6.2.2. Позднемиоцен-раннеплейстоценовая подстадия

В позднем миоцене и раннем плиоцене на территории Беларуси установился наиболее стабильный за все новейшее время тектонический режим. В резуль­тате общего выравнивания произошло уменьшение раз­маха относительных высот рельефа. На обширных пло­щадях Припятского прогиба, Брестской впадины и юж­ных склонов Белоруской антеклизы образовалась сис­тема обширных пресноводных озер (так называемая антопольская озерная «трансгрессия»), где накапливались терригенные преимущественно глинисто-алевритовые отложения cубфор­мации монтмориллонитовых и диатомовых глин (конец среднего миоцена - поздний миоцен, 13 - 5,3 млн лет) и субформации алевритов и гидрослюдистых глин (плиоцен и ранний плейстоцен, 5,3-0,8 млн. лет).

К концу плиоцена – началу раннего плейстоцена территория Припятского прогиба и прилегающие участки соседних структур оказались относительно при­поднятыми. Это привело к размыву на ряде площадей ранее сформированных отложений, усилению врезания рек, смещению облас­ти осадконакопления на запад и северо-запад в направлении Подлясско-Брестской впадины и Белоруской антеклизы [134].

6.2.3. Средне-позднеплейстоценовая подстадия

Средне-позднеплейстоценовая подстадия совпадает по вре­мени с эпохами многократного распространения из Фенноскандинавского центра на запад платформы покров­ных материковых оледенений, чередовавшихся с межледниковьями. Ледниковые покровы вызвали заметную гляцигенную переработку структуры слоев верхней ча­сти платформенного чехла, активизировали многие раз­рывные нарушения более древнего заложения, сформи­ровали ледниковую формацию, которая на обширных площадях занимает большую часть разреза отложений, накопившихся в новейшее время. Имеется ряд геологических свидетельств того, что каждый из четырех плейстоценовых леднико­вых покровов на трансгрессивной стадии приводил к гляциоизостатическому опусканию занимаемой им площа­ди, а на регрессивной - к ее воздыманию. Размах этих движений мог достигать многих десятков метров [119, 156].

Главным геодинамическим событием среднего плейстоцена стало начало около 0,4 млн. лет назад континентального рифтинга в сводовой части Балтийского щита, заложение котловины Балтийского моря и формирова­ние Черноморско-Балтийского водораздела. Именно это событие в сочетании с продолжавшимся поднятием Украинской и Воронежско-Тверской антеклиз обусловило окончательное оформление неотектонической Литовско-Эстонской моноклинали и современного структурного плана Беларуси.

6.3. Фазы неотектонической активизации

В новейшее время в зоне Альпийско-Карпатского сегмента межплитного коллизионного пояса проявилось не менее шести фаз активизации тектонических движений: савская, штирийская, молдавская, аттическая, роданская, валахская (см. рис.6.2). Анализ условий залегания, распределения мощностей и литолого-фациального состава новейших (верхнеолигоцен-четвертичных) отложений на наиболее изученных (ключевых) участках в зонах активных разрывных нарушений позволил по степени проявления в амплитудах смещений по выделить три из названных фаз. Оказалось, что такие фазы, наиболее выраженные по скорости и амплитудам неотектонических движений, приходятся на геохронологические рубежи, разделяющие интервалы накопления трех новейших формаций, то есть на границы основных неотектонических подстадий: позднеолигоцен-среднемиоценовой, позднемиоцен-раннеплейстоценовой и средне-позднеплейстоценовой [7].

Первую из основных фаз неотектонической активизации можно сопоставить с савской фазой альпийского тектогенеза. Эта фаза примерно совпадает с началом новейшей (позднеальпийской) стадии, общим поднятием региона и регрессией раннеолигоценового моря (см. рис. 6.2).

Вторая фаза активизации в общих чертах совпадает с молдавской фазой максимального ускорения тектонических движений и тектонической инверсией Восточных (Украинских) Карпат в конце среднего миоцена и кардинальной перестройкой неотектонического режима не только в пределах Карпатского орогена, но и на обширных пространствах запада Восточно-Европейского кратона. В Карпатах это выразилось в проявлении крупномасштабных горизонтальных перемещений в условиях мощного вызванного глобальными коллизионными процессами сжатия, формировании глыбово-покровных структур, оформлении неотектонического каркаса Карпатского орогена и главных черт новейшей структуры внутреннего и предгорного прогибов [236]. В результате началось поднятие восточного (приходящегося на Украинский щит) сегмента Центрально-Европейской зоны поднятий, вызвавшего тектоническую инверсию Палеозойского Припятского прогиба и оформление неотектонической Припятской ступени. В это время в Альпийско-Карпатском поясе и формирующихся по его периферии структурах отмечается всплеск вулканической деятельности. Среднемиоценовая фаза активизации четко фиксируется по охарактеризованной в главе 5 (раздел 5.5) настоящей работы инверсии направления смещений по Центральному разлому, изменению поля напряжений в зоне этого разлома и смене кинематического типа этого крупного тектонического нарушения (см. рис.5.20).

Третья фаза активизации (ускорения) неотектонических движений на территории Беларуси приурочена к среднему плейстоцену. Среднеплейстоценовая фаза отчетливо появилась в скоростях и характере кинематики Центрального и других (Восточно-Краснослободского, Листопадовичского, Погостского и так далее) разломов на площади Старобинского месторождения. Кроме того, как было более подробно показано в главах 4 и 5, значительная часть локальных структур, особенно в северных и северо-западных районах Беларуси сформировалась преимущественно в результате движений по активным разломам в среднем плейстоцене (см. рис. 5.3-5.8).

Активизация многих разрывных нарушений в среднем плейстоцене, скорее всего обусловлена сочетанием нескольких причин: начавшимся в гольштейнском (александрийском, лихвинском) межледниковье (около 400 тыс. лет назад) континентальным рифтогенезом в Восточной Балтике, валахской (пасаденской) активизацией тектонических движений Альпийско-Карпатского орогена (см. рис. 6.2), периодически возобновлявшейся гравитационной и динамической нагрузкой на субстрат древнематериковых ледниковых покровов, мощность которых могла достигать первых км. Определенное влияние на среднеплейстоценовое «оживление» разломов могло оказать и резкое нарастание интенсивности и контрастности тектонических движений в пределах Кавказского орогена, достигшее максимума на рубеже раннего и среднего плейстоцена (апшерон). При этом следует подчеркнуть, что рассчитанные по амплитуде относительных смещений по Центральному и другим активным разломам на территории Беларуси, значения скоростей вертикальных движений для среднего плейстоцена (20-25 м/млн. лет и более) оказались значительно выше по сравнению со временем среднемиоценовой фазы неотектонической активизации разрывных нарушений (около 10 м/млн. лет для Центрального разлома).

Выделенные по геологическим данным три подстадии новейшей стадии киммерийско-альпийского этапа и совпадающие с границами этих геохронологических интервалов фазы неотектонической активизации хорошо коррелируют с известными по многим работам геоморфологическими (морфотектоническими) циклами развития Западно-Европейской платформы и Восточно-Европейского кратона (рис.6.3). Из рис. 6.3 следует, что количество и временные рамки геоморфологических циклов, установленных по изменению характера эрозионно-аккумулятивных процессов в олигоцене-антропогене, довольно точно соответствует числу выделенных на территории Беларуси новейших формаций и стратиграфическим интервалам их накопления, а фазы активизации совпадают со сменой знака (направленности) региональных неотектонических движений [7, 134].

6.4. Новейший тектогенез и эволюция гидросети и подземной гидросферы

Неотектонические процессы, приведшие к формированию новейшего структурного плана в регионе, непосредственно повлияли как на эволюцию гидрографической сети , так и на характер подземной гидросферы территории Беларуси. Обычно распределение и режим гидрографической сети в области древнематерикового оледенения, в пределах которой расположена и Беларусь, объясняют особенностями рельефа и климата. Как показали выполненные исследования, важную роль в развитии рек и озер сыграли и неотектонические движения. Это отмечали для ряда участков Днепра, Припяти, Березины, Немана 3.А. Горелик, С.С. Коржуев, Ю.А. Мещеряков, Г.И. Горецкий, А.В. Матвеев и др. Однако в связи с недостаточной неотектонической изученностью региона основное внимание акцентировалось на соотношении аномальных участков речной сети и локальных структур. В последние годы были получены новые данные по рассматриваемой проблеме [155, 164].

Территория Беларуси отличается густой сетью рек и озер. Общая протяженность рек превышает 51 тыс. км, а их количество приближается к 3 тыс. Число озер - 10780, из них 279 имеют площадь более 1 км². Суммарная площадь озер близка к 2000 км², а объем воды около 6 км³. Реки относятся к бассейнам Черного (система Днепра) и Балтийского (системы Западной Двины, Немана, Буга и Ловати) морей. Система р.Днепр в плане имеет древовидную форму. Осевое положение в ней занимают правые притоки Днепра - Березина и Друть. Сам Днепр и его левый приток Сож образуют восточные ветви «кроны», западную ветвь формирует Припять с многочисленными притоками. Все эти ветви сходятся в узкой полосе в пределах Приднепровской низменности на юго-западе Беларуси. Следовательно, южная часть низменности служит своеобразным сосредоточием стока поверхностных вод с большей части территории Беларуси в Черное море. Гидрографическая сеть бассейна Балтийского моря отличается более сложным рисунком. Основные водные артерии (Западная Двина, Неман, Буг и др.) субпараллельны друг другу и ориентированы преимущественно в северо-западном направлении. Несмотря на относительно небольшую протяженность, речные системы сохраняют самостоятельность, впадая в разные заливы Балтийского моря.

Главный водораздел бассейнов Черного и Балтийского морей в целом протягивается с северо-востока на юго-запад и делит территорию Беларуси на две неравные части, большая из которых принадлежит Черноморскому бассейну. Линия водораздела отчетливо прослежива­ется в пределах Белорусской гряды и едва уловима в Белорусском Полесье. На отрезке Орша-Докшицы ее ориентировка близка к широтной, затем она резко поворачивает к югу и продолжается в субмеридиональном направлении до Копыля, далее главный водораздел имеет юго-западное простирание с локальным изгибом к северо-западу в районе Березы и Пружан.

Озерные водоемы на территории региона размещены неравномерно. Особенно они многочисленны на севере республики (Белорусское Поозерье). Здесь в некоторых районах (Браславском, Ушачском) на озера приходится около 10% территории. Из десяти наиболее крупных озер, площадь каждого из которых превышает 20 км², в Белорусском Поозерье расположены восемь (Нарочь, Освейское, Дрисвяты, Дривяты, Лукомльское, Нещердо, Снуды, Свирь) и лишь два - в Белорусском Полесье (Червоное, Выгоновское). Большинство крупных водоемов имеет неправильные или изометричные очертания. Часть небольших озер группируется в линейно вытянутые системы протяженностью до нескольких десятков км (Черствяты, Отолово, Паулье и др.).

Выявленные особенности неотектоники региона позволили по новому взглянуть на многие важные стороны поведения гидросети. Установленные закономерности следует рассматривать с двух позиций: общей, позволяющей раскрыть региональные черты размещения и формирования рек и озер, и частной, дающей возможность объяснить локальные особенности гидрографии.

Самой общей чертой гидрографической сети служит ее принадлежность к бассейнам двух морей - Черного и Балтийского. Судя по неотектоническим и палеогеографическим данным, оформление этих бассейнов произошло сравнительно недавно, главным образом на рубеже неогена и плейстоцена, а возможно, и позднее (в среднем плейстоцене). Как свидетельствует анализ распространения и строения озерных и аллювиальных отложений буроугольной и глинисто-алевритовой формаций (см. рис.3.4), в миоцене и плиоцене основной сток осуществлялся на юг и юго-запад, в сторону наиболее опущенных участков Мазурской и Подлясско-Брестской впадин и Припятского прогиба.

Формирование Черноморско-Балтийского водораздела совпало с образованием неотектонической моноклинали, связанной, по-видимому, с начальными этапами оформления котловины Балтийского моря. Это событие коррелируется с появлением в Скандинавии в плейстоцене ледниковых покровов. В дальнейшем тенденция к прогибанию Балтики сохранилась вплоть до наших дней, вызывая постепенное смещение главного водораздела к юго-востоку; многие же детали конфигурации водораздела были обусловлены характером ледниковой аккумуляции и гляциотектоники. Судя по геологическим данным, возникновение неотектонического моноклинального перекоса предопределялось не только развитием котловины Балтийского моря, но и одновременным воздыманием Центрально-Европейской зоны поднятий и Украинской антеклизы (вероятно вследствие динамического воздействия Альпийско-Карпатского орогена), а также Воронежско-Тверской антеклизы и смежных с ними участков.

Такой характер неотектонических движений определил общий рисунок гидрографической сети и главные направления стока. Тенденция к прогибанию Балтики объясняет характерную северо-западную ориентировку большинства рек Балтийского бассейна, а близость моря и многочисленные локальные структуры, свойственные Литовско-Эстонской моноклинали, привели к сосуществованию нескольких самостоятельных речных систем (Немана, Западной Двины, Буга и др.).

В отличие от этого реки Черноморского бассейна образуют одну (Днепровскую) систему. Ее древовидная форма хорошо вписывается в рисунок изобаз новейших вертикальных движений. Более интенсивное поднятие юга и востока Беларуси оставило рекам системы Днепра единственную возможность выйти за пределы региона через своеобразные ворота на южном окончании Березинского структурного залива. В этой связи находят объяснение дуговидные очертания долин Беседи, Сожа, Днепра, Припяти и других рек, огибающих основные площади неотектонического воздымания.

Как известно, водность и размеры реки во многом зависят от условий разгрузки подземных вод (грунтового питания). В свою очередь объем притока подземных вод в речную долину значительно выше на склонах и у подножий воздымающихся структур. Именно таким положением относительно наиболее поднятых неотектонических структур - Припятской ступени и Воронежско-Тверской антеклизы, - можно объяснить высокую полноводность Днепра и Припяти. С этих же позиций становится понятной лучшая разработанность долины Сожа по сравнению с долиной Днепра, так как в прошлом, когда зона поднятий имела меньшие размеры, Сож находился в более благоприятных условиях подземного питания.

Частные особенности конфигурации рек и расположения многих озерных водоемов нередко обнаруживают закономерную связь со структурами более мелкого ранга. Сопоставление неотектонического структурного плана с локализацией озер показало, что наиболее крупные из озерных водоемов расположены непосредственно над локальными неотектоническими поднятиями. Так, например, оз. Нарочь приурочено к локальному поднятию (Нарочанский купол), оз. Червоное - к центральной, наиболее приподнятой части Червоноозерского структурного носа, заметно обособленного от Припятской ступени. Этим водоемам свойственны изометричные очертания и сравнительно небольшие глубины. Поэтому можно допустить, что заложению озерных котловин способствовала повышенная трещиноватость пород, связанная с растягивающими усилиями на сводах положительных локальных структур. В близкой ситуации находится и ряд озер карстового генезиса на юго-западе Беларуси.

Наряду с этим на севере региона встречаются озера, приуроченные к отрицательным структурам, в частности расположенные в пределах Полоцкой мульды. В образовании оз. Палик в бассейне р. Березина, по-видимому, сыграло существенную роль подпруживающее влияние воздымающейся субширотно вытянутой седловины между двумя локальными поднятиями. В Припятском Полесье ряд небольших округлых озер (в том числе оз. Святое, см. главу 4, раздел 4.3) приурочен к сводам выщелачивающихся соляных куполов.

Выявляется тесная зависимость между строением, плановым расположением речных долин и локальными структурами. Именно этим объясняется резкий изгиб Днепра у Орши (см. рис. 4.15). При детальном изучении структуры погребенных слоев подобные соотношения легко устанавливаются для Припяти, Березины, Западной Двины и других рек и обычно позволяют использовать аномальные участки прямолинейных либо сильно меандрирующих русел в качестве индика­торов степени активности и знака движения современных тектонических структур. Спрямленность значительных фрагментов долин, схождение в одном месте двух разносторонних притоков главной реки, расположение на одной линии выпрямленных фрагментов долин разных рек служат основными линеаментами ландшафта и как правило связаны с ныне живущими разломами и разломными зонами.

Влияние локальных структур на поведение рек отчетливо прослеживается в области распространения соляных поднятий в Припятском прогибе. На площадях развития соляных куполов и антиклиналей находятся истоки ряда мелких водотоков. Нанесение известных соляных структур на карту гидрографической сети показало, что подавляющее большинство из них оказывает явное воздействие на распределение рек. Большое количество структур тяготеет к линиям водоразделов крупных рек (между речными системами Березины и Припяти, в меньшей степени между Припятью и Днепром). Своды еще большего числа структур находятся у водоразделов малых рек. Вершины многих структур огибаются водо­токами. Пересекаются же реками лишь немногим более 10% сводов соляных структур. При этом обнаруживается, что участки соляных подня­тий без отклонения русла секут только самые крупные реки (Днепр, Березина, Припять), тогда как мелкие и средние реки, как правило, огибают растущие соляные купола и другие антиклинали. По-видимому, в таких случаях сказывается мощность водотока, его способность достаточно быстро врезаться в деформируемую галокинетическими и суброзионными процессами современную поверхность.

В новейшее время на территорию Белоруссии неоднократно прони­кали ледниковые покровы, вызвавшие значительные преобразования в структуре верхних слоев платформенного чехла. Дислоцированные ледниками толщи антропогеновых и более древ­них отложений, а также ледниково-аккумулятивные образования, выраженные в рельефе в форме конечных морен, ока­зали непосредственное влияние на простирание водоразделов и рас­положение гидрографической сети.

Динамика краевой зоны ледникового покрова приводила к форми­рованию дугообразных комплексов, состоящих из расположенных с внешней стороны конечно-моренных поясов и генетически связанных с ними гляциодепрессий. Реки и озера, приспосабливаясь к такой струк­туре ледниковых образований, обычно наследовали гляциодепрессии и более узкие ложбины. Этим объясняется появление южных «свисаний» крупных рек в области древнематерикового оледенения. Такие дугообразные отклонения долин рек, подчеркивающие простирание конечно-моренных поясов, особенно ха­рактерны для Белорусской гряды. Генетически связанные ассоциации ложбин и конечных морен, названные вислами [123], образуют, напри­мер, среднее течение Немана и Гродненско-Новогрудский пояс конеч­ных морен, Вилия и Ошмянско-Минский пояс и др.

Для Белорусского Поозерья, отличающегося более молодым ледни­ковым рельефом, свойственны закономерные связи краевых форм не только с реками, но и с озерами. Чаще всего такие озерные котловины имеют вытянутую форму, значительные глубины и параллельны прости­ранию прилегающих к ним с дистальной стороны конечно-моренных гряд. Эти унаследованные озерами узкие ложбины образовались в ре­зультате изъятия (выдавливания и др.) материала, обусловившего фор­мирование конечных морен. Сочетание вытянутой озерной котловины с расположенной на ее борту конечно-моренной грядой, построенной из наклоненных в сторону озера пакетов дислоцированных пород, предложено обозначать свирью (по наименованию одного из крупнейших в Бело­руссии озер подобного типа- озеро Свирь в Мядельском районе Минской обл.) [123, 155]. Чаще такие озера и соединяющие их протоки протягиваются ду­гообразной цепью, обрамленной с внешней стороны положительными формами ледникового рельефа. Размеры дуги могут быть сравнительно небольшими: расстояние между ее плечами иногда составляет всего 4-5 км, общая протяженность 12-15 км. Нередко в пределах одного лед­никового комплекса отмечается серия дуг, концентрически вложенных друг в друга, например системы вытянутых озер Ушачской группы. В тех случаях, когда водоем размещается ближе к центру языковой де­прессии, озеро, как правило, имеет меньшую глубину и изометричные очертания.

Таким образом, данные по неотектонике дают богатую информацию для объяс­нения особенностей размещения и генезиса рек и озер. Поэтому такие данные должны являться обязательным элементом исследований струк­туры гидрографической сети и ее фрагментов, гидрологического режима водоемов и водотоков, использоваться при выяснении природы озерных котловин и речных долин, палеогеографических (особенно палеопотамологических) реконструкциях, поисках полезных ископаемых. Новей­шая перестройка структурного плана, появление регионального переко­са к Прибалтике, оформление Черноморско-Балтийского водораздела и другие палеогеографические изменения свидетельствуют о том, что гид­рографическая сеть еще на рубеже неогена и антропогена существенно отличалась от современной, которая наследует ее лишь фрагментами. Ряд важных черт строения и расположения речных долин и озерных котловин непосредственно отражает структуру ледниковых покровов.

Проблема эволюции подземной гидросферы в новейшее время освещена в специальной работе А.В.Кудельского, В.И.Пашкевича, А.К.Карабанова и др. [150]. Очевидным следствием формирования крупных неотектонических структур и появления нового регионального уклона к северо-западу (Литовско-Эстонская моноклиналь) стало изменение уклонов и скоростей движения подземных вод. Еще большее воздействие на подземную гидросферу Беларуси и особенно ее верхнюю гидродинамическую зону оказали материковые средне-позднеплейстоценовые оледенения. С ледниками связана значительная гляцигенная переработка структуры слоев верхней части платформенного чехла, активизация многих разрывных нарушений, накопление отложений ледниковой формации, кровлей которых является современный рельеф.

Образование занимающих наиболее высокий гипсометрический уровень крупных конечно-моренных возвышенностей и других форм краевого

ледникового рельефа предопределило существенную пере­стройку верхней гидродинамической зоны, структуры и мощностей слоя пресных под­земных вод. Возникновение значительной разницы в гипсо­метрическом положении высокоподнятых возвышенностей и смежных с ними низин означало появление областей высоких гидростатических напоров то есть, областей высоконапорного водного питания для более древних геологических формаций.

Поэтому для позднеоллигоцен-четвертичной эволюции подземной гидросферы Беларуси самой важной является средне-позднеплейстоценовая подстадия, с которой связано окончательное фор­мирование близкой к современной структуры зоны активного водообмена. Пространственная структура слоя пресных подземных вод (рис. 6.5) сфор­мирована в результате совместного проявления сложного комплекса тектонических и гидро­геологических процессов. Большинство выявленных районов с минимальными мощностями слоя пресных вод согласуется с зонами сочленения относительно более подня­тых неотектонических структур (Припятской и Смоленской ступеней).

Некоторые участки минимальной (до 100-150 м) мощности слоя пресных вод объясняются восходящим движением вод повышенной минерализации из глубоко залегающих водоносных горизон­тов за счет воздействия гидростатического напора в бортах речных долин (Западно-Двинская зона раз­грузки подземных вод).

Обширная зона осолонения подземных вод и соответственного сокращения толщины пресного слоя над зоной выклинивания водоупорной гипсо-ангидритовой пачки наровского горизонта девонских отложений скорее всего предопределена миграцией минерализованных вод из-под кромки этой пачки вследствие неотектонического перекоса («опрокидывания») к западу водо- и рассолоносных комплексов Ор­шанской впадины под влиянием относительного поднятия Смоленской ступени Воронежско-Тверской антеклизы (Березинская зона разгрузки подземных вод).

По механизму перекоса-«опрокидывания» (в данном случае рассолоносных комплексов Припятского прогиба на север) сформирована и мощная Северо-Припятская зона разгрузки глубин­ных вод, приуроченная к Северо-Припятскому разлому и проявляющаяся гидрогеохимическими аномалиями. При этом отсутствие явных признаков разгрузки высокоминерализованных подземных вод и гидрогеохимических аномалий в зоне Южно-Припятского разлома свидетельствует, по-видимому, о сжатии зо­ны разлома вследствие горизонтального стресса со стороны Украинской антеклизы и, - в более широком аспекте, - Кар­патского орогена. Уборть-Птичская зона разгрузки подземных вод закономерно объясняется раздвиговой составляющей и дополнительныь растяжением меридионально ориентированных «раскрытых» активных разрывных нарушений в условиях регионального субмеридионального сжатия (см. главу 5, раздел 5.4). Обширная область аномально высоких мощностей слоя пресных подземных вод (более 450 м, местами до 1000 м) также расположена достаточно закономерно и коррелирует с наиболее опущенной в пределах Беларуси частью Литовско-Эстонской моноклинали. Здесь установлены максимальные (до 300 м) мощности отложений ледниковой формации (см. рис. 3.5-3.6), вся толща которых как правило характеризуется пресными подземными водами.

Повышенная толщина слоя пресных подземных вод на территории Беларуси в целом можно объяснить двумя факторами: региональным неотектоническим поднятием и формированием в среднем и позднем плейстоцене крупных ледниково-аккумулятивных возвышенностей (Волковысская, Новогрудская, Минская, Ошмянская, Оршанская, Витебская и др.), с которыми связано появление об­ласти (зоны) дополнительных гидростатических напоров, обеспечивших интенсивное промывание большей части разреза платформенного чехла вплоть до верхней трещиноватой зоны фундамента. Глубокому промыванию локальных зон способствовала активизация разломов. Именно неотектоническим «оживлением» контролирующих долину р. Буг разломов, обеспечивших разгрузку первично-морских седиментационных вод кембрия, ордовика и силура в речную систему Буга, можно объяснить аномально мощный (до 1 км) пресноводный гидрогеохимический разрез отложений Подлясско-Брестской впадины в пределах Кустинской и Прибугской площадей (см. рис. 6.5).