгоризонты (старооскольский, коми, российский, донской). Границы между этапами подчеркиваются местными и региональными перерывами в осдконакоплении, а также в отдельных случаях (предпетинское время) - перестройкой структурного плана.

После длительного перерыва на исследованную территорию в позднеэйфельское время с востока проникает море. Поздний эйфель соответствует самостоятельному крупному ритму осадконакопления, названному наровским. Он объединяет отложения клинцовского, мосоловского и черноярского горизонтов [7].

Живетское (старооскольское) время нашло отражение в крупном ритме осадкона-копления с одноименным названием. В старооскольское время приток морских вод шел, вероятно, с юго-востока, из Прикаспийской впадины, с юго-запада (Воронежский щит) шел снос терригенного материала. Процесс проходил пульсационно, один крупный ритм осадконакопления разбивался на три более мелких: воробьевский, ардатовский и муллинский.

Осадки пашийского и тиманского времени соответствуют следующему коми эта- пу осадконакопления. Это крайне мелководные осадки.

Осадки саргаевского и семилукского времени соответствуют крупному российс- кому этапу осадконакопления. Этот этап разбивается на два более мелких, которым отвечают осадки саргаевского и семилукского горизонтов. Ему предшествовал временный перерыв в осадконакоплении, приведший к частичному размыву усманских слоев, после которого началась новая трансгрессия. Это было самое широкое в истории девона наступление моря с соленостью нормальной или близкой к ней.

Позднефранский этап объединяет петинское, воронежское и евлановское время. Осадки этого времени соответствуют единому крупному донскому ритму осадкона- копления. В петинское время после перерыва в осадконакоплении вновь началось наступление моря. Ему предшествовала перестройка структурного плана и заложение в общих чертах границ бассейна, который существовал до конца девонского времени, постепенно сокращаясь в размерах и периодически засолоняясь [7]. Площадь осадконакопления в позднефранское время заметно сократилась. Морской бассейн с нормальной соленостью был по-прежнему открыт на восток.

Историю развития исследуемой территории в фаменском веке, каменноугольный, пермский, триасовый периоды и в ранней юре восстановить не представляется воз- можным в связи с отсутствием отложений соответствующего возраста. Вероятно в этот отрезок времени изучаемый район в основном был сушей, на которой сформировалась предюрская поверхность выравнивания. Процесс осадконакопления в юрское время восстанавливается с большим трудом вследствие фрагментарного развития этих отложений. Начало трансгрессии моря приходится на байосс-батский этап; однако его трансгрессия на рассматриваемой площади была ограниченной. Береговая линия этого бассейна была чрезвычайно извилистой. Ее конфигурация определялась положением структурных линий, вдоль которых вытягивались заливы. Один из таких заливов находится в северо-восточной части листа, и его границы, судя по распределению фаций, близки к контуру развития батских отложений. Эти переходные фации зоны мелководья содержат фораминиферы, характерные для батского и отчасти келловейского ярусов (К.И.Кузнецова, 1998). При последующей регрессии на этой территории отложения келловея были уничтожены. Суша существовала до готеривского времени, с началом которого с севера трансгрессировало море. Бассейн был открытым и мелководным, на некоторых участках с более сильными течениями. На исследованной территории представлены наиболее мелководные прибрежно-морские отложения. Общее обмеление бассейна в конце готеривского времени подтверждается наличием в верхах разреза чистых кварцевых мелкозернистых песков, лишенных органических остатков.

Континентальные, частично прибрежно-морские песчано-глинистые отложения аптского времени залегают с размывом на готеривских и девонских отложениях. Нижняя толща (криушанская свита) кварцевых гравелистых косослоистых песков сформировалась в руслах и дельтах рек; средняя (девицкая свита) толща переслаивающихся песков и глин –в озерах, в старицах и на подводной части дельт рек, сливавшихся с крупным озером или мелководным морским бассейном; кварцевые, преимущественно мелкозернистые пески верхней толщи (волчинская свита) отлагались в прибрежно-морских условиях.

В альб-сеноманское время исследуемая территория в связи с опусканием входила в область широкого развития нормального морского бассейна, трансгрессировавшего из Днепровско-Донецкой впадины.

Турон-коньякское время характеризуется дальнейшим развитием трансгрессии морского бассейна с накоплением в нем тонких карбонатных осадков (писчий мел), в основании сильно опесчаненных, с галькой фосфоритов. Базальные слои турона зале-гают с размывом на сеноманских отложениях.

Сантонские мелоподобные мергели представляют собой трансгрессивную серию, характерную для открытого морского бассейна. Условия осадконакопления, присущие турон-коньякскому времени, сохранились и в сантонском веке.

Резкая смена палеогеографической обстановки в связи с общими значительными поднятиями происходила в конце позднемелового времени. Она выразилась в общей регрессии и осушении.

В начале палеогенового периода общее воздымание сохранилось. До среднего эоцена территория представляла собой сушу, на которой преобладали эрозионно-де-нудационные процессы, срезавшие значительную часть верхнемеловой толщи. К на-чалу среднего эоцена исследуемая площадь попадает в область опускания и морского осадконакопления. Море было мелководным, что выразилось в отложении разнозернистых бучакских песков. Во второй половине бучакского времени произошло расширение и углубление морского бассейна, что привело к образованию более тонкозернистых песчаных осадков с глауконитом. Конец среднего эоцена знаменуется постепенным нарастанием морской трансгрессии. Выделяемые в киевскую свиту осадки морского бассейна характеризуются наибольшей глубоководностью. Некоторое сокращение границ бассейна и его обмеление в начале олигоцена завершается к концу олигоцена полным осушением территории.

В конце олигоцена - начале миоцена под воздействием процессов денудации начал вырабатываться рельеф полигенетической поверхности выравнивания. Шло образование красноцветного элювия, фрагменты которого наблюдаются в настоящее время на правобережье Дона на палеогеновых породах. В пределах листа отложений нижнего миоцена не обнаружено.

В начале среднего миоцена вдоль центральной зоны Окско-Донской впадины за-ложилась палеодолина, по которой морские воды Понто-Каспия в конце среднего миоцена проникли к северу [22]. Долина Палео-Дона расширилась и превратилась в солоноватый морской лиман. Фрагменты этой долины-лимана присутствуют на территории листа и представлены аллювиальными отложениями, которые характеризуются особыми признаками [27].

Среднерусская возвышенность (на территории листа - это правобережье Дона) в это время отличалась относительной стабильностью, что в условиях высокого базиса эрозии привело к формированию хорошо выраженной эрозионно-денудационной по-верхности выравнивания.

Для Окско-Донской впадины конца миоцена - начала плиоцена характерно опус-кание ее западных участков. Об этом свидетельствует широкое площадное развитие пород усманской серии. Усманская долина заложилась западнее миоценового лимана. Отрицательные движения впадины, малые уклоны продольного профиля, преобладание боковой эрозии привели к медленной миграции основного русла усманской долины к западу.

Средне-верхнеплиоценовая (акчагыльская) история Дона складывается из форми-рования коротоякской, урывской, белогорской и тихососновской аллювиальных свит. Их объединяет в один этап прежде всего весьма совершенная дифференциация фаций и выраженность в виде широких аллювиальных равнин, выработанных на определенных гипсометрических уровнях. Формированием плиоценовых террас были заложены основные черты современного рельефа.

В эоплейстоценовое время происходило дальнейшее становление речной сети. На размытой поверхности плиоцена формировалась сложно построенная толща, включа-ющая несколько аллювиальных свит, залегающих на разных гипсометрических уров-нях (от 85 до 107 м), каждая из которых образует нормальный аллювиальный ритм с русловой и пойменной фациями. В конце эоплейстоцена произошло заложение круп-ной долины южного стока с переуглубленным врезом, совпадающим с долинами рек Усмани и Хворостани. Аллювий основной долины пра-Дона эпизодически приобрета-ет признаки ледникового питания и в раннем неоплейстоцене происходит сокращение бассейна реки до пределов современного Дона. Ранненеоплейстоценовая гидросеть по своим плановым очертаниям отличается от верхнеплиоценовой более сложным, развитым рисунком, более удлиненными и ветвящимися притоками, во многом приближающимися к очертаниям современных долин. Доледниковый аллювий сохранился в глубоко врезанных погребенных долинах на правом берегу Дона и в бассейнах рек Усмани и Хворостани, основная часть его размыта. По литологическим признакам и палинологическим данным покровский аллювий характеризуется перигляциальным типом осадконакопления. Такой аллювий был образован небольшой рекой, уступавшей по размерам современному Дону. Нижнеильинский аллювий не закартирован, видимо, размыт в позднее время. Верхнеильинский аллювий (моисеевская свита) формировался в течение сравнительно теплого отрезка времени. Речной поток в это время, очевидно, несколько превосходил по полноводности современный Дон.

С донским оледенением связаны формирование и последующая перестройка гид-росети, получившей современные очертания. Ледниковый язык имел секториальное строение в трансгрессивную стадию и деградировал путем последовательного омертвления и таяния краевых сегментовидных полос. Морена плащеобразно перекрыла речные долины и водоразделы, что обусловило сглаживание рельефа. В области современного междуречья Дона и Воронежа образовалась флювиогляциальная гряда субмеридионального направления. Этой грядой еще до полной дегляциации территории уже была обозначена долина Дона и было предопределено новое положение основной долины. После отступания ледника сформировалась слабо расчлененная ледниково-озерная равнина с невысокими холмами и озовыми грядами. Последующая эрозия привела к нивелированию озерно-ледникового рельефа.

Отложения мучкапского и окского времени не встречены – очевидно, они размыты в более позднее время. В субаэральной формации в это время происходило формирование почвенных горизонтов и лессов нижней части городской ПЛС.

Среднеплейстоценовый этап выразился в неотектоническом поднятии территории, что явилось началом ее активного эрозионного расчленения. Продолжается формирование долины южного стока. Ее правый берег совпадал с правобережьем Воронежа, а левый - примерно с долиной р.Усмани в ее среднем течении и р.Хворостанью. В это время накапливался аллювий стрелицкой свиты, четвертой и третьей надпойменных террас, формируются приводораздельные склоны, происходит заложение крупных балок.

Позднечетвертичный этап характеризуется дальнейшим поднятием, протекавшим в несколько этапов с отвечающими им фазами углубления долин и образованием уступов второй и первой надпойменных террас. Гидрографическая сеть претерпела существенное изменение очертаний по сравнению со среднеплейстоценовой. В это время происходило резкое сужение главной долины, унаследованной современным Воронежем, а ниже его устья - Доном и некоторое смещение его русла к западу в связи с ростом локальной Боевской структуры. В эпоху формирования аллювия второй и первой надпойменных террас заложился левый приток Воронежа - р.Усмань. Климатические условия позднечетвертичного этапа характеризуются неоднократным вторжением волн холода, фиксируемых следами мерзлотных деформаций и горизонтами погребенных почв. Одновременно с развитием главных долин происходит развитие балочной сети и формирование толщи лессовидных суглинков и ископаемых почв.

В голоценовое время формируются поймы рек Дона и Воронежа двух уровней, происходит дальнейшее развитие рельефа и гидрографической сети. Широкое разви-тие получают эрозионно-гравитационные процессы, а также карст и суффозия.


9. ГЕОМОРФОЛОГИЯ

 

Территория съемки расположена на сочленении двух геоморфологических областей - Среднерусской возвышенности и Окско-Донской низменной равнины, граница между которыми проходит по долине Дона. Область Среднерусской возвышенности, по Г.И.Раскатову, представлена междуречным Окско-Донским и правобережным Донским геоморфологическими районами, а Окско-Донская равнина - междуречным Воронежско-Битюгским геоморфологическим районом. Правобережье Дона характеризуется как древняя возвышенная и среднерасчлененная эрозионно-денудационная равнина, формирование которой началось с раннего миоцена. Максимальные высоты водоразделов здесь достигают 216


Эта страница нарушает авторские права

allrefrs.ru - 2017 год. Все права принадлежат их авторам!