Тема 25. Неотектонические структуры

Неотектоническая стадия включает три подстадии: позднеолигоцен–среднемиоценовую (P₃²–N₁²), позднемиоцен–раннеплейстоценовую (N₁³–Q₁) и средне-позднеплейстоценовую (Q_2-3).

Позднеолигоцен-среднемиоценовая подстадия (P₃²-N₁². Начало позднеолигоцен–среднемиоценовой подстадии соответствует времени ухода за пределы Беларуси харькоского (рюпельского) моря и окончательному установлению континентальных условий. В течение этой подстадии в общих чертах еще сохранялся ранее сформированный структурный план: осадконакопление происходило на площадях, соответствовавших наиболее глубоким частям палеогеновых морских бассейнов. Сохранялся унаследованный региональный уклон на юг. Максимально опущенными были площади Брестской впадины и Припятского прогиба. С активизацией разломов сопряжено развитие соляного карста и накопление отложений терригенной буроугольной формации.

Позднемиоцен-раннеплейстоценовая подстадия (N₁³-Q₁). В позднем миоцене и раннем плиоцене на территории Беларуси установился наиболее стабильный за все новейшее время тектонический режим, произошло выравнивание рельефа, образовалась система обширных пресноводных озер, где накапливались отложения терригенной глинисто–алевритовой формации. В раннем плейстоцене началось постепенное поднятие юга региона и смещение области осадконакопления на запад и северо–запад.

Средне-позднеплейстоценовая подстадия (Q_2-3) совпадает с эпохами многократного распространения ледниковых покровов. Главным геодинамическим событием среднего плейстоцена стал континентальный рифтинг в сводовой части Балтийского щита. В сочетании с продолжавшимся поднятием Украинской и Воронежско–Тверской антеклиз это обусловило окончательное оформление неотектонической Литовско–Эстонской моноклинали и современного структурного плана Беларуси.

Значения суммарных амплитуд вертикальных неотектонических движений на площади Западно-Европейской и запада Восточно-Европейской платформы изменяются в широких пределах. Наибольший размах этих движений (до нескольких километров) связан с развитием Альпийско–Карпатского орогена. На территории Беларуси за новейшее время исходная опорная поверхность испытала неравномерное неотектоническое поднятие с амплитудой до 150—170 м (рис. 9.22) При этом наиболее существенное воздымание (свыше 100 м) претерпели две области. Одна из них расположена на юго–западе и юге республики и соответствует (по кровле фундамента) северным склонам Украинского щита, Микашевичско–Житковичскому выступу, а также прилегающим к ним участкам Припятского прогиба, Полесской седловины, Подлясско–Брестской впадины и Луковско–Ратновского горста. Вторая приходится на юго–восток Беларуси и тяготеет к западным склонам Воронежской антеклизы.

Одновременно с этим небольшие участки, расположенные на западе региона, оказались опущенными ниже своего первоначального положения. Такой характер неотектонической деформации привел к заметной перестройке ранее существовавшего структурного плана, сформировавшегося в мезозое и начале кайнозоя. Среди наиболее крупных новейших структур на западе Восточно-Европейской платформы выделяются Балтийско–Белорусская синеклиза, Воронежско–Тверская и Украинская антеклизы (рис. 9.23).

Балтийско-Белорусская синеклиза наследует палеозойскую Балтийскую синеклизу и Подлясско–Брестскую впадину, Припятский прогиб, наложена на Латвийскую седловину, Белорусскую антеклизу, западную часть Оршанской впадины, Полесскую седловину. На территории Беларуси предсталена Литовско–Эстонской моноклиналью. К этой наклоненной в сторону Балтийского моря моноклинали относятся западные и северо-западные районы Беларуси, характеризующиеся относительно небольшими амплитудами новейшего тектонического поднятия.

На фоне неотектонической моноклинали, усложняя ее структуру, сформировался ряд малоамплитудных поднятий и опусканий. Размеры самых крупных из них достигают десятков километров. К таким формам относятся Ошмянский, Нарочанский, Плещенецкий купола, Полоцкая депрессия, Воложинский структурный залив (рис. 9.22).

Воложинский структурный залив расположен на северо–западном склоне Литовско–Эстонской моноклинали, наложен на Центрально–Белорусский массив Белорусской антеклизы. Характеризуется общим уклоном на северо–

Рисунок 9.22 ­ Неотектоническая карта Беларуси. Составили Э.А. Левков, А.К. Карабанов.

1 – изобазы суммарной неотектонической деформации (поздний олигоцен – голоцен); 2 – локальные неотектонические структуры (1 – Полоцкая депрессия, 2 – Березинский структурный залив, 3 – Воложинский структурный залив, 4 – Ошмянский купол, 5 – Нарочанский купол, 6 – Плещенецкий купол, 7 – Червоноозерский структурный нос, 8 – Дрогичинский структурный нос, 9 – Лельчицкий выступ, 10 – Кричевской выступ, 11 – Лоевский выступ); 3 – соляные структуры, проявившиеся на новейшем этапе; 4 – активные разломы; 5 – площади карстообразования: а – голоценового, б, в – позднеолигоцен-плейстоценового (в – сопровождавшегося накоплением бурых углей), г – зоны выщелачивания соляных порд; 6 – площади значительной гляцигенной переработки дочетвертичных пород; 7 – эпицентры землетрясений; 8 – Черноморско-Балтийский водораздел.

запад. Отчетливо выражен в структуре кровли дочетвертичных пород. Основное время формирования – средний плейстоцен.

Нарочанско–Плещеницкая седловина разделяет Воложинский структурный залив и Полоцкую депрессию. Наложена на Воложинский грабен Белорусской антеклизы.

Полоцкая депрессия соответствует крупному понижению в кровле дочетвертичных пород, представленных преимущественно песчано-глинистыми отложениями живетского яруса среднего девона. Наложена на Вилейский погребенный выступ Белорусской антеклизы и западный борт Оршанской впадины. Характеризуется слабым неотектоническим поднятием, величина которого заметно меньше, чем у смежных участков Литовско–Эстонской моноклинали. Основное время формирования – вторая половина среднего и поздний плейстоцен.

Рисунок 9.23 ­ Карта неотектонического районирования запада Восточно-Европейской платформы и смежных областей. Составили Р.Г. Горецкий, А.К. Карабанов, Р.Е. Айзберг.

Далеко на юго–восток в сторону Днепрово–Донецкого прогиба уходит относительно опущенный Березинский структурный залив. Ширина залива местами составляет 80–100 км. В восточной части Припятского прогиба, которую пересекает Березинский залив, широко распространены мелкие (до 5–12 км) структуры, связанные с ростом соляных куполов и более протяженных соляных антиклиналей.

В составе Балтийско-Белорусской синеклизы выделена также Припятская ступень, которая соответствует области значительного (более 100 м) неотектонического поднятия на юге республики. Ее примечательным элементом служит Червоноозерский структурный нос, охватывающий западную часть Припятского прогиба и прилегающие к синеклизе участки и достигающий 70–80 км в поперечнике. Кроме того, она осложнена Лельчицким выступом, ограниченным изобазой 150 м.

Воронежско-Тверская антеклиза представлена Смоленской ступенью с амплитудой новейшего поднятия 100 м и более. Граница антеклизы с Литовско-Эстонской моноклиналью на значительном отрезке имеет вид уступа (глинта) в кровле дочетвертичных пород, представленных известняками франского яруса верхнего девона. Наследует допозднеолигоценовую Воронежскую антеклизу; наложена на северо–восточную часть Северо–Припятского плеча, Жлобинскую седловину, восточную часть Оршанской впадины (левобережье Днепра).

Смоленская ступень характеризуется значительным (от 100 до 150 м и более) новейшим поднятием, общим уклоном на запад, осложнена Кричевским и Лоевским выступами. Характерно развитие карстовых форм, обусловленное высоким гипсометрическим положением карбонатных пород верхнего девона и верхнего мела. К таким формам приурочены отложения терригенной буроугольной формации.

Количество более мелких локальных структур исчисляется сотнями. Локальные структуры подразделяются на синклинали, мульды, купола, брахиантиклинали, антиклинали, валы, флексуры, ступени.

Ряд локальных поднятий выявлен на площади Воложинского структурного залива, Нарочанско–Плещеницкой седловины, Полоцкой депрессии. Характерной чертой таких локальных форм является четкая корреляция с блоковой структурой коренных (вендских, кембрийских, девонских и др.) пород платформенного чехла. К ограничивающим блоки активным разломам часто приурочены глубокие эрозионные врезы, нередко локальные структуры проступают в рельефе. Возраст большинства морфоструктур на севере региона не древнее среднего плейстоцена.

Разрывные нарушения, проявившиеся на неотектоническом этапе, выявляются с учетом особенностей распределения древних разломов в фундаменте и осадочном чехле, при проведении анализа линеаментной сети, изучении строения геологического разреза новейших отложений. Трудность идентификации активных дизъюнктивов связана с тем, что в характерных для территории Беларуси и в целом для древних платфом условиях такие разломы, как правило, не имеют заметных вертикальных (до 10—20 м, редко больше) или горизонтальных смещений. Они проявляются в широкой полосе. Поэтому, принимается во внимание комплекс косвенных признаков, указывающих на существование “живого” разлома. В качестве таких признаков служат: отражение подобных дизъюнктивов в рельефе, гидросети, ландшафте, строении платформенного чехла и поверхности фундамента, повышенной трещиноватости пород, аномалиях геофизических полей, местной сейсмичности и др.

Сеть активных разломов построена закономерно: достаточно отчетливо проступают диагональные и ортогональные направления, причем первые выражены отчетливее. Многие разломы этой системы протягиваются за пределы Беларуси и могут быть отнесены к рангу суперрегиональных. Обычно лучи этой сети направлены с юго–запада на северо–восток по азимуту около 40—55 º и с юго-востока на северо–запад преимущественно 305—325 º. Разломы, строящие диагональную систему, образуют не одну линию, а полосы шириной до 5—10 км и более. Ортогональная система активных разрывных нарушений имеет простирание, близкое к широтному и меридиональному. Отклонение от этих азимутов редко превышает 5—10 º. Субширотные направления лучше всего проявляются в Белорусском Полесье.

Всего на территории Беларуси выделяется 11 флексурно-разрывных зон ортогональной и 8 - диагональной направленности. Кроме того, ряд нарушений меньшего ранга имеет другое расположение и направленность или служит оперением к основным разрывам. Среди нарушений ортогональной системы намечается шесть основных зон субмеридиональной направленности: Кобринско-Гродненская, Пинско-Новогрудская, Микашевичско-Поставская, Мозырско-Чашникская, Брагинско-Витебская и Гомельско-Горецкая. Первая из них значительными фрагментами наследует Скидельский и Щучинский разломы доплатформенного заложения, вторая - Выжевский и Козловщинский, четвертая - Чашникский и Бешенковичский, пятая - Василевичский и Витебский.

Кобринско-Гродненская зона простирается с юга на север примерно на 200 км (азимут простирания около 355°). Южнее Луковско-Ратновского выступа фундамента она не прослеживается. Подошва четвертичных отложений к западу от Кобринско-Гродненской зоны располагается на существенно более низких отметках, чем к востоку от нее (разница высот достигает 40—60 м). На участках Гродно — Друскининкай и Волковыск — Мосты в структуре кровли коренных пород установлены узкие (шириной до 1—2 км) и глубокие (до 100 м и более) эрозионные врезы (ледниковые ложбины). Севернее Гродно днище одной из ледниковых ложбин опускается до самой низкой в регионе отметки — минус 168,0 м. В районе Гродно, Сопоцкина, Волковыска, Порозова к ледниковым ложбинам приурочены гляциодислокации, построенные из деформированных меловых, палеогеновых, неогеновых и четвертичных отложений. Появлению гляциодислокации, скорее всего, способствовали дифференцированные движения по входящим в состав зоны разломам в среднем плейстоцене. На участке Пружаны — Кобрин зона совпадает с простиранием восточной границы Подлясско-Брестской впадины и соответствует неотектоническому флексурообразному перегибу в пределах Литовско-Эстонской моноклинали. Преобладающим кинематическим типом образующих эту зону разломов являются сбросы.

Пинско-Новогрудская зона имеет протяженность около 300 км и близкое к меридиональному простирание (азимут 0—10°). Между Пинском и Барановичами ее ширина составляет 5—7 км, далее к северу она расширяется до 15 км и более. Простирание зоны отражается меридиональными отрезками рек Гавья, Мышанка, изгибами южнее г. Барановичи она приурочена к сводовой части Полесской седловины. Вдоль этой зоны в позднем миоцене, плиоцене и начале плейстоцена располагались восточная граница области озерно-аллювиального осадконакопления, а также значительные по протяженности отрезки долин палеорек. В среднем плейстоцене Пинско-Новогрудская зона контролировала положение ледораздела между Неманским и Минским ледниковыми потоками и оказала влияние на распределение мощностей ледниковой формации.

Микашевичско-Поставская зона проходит по линии Микашевичи — Минск — Поставы. Протяженность зоны на территории Беларуси превышает 350 км при ширине от 5 до 15 км. В современной гидросети зона проявляется слабо (отдельные фрагменты долин небольших рек). Южнее Слуцка она совпадает с участками распространения погребенных карстовых форм, процесс развития которых обусловлен выщелачиванием соли на западе Припятского прогиба. Наибольшие амплитуды вертикальных смещений по разломам зоны связаны с оформлением западного склона Червоноозерского структурного носа. Севернее Постав зона маркируется системой ледниковых врезов субмеридиональной ориентировки.

Василевичско- Чашникская зона прослеживается в полосе Мозырь — Бобруйск — Чашники — Улла — Россоны на расстоянии до 450 км. Южная часть зоны разделяет относительно приподнятый Червоноозерский структурный нос Припятской ступени и характеризующийся заметно меньшими амплитудами неотектонического воздымания Березинский структурный залив. В южной части зона наследует доплатформенный Василевичский разлом, в северной — Чашникский. С активизацией в среднем и позднем плейстоцене Чашникского глубинного разлома связано формирование протяженной системы ледниковых ложбин, а также крупных трещин в периферической части ледникового покрова, заполнявшихся водно-ледниковым материалом и образовавших полосу ориентированного рельефа (система озоподобных гряд, озер, отрезков речных долин протяженностью более 60 км, известная как Жеринский линеамент. Движения по разлому контролировали положение восточного борта Полоцкого приледникового водоема.

Брагинско-Витебская зона простирается на расстояние до 400 км от Брагина в направлении Жлобина, Толочина и Витебска, на значительном участке зона совпадает с долиной Друти и отрезком долины Днепра между Рогачевом и устьем Березины. Севернее Толочина она заметно расширяется и сближается с Василевичско-Чашникской зоной, разграничивая Литовско-Эстонскую моноклиналь Белорусско-Балтийской синеклизы и Смоленскую ступень Воронежско-Тверской антеклизы. Зоне отвечает флексурообразный перегиб в подошве четвертичных отложений и высокий градиент суммарных амплитуд вертикальных неотектонических движений. По кинематическому типу основные разломы являются сбросами. Поскольку зона сечет границы распространения меловых, палеогеновых и неогеновых отложений и слабо проявляется в структуре отложений раннего плейстоцена, можно заключить, что ее активизация происходила главным образом в среднем и позднем плейстоцене.

Гомельско-Горецкая зона имеет относительно небольшие протяженность (до 200 км) и ширину (5—10 км). Южная часть зоны совпадает с нижним течением Сожа, а северная часть маркируется долиной Прони. Почти на всем протяжении зоны в структуре подошвы четвертичных отложений прослеживается субмеридиональный эрозионный врез, причем кровля коренных пород к востоку от зоны располагается на 20-30 м выше, чем к западу от нее.

Субширотные активные разломы ортогональной системы разрывных нарушений представлены пятью основными флексурно-разломными зонами (ФРЗ): Полоцко-Суражской, Островецко-Оршанской, Щучинско-Кричевской, Волковысско-Жлобинской и Брестско-Наровлянской. В состав Полоцко-Суражской ФРЗ крупными активизированными фрагментами входят Северо- и Южно-Полоцкий разломы Полоцко-Курземской зоны глубинных разломов фундамента, Островецко-Оршанской ФРЗ — фрагменты выявленных преимущественно по геофизическим данным древних разрывных нарушений Мядельской зоны. Щучинско-Кричевская ФРЗ на значительных отрезках соответствует Смиловичской зоне разломов фундамента, Волковысско-Жлобинская — разрывным структурам Ляховичской зоны герцинских разломов, Брестско-Наровлянская — Припятско-Брестской зоне глубинных разломов.

Брестско-Наровлянская зона относится к числу самых крупных по протяженности и ширине новейших флексурно-разломных зон. Она вытянута на расстояние свыше 450 км при ширине до 30 км. В состав зоны входит 5—7 субпараллельных разрывов. Протяженность отдельных разломов достигает 90—100 км и более. На значительных отрезках новейшие разрывные нарушения представлены активизированными фрагментами древних разломов: Южно-Припятского, Северо- и Южно-Ратновского и др. К югу от зоны расположена наиболее поднятая часть Припятской ступени (Лельчицкий выступ). Составляющие зону разрывные структуры активно влияли на характер осадконакопления в позднем олигоцене — раннем плейстоцене. В среднем плейстоцене субпараллельно простиранию разломной зоны располагалась граница ледника мозырской стадии днепровского оледенения. В новейшее время по разломам Брестско-Наровлянской зоны в основном происходили вертикальные перемещения сбросо-взбросового типа, связанные с интенсивным воздыманием Украинского щита.

Волковысско-Жлобинская зона простирается на расстояние до 400 км, ширина ее в среднем составляет 5—10 км. Зона контролировала границы распространения, состав и строение позднеолигоцен-раннеплейстоценовых аккумуляций, влияла на формирование структуры ледниковой толщи. Вдоль нее располагается граница максимального распространения ледника сожской стадии днепровского оледенения, концентрируются участки развития гляциодислокаций. Зона совпадает с геоморфологической границей, отделяющей Брестское и Припятское Полесье от Белорусской гряды и Центрально-Березинской равнины. В ее состав входят активизированные фрагменты Свислочского, Ляховичского, Северо-Припятского разломов.

Щучинско-Кричевская зона располагается по линии Щучин — Червень — Кричев. Общая протяженность зоны в пределах региона — до 500 км, однако ширина ее заметно меньше, чем других зон субширотной ориентировки (3— 6 км). На западе зоны в большей степени проявляется унаследованность новейших разрывов от древней разломной сети. В позднем миоцене — раннем плейстоцене разрывные нарушения рассматриваемой зоны влияли на распределение озерных водоемов и рисунок речной сети, в среднем и позднем плейстоцене контролировали границу распространения ледниковых покровов (поозерского северо-западнее Щучина, сожского на участке Червень — Кричев). Территория, расположенная к северу от Щучинско-Кричевской зоны, существенно отличается по структуре и мощности толщи новейших отложений от районов, расположенных южнее. Большие различия в мощности отложений ледниковой формации отмечаются на участке Дзержинск — Червень: севернее разломной зоны мощность ледниковых аккумуляций достигает 200 м и более, южнее эта величина обычно не превышает 100—120 м. Для этого участка характерно сближение изобаз, отвечающее повышенному градиенту вертикальных неотектонических движений.

Островецко-Оршанская зона в западном направлении прослеживается до Самбийского полуострова и Гданьского залива, в восточном — до Смоленска. Ширина ее возрастает с востока на запад, достигая соответственно 5—7 км севернее Орши и 15—20 км на участке Новолукомль — Островец. Зона включает небольшое количество фрагментов активизированных разломов древнего заложения и является в значительной степени наложенной по отношению к допозднеолигоценовым структурам. В раннем плейстоцене она контролировала северный борт обширного озерного водоема, располагавшегося южнее линии Вильнюс — Островец. В позднем плейстоцене с этой зоной на значительном отрезке совпадала граница максимального распределения поозерского ледникового покрова.

Полоцко-Суражская зона расположена на севере Белорусского Поозерья по линии Браслав — Полоцк — Сураж. Ее протяженность составляет около 250 км, ширина — около 25—30 км. В состав зоны входит до пяти субпараллельных разрывов. Данная структура наследует значительные фрагменты Северо-, Южно-Полоцкого и других древних разломов. Зона образует северный борт Полоцкой депрессии, сформировавшейся преимущественно в среднем и позднем плейстоцене.

Активные разломы, составляющие диагональную систему, выражены отчетливее, чем разломы субширотной ориентировки. В систему флексурно-разломных зон северо-западной направленности входят Верхнедвинско-Дубровенская, Ошмянско-Лоевская, Ивьевско-Хойникская, Мостовско-Ельская. К зонам северо-восточной ориентировки относятся Браславско-Освейская, Пружанско-Бешенковичская, Ивановско-Смоленская и Петриковско-Славгородская флексурно-разрывные зоны. Каждая из перечисленных новейших зон значительными фрагментами наследует крупные платформенные и доплатформенные разломы мантийного и корового уровня: Докшицкого, Ошмянского, Добрянского, Берестовицкого, Глубокского, Коссовского, Бегомльского, Заславльского, Ивацевичского, Минского, Любешовско-Рудненского, Стоходско-Могилевского, Туровско-Малынского, Пержанско-Суражского, Тетеревского и др.

Верхнедвинско-Дубровенская зона простирается на 250 км по линии Верхнедвинск — Полоцк — Дубровно. Ее ширина составляет 5—15 км. Зона имеет северо-западную ориентировку, но на участке Бешенковичи — Дубровно некоторые разломы отклоняются от этого направления на 5—20°. Она контролирует положение крупных отрезков долины Западной Двины, а также погребенных эрозионных врезов. К основным разрывным нарушениям, формирующим данную зону, под острым углом примыкают многочисленные сравнительно короткие оперяющие разрывы. Такое оперение, по-видимому, является следствием горизонтальных смещений по основным разломам и представляет собой крупные трещины скалывания. Реконструкция поля напряжений показала, что по разломам зоны в плейстоцене в условиях субмеридионального сжатия произошел правый сдвиг.

Ошмянско-Лоевская зона располагается по линии Ошмяны — Минск — Речица. Ширина ее достигает 15—20 км. В северо-западном направлении зона прослеживается до побережья Балтийского моря в районе Лиепаи, в юго-восточном — вдоль северо-восточного борта Днепровско-Донецкого прогиба до Краматорска. На значительном протяжении зона наследует протяженные фрагменты платформенных разломов древнего заложения: Вильнюсского, Ошмянского, Северо-Припятского, Северо-Днепровского. Она контролирует границы распространения верхнемеловых, эоценовых, олигоценовых и неогеновых аккумуляций, систему погребенных долинообразных понижений длиной до 250 км. Под ее влиянием локализовались Ошмянская возвышенность и значительные отрезки долин Западной Двины, Птичи, Березины. В пределах зоны расположен эпицентр самого сильного в регионе (до 7 баллов) землетрясения 1909 г. (ст. Гудогай Островецкого района).

Ивьевско-Хойникская зона располагается по линии Ивье — Хойники — Комарин под углом к простиранию Ошмянско-Лоевской зоны. Протяженность ее достигает 400 км, ширина — 5—15 км и более. Зона контролирует долину Немана на участке Столбцы — Ивье, коленообразные изгибы долин Морочи, Случи, Орессы, Припяти (у Мозыря), наследует фрагменты Налибокского разлома.

Мостовско-Ельская зона шириной 5—15 км простирается по линии Мосты — Слоним — Житковичи — Ельск, сближаясь на отрезке Житковичи — Ельск с Ивьевско-Хойникской зоной. Зона влияет на площади распространения и состав отложений буроугольной позднеолигоцен-среднемиоценовой и глинисто-алевритовой позднемиоцен-раннеплейстоценовой формаций.

Браславско-Освейская зона простирается на 120 км, ширина ее достигает до 20 км. В позднем плейстоцене она контролировала границу распространения ледника браславской стадии поозерского оледенения, оформление северо­западного борта Полоцкого приледникового водоема.

Пружанско-Бешенковичская зона является одной из самых протяженных зон северо-восточной ориентировки. Ее длина достигает 600 км, ширина изменя­ется от 2—3 до 25—30 км. Всостав зоны на отдельных отрезках входит от двух до пяти-семи субпараллельных разрывных нарушений. Многие активные ди-зъюнктивы наследуют фрагменты разломов древнего заложения. Проявляется в рельефе подошвы четвертичных отложений, структуре толщи ледниковых аккумуляций, гидросети. Контролирует коленообразные изгибы и простира­ние значительных отрезков долин Западной Двины, Уллы, Щары, Лесны.

Ивановско-Смоленская зона выделяется значительной протяженностью (бо­лее 450 км) при небольшой (от 2 до 12 км) ширине. Вытянута по линии Ива­ново — Солигорск —Шклов — Смоленск. Наследует протяженные фрагменты Стоходско-Могилевского, Смоленского разломов.

Петриковско-Славгородская зона простирается через Петриков — Славгород — Климовичи на Калугу. На Украине прослеживается до Львова. В пределах Бе­ларуси она имеет клинообразную форму, сужаясь в сторону Петрикова до 2— 7 км и расширяясь у Славгорода до 30 км и более. Расширенная северо-вос­точная часть зоны включает в себя до пяти-семи отдельных субпараллельных разрывных нарушений. Здесь зона занимает междуречье Сожа и Беседи, долины которых имеют сходную с простиранием активных разрывов северо­восточную ориентировку.

Таким образом, особенность сети активных разломов на территории Беларуси заключается в том, что разрывные нарушения группируются в флексурно-разломные зоны шириной до 10—15 км и более, которые прослеживаются на многие десятки и первые сотни километров. При этом, как было отмечено, отчетливо проступают две основные системы новейших флексурно-разрывных зон: диагональной и ортогональной направленности. Ряд разрывных нарушений преимущественно диагонального простирания имеет характерное оперение, образованное короткими разрывами, примыкающими под острым углом к основному разлому. Выявленная сеть новейших разломов лишь частично наследует разрывные нарушения более древнего заложения, сформировавшиеся как на платформенном, так и на доплатформенном этапах. В целом, около половины древних разломов фундамента в той или иной степени активны и сейчас. На отрезках, активизированных в позднем плейстоцене и голоцене, такие разрывы довольно отчетливо проявляются в рельефе, гидросети, других элементах ландшафта, для них характерны аномально высокие показатели содержания радона в покровных отложениях.

Наиболее ярким примером может служить изученная с помощью бурения и сейсморазведки шовно-сбросовая зона Речицкого разлома шириной около 2 км и протяженностью 150 км в северной части Припятского прогиба. Здесь нивелированием за пятилетний (1978‑1984 гг.) период выявлено локальное (шириной 1‑1,5 км) высокоамплитудное (до 30 мм) отрицательное смещение пикообразной формы. Учитывая значительные (порядка 0,8 км) расстояния между пунктами наблюдений, средние значения градиентов вертикальных движений составляют 20 мм/км или 0,02 мм/м.

Интересны и более детальные материалы по тектоническим движениям в этой шовной зоне, которую пересекает более 30‑ти линий повторного нивелирования с интервалом около 5 км. Измерения сбросовых смещений позволили разделить ее на ряд чередующихся активных и стабильных сегментов (звеньев) протяженностью 7‑10 км. Ограниченная ширина и небольшая протяженность проявлений аномальных современных движений свидетельствуют об их приуроченности именно к шовной зоне указанного разлома. При этом высокоинтенсивные отрицательные пикообразной формы аномальные смещения установлены как над активными (крупноамплитудными в аспекте геологически длительного времени разрывообразования), так и над относительно стабильными (малоамплитудными) сегментами. Очевидно, высокоактивные деформации связаны с определенными внешними воздействиями на разрывное нарушение.

В пределах одного из активных сегментов зоны Речицкого разлома на Сосновском геодинамическом полигоне проведены светодальномерные измерения, высокоточные гравиметрические и магнитометрические наблюдения. Выявлены кратковременные стадии поперечного к этой зоне сжатия и растяжения. При сжатии происходила активизация сбросовых, т.е. традиционно фиксируемых, разрывных смещений (за 1978‑1979 гг. на 10 мм, за 1982‑1984 гг. также на 10 мм) и увеличение силы тяжести на 100‑200 мкГал, а при растяжении (за 1979‑1982 гг.) — локальные (шириной около 1 км), т.е. внутриразрывные отрицательные смещения (проседания) с амплитудой 10‑20 мм и уменьшение силы тяжести до 100 мкГал. При этом величина сжатия (сближения крыльев) на первой стадии (1978‑1979 гг.) на базе 3 км составила 47 мм, расширение на второй стадии (1979‑1982 гг.) — 53 мм, а сжатие на третьей стадии (1982‑1984 гг.) — 25 мм. Принимая во внимание возможность малой ширины реальных участков, на которых реализуются данные сжатия и растяжения, вполне вероятно допущение о возможности достижения ими опасных значений для объектов массового строительства (более 1 мм/м), а тем более — о вредности для функционирования прецизионных сооружений.

Характерно, что все высокоинтенсивные внутриразрывные смещения в разнородных геотектонических регионах отрицательны. Очевидно, они отражают проседание тектонических клиньев в разрывных зонах или грабенов в шовных зонах. Именно поэтому они связаны с эпохами проявления фоновых латеральных растяжений.

Современные движения земной коры (земной поверхности) подразделяют на три основные группы: быстрые (импульсные) — сейсмические толчки различной силы и длительности; короткопериодные (от нескольких часов до нескольких лет, обусловленные приливными деформациями, изменениями температурных, барических, гидротермических условий и др.) и вековые. По направлению различают вертикальные (восходящие и нисходящие) и горизонтальные движения. Наложение друг на друга разнопериодных колебательных движений образует сложную систему циклов (ритмов), которая применительно к более длительным (сотни, тысячи и десятки тысяч лет) интервалам времени позволяет выявить общую направленность (тренд) тектонических смещений того или иного участка земной коры.

Значения скоростей вековых движений (поднятий и опусканий) в пределах ВЕП на равнине в среднем составляют 2—4 мм/год, максимальные очень редко достигают 8—10 мм/год. Размеры участков (длина «волн»), испытывающих более или менее однонаправленные многолетние (первые десятки и сотни лет) современные вертикальные движения (поднятия и опускания) в платфор­менных областях могут составлять первые сотни километров (от 150—200 до 600—800). Периоды изменения знака вековых движений (колебания «волн»), скорее всего, могут изменяться от нескольких десятков до нескольких тысяч лет. Для выявления общей направленности современных вековых движений считается достаточным интервал в 20—25 лет.