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, 486^с). 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. 486^с). 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 Dg_a (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 Dg_a 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

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

__________________________

* 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

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

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, 230^к).

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 (236^к). В скважине 319^к 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, 254^к, 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.96^К) 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