История геологического развития

Архей и ранний протерозой (AR–PR₁) характеризуются активными тектоническими движениями. Накопившиеся в течение этого времени осадки подверглись процессам метаморфизма, образовались метаморфические горные породы: гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты и др. В результате нескольких этапов складчатости сформировался складчатый кристаллический фундамент. В конце раннего протерозоя поверхность фундамента представляла собой систему горных хребтов, разделенных межгорными впадинами.

В позднем протерозое (PR₂) горные породы фундамента, выведенные на поверхность, подвергались выветриванию. Преобладающий гидрослюдисто-хлоритовый, реже каолиновый состав коры выветривания свидетельствует о формировании ее в условиях умеренного и теплого климата. Фундамент под действием разрывных тектонических движений подвергался раскалыванию, возникали системы пересекающихся разломов, по которым происходило поднятие и опускание крупных блоков земной коры. По разломам поднималась магма кислого и основного состава. Медленное и устойчивое опускание земной коры в пределах Унечской впадины обусловили накопление мощной песчаной толщи.

История геологического развития территории в палеозое (PZ) связана с развитием Московской синеклизы.

Кембрий, ордовик, силур, ранний и начало среднего девона были периодами господства континентальных условий. Территория представляла собой относительно приподнятую денудационную равнину с останцами из докембрийских пород.

В среднем девоне (D₂) территория была вовлечена в погружение, наибольшее опускание испытывала ее северная и северо-восточная части, расположенные на юго-западном крыле Московской синеклизы.

В начале живетского века (D₂gv) на территорию области с северо-востока трансгрессировало мелководное море. На прибрежно-мелководные условия осадконакопления указывает терригенный, преимущественно песчаный состав отложений, их низкая сортированность и плохая окатанноеть. Пестрая окраска пород (в основном желтая, бурая, красная) свидетельствуют о накоплении осадков в окислительной обстановке в условиях сухого жаркого климата. На юго-западе области и крайнем юго-востоке продолжали сохраняться континентальные условия. В середине живетского века территория испытывала дальнейшее прогибание. Чередование доломитов, известняков и глин указывает на переменный солевой режим бассейна от морского нормальной солености до слабо осолоненного.

В конце живетского века после кратковременного поднятия произошла новая морская трансгрессия. Изменчивый по простиранию и по вертикали литологический состав песчано-алеврито-глинистой толщи, присутствие в отложениях остатков морских организмов указывают на накопление осадков в мелководном теплом море нормальной солености. На границе живетского и франского веков территория области испытала поднятие.

Песчано-алеврито-глинистый состав отложений, известняки и доломиты франского яруса указывают на то, что в франском веке территория области была занята мелководным, теплым морским бассейном несколько повышенной солености.

В фаменское время (D₃fm) на территории области существовал мелководный осолоненный морской бассейн, на что указывает преимущественно известково-доломитовый состав отложений.

На границе девонского и каменноугольного периодов произошло поднятие территории и частичная денудация ранее отложенных осадков.

Глинисто-доломитовый состав отложений турнейского яруса (C₁t) нижнекаменноугольного отдела свидетельствует о том, что в турнейском веке крайний север территории области был мелководным морским бассейном повышенной солености.

Характер отложений визейского яруса (C₁v) – песчано-алевритовые каолиновые глины, прослои бурого угля, кварцевые пески, редкие прослои известняков и доломитов – указывает на образование их в прибрежно-морских и континентальных условиях. В конце визейского века море регрессировало за пределы рассматриваемой территории.

Таким образом, в результате медленного прогибания земной коры и трансгрессии мелководных морей с северо-востока в течение девонского и каменноугольного периодов на территории области произошло накопление осадков и сглаживание эрозионно-денудационного допалеозойского рельефа, пласты палеозойских отложений получили северо-восточный уклон.

В мезозойское время (MZ) геологическое развитие территории области связано с тектоническими движениями Днепровско-Донецкой синеклизы. Отсутствие отложений триасового и раннеюрского времени говорит о существовании континентальных условий и преобладании процессов денудации.

В среднеюрское время происходило постепенное прогибание земной коры, наиболее интенсивное в ее юго-западной части. Со стороны Днепровско-Донецкой впадины началась морская трансгрессия. В байосском веке (J₂b) море занимало небольшие участки юго-запада и юго-востока территории, остальная часть области представляла собой прибрежную равнину. В батское и раннекелловейское время (J₂bt–J₃k₁) море занимало также лишь юго-западную и юго-восточную части области. В среднекелловейское время (J₃k₂) продолжалось опускание территории, расширение и углубление морского бассейна. Морем была покрыта вся территория области, о чем говорит повсеместное распространение глинистых отложений, богатых останками разнообразных морских животных.

В течение позднего келловея (J₃k₃) территория испытала поднятие, была областью денудации, отложения этого возраста отсутствуют.

После перерыва в осадконакоплении на территорию области в оксфордском веке (J₃o) вновь трансгрессировало мелководное море нормальной солености.

Осутствие отложений кимериджского (J₃km) и титонского (J₃t) ярусов верхнеюрского отдела и берриасского яруса (K₁b) нижнемелового отдела дает основание предположить, что территория области в это время представляла собой сушу и являлась областью денудации.

В валанжинском веке (K₁v) произошло наступление моря, что подтверждается песчано-глинистым составом отложений с глауконитом, конкрециями фосфоритов и остатками морской фауны. В конце валанжинского века территория была приподнята, подверглась размыву, о чем говорит гравийно-галечный слой в основании готеривского яруса.

В готеривское время (K₁g) море снова покрыло территорию области, и мелководные морские условия сохранялись в течение готеривского и барремского веков на всей территории области.

В конце баррема (K₁br) произошло поднятие земной коры, и в аптском веке (K₁a) установились континентальные условия. Территория представляла собой равнину, покрытую озерами, болотами, изрезанную речными долинами. Климат был теплым влажным.

В альбском веке (K₁al) началась новая морская трансгрессия, морем была занята вся территория области, о чем свидетельствуют песчано-глинистые осадки с глауконитом и фосфоритами.

В сеноманском веке (K₂s) произошло дальнейшее прогибание территории и углубление морского бассейна. Песчаный кварцево-глауконитовый, известковый состав отложений, богатый видовой состав ископаемых животных, наличие толстостенных раковин пелеципод и брахиопод указывают на то, что море было неглубоким (100–150 м), теплым, нормальной солености.

После кратковременного поднятия территории на границе сеномана и турона произошла в туронском веке (K₂t) новая трансгрессия и углубление моря, о чем свидетельствует постепенная смена песков песчаным и писчим мелом.

В течение коньякского века (K₂k) вся территория была покрыта морем, но фациальные условия осадконакопления на различных участках морского бассейна были различны. На западе и юго-западе области происходило накопление осадков преимущественно глинисто-карбонатных, а в центральных и восточных районах – глинисто-кремнеземистых осадков.

В сантонском веке (K₂st) сохранялись морские условия. Преимущественно мергельный состав отложений с остатками морской фауны указывает на то, что море было неглубоким, теплым, нормальной солености. На границе сантонского и кампанского веков произошло кратковременное поднятие территории.

В течение кампанского века (K₂km) море на территории области) имело различную глубину, которая изменялась и по площади бассейна, и по времени его существования. В начале века море было неглубокое, в нем происходило накопление преимущественно песчано-алевритового материала, позже произошло опускание территории и углубление морского бассейна, на что указывают отложения писчего мела и глубоководные морские организмы.

В маастрихтском веке (K₂m) в юго-западной части области продолжало существовать умеренно глубоководное теплое море нормальной солености, на что указывает однородная толща писчего мела.

Песчано-алевритовые отложения в верхней части маастрихтского разреза свидетельствуют о том, что территория была вовлечена в поднятие, произошло обмеление морского бассейна. В конце маастрихтского века вся территория была выведена из-под уровня моря, меловой морской бассейн регрессировал за пределы области.

До палеоцена (P₁) на территории области длился континентальный перерыв, в течение которого был выработан допалеогеновый эрозионно-денудационный рельеф. Он представлял собой наклоненную к юго-западу равнину, осложненную системой неглубоких долинообразных понижений.

Морская трансгрессия на территорию области началась в палеоцене (P₁₎. Море наступало с юга и в начале палеогена покрывало лишь южные районы рассматриваемой территории. Максимума трансгрессия достигла в конце эоцена (P₂₎, и морем была занята значительная часть территории. Море было мелководным и умеренно глубоководным нормальной солености.

Состав олигоценовых (P₃) отложений и характер их распространения свидетельствует о том, что в начале олигоцена сохранялись морские условия, о чем свидетельствуют залегающие в основании пески глауконитовые. Смена их пестроокрашенными песками, каолиновыми глинами, а также белыми кварцевыми песками говорит о том, что в конце олигоцена море покинуло территорию и установились континентальные условия.

В олигоцене территория представляла собой денудационно-аккумулятивную равнину, сложенную аллювиально-делювиальными песками, алевритами и глинами. Олигоценовая равнина имела небольшое угловое несогласие с геологической структурой меловых отложений.

Литологические особенности, строение и гипсометрическое положение пород неогенового яруса (N) дают возможность сделать вывод, что в миоцене (N₁) продолжал формироваться комплекс континентальных отложений (аллювиальных, озерных, болотных). Значительная тектоническая активность способствовала усилению обособления возвышенностей и увеличению глубины эрозионного вреза долин, к этому времени относится заложение и углубление основных долин рек.

Начало раннего плейстоцена (Q_I) характеризуется глубоким врезанием речных долин, накоплением в них грубозернистого аллювия.

В среднем плейстоцене (Q_II) территория области испытала опускание. Низкое положение поверхности в значительной степени способствовало проникновению льдов днепровского ледника и формированию обширных песчаных (зандровых) равнин. Опускание земной коры охватило весь средний и начало позднего плейстоцена (Q_III).

В эпоху днепровского оледенения на формирование рельефа в пределах территории области влияли особенности орографии центра Восточно-Европейской равнины. С севера она была «прикрыта» полосой высокого рельефа Валдайской и Смоленской возвышенностей, которые задерживали продвижение ледника в центральной зоне. Поэтому достигавший территории ледник не обладал большой активностью. Лишь на крайнем северо-западе ледниковыми потоками созданы крупные аккумулятивные формы на склонах Дубровской и Рогнединской возвышенностей. В рельефе граница днепровского ледника выражена плохо, определяется по распространению морены, представленной валунно-гравийными суглинками и супесями. С деятельностью днепровского ледника связано образование гляциодислокаций. Ледник либо сминал коренные породы на месте с нарушением их нормального залегания, либо захватывал большие массы коренных пород и переносил их без нарушения стратиграфической последовательности на расстояние.

На территории области гляциодислокации обнаружены в Дубровском районе и к северу от г. Новозыбкова. Они занимают значительную часть водоразделов рек Десны, Остра, Ипути. Гляциодислокации различного типа развиты на площади около 2000 км². В полосе гляциодислокации установлено наличие двух высоких моренных гряд напора – Асельской и Кочевской и ложбин – Сещинской и Вороницкой.

Во всех крупных дислоцированных районах Сещинской полосы наблюдается складчатое смещение. Углы падения складок от 10 до 45–50°. В отдельных пунктах слои поставлены на «голову» или запрокинуты. Во многих местах смятые и поставленные на ребро фосфоритовые плиты сеноманского яруса выходят на поверхность и отпрепарированные денудацией создают останцовые гребни. Водно-ледниковые отложения, образованные талыми водами днепровского ледника и представленные песками, супесями, суглинками, лежат на размытой морене, облекают доледниковый рельеф и слагают зандровые равнины, расположенные на отметках 160–210 м. В максимальную стадию днепровского ледника Десна и ее притоки оказались подпруженными, в них существовали озерно-ледниковые бассейны.

Среднеплейстоценовые долины в одинцовское межледниковье заполнялись аллювиальными, озерными и болотными отложениями, что свидетельствует о преобладании аккумулятивных процессов и слабом развитии эрозии.

Московский ледник в пределы области заходил только на северо-запад и крайний запад области. В западных районах встречаются два горизонта морены (днепровской и московской).

В позднем плейстоцене валдайские ледники в пределы области не заходили, и наша территория находилась в перигляциальной зоне. В условиях очень холодного и сухого климата ледниковий со склонов в долины рек поступало большое количество продуктов физического выветривания, долины заполнялись плохо сортированным аллювием. На водоразделах шло накопление лессовых толщ мощностью до 15–30 м. Лессовые отложения покрывали разновозрастные более древние отложения и способствовали выравниванию поверхности, создавая благоприятные условия для оврагообразования и денудации.

С валдайскими ледниковыми эпохами связано формирование второй и первой надпойменных террас долин рек.

Конец плейстоцена ознаменовался повсеместными тектоническими поднятиями, сопровождавшимися новым врезанием речных долин и развитием балочной сети. Позднеплейстоценовый рельеф отличался значительной густотой и глубиной эрозионного расчленения, активизацией гравитационных, солифлюкционных, суффозионных и карстовых процессов.

В позднем плейстоцене в ледниковые эпохи, когда криогенная зона на Русской равнине отличалась особенно холодными и сухими условиями, шло образование эоловых форм рельефа. Они встречаются по нижним террасам рек, реже – по зандровым равнинам. Представлены они дюнами высотой до 5–8 м и протяженностью до нескольких сотен метров. Иногда дюны образуют грядово-бугристые массивы площадью до 10–15 км². Грядово-бугристые пески встречаются по левобережным террасам Десны у п. Свень, на нижнем отрезке долины р. Неруссы и ее притоков Усожи и Сева, по левобережью р. Навли, в долине р. Ипути. Ориентировка гряд преимущественно субмеридиональная, иногда субширотная, что связано с различным направлением ветра в течение валдайских эпох.

В голоценовую эпоху (Q_IV) происходило дальнейшее развитие рельефа и гидрографической сети, в основном наследующее характер и направленность геоморфологических процессов позднеплейстоценового времени. За голоцен сформировались поймы. Мощность голоценового аллювия составляет 8–10 м. Он представлен песками, супесями, торфом. Широкое развитие получили эрозионно-гравитационные и карстовые процессы.