Введение (стр. 1 )

ВВЕДЕНИЕ

Геология России изучает геологическое строение отдельных районов страны: их стратиграфию, структурные элементы и оценку перспектив полезных ископаемых. Региональная геология тесно связана с исторической и общей геологией, структурной геологией и петрографией. Изучение этой дисциплины требует умения читать и разбираться в тектонических геологических картах.

Основными задачами геологии России являются:

Изучение геологического строения отдельных областей России и ближнего зарубежья Установление истории и закономерностей их геологического развития Выявление геологических условий распространения и формирования полезных ископаемых

Все исследования проводятся комплексно и включают следующие моменты:

Определение стратиграфической последовательности и возраста Изучение литологического состава и условий Изучение интрузивных и эффузивных магматических образований, метаморфических пород и тектоники Определение этапов формирования геологического строения территории Изучение месторождений полезных ископаемых и геологических обстановок их размещения Обобщение результатов комплексного изучения геологического строения территории и выявление приуроченности полезных ископаемых к различным литолого-стратиграфическим комплексам Выявление связи формирования полезных ископаемых с влиянием различных факторов и процессов Предоставление научного прогноза вероятности распространения полезных ископаемых в пределах изучаемого района

1. СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ ПО ГЕОФИЗИЧЕСКИ ДАННЫМ

Земля разделена на 3 геосферы: земную кору, мантию и ядро.

Ядро – центральная, наиболее глубокая геосфера. Средний радиус 3500 км, в то время как радиус Земли – 6378 км. Ядро делится на внешнее (жидкое) и внутреннее (твердое). Внешнее ядро имеет плотность 10 г/см3, в то время как внутреннее – 12,5 г/см3. Температура в центре ядра 5000 °C, давление 361 МПа. Граница между мантией и внешним ядром находится на глубине 2900 км, называется границей Вихерта-Гутенберга.

Мантия располагается между земной корой и ядром в пределах 35-2900 км. Граница между мантией и земной корой называется границей Мохоровичича. Мантия делится на верхнюю и нижнюю. Нижняя мантия распространена на глубинах 670-700 км, граница между ней и верхней мантией определена по скачку скорости сейсмических волн. Верхняя сложена ультраосновными породами типа перидотита, ее плотность 3,3 г/см3, скорость сейсмических волн 8-9 км/с. Внутри верхней мантии на глубине 100-150 км располагается слой вязкого вещества – астеносфера, с которой связаны тектоника, магматизм и другие эндогенные процессы.

("1") Земная кора – верхняя каменная оболочка Земли. Она сложена магматическими, метаморфическими и осадочными породами. Мощность земной коры от 7-8 км. Выделяют два типа земной коры: океанический и континентальный. Кроме того выделяют еще два переходных типа земной коры: субконтинентальную и субокеаническую.

Континентальная кора развита в пределах материков, характеризуется полным разрезом в пределах которого выделяется три слоя: осадочно-вулканогенный, гранитно-метаморфический и базальтовый.

Осадочно-вулканогенный слой сложен горизонтально и полого залегающими терригенными карбонатами, хемогенными и осадочно-вулканическими породами. Толщина слоя до 25 км, плотность пород 1,7-2,55 г/см3, скорость продольных сейсмических волн 3,5-5 км/с.

Гранитно-метаморфический слой сложен гранитоидами и метаморфическими образованиями, интрузивами кислого, среднего и основного состава. Выходит на поверхность в щитах и складчатых областях. Толщина слоя 10-20 км, плотность пород 2,65-2,75 г/см3, скорость продольных волн 5,5-6,3 км/с.

Базальтовый слой или гранит-базитовый сложен глубоко метаморфизованными породами гранулитовой фации и интрузивами основного и ультраосновного состава. Толщина слоя 15-20 км, плотность пород 2,9-2,95 г/см3, скорость продольных волн 6,5-7,3 км/с.

Между подошвой осадочного и кровлей гранитного слоев выделяется граница со скоростью продольных волн 6,2 км/с. Между подошвой гранитного и кровлей базальтового слоев выделяется граница Конрада, здесь скорость продольных волн 6,8 км/с. Между подошвой базальтого и верхней мантией – граница Мохоровичича, скорость волн 8,2 км/с.

Океаническая кора развита в пределах дна Мирового океана. Отличается от континентальной коры более простым строением (нет гранитного слоя) и меньшей мощностью (5-12 км). В ее составе выделяется также три слоя: осадочный, базальтовый и габбро ультрабазитовый.

Осадочный слой образован рыхлыми морскими осадками. Мощность до 1,5 км, скорость продольных волн 2,4 км/с.

Базальтовый слой образован базальтовыми лавами с подушечной отдельностью. Мощность 1-2 км, скорость продольных волн 4-6 км/с.

Габбро ультрабазитовый слой образован основными породами насыщенными ультраосновными интрузиями (габбро, пироксениты). Мощность 5 км, скорость продольных волн 6,4-7 км/с. Под этим слоем находится мантия.

Кора субокеанического типа развита в пределах котловин, окраин и внутриконтинентальных морей. Отличается от океанической коры большей мощностью осадочного слоя (10-20 км). Кора субконтинентального типа характерна для окраинных морей и островных дуг. Отличается от континентальной коры меньшей мощностью (25-30 км) и не четкой границей между гранитным и базальтовым слоем.

По степени тектонической активности в земной коре выделяют 2 типа участков: платформы – устойчивые, малоподвижные участки земной коры; и геосинклинали – чрезвычайно подвижные зоны.

2. ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ ГОРНО-СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

(ГЕОСИНКЛИНАЛИ, ГОРНО-СКЛАДЧАТЫЕ СООРУЖЕНИЯ)

Геосинклиналь – длинный (десятки и сотни километров) относительно узкий и глубокий прогиб земной коры, возникающий на дне морского бассейна, обычно ограниченный разломами и заполненный мощными толщами осадочных и вулканических пород. В результате длительных и интенсивных тектонических деформаций превращается в сложную складчатую структуру — часть горного сооружения.

По степени развития магматизма выделяют два типа геосинклинальных зон: эвгеосинклинали («вулканические») и миогеосинклинали («невулканические»). Эвгеосинклинали закладываются над глубинным разломом и представляют собой глубокий прогиб с интенсивным проявлением эндогенных процессов (Восточный Урал). Миогеосинклинали закладываются в приплатформенной части и являются менее активными (Западный Урал).

Геосинклинали закладываются либо на океанической земной коре (в базальтовом слое), либо на континентальной (также в базальтовом слое) в результате ее раздвига с обнажением при этом базальтового слоя или верхней мантии.

В развитии геосинклинали выделяют два этапа: главный и орогенный. В каждом этапе выделяется две по две стадии. В главном этапе это стадия начального погружения и собственно геосинклинальная стадия. В орогенном этапе – ранняя и поздняя орогенная стадии.

Главный этап (геосинклинальный) начинается стадией начального погружения в условиях растяжения литосферных плит. Геосинклиналь в это время представляет собой углубляющийся морской бассейн, с эвгеосинклинальной и миогеосинклинальной зонами, разделенными геоантиклинальным поднятием. Наиболее активна эвгеосинклинальная зона. Формирующие ее глубинные разломы обычно достигают мантии и служат путями проникновения базальтовой магмы. Узкий и очень глубокий прогиб, возникающий вдоль разломов, заполняется морскими осадками. На стадии начального погружения в эвгеосинклинали господствует региональный метаморфизм в условиях высоких давлений (12∙10x - 13∙10x Па) и температур (850-900 °C). Образуются эклогитовые, жадеитовые и глаукофановые породы. В миогеосинклинали на стадии начального погружения формируется аспидная формация (глинистые сланцы и песчано-глинистые породы) умеренной мощности, магматические породы обычно отсутствуют, степень метаморфизма низкая и проявляется в образовании мусковит-хлоритовых и биотит-хлоритовых пород. Стадия начального погружения заканчивается складчатостью, охватывающей эвгеосинклиналь.

Орогенный этап начинается ранней стадией. На месте эвгеосинклинали и осевой геосинклинали воздымается молодое гранитизированное складчатое сооружение. Компенсируя крупные воздымания, на месте миогеосинклинали между платформой и складчатым сооружением закладывается краевой прогиб, над срединными массивами возникают межгорные впадины. Орогенный этап сопровождается складчатостью с образованием крупных и шарьяжей. Возникает сложно построенное складчатое сооружение с резко расчлененным горным рельефом. Метаморфизм на поздней стадии угасает. Постепенно складчатое сооружение утрачивает тектоническую активность, подвергается активным процессам эрозии и денудации и после разрушения горных систем превращается в основанием платформ.

("2") Главнейшие геологические события, связанные с завершающей складчатостью, происходили на рубеже архея и раннего протерозоя (беломорская складчатость), в конце раннего протерозоя (карельская складчатость), в конце позднего протерозоя (байкальская складчатость), в конце среднего кембрия (салаирская складчатость), в ордовике (каледонская складчатость), в карбоне-перми (герцинская слкдачатость), во второй половине мезозойской эры (мезозойская складчатость), в четвертичном периоде в конце неогена (альпийская складчатость).

3. ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ПЛАТФОРМ

Платформы представляют собой ядра материков и занимают большие части их площади, порядка млн. км2. Они слагаются типичной континентальной корой мощностью 35-45 км. Литосфера в пределах платформ имеет мощность до 200 км и более. Платформы бывают изометричные и полигональные. Значительные площади в их пределах покрыты осадочным чехлом мощностью 3-5 км, в наиболее глубоких прогибах – 10-12 км и до 20 км. На участках не покрытых осадочным чехлом на поверхность выступает фундамент платформы, сложенный метаморфическими и интрузивно-магматическими породами с преобладанием гранитов. Платформы характеризуются равнинным рельефом с низменностями и плоскогорьями. Некоторые их части могут быть покрыты мелким эпиконтинентальным морем (Бальтийское, Белое). Платформы характеризуются низкой скоростью современных вертикальных движений, слабой сейсмичностью, отсутствием или редким проявлением вулканической деятельности, пониженным тепловым потоком.

Платформы подразделяются на крупные площади выхода на поверхность докембрийского фундамента – щиты и крупные площади, покрытые осадочным чехлом – плиты.

Щиты занимают крупные территории с поперечником часто более 1000 км. На протяжении истории они были устойчивы к поднятию и денудации, хотя временами ненадолго покрывались полностью или частично мелким морем (Балтийский щит в кембрии и селуре). Менее крупные и более длительное время занятые морем выступы фундамента называются массивами (Анабарский).

В пределах плит различают следующие структурные элементы второго порядка: антеклизы, синеклизы и авлакогены.

Антеклизы – крупные пологие поднятия фундамента сотни километров в поперечнике. Глубина залегания фундамента и соответственно мощность осадочного чехла в их сводовых частях обычно не превышает 1-2 км. Осадочный чехол сложен мелководными или континентальными отложениями с перерывами в осадконакоплении. Часто антеклизы осложнены сводами (Татарский свод Волго-Уральской антеклизы). Антеклизы встречаются как на древних, так и на молодых плитах.

Синеклизы – крупные пологие почти плоские впадины фундамента с глубиной его залегания до 3-5 км. Характеризуются более полным и глубоководным разрезом осадочного чехла. Синеклизы имеют обширные размеры, изометричные очертания и отлогие крылья. На гондванских платформах синеклизы не выражены и представляют собой изолированные впадины, окружающие выходы фундамента. Выделяют два особых типа синеклиз, приуроченных соответственно к низменностям и плоскогорьям.

Авлакогены – линейные грабен прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров, при ширине десятки километров, ограниченные разломами и выполненные мощной толщей осадков и вулканитов. Глубина залегания фундамента достигает 10-12 км. Являются древней и погребенной разновидностью континентальных рифтов. Часть авлакогенов со временем переходит в синеклизы, другая часть превращается в интрократонные складчатые зоны (валы), этот процесс называется тектонической инверсией.

Валы – платформенные структуры третьего порядка, развитые либо в осевых частях авлакогенов, либо в их бортах. Это пологие линейные поднятия протяженностью несколько десятков километров. Состоят из одного или нескольких рядов более мелких антиклинальных структур локальных поднятий. Высота валов не более первых десятков метров.

Флексура – тектоническая структура третьего порядка в виде ступенеобразного перегиба слоев горных пород. Отражает глубинное строение разлома. Развивается на склонах антеклиз и синеклиз (Жигулевская флексура).

Структурные элементы платформ низшего порядка – это локальные поднятия, соляные купола, гляциодислокации и др., осложняющие синеклизы, антеклизы и авлакогены.

4. ПОГРАНИЧНЫЕ СТРУКТУРЫ ПЛАТФОРМ И СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

Взаимоотношение платформенных и геосинклинальных областей обычно выражается тремя тектоническими формами: краевыми швами, краевыми прогибами, и реже – вулканическими поясами.

Тектоническая форма перехода зависит от особенностей процесса превращения геосинклинальной зоны в складчатую область.

Чисто морфологически, краевой шов прослеживается на границе геосинклинальной области и крупного выступа (щита) платформы и представляет собой узкую зону глубинных разломов, уходящих на сотни километров вглубь земной коры (каревой шов между Балтийским щитом и Норвежскими каледонидами).

Вулканические пояса закладываются на краевых частях молодой платформы и опоясывающей ее геосинклинали, находящейся в начальной стадии развития. Они характеризуются субсеквентным магматизмом и глыбовой тектоникой.

При соприкосновении погруженного участка платформы с геосинклинальной системой возникает краевой прогиб. Краевые прогибы накладываются на внешний край платформы и на окраинную часть геосинклинальной системы, поэтому они отличаются резкой ассиметричностью поперечного сечения и имеют складчатое и платформенное крылья с соответствующими дислокациями. Для краевых прогибов характерны определенные формации осадочных пород: флишеподобные молассы, барьерные рифы, соленосные, угленосные и континентальные молассы. В них широко развиты месторождения нефти, угля и солей.

5. ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ОКЕАНОВ

В пределах дна Мирового океана развита океаническая кора. Она отличается от континентальной коры более простым строением (нет гранитного слоя) и меньшей мощностью (5-12 км). В ее составе выделяется три слоя: осадочный, базальтовый и габбро ультрабазитовый.

("3") Осадочный слой образован рыхлыми морскими осадками. Мощность до 1,5 км, скорость продольных волн 2,4 км/с.

Базальтовый слой образован чередованием базальтовых лав с осадочными породами. Мощность 1-2 км, скорость продольных волн 4-6 км/с.

Габбро ультрабазитовый слой образован основными породами насыщенными ультраосновными интрузиями (габбро, пироксениты). Мощность 5 км, скорость продольных волн 6,4-7 км/с. Под этим слоем находится мантия.

Под океанами астеносфера имеет мощность 300-350 км, что в два раза толще, чем под континентами. Залегает она на глубине 50-60 км, что вдвое выше, чем под континентами.

Ограниченное развитие в пределах океанов имеет земная кора субконтинентального и субокеанического типов. Кора субокеанического типа развита в пределах котловин, окраин и внутриконтинентальных морей. Отличается от океанической коры большей мощностью осадочного слоя (10-20 км). Кора субконтинентального типа характерна для окраинных морей и островных дуг. Отличается от континентальной коры меньшей мощностью (25-30 км) и не четкой границей между гранитным и базальтовым слоем.

На дне Мирового океана выделяют следующие структурные элементы: подводные окраины материков, переходные области, ложе океана и срединно-океанические хребты.

Подводные окраины материков являются продолжением материковых структур, погруженных на небольшую глубину в области шельфовых морей. Обычно они являются продолжениями платформ (Баренцево море). Выделяют три типа подводных континентальных окраин: атлантический, андский и зондский. Они различаются характером переходной зоны от континента к океану.

Атлантический (пассивный) тип окраин. Характерен для Атлантического, Северного Ледовитого и части Индийского океанов. Характеризуется спокойной обстановкой. В этом типе выделяют область шельфа, континентальный склон и материковое подножие.

Андский (активный) тип. Характерен для восточного побережья Тихого океана. Непосредственный переход от молодых горных сооружений к ложу океана через глубоководный желоб.

Зондский (активный) тип. Характерен для западного побережья Тихого океана. Переход к ложу океана характеризуется наличием островных дуг, окраинных морей и глубоководным желобом. Эти системы отождествляют с современными геосинклиналями.

Окраинные моря резко ассиметричны. Со стороны материка дно погружается постепенно, максимальные глубины располагаются возле островной дуги.

Островные дуги – сооружения с еще незавершенной складчатостью, вдоль которых расположены цепочки действующих вулканов, извергающих преимущественно андезитовую лаву.

Глубоководные желоба – узкие (2-5 км) и глубокие (8-11 км) впадины, связанные с глубинными разломами, пологопадающими под материк на глубину до 700 км (зоны Беньофа-Заварицкого). Они служат структурной грацией между материками и океанами, на которой происходит смена земной коры, континентальной и океанической. Глубоководные желоба испытывают сжатие.

Ложе океанов включает океанические платформы – талассократоны – с изометричными впадинами и валообразными поднятиями. Океанические платформы иногда осложнены вулканическими сооружениями: гайотами – потухшими вулканами, не выстуающими над уровнем моря, и поднятиями, связанными с вулканами и поднимающимися со дна моря на высоту 9-10 км.

В 60-х годах XX века в океанах была открыта планетарная система срединно-океанических хребтов протяженностью 80 тыс. км. Вдоль оси хребтов обычно протягиваются узкие (5-25 км) и глубокие ущелья с крутыми склонами – рифтовые зоны, окаймленные системой глыб. Для рифтовых зон характерны ультраосновные и основные породы, активный вулканизм и сейсмичность с мелкими очагами. К ним приурочены интенсивные тепловые потоки и рассолы, в которых концентрация многих элементов в 1000 раз больше, нежели в океанической воде. Рифтовые зоны океанов испытывают растяжение. Система срединно-океанических хребтов пересечена серией поперечных (трансформных) разломов, продолжающихся в соседние структурные элементы и на континенты.

6. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ РОССИИ

Тектоническое районирование по возрасту завершающей складчатости в современном понимании основано на идее направленного геосинклинального развития земной коры, которое идет от коры океанического типа к коре материкового типа и завершается формированием «гранитного» слоя. Время формирования «гранитного» слоя в различных регионах территории России различно и связано с основными эпохами складчатости. По этому признаку на современных тектонических картах выделены следующие области складчатости: докембрийская (древние платформы), байкальская, салаирская (раннекаледонская), каледонская, герцинская (варисцийская), мезозойская, ларамийская, альпийская и кайнозойская.

7. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГРАНИЦЫ, ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ, ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ФУНДАМЕНТА, ПЕРЕХОДНОГО КОМПЛЕКСА И ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА)

Кристаллические щиты:

Балтийский (AR) ("4") Украинский (AR)

Краевые прогибы:

Предкарпатский (KZ) Преддобрудженский (KZ) Предуральский (C1-P1)

Антеклизы:

Воронежская (D3) Белорусская (PR-D3) Волго-Камская. Она включает в себя следующие структуры:

Своды:

  Токмовский (C3-P2KZ) с Окско-Цнинским валом (C3) Татарский (P2KZ) с Тумазинским валом (P2KZ) и Мелекесской впадиной (N2) Жигулевско-Пугачевский (C-P2) с Жигулевским валом (C) Пермско-Башкирский (P1-P3U-KZ) с Уфимским валом (P1A-AR) Коми-Пермяцкий погребенный (C-P) с Колвинским и Камско-Вишерским валами

Валы:

Вятский Оренбургский (C-P)

Впадины:

Верхнее-Камская

("5") Прогибы:

Ульяно-Саратовский (P1-P2) Большекинельская система (D3)

Синеклизы:

Московская (V-C2-T1-K1) с Мезеньской (PZ1) и Среднерусской (T1-K1) впадинами Балтийская (D3fm-P2) Прикаспийская (PZ-MZ-KZ) с Астраханским (P1kg) и др. соляными сводами Украинская (MZ-KZ)

Авлакогены и прогибы:

Пачелмский (PR-PZ) Припятский (PR-PZ) Днепрово-Донецкий (PR-PZ)

Впадины:

Причерноморская (N1) Львовская (PZ1)

Седловины:

Латвийская (D3fr)

Разломы:

Главный Восточно-Европейский

Восточно-Европейская платформа занимает большую часть Европейской России и Украины, Белоруссии, Прибалтики, а также территории Финляндии, Швеции, Дании, Норвегии, Польши и Румынии.

("6") Восточная граница платформы проходит по Предуральскому прогибу, начиная от Полюдова Камня до Кара-Тау и до междуречья Урала и Сакмары. На юге платформа граничит с эпигерцинскими плитами: Скифской и Туранской. На юго-западе Восточно-Европейская платформа граничит с альпийским Предкарпатским краевым прогибом. На северо-западе граница платформы проходит вдоль подножий каледонских складчатых областей Скандинавии. Северная граница платформы соприкасается с байкальской складчатой системой, включающей Тимман, полуострова Канин, Рыбачий и Варангер.

В строении Восточно-Европейской платформы выделяется древний дорифейский (карельский, более 1600 млн. лет) складчатый кристалличнский фундамент и спокойно залегающий на нём осадочный (эпикарельский) чехол.

Кристаллический фундамент Восточно-Европейской платформы сложен глубокометаморфизованными архейскими и нижнепротерозойскими образованиями. Он обнажается в Балтийском и Украинском щитах и в пределах Воронежской антеклизы.

Архей северной части Кольского полуострова – Кольский комплекс (как и беломорский) сложен глубокометаморфизованными породами – гнейсами и амфиболитами. Среди них встречаются магнетитовые сланцы и кварциты. Архейские породы подвержены интенсивной мигматизации и гранитизации. Их абсолютный возраст млн. лет.

На Украинском щите архей обнажается в Приднепровском, Подольском и Конотопском массивах, где он представлен гнейсами, мигматитами, амфиболитами днепровского и белозерского комплексов. Породы гранитизированы и мигматизированы, в них встречаются скопления графита и железитсых кварцитов. Абсолютный возраст млн. лет.

На Воронежской антеклизе фундамент залегает на небольшой глубине. Архей сложен интенсивно метаморфизованными, в разной степени гранитизированными фемическими вулканогенными образованиям – гранат-биотит-плагиоклазами, амфибол-биотит-плагиоклазовыми гнейсами, покровами метабазитов (обоянский и михайловский комплексы). Породы прорваны интрузиями основного и кислого состава с абсолютным возрастом млн. лет.

Нижнепротерозойские складчатые комплексы слагают узкие прогибы и зоны опускания между поднятыми блоками архейского фундамента. Нижний протерозой сложен комплексом гнейсов, образовавшихся при метаморфизме осадочных глинисто-песчанистых пород, а также кислых и средних вулканических пород. Мощность 8-10 км.

Кроме того, породы докембрийского фундамента вскрыты скважинами во многих синеклизах Русской плиты, где их состав аналогичен докембрийским образованиям щитов.

Строение осадочного чехла. В истории геологического развития платформы и в формировании осадочного чехла выделяется несколько этапов, которые характеризуются сменой структурного плана и набора формаций в комплексах отложений. Выделяются три комплекса: вендско-нижнедевонский, среднедевонско-верхнетриасовый, нижнеюрско-кайнозойский. Время формирования этих комплексов отвечает этапам каледонской, герцинской и альпийской складчатости.

В составе осадочного чехла участвуют отложения от верхнего протерозоя (рифея) до антропогена. Самые древние породы чехла (нижний и средний рифей), представленные уплотнёнными глинами и песчанистыми кварцитами, присутствуют в Бугско-Подольской и Камско-Уфимской депрессиях, а также в Финляндии (иотний), Швеции и Норвегии (спарагмит) и других районах. В большинстве глубоких впадин и авлакогенов осадочные толщи начинаются средне - или верхнерифейскими отложениями (глины, песчаники, диабазовые лавы, туфы), в Днепровско-Донецком авлакогене – среднедевонскими породами (глины, песчаники, лавы, каменная соль), в Прикаспийской синеклизе возраст нижних частей осадочного чехла неизвестен. Осадочные толщи чехла нарушены местами пологими изгибами, куполообразными (своды) и удлинёнными (валы) поднятиями, а также сбросами.

8. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ФУНДАМЕНТА)

В строении Восточно-Европейской платформы выделяется древний дорифейский (карельский, более 1600 млн. лет) складчатый кристалличнский фундамент.

Фундамент выступает только на северо-западе (Балтийский щит) и юго-западе (Украинский щит) платформы. На остальной большей по размерам площади, выделяемой под названием Русской плиты, фундамент покрыт чехлом осадочных отложений. В западной и центральной части Русской плиты, лежащей между Балтийским и Украинским щитами, фундамент относительно приподнят и залегает неглубоко, образуя Белорусскую и Воронежскую антеклизы. От Балтийского щита их отделяет Балтийская синеклиза (протягивающаяся от Риги в юго-западном направлении), а от Украинского щита – система грабенообразных впадин Днепровско-Донецкого авлакогена, включающая Припятский и Днепровский грабены и заканчивающаяся на востоке Донецким складчатым сооружением. К юго-западу от Белорусской антеклизы и к западу от Украинского щита, вдоль юго-западной границы платформы, простирается окраинная Бугско-Подольская депрессия.

Восточная часть Русской плиты характеризуется более глубоким залеганием фундамента и наличием мощного осадочного чехла. Здесь выделяются две синеклизы – Московская, простирающаяся на северо-восток почти до Тимана, и ограниченная разломами Прикаспийская (на юго-востоке). Их разделяет сложно построенная Волго-Камская антеклиза. Её фундамент расчленён на выступы (Токмовский, Татарский и др.), разделённые грабенами-авлакогенами (Казанско-Сергиевский, Верхнекамский). С востока Волго-Камская антеклиза обрамлена окраинной глубокой Камско-Уфимской депрессией. Между Волго-Камской и Воронежской антеклизами располагается большой и глубокий Пачелмский авлакоген, сливающийся на севере с Московской синеклизой. В пределах последней на глубине обнаружена целая система грабенообразных впадин, имеющих северо-восточное и северо-западное простирание. Крупнейшие из них – Среднерусский и Московский авлакогены. Здесь фундамент Русской плиты погружён на глубину 3-4 км, а в Прикаспийской впадине фундамент имеет наиболее глубокое залегание (16-18 км).

В строении фундамента платформы участвуют смятые в складки сильно метаморфизованные осадочные и магматические породы, на больших пространствах превращённые в гнейсы и кристаллические сланцы. Выделяются площади, в пределах которых эти породы имеют очень древний архейский возраст, старше 2500 млн. лет (массивы Беломорский, Украинско-Воронежский, юго-западной Швеции и др.). Между ними расположены карельские складчатые системы, сложенные породами нижне - и среднепротерозойского возраста ( млн. лет). В Финляндии и Швеции им отвечают свекофеннские складчатые системы, а в западной Швеции и южной Норвегии несколько более молодая - дальсландская. В целом фундамент платформы, за исключением западной окраины (дальсландская и готская складчатые системы), образовался к началу позднего протерозоя (ранее 1600 млн. лет).

Формирование фундамента происходило в течение всего архея, раннего и среднего протерозоя ( млн. лет). 1650 млн. лет или рифей – начало формирования авлакогенов.

Нижний рифей сложен песчано-алевролито-глинистыми образованиями (Камско-Бельский, Абдулинский авлакогены). Мощность его 3-5 км. Средний рифей, как и верхний, также представлен песчано-алевролито-глинистыми образования. Мощность среднего рифея от 0,5-1,5 км до 2-3 км (Солигалечский-Яренский), верхнего рифея – 0,5-3 км.

Нижний венд сложен песчано-алевролито-глинистыми образованиями и тиллитами (Пачелмский, Оршанский, Волынский).

Среднерусский авлакоген является самой крупной и сложной системой растяжения, сформированной в позднем рифее к концу доплитного этапа развития Восточно-Европейской платформы.

Днепрово-Донецкий авлакоген. Сложен девонско-юрскими отложениями.

("7") Девонская система. Средний девон сложен маломощными песчаниками и аргиллитами прибрежного генезиса, верхний девон – вулканогенно-осадочной серией. Терригенные отложения прорваны в конце девона штоками и дайками щелочных пород. Мощность среднего и верхнего девона 500-700 м. По данным бурения верхний девон имеет мощность от 1-2 км на поперечных поднятиях и до 4-5 км в частных впадинах. В Припятской впадине девонские отложения представлены терригенно-сульфатно-карбонатными и соленосными осадками с прослоями горючих сланцев. Общая мощность верхнего девона в Припятской впадине составляет 2-4,5 км.

Каменноугольная система. Мощность карбона не превышает 0,5-1 км, в восточной части Днепрово-Донецкой областипри этом достигая 10-18 км. В Донбассе образуется три неравные по стратиграфическому объему и мощности части. Турнейский и нижневизейский ярусы сложены мелководной толщей (около 0,5 км), верхнвизейский до середины верхнего карбона – паралическая угленосная серия с частым переслаиванием сероцветных терригенных отложений. Верхняя часть верхнего карбона и гжельскоий ярус – безугольная пестроцветная терригенная толща (до 1 км).

Пермская система. Донецкий бассейн представлен чередованием терригенных, карбонатных и сульфатных пород, соленосной толщей. Общая мощность нижней перми на западной окраине Донбасса достигает 2-2,5 км, а в Днепрово-Донецкой и Припятской впадинах сокращается до первых сотен метров.

Триасовая система. Красноцветные песчано-конгломератовые толщи татарского яруса нижнего триаса несогласно залегают на пермских отложениях.

Юрская система. Батский ярус Донбасса сложен толщей туфов и туфобрекчий мощностю 0,3-0,5 км.

В позднем девоне происходит погружение Днепрово-Донецкого авлакогена, образование Донбасса на востоке на дорифейском метаморфическом фундаменте Украинского щита. На рубеже девона и карбона прекращается грабенообразование и в течение карбона происходит общее погружение, амплитуда которого постепенно возрастала к востоку от 0,5-1 км в Припятском сегменте до 3-5 км в Днепровском и до 10-18 км в Донецком сегменте. В каменноугольный период Донецкий бассейн представлял собой глубоко вдававшийся с востока между поднятиями Украинского щита и Воронежской антеклизы залив, периодически осушавшийся и вновь затоплявшийся морскими водами. Основной этап рифтогенеза был между поздним франом (370 млн. лет) и концом девона (360 млн. лет).

9. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ В ПЛИТНУЮ СТАДИЮ, ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА, ФОРМАЦИОННЫЕ КОМПЛЕКСЫ)

Строение осадочного чехла. В истории геологического развития платформы и в формировании осадочного чехла выделяется несколько этапов, которые характеризуются сменой структурного плана и набора формаций в комплексах отложений. Выделяются три комплекса: вендско-нижнедевонский, среднедевонско-верхнетриасовый, нижнеюрско-кайнозойский. Время формирования этих комплексов отвечает этапам каледонской, герцинской и альпийской складчатости.

В составе осадочного чехла участвуют отложения от верхнего протерозоя (рифея) до антропогена. Самые древние породы чехла (нижний и средний рифей), представленные уплотнёнными глинами и песчанистыми кварцитами, присутствуют в Бугско-Подольской и Камско-Уфимской депрессиях, а также в Финляндии (иотний), Швеции и Норвегии (спарагмит) и других районах. В большинстве глубоких впадин и авлакогенов осадочные толщи начинаются средне - или верхнерифейскими отложениями (глины, песчаники, диабазовые лавы, туфы), в Днепровско-Донецком авлакогене – среднедевонскими породами (глины, песчаники, лавы, каменная соль), в Прикаспийской синеклизе возраст нижних частей осадочного чехла неизвестен. Осадочные толщи чехла нарушены местами пологими изгибами, куполообразными (своды) и удлинёнными (валы) поднятиями, а также сбросами.

В первую половину раннего венда структурный план соответствовал позднерифейскому времени, отложения накапливались в пределах авлакогенов. Затем условия осадконакопления и структурные поля стали изменяться. Узкие прогибы расширились, на северо-западе платформы возникает субширотный Балтийский прогиб – Балтийская палеосинеклиза. Он занимал территорию Московской синеклизы, Мовийской седловины, Балтийскую и Львовскую впадины, Припятский прогиб. Обширный прогиб образовался западнее Украинского щита – Днестровский прогиб. Погружение испытывали и восточные районы платформы, а также центральная часть Прикаспийской впадины. Приподнятыми оставались Балтийский щит и Украинско-Воронежский массив. В позднем венде начинают формироваться огромные прогибы – синеклизы.

Мелководное море существовало только на западе платформы преимущественно во время раннего кембрия и занимало территорию Балтийского палеопрогиба и распространялось в сторону Литвы, Калининграда и Балтийского моря. Похожая ситуация наблюдалась и в течение ордовика и силура.

В среднедевонскую эпоху начинает формироваться новый структурный план, сохранившийся в общих чертах почти до конца палеозоя и характеризовавший герцинский этап развития платформы, в течение которого преобладали погружения, особенно в восточной ее половине, а тектонические движения отличались значительной дифференцированностью. Балтийский щит испытывал восходящие движения, а на юге платформы в среднем девоне образовался или регенерировался Днепровско-Донецкий авлакоген, расчленивший юго-западную часть Украинско-Воронежского массива на южную половину (Украинский щит) и северную (Воронежскую антеклизу). Максимальные погружения испытывали Прикаспийская синеклиза, Днепровско-Донецкий, Припятский и Днестровский прогибы. Северо-восточная часть Сарматского щита, в очертаниях современной Волго-Камской антеклизы вместе с Московской синеклизой, также была охвачена опусканием.