Где находится восточно европейская платформа на карте. Геологическое строение территории россии. Соотношение фундамента и чехла

ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА

История выделения

В 1894 г. А. П. Карпинский впервые выделил Русскую плиту, понимая под ней часть территории Европы, характеризующуюся стабильностью тектонического режима в течение палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Несколько раньше Эдуард Зюсс в своей знаменитой книге "Лик Земли" также выделил Русскую плиту и Скандинавский щит. В советской геологической литературе плиты и щиты стали считать составными единицами более крупных структурных элементов земной коры - платформ. В 20-х годах нашего века Г. Штилле для обозначения этой платформы употребил термин "Фенносарматия". Позднее А. Д. Архангельский ввел в литературу понятие "Восточно-Европейская платформа", указывая, что в ее составе могут быть выделены щиты и плита (Русская). Это наименование быстро вошло в геологический обиход, и отражено на последней Международной тектонической карте Европы (1982).

Когда в конце прошлого века А. П. Карпинский впервые обобщил все геологические данные по Европейской России, на ее территории не было ни одной скважины, достигшей фундамента, да и мелкие скважины насчитывались единицами. После 1917 г. и особенно после Великой Отечественной войны геологическое изучение платформы пошло вперед стремительными темпами, с использованием всех новейших методов геологии, геофизики, бурения. Достаточно сказать, что в настоящее время на территории европейской части СССР располагаются тысячи скважин, вскрывших фундамент платформы, а менее глубокие скважины насчитываются сотнями тысяч. Вся платформа охвачена гравиметрическими и магнитометрическими наблюдениями, а для многих районов имеются данные ГСЗ. В последнее время широко используются космические снимки. Поэтому в настоящее время мы располагаем огромным новым фактическим геологическим материалом, ежегодно пополняющимся.

Границы платформы

Границы Восточно-Европейской платформы чрезвычайно резкие и четкие (рис. 2). Во многих местах она ограничена прямолинейными зонами надвигов и глубинных разломов, которые Н. С. Шатский называл краевыми швами или краевыми системами, отделяющими платформу от обрамляющих ее складчатых сооружений. Однако не во всех местах границы платформы могут быть проведены достаточно уверенно, особенно там, где ее краевые участки глубоко погружены и фундамент не вскрыт даже глубокими скважинами.

Восточная граница платформы, трассируется под позднепалеозойским Предуральским краевым прогибом, начиная от Полюдова Камня, через Уфимское плато к выступу Каратау вплоть до междуречья рек Урал и Сакмара. Герцинские складчатые сооружения Западного склона Урала надвинуты в сторону восточного края платформы. К северу от Полюдова Камня граница поворачивает к северо-западу, проходит вдоль юго-западного склона Тиманского кряжа, далее к южной части

Рис. 2. Тектоническая схема Восточно-Европейской платформы (по А. А. Богданову, с дополнениями):

1 - выступы на поверхность дорифейского фундамента (I - Балтийский и II - Украинский щиты); 2 - изогипсы поверхности фундамента (км), обрисовывающие главные структурные элементы Русской плиты (III - Воронежская и IV - Белорусская антеклизы; V - Татарский и VI - Токмовский своды Волго-Уральской антеклизы; VII - Балтийская, VIII - Московская и IX - Прикаспийская синеклизы; X - Днепровско-Донецкнй прогиб; XI - Причерноморская впадина; XII - Днестровский прогиб); 3 - области развития соляной тектоники; 4 - эпибайкальская Тимано-Печорская плита, внешняя (а ) и внутренняя (б ) зоны; 5 - каледониды; 6 - герциниды; 7 - герцинские краевые прогибы; 8 - альпиды; 9 - альпийские краевые прогибы; 10 - авлакогены; 11 - надвиги, покровы и направление надвигания масс пород; 12 - современные границы платформы

полуострова Канин (западнее Чешской губы) и далее к полуострову Рыбачий, острову Кильдин и Варангер-фиорду. На всем этом пространстве рифейские и вендские геосинклинальные толщи надвинуты на древнюю Восточно-Европейскую платформу (в каледонское время). В пользу такого проведения границы заставляют склоняться геофизические данные, свидетельствующие о продолжении структур рифейских толщ Северного и Полярного Урала, так называемых доуралид, в северо-западном направлении в сторону Болынеземельской тундры. Это хорошо подчеркивается полосовыми магнитными аномалиями, резко отличающимися от мозаичных аномалий магнитного поля Русской плиты. Магнитный минимум, характеризующий рифейские сланцевые

Толщи Тимана, занимает и западную половину Печорской низменности, а восточная ее половина обладает уже другим, полосовым знакопеременным магнитным полем, сходным, по данным Р. А. Гафарова и А. К. Запольного, с аномальным полем зон развития вулканогенноосадочных рифейских толщ Северного и Полярного Урала 1 . Северо-восточнее Тимана фундамент Тимано-Печорской эпибайкальской плиты, представленный эффузивно-осадочными и метаморфическими породами рифея - венда (?), вскрыт рядом глубоких скважин.

Северо-западная граница платформы, начиная от Варангер-фиорда, скрыта под надвинутыми на Балтийский щит каледонидами северной Скандинавии (см. рис. 2). Амплитуда надвигания оценивается более чем в 100 км. В районе г. Берген граница платформы уходит в Северное море. В начале нашего века А. Торнквист наметил западную границу платформы по линии г. Берген - о. Бонхольм - Поморье - Куявский вал в Польше (Датско-Польский авлакоген), вдоль этой линии существует ряд кулисообразных разрывов с резко опущенным юго-западным крылом. С тех пор эта граница получила название "линии Торнквиста". Это "минимальная" граница платформы. Граница Восточно-Европейской платформы (линия Торнквиста) в районе о. Рюген поворачивает на запад, оставляя Ютландский полуостров в пределах платформы, и встречается где-то в Северном море с продолжением северной границы платформы, следующей вдоль фронта надвинутых каледонид и выходящей к Северному морю в Скандинавии.

От северной окраины Свентокшишских гор граница платформы прослеживается под Предкарпатским краевым прогибом, до Добруджи в устье Дуная, где она резко поворачивает к востоку и проходит южнее Одессы, через Сиваш и Азовское море, прерывается к востоку от Ейска в связи с заходом в тело платформы герцинского складчатого сооружения Донбасса и вновь появляется в Калмыцких степях. Надо отметить, что в том месте, где Карпаты на юге и на севере отворачивают к западу, платформа граничит с байкалидами (Рава - Русская зона). Несмотря на общую прямолинейность границ платформы в Причерноморье, она нарушена многочисленными поперечными разрывами.

Далее граница проходит южнее Астрахани и поворачивает к северо-востоку вдоль Южно-Эмбенской зоны разломов, которая трассирует узкий погребенный герцинский прогиб (авлакоген), сливающийся с Зилаирским синклинорием Урала. Этот Южно-Эмбенский герцинский авлакоген отсекает от платформы ее глубоко погруженный блок в пределах Устюрта, как предполагается по данным ГСЗ. От Актюбинского Приуралья граница платформы следует прямо к югу вдоль западного побережья Аральского моря вплоть до Барсакельмесского прогиба, где почти под прямым углом она поворачивает на запад, вдоль Мангышлакско-Гиссарского разлома. Существует также мнение, что в Северо-Устюртской глыбе фундамент имеет байкальский возраст, т. е. в юго-восточном углу платформы возникает почти такая же ситуация, как и в западном, что связано с неопределенностью возраста складчатого фундамента, погруженного на значительную глубину.

Таким образом, Восточно-Европейская платформа похожа на гигантский треугольник, стороны которого близки к прямолинейным. Характерной особенностью платформы является наличие по ее периферии глубоко опущенных впадин. С востока платформа ограничена

Герцинидами Урала; с северо-востока - байкалидами Тимана; с северо-запада - каледонидами Скандинавии; с юга - преимущественно эпигерцинской Скифской плитой Альпийско-Средиземноморского пояса, и только в районе Восточных Карпат к платформе вплотную примыкают складчатые цепи альпид, наложенные на байкалиды и герциниды.

Соотношение фундамента и чехла

Фундамент платформы сложен метаморфическими образованиями нижнего и верхнего архея и нижнего протерозоя, прорванными гранитоидными интрузиями. Отложения верхнего протерозоя, в составе которых выделены рифей и венд, относятся уже к платформенному чехлу. Следовательно, возраст платформы, устанавливаемый по стратиграфическому положению древнейшего чехла, может быть определен как эпираннепротерозойский. По мнению Б, М. Келлера и В. С. Соколова, к наиболее древним отложениям чехла Восточно-Европейской платформы может принадлежать и верхняя часть нижнепротерозойских образований, представленных полого залегающими толщами песчаников, кварцитов и базальтов, слагающими простые прогибы. Последние часто осложнены сбросами и местами приобретают форму широких грабенов. Области с байкальским фундаментом не следует включать в состав древней платформы.

Древнейший чехол платформы обладает некоторыми особенностями, отличающими его от типичного платформенного чехла палеозойского возраста. В различных местах платформы возраст древнейшего чехла может быть разным. В истории формирования платформенного чехла выделяются две существенно различные стадии. Первая из них, по А. А. Богданову и Б. М. Келлеру, отвечает, по-видимому, всему рифейскому времени и началу раннего венда и характеризуется образованием глубоких и узких грабенообразных впадин - авлакогенов, по Н. С. Шатскому, выполненных слабо метаморфизованными, а иногда и дислоцированными рифейскими и нижневендскими отложениями. Возникновение узких впадин предопределялось сбросами и структурным рисунком наиболее молодых складчатых зон фундамента. Такой процесс сопровождался довольно энергичным вулканизмом. А. А. Богданов предложил именовать эту стадию развития платформы авлакогенной, а отложения, сформировавшиеся в это время, выделять в нижний этаж платформенного чехла. Надо заметить, что большинство рифейских авлакогенов продолжало "жить" и в фанерозое, подвергаясь складчатым кадвиговым и глыбовым деформациям, а местами проявлялся и вулканизм.

Вторая стадия началась во второй половине венда и сопровождалась существенной тектонической перестройкой, выразившейся в отмирании авлакогенов и формировании обширных пологих впадин - синеклиз, развивавшихся на протяжении всего фанерозоя. Отложения второй стадии, которую в целом можно назвать плитной, образуют верхний этаж платформенного чехла.

Рельеф фундамента и современная структура платформы

В пределах Восточно-Европейской платформы как структуры первого порядка выделяются Балтийский и Украинский щиты и Русская плита . Балтийский щит с конца среднего протерозоя испытывал тенденцию к поднятию. Украинский щит в палеогене и неогене перекрывался маломощным платформенным чехлом. Рельеф фундамента

Русской плиты чрезвычайно сильно расчленен, с размахом до 10 км, а местами и больше (рис. 3). В Прикаспийской впадине глубина залегания фундамента оценивается в 20 или даже 25 км! Расчлененный характер рельефу фундамента придают многочисленные грабены - авлакогены, днища которых нарушены диагональными или ромбовидными сбросами, по которым происходили подвижки отдельных блоков с формированием горстов и более мелких вторичных грабенов. К таким авлакогенам относятся на востоке платформы Серноводско-Абдулинский, Казанско-Сергиевский, Кировский; в центре Пачелмский, Доно-Медведицкий, Московский, Среднерусский, Оршанско-Кресцовский ; на севере Кандалакшский, Керецко-Лешуконский, Ладожский ; на западе Львовский, Брестский и другие. Почти все эти авлакогены выражены в структуре отложений нижнего этажа платформенного чехла.

В современной структуре Русской плиты выделяются протягивающиеся в широтном направлении три крупные и сложнопостроенные антеклизы: Волго-Уральская, Воронежская и Белорусская (см. рис. 3). Все они представляют собой участки фундамента, приподнятые в виде сложных обширных сводов, нарушенных сбросами, по которым их отдельные части испытали разные по амплитуде перемещения. Мощность палеозойских и мезозойских отложений чехла в пределах антеклиз обычно составляет первые сотни метров. Наибольшей сложностью строения характеризуется Волго-Уральская антеклиза, состоящая из нескольких выступов фундамента (Токмовский и Татарский своды ), разделенных впадинами (например, Мелекесской), выполненными средне- и верхнепалеозойскими отложениями. Антеклизы осложнены валами (Вятским, Жигулевским, Камским, Окско-Цнинским ) и флексурами (Бугурусланской, Туймазинской и др.). От Прикаспийской впадины Волго-Уральская антеклиза отделяется полосой флексур, получивших название "зоны Перикаспийских дислокаций". Воронежская антеклиза обладает асимметричным профилем - с крутым юго-западным и очень пологим северо-восточным крыльями. От Волго-Уральской антеклизы она отделяется Пачелмским авлакогеном , открывающимся в Прикаспийскую впадину и в Московскую синеклизу. В районе Павловска и Богучар фундамент антеклизы обнажается на поверхности, а на юго-востоке она осложнена Доно-Медведицким валом. Белорусская антеклиза , обладающая наименьшими размерами, соединяется с Балтийским щитом Латвийской , а с Воронежской антеклизой - Бобруйской седловинами.

Московская синеклиза представляет собой обширную блюдцеобразную впадину, с наклонами на крыльях около 2-3 м на 1 км. Польско-Литовская синеклиза обрамляется с востока Латвийской седловиной, а с юга - Белорусской антеклизой и прослеживается в пределах акватории Балтийского моря. Местами она осложнена локальными поднятиями и впадинами.

Южнее полосы антеклиз располагается очень глубокая (до 20- 22 км) Прикаспийская впадина , на севере и северо-западе четко ограниченная зонами флексур; сложный Днепровско-Донецкий грабенообразный прогиб , разделяющийся Черниговским выступом на Припятский и Днепровский прогибы . Днепровско-Донецкий прогиб с юга ограничен Украинским щитом, южнее которого находится Причерноморская впадина, выполненная отложениями позднего мезозоя и кайнозоя.

Рис 3. Схема рельефа фундамента Русской плиты (с использованием материала В. Е. Хаина):

1 - выступы дорифейского фундамента на поверхность. Русская плита: 2 - глубина залегания фундамента 0-2 км; 3 - глубина залегания фундамента более 2 км; 4 - главные разрывные нарушения; 5 - эпибайкальские плиты; 6 - каледониды; 7 - герциниды; 8 - эпипалеозойские плиты; 9 - герцинский краевой прогиб; 10 - альпиды; 11 - альпийские краевые прогибы; 12 - надвиги и покровы. Цифры в кружках - основные структурные элементы. Щиты: 1 - Балтийский, 2 - Украинский. Антеклизы: 3 - Белорусская, 4 - Воронежская. Своды Волга-Уральской антеклизы: 5 - Татарский, 6 - Токмовский. Синеклизы: 7 - Московская, 8 - Польско-Литовская, 9 - Прикаспийская. Эпибайкальские плиты : 10 - Тимано-Печорская, 11 - Мизийская. 12 - Складчатое сооружение Урала, 13 - Предуральский прогиб. Эпипалеозойские плиты: 14 - Западно-Сибирская, 15 - Скифская. Альпиды : 16 - Восточные Карпаты, 17 - Горный Крым, 18 - Большой Кавказ. Краевые прогибы : 19 - Предкарпатский, 20 - Западно-Кубанский, 21 - Терско-Каспийский

Западный склон Украинского щита, характеризовавшийся устойчивым прогибанием в палеозойское время, иногда выделяют как Приднестровский прогиб , на севере переходящий во Львовскую впадину. Последняя отделяется Ратненским выступом фундамента от Брестской впадины , ограниченной с севера Белорусской антеклизой.

Строение фундамента платформы

Архейские и частично нижнепротерозойские отложения, слагающие фундамент Восточно-Европейской платформы, представляют собой толщи первичноосадочных, вулканогенно-осадочных и вулканогенных пород, метаморфизованных в различной степени. Архейские образования характеризуются очень энергичной и специфической складчатостью, связанной с пластическим течением материала при высоких давлениях и температурах. Часто наблюдаются такие структуры, как гнейсовые купола, впервые выделенные П. Эскола в северном Приладожье. Фундамент платформы обнажается только на Балтийском и Украинском щитах, а на остальном пространстве, особенно в пределах крупных антеклиз, он вскрыт скважинами и хорошо изучен геофизически. Для расчленения пород фундамента важны данные определения абсолютного возраста.

В пределах Восточно-Европейской платформы известны древнейшие породы с возрастом до 3,5 млрд. лет и более, образующие крупные блоки в фундаменте, которые обрамлены более молодыми складчатыми зонами позднеархейского и раннепротерозойского возраста.

Выходы фундамента на поверхность . Поверхность Балтийского щита резко расчленена (до 0,4 км), но обнаженность из-за покрова четвертичных ледниковых отложений все же слабая. Изучение докембрия Балтийского щита связано с именами А. А. Полканова, Н. Г. Судовикова, Б. М. Куплетского, К. О. Кратца, С. А. Соколова, М. А. Гиляровой, шведского геолога Н. X. Магнуссона, финских - В. Рамсея, П. Эскола, А. Симонена, М. Хярме и многих других. В последнее время опубликованы работы А. П. Светова, К. О. Кратца, К. И. Хейсканена. Украинский щит перекрыт кайнозойскими отложениями и обнажен гораздо хуже Балтийского. Докембрий Украинского щита изучался Н. П. Семененко, Г. И. Каляевым, Н. П. Щербаком, М. Г. Распоповой и другими. В настоящее время произведен существенный пересмотр данных о геологическом строении Балтийского и Украинского щитов и закрытых территорий Русской плиты.

Архейские образования . На Балтийском щите в Карелии и на Кольском полуострове выходят на поверхность древнейшие отложения, представленные гнейсами и гранулитами с возрастом (явно радиометрически омоложенным) 2,8-3,14 млрд. лет. По-видимому, эти толщи слагают фундамент так называемых беломорид , образующих в Карелии и на юге Кольского полустрова зону северо-западного простирания, а на севере полуострова - Мурманский массив. Беломориды в составе керетской, хетоламбинской и лоухской свит в Карелии и тундровой и лебяжинской на Кольском полуострове представлены различными гнейсами, в том числе и глиноземистыми (лоухская свита), амфиболитами, пироксеновыми и амфиболовыми кристаллическими сланцами, диопсидовыми кальцифирами, коматиитами, друзитами и другими первичноосадочными и вулканогенными породами основного и ультраосновного состава с многочисленными интрузиями разной формы. Высокометаморфизованные толщи образуют гнейсовые купола, впервые описанные П. Эскола около Сортовалы, с пологим, почти горизонтальным залеганием отложений в сводовой части и сложной складчатостью по краям. Возникновение таких структурных форм возможно лишь на больших глубинах в условиях высоких температур и давлений, когда вещество приобретает способность к пластическим деформациям и течению. Может быть, гнейсовые купола "всплывают" подобно соляным диапирам. Значения абсолютного возраста для беломорид не опускаются древнее 2,4-2,7 млрд. лет. Однако эти данные, несомненно, дают слишком молодой возраст пород.

На нижнеархейских отложениях беломорид в Карелии залегает толща позднеархейского возраста (лопий ), представленная ультраосновными (коматиитами со структурой спинифекс), основными и реже средними и кислыми вулканическими породами, вмещающими массивы гипербазитов и плагиогранитов. Взаимоотношение этих протогеосинклинальных отложений мощностью более 4 км с комплексом основания не совсем ясно. Предполагавшиеся конгломераты в основании лопия скорее всего являются бластомилонитами. Формирование этих типично зеленокаменных отложений закончилось ребольской складчатостью на рубеже 2,6-2,7 млрд. лет.

Аналогом лопия на Кольском полуострове являются парагнейсы и высокоглиноземистые сланцы кейвской серии , а также различно метаморфизованные породы тундровой серии (на юго-востоке), хотя не исключено, что последние являются продуктами диафтореза более древних отложений.

На Украинском щите широко распространены древнейшие архейские комплексы пород, слагающие четыре крупных блока, отделенные разломами от нижнепротерозойских сланцево-железорудных толщ, слагающих узкие приразломные синклинорные зоны. Волыно-Подольский, Белоцерковский, Кировоградский, Днепровский и Приазовский блоки (с запада на восток) сложены разнообразными архейскими толщами, причем Белоцерковский и Днепровский блоки - это амфиболиты, метабазиты, джеспилиты конкско-верховецкой, белозерской серии, т. е. породы первичноосновного состава, метаморфизованные в условиях амфиболитовой, иногда гранулитовой фации и напоминающие отложения лопия Балтийского щита. Остальные блоки сложены в основном верхнеархейскими гранито-гнейсами, гранитами, мигматитами, гнейсами, анатектитами - в целом кислыми породами, кое-где с реликтами древнего основания.

На Воронежской антеклизе древнейшими породами, аналогами беломорид и днеприд, являются гнейсы и гранито-гнейсы обоянской серии . На них залегают метабазиты Михайловской серии , по-видимому, одновозрастной лопию и метабазитам приднепровской серии (табл. 2).

Нижнепротерозойские образования относительно слабо развиты в фундаменте платформы, в том числе и на щитах, и резко отличаются от древнейших архейских толщ, слагая линейные складчатые зоны либо изометричные прогибы. На Балтийском щите выше архейских комплексов с явным несогласием залегают толщи сумия и сариолия . Сумийские отложения ближе к орогенным формациям и представлены терригенными породами и метабазитами, тесно связанными с расположенными выше сариолийскими конгломератами, которые частично могут замещать толщи сумия. В последнее время выше лопия и ниже сумия К. И. Хейсканеным выделяется толща суомия , сложенная кварцитами, карбонатами, кремнистыми и амфиболовыми сланцами и апо-базальтовыми амфиболитами, занимающая стратиграфический интервал 2,6-2,7 - 2,0-2,1 млрд. лет, соответствующая сортавальской серии северного Приладожья и "морскому ятулию" Финляндии. По-видимому, сюда же относятся флишоидные отложения ладожской серии , залегающие выше сортавальской .

Сумийско-сариолийский комплекс - это существенно вулканогенная толща с конгломератами в верхней части, мощность ее до 2,5 км. Преобладающие первично базальтовые, андезито-базальтовые и реже более кислые вулканиты приурочены к грабенам, осложнявшим, по данным А. П. Светова, крупное сводовое поднятие. Конгломераты сариолия тесно связаны со структурами сумия, причем последние в северной Карелии прорываются К-Na-гранитами.

После слабых фаз селецкой складчатости , происходившей на рубеже 2,3 млрд. лет, район современного Балтийского щита вступает в

Таблица 2

Схема расчленения образований фундамента Восточно-Европейской платформы

Новый этап своего развития, уже напоминающий платформенный. Накоплению сравнительно маломощных толщ ятулия, суйсария и вепсия предшествовало формирование коры выветривания. Ятулий представлен кварцевыми конгломератами, гравелитами, песчаниками, кварцитами со следами ряби и трещин усыхания. Осадочные континентальные породы переслаиваются с покровами базальтов. Отложения суйсария слагаются в низах глинистыми сланцами, филлитами, шунгитами, доломитами; в средней части - покровами оливиновых и толеитовых базальтов, пикритов, а в верхах - снова преобладают песчаники и туфосланцы. Еще выше располагаются конгломераты и полимиктовые песчаники вепсия с силлами габбро-диабазов (1,1 -1,8 млрд. лет). Общая мощность всех этих отложений составляет 1-1,2 км, и все они, залегающие почти горизонтально, прорываются гранитами рапакиви (1,67 млрд. лет).

Рис. 4. Принципиальная схема соотношений главных комплексов докембрийских (дорифейских) образований на Балтийском щите (в Карелии):

1 - протоплатформенный комплекс (ятулий, суйсарий, велсий) PR 1 2 ; 2 - протоорогенный комплекс (сумий, сариолий) PR 1 1 ; 3 - протогеосинклинальный комплекс (лопий, суомий?) AR 1 2 ; 4 - комплекс основания (беломориды и более древние) AR 1 1

Таким образом, в Карелии устанавливается довольно определенная последовательность дорифейских комплексов пород (рис. 4). Комплекс основания представлен серыми гнейсами и ультраметаморфическими толщами беломорид (нижний архей). Выше располагается зеленокаменный протогеосинклинальный лопийский комплекс (верхний архей), который с несогласием перекрывается проторогенной толщей сумия - сариолия и протоплатформенными отложениями ятулия, суйсария и вепсия. Намечается картина, близкая к фанерозойским геосинклиналям, но очень сильно растянутая во времени.

Нижнепротерозойские образования на Кольском полуострове представлены имандра-варзугской и печенгской зеленокаменными метабазитовыми сериями с корой выветривания в основании, слагающими узкие (5-15 км) приразломные прогибы, заключенные между архейскими блоками на севере и на юге, хотя не исключено, что северный Мурманский блок является мощной (1 км) аллохтонной пластиной, надвинутой с севера на более молодые образования. Отложения были дислоцированы в конце раннего протерозоя.

На Украинском щите нижний протерозой - это знаменитая криворожская серия , образующая узкие, наложенные на архейские комплексы приразломные синклинории, шириной в 10-50 км. Криворожская серия подразделяется на нижнюю терригенную толщу

Рис. 5. Геологический профиль рудной полосы Яковлевского месторождения, Воронежская антеклиза (по С. И. Чайкину):

1 - аллиты и переотложенные руды; 2 - мартитовые и железнослюдковые руды; 3 - гидрогематит-мартитовые руды; 4 - железнослюдково-мартитовые кварциты; 5 - гидрогематит-мартитовые железистые кварциты с прослоями сланцев; 6 - конгломераты: 7 - филлиты подрудной сланцевой свиты; 8 - надрудные филлиты; 9 - филлиты тонкополосчатые; 10 - разломы

(кварцито-песчаники, конгломераты, филлиты, графитовые сланцы); среднюю - железорудную, состоящую из ритмично чередующихся джеспилитов и сланцев, напоминающих флиш; верхнюю - в основном терригенную (конгломераты, гравелиты, кварциты). Общая мощность серии до 7-8 км, ее отложения прорываются гранитами с возрастом 2,1-1,8 млрд. лет.

Аналогом описанных образований на Воронежской антеклизе являются отложения также трехчленной курской серии с железорудной толщей в средней части, образующей узкие синклинорные зоны, ориентированные в меридиональном направлении и хорошо прослеживающиеся в магнитном аномальном поле (рис. 5). На востоке Воронежской антеклизы залегают более молодые терригенные и метабазитовые отложения воронцовской и лосевской серий , в составе которых есть обломки джеспилитов и большое количество стратиформных интрузий гипербазитов (мамоновский комплекс), с медноникелево-сульфидным оруденением.

Формирование рассмотренных выше верхнеархейских и нижнепротерозойских толщ повсеместно сопровождалось неоднократным внедрением сложных многофазных интрузий от ультраосновных до кислых, во многих местах занимающих практически все пространство, так что вмещающие породы остаются лишь в виде реликтов кровли интрузивов.

Закрытые участки платформы . Древнейшие архейские образования, метаморфизованные в гранулитовой и амфиболитовой фациях, слагают крупные массивы и блоки и характеризуются широко развитыми гнейсовыми куполами, обладающими мозаичными, отрицательными, малоамплитудными аномальными магнитными полями, благодаря этому они могут быть прослежены под чехлом Русской плиты. Особенно хорошо выделяется Двинский массив, являющийся продолжением Беломорского; Прикаспийский и ряд массивов в пределах Волго-Уральской антеклизы (рис. б). Такие же древние массивы выделяются и в западной половине плиты. Позднеархейские (лопийские) и, по-видимому, гораздо реже иижнепротерозойские образования, метаморфизованные в амфиболитовой и в фациях более низких ступеней, характеризуются линейными, знакопеременными магнитными аномалиями, как бы "облекающими" и огибающими древнейшие архейские массивы. Особенно четко прослеживаются в магнитном поле нижнепротерозойские железорудные толщи. Интерпретация геофизических данных подкрепляется огромным числом буровых скважин и радиогеохронологическими определениями, по которым центр виргации этих протогеосинклинальных зон находится около Москвы и далее они расходятся к северу и югу, образуя выпуклые к востоку дуги. "Платформенное" аномальное магнитное поле трассируется на восток под зоной Западного склона Урала, вплоть до зоны Уралтау, что свидетельствует о заложении западной части Уральской геосинклинали на глубоко погруженном платформенном основании.

Рис. 6. Схема внутреннего строения фундамента Восточно-Европейской платформы (по С. В. Богдановой и Т. А. Лапинской, с дополнениями):

1 - древнейшие массивы, сложенные раннеархейскими образованиями (беломориды и их основание); 2 - области преимущественно позднеархейской и раннепротерозойской складчатостей; 3 - байкалиды; 4 - каледониды; 5 - герциниды; 6 - крупнейшие разломы; 7 - надвиги

А. А. Богданов в 1967 г. показал, что западные части Восточно-Европейской платформы на рубеже раннего и позднего протерозоя подверглись дроблению и магматической переработке. Последнее выразилось в формировании крупных массивов гранитов рапакиви (Выборгский, Рижский, ряд интрузивов на западе Украинского щита и другие). Такое тектоно-магматическое "омоложение" иногда довольно далеко проникает к востоку и там затухает. Все это отличает западные районы фундамента платформы от восточных. В. Е. Хаин отметил, что наиболее сильной переработке подверглись на платформе участки фундамента, ныне располагающиеся под Русской плитой, т. е. там, где в рифее развивались авлакогены, в то время как щиты и будущие антеклизы такое омоложение испытали в гораздо меньшей степени. В последнее время начинает выясняться довольно большая роль глубинных надвигов, возможно даже покровов, в структуре фундамента платформы. Примером тому служит упоминавшийся Мурманский блок архейских пород, надвинутый в виде мощной пластины с севера.

Крупные глубинные разломы в фундаменте прослеживаются по данным ГСЗ ниже поверхности М и хорошо отображаются градиентными ступенями в гравитационном поле.

Выводы . Обзор строения фундамента Восточно-Европейской платформы показывает сложность его внутренней структуры, которая определяется "скелетом" из раннеархейских гетерогенных блоков, огибаемых сравнительно узкими и протяженными зонами в основном позднеархейской и гораздо реже раннепротерозойской складчатостей. Эти зоны, образуя складчатые системы, хотя и различаются между собой по ряду признаков, но имеют много общего в характере развития, в типе вулканогенных и осадочных толщ, в структурах. Процессы, "спаявшие" все архейские массивы, вызвали переработку последних, образование в них полиметаморфических комплексов и диафторитов. На рубеже раннего и позднего протерозоя западные районы Русской плиты подверглись дроблению и внедрению гранитов рапакиви, а на западе Балтийского щита, в Швеции, проявлялся мощный кислый игнимбритовый вулканизм.

Строение платформенного чехла

Настоящий (ортоплатформенный) чехол Восточно-Европейской платформы начинается с верхнего протерозоя - рифея и подразделяется на два этажа. Нижний этаж слагается отложениями рифея и нижнего венда, верхний - отложениями венда - кайнозоя.

НИЖНИЙ ЭТАЖ
(РИФЕЙ - НИЖНИЙ ВЕНД)

В предыдущем разделе отмечалось, что древнейший платформенный чехол начал формироваться местами, например на Балтийском щите, уже в конце раннего протерозоя. Ятулий, суйсарий и вепсий, образующие этот по"лого лежащий чехол, представлены терригенными, вулканогенными и карбонатными породами. Отложения вепсия (зеленые, красные, розовые песчаники, кварцито-песчаники с прослоями глинистых сланцев мощностью до 2,5 км) слагают очень пологие структуры и прорываются дайками диабазов с абсолютным возрастом 1900 млн. лет. Отложения овручской серии на севере Украинского щита, напоминающие вепсий, представлены песчаниками, залегают также очень полого и содержат прослои кварцевых порфиров с возрастом более 1700 млн. лет.

Толщи морских и континентальных осадочных пород, чаще всего объединявшиеся с отложениями палеозоя и широко распространенные на территории СССР, впервые были выделены в 40-х годах под названием "рифейских" Н. С. Шатским (рифей - древнее название Урала), который считал разрез западного склона Среднего Урала (Башкирский антиклинорий) стратотипическим для этих отложений. Изучение палеофитологических остатков - строматолитов (следов жизнедеятельности водорослей) и так называемых микропроблематик в рифейских отложениях вместе с данными радиологических исследований позволило расчленить их на три части: нижний, средний и верхний рифей.

Рифейский комплекс . Рифейские отложения широко развиты на Восточно-Европейской платформе и приурочены к многочисленным и разнообразным по форме авлакогенам (рис. 7).

Отложения нижнего рифея распространены на востоке платформы в Камско-Бельском, Пачелмском, Ладожском, Среднерусском и

Московском авлакогенах, а также в Волыно-Полесском, на крайнем западе платформы.

Нижние части разрезов нижнерифейских толщ слагаются грубыми терригенными красноцветными отложениями, накапливавшимися в континентальных условиях. Представлены они конгломератами, гравелитами, разнозернистыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами. В верхах разрезов довольно часто появляются пачки более тонких

Рис. 7. Рифейские авлакогены Восточно-Европейской платформы (по Р. Н. Валееву, с изменениями):

1 - области поднятий; 2 - авлакогены; 3 - проявления траппового магматизма; 4 - герцинские авлакогены; 5 - геосинклинали обрамления. Цифрами в кружках обозначены авлакогены. 1 - Ладожский, 2 - Кандалакшско-Двинский, 3 - Керецко-Лешуковский, 4 - Предтиманский, 5 - Вятский, б - Камско-Бельский, 7 - Серноводско-Абдулинский, 8 - Бузулукский, 9 - Среднерусский, 10 - Московский, 11 - Пачелмский, 12 - Доно-Медведицкий, 13 - Волыно-Полесский, 14 - Ботническо-Балтийский, 15 - Припятско-Днепровско-Донецкий, 16 - Колво-Денисовский

пород, преимущественно глауконитовых песчаников, аргиллитов, прослои доломитов, известняков и мергелей. Присутствие строматолитов и глауконита указывает на мелководный морской хараткер накопления этих отложений. Местами в нижнем рифее известны вулканогенные породы: горизонты базальтовых пеплов, туфов и покровы базальтов, а в западных районах платформы в это время внедрялись габбро-диабазовые интрузии. Мощность нижнерифейских отложений составляет сотни метров, нередко километр, в Московском авлакогене достигает 1,5 км (скважина в г. Павлово-Пасаде), а в Камско-Бельском - первые километры.

Среднерифейские отложения выделяются в разрезах довольно условно и присутствуют на востоке платформы в Пачелмском, Московском, Среднерусском авлакогенах и в Волыно-Полесском. Отложения среднего рифея представлены терригенными красноцветными породами: красными, розовыми, фиолетовыми, коричневыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами с прослоями известняков и доломитов. Мощность отложений среднего рифея достигает 1,4 км в Московском авлакогене, а в остальных местах не превышает 0,5-0,7 км. В западных районах платформы в среднем рифее происходили излияния базальтовых и щелочно-базальтовых лав и эксплозивные извержения, о чем свидетельствуют прослои туфов и туфобрекчий. Вулканическая деятельность сопровождалась внедрением пластовых интрузий габбро-диабазов.

Отложения верхнего рифея широко развиты в восточных и центральных районах платформы: в Пачелмском, Московском, Среднерусском авлакогенах и на юго-западе платформы. Низы разрезов представлены красноцветными и пестроцветными терригенными породами - песчаниками, алевролитами, аргиллитами, формировавшимися в континентальной обстановке. Средние и верхние части разрезов верхнерифейских толщ слагаются обычно зелеными, серыми, местами почти черными песчаниками, часто глауконитовыми, алевролитами, аргиллитами. Местами, например, в Пачелмском авлакогене, появляются пачки доломитов и известняков. Как полагает И. Е. Постникова, основная часть верхнерифейских отложений накапливалась в условиях весьма мелководного морского бассейна. Мощность отложений верхнего рифея достигает 0,6-0,7 км, но чаще составляет первые сотни метров.

Выводы . Таким образом, в рифейское время на Восточно-Европейской платформе существовали авлакогены, рассекавшие приподнятый фундамент платформы и заполнявшиеся толщами красноцветных, континентальных, мелководно-морских и лагунных пестроцветных отложений (рис. 8). В раннем рифее развивались авлакогены вблизи Уральской геосинклинали (сходство нижнего рифея Камско-Бельского авлакогена с бурзянской серией Урала в Башкирском антиклинории). Континентальные отложения преобладали в первой половине рифея. Формирование авлакогенов в рифейское время сопровождалось магматизмом траппового и щелочного типов. По данным В. В. Кирсанова, А. С. Новиковой и других, районы с наиболее интенсивным интрузивным, эффузивным и эксплозивным магматизмом тяготели к восточной и западной окраинам платформы, отличавшимся наибольшей раздробленностью фундамента. Намечается изменение состава магматических пород от древних к молодым: оливиновые диабазы (наиболее основные) - диабазы, обогащенные кварцем, щелочные и субщелочные породы (лимбургиты, трахиандезиты, сиенитовые порфиры). Следует отметить, что на территории Онежского полуострова Белого моря рифейские отложения прорываются трубками взрыва щелочных базальтов, с возрастом 310-770 млн. лет. Для рифейских отложений характерно общее усложнение во времени набора фаций, но в начале раннего, среднего и позднего рифея накапливались более грубые континентальные толщи. В течение раннего и среднего рифея формировались однообразные осадки, с широким распространением олигомиктовых песков и песчаников. Только в позднем рифее стали отлагаться более дифференцированные по составу отложения, среди которых развиты полимиктовые песчаники, алевролиты, реже доломиты и мергели. В мелководных водоемах рифейского времени существовала обильная растительность. В течение рифейского времени климат менялся от

Жаркого, аридного, до холодного. Платформа в целом была высоко приподнята, контуры ее были стабильны, как и обрамляющие ее геосинклинальные прогибы, питавшиеся за счет размыва пород платформы. Такое устойчивое приподнятое положение ее было нарушено лишь в вендское время, когда характер тектонических движений изменился и наступило похолодание.
Рис. 8. Профили авлакогенов Восточно-Европейской платформы:

I - через Оршанско-Кресцовский и Московский авлакогены (по И. Е. Постниковой); II - через Вятский авлакоген (из книги "Тектоника Европы..."). Хорошо видна инверсионная структура. Вертикальный масштаб сильно увеличен

ВЕРХНИЙ ЭТАЖ ПЛАТФОРМЕННОГО ЧЕХЛА
(ВЕНД - КАЙНОЗОЙ)

В первой половине венда происходит перестройка структурного плана, выразившаяся в отмирании авлакогенов, местами их деформации, и возникновении обширных пологих впадин - первых синеклиз. В истории формирования верхнего этажа платформенного чехла намечается несколько рубежей, которые характеризовались сменой структурного плана и набора формаций. Можно выделить три основных комплекса: 1) вендско-нижнедевонский; 2) среднедевонский-верхнетриасовый; 3) нижнеюрский - кайнозойский. Легко заметить, что время формирования этих комплексов в целом отвечает каледонскому, герцинскому и альпийскому этапам развития, а рубежи между ними, в течение которых происходила смена структурного плана, - соответствующим эпохам складчатости.

Вендско-нижнедевонский комплекс . Вендские отложения широко распространены на Восточно-Европейской платформе. И. Е. Постников считает возможным в составе вендских отложений выделить две части: нижнюю (волынский комплекс) и верхнюю (валдайский комплекс), которые различаются составом, площадью распространения и органическими остатками. Вендские отложения на Русской плите представлены терригенными породами: конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Реже встречаются карбонатные породы: мергели, известняки и доломиты. Песчаники и алевролиты окрашены в зеленые, зеленовато-серые, черные, красно-бурые, розовые цвета. Местами присутствуют отложения, характеризующиеся тонким ритмичным чередованием терригенных пород.

В первую половину раннего венда структурный план плиты напоминал позднерифейский и отложения накапливались в пределах авлакогенов, занимая только несколько большую площадь и слагая вытянутые или изометричные прогибы. В середине раннего венда условия осадконакопления и структурный план начали изменяться. Узкие прогибы стали расширяться, отложения как бы "выплескивались" за их рамки, и во вторую половину раннего венда преимущественное развитие получили обширные впадины. На северо-западе платформы возникает субширотный Балтийский прогиб , ограниченный с запада Латвийской седловиной . В западном и юго-западном районах платформы образовался обширный прогиб, состоящий из целого ряда впадин, разделенных поднятиями. Восточные районы платформы, примыкающие к Уралу, испытывали погружение. Остальная территория платформы была приподнята. На севере существовал Балтийский щит, распространявшийся в то время далеко к югу, в Белоруссию. На юге располагался Украинско-Воронежский массив, разделявшийся прогибом, возникшим на месте рифейского Пачелмского авлакогена. Во второй половине раннего венда произошло резкое похолодание климата, о чем свидетельствуют тиллиты в вендских отложениях ряда районов, которые затем сменились пестро- и красноцветными карбонатно-терригенными осадками.

В позднем венде области осадконакопления еще больше расширились и отложения уже сплошным чехлом покрывают значительные пространства платформы (рис. 9). Начинают формироваться огромные пологие прогибы - синеклизы. Верхняя часть вендских отложений представлена преимущественно терригенными сероцветными породами: песчаниками, алевролитами, глинами, аргиллитами и т. д. мощностью до десятков метров. Все эти отложения тесно связаны с осадками нижнего кембрия.

Важной особенностью вендских отложений является присутствие в них эулканических пород. В Брестской и Львовской впадинах и на Волыни (волынский комплекс) широко развиты базальтовые покровы, реже пласты базальтовых туфов. В отложениях верхнего венда во многих местах обнаружены выдержанные горизонты базальтовых туфов и пеплов, свидетельствующие об эксплозивной вулканической деятельности. Все лавы, туфы и пеплы относятся к продуктам трапповой толеит-базальтовой платформенной формации. Мощность вендских отложений обычно составляет первые сотни метров, и только в восточных районах платформы достигает 400-500 м. Таким образом, в вендское время произошел качественный перелом в структурном плане и характере осадконакопления на Восточно-Европейской платформе.

Отложения кембрийской системы тесно связаны с вендскими и представлены главным образом нижним отделом (алданский ярус). Возможно присутствие среднего и верхнего кембрия в осевой части Балтийского (Палеобалтийского) прогиба. Отложения нижнего кембрия распространены в Балтийском прогибе, который в раннем кембрии раскрывался далеко к западу, отделив структуры Балтийского щита от структур Белорусского поднятия. Обнажения кембрия имеются только в районе так называемого глинта (обрыв южного побережья Финского залива), но под покровом более молодых образований они прослежены бурением и восточнее, вплоть до Тимана. Другая область развития кембрийских отложений на поверхности - район Днестровского прогиба (см. рис. 9). Нижнекембрийские отложения представлены морскими фациями мелкого эпиконтинентального моря нормальной солености. Наиболее характерный разрез кембрия обнажен в крутом обрыве южного побережья Финского залива, где выше ламинаритовых слоев верхнего венда согласно залегают надламинаритовые песчаники (10-35 м), относящиеся уже к кембрию. Они согласно сменяются толщей так называемых "синих глин" изменчивой мощности, от первых десятков до 150 м. В основании пачки глин располагаются прослои песчаников и конгломератов. Выше залегают пески, песчаники и слоистые глины с остатками водорослей Eophyton (25 м), поэтому слои получили название эофитоновых. Разрез нижнего кембрия заканчивается серыми косослоистыми песками и песчаниками с прослоями глин мощностью в 20-25 м, выделяемых в ижорские или фукоидные слои, которые некоторыми геологами относятся к среднему кембрию. Мощность нижнекембрийских отложений, вскрытых скважинами в Балтийском прогибе, не превышает 500 м. В Полесье, на Волыни и в Днестровском прогибе нижний кембрий представлен толщей глин, аргиллитов, песчаников (до 130 м). Выше залегает средний и, возможно, верхний кембрий (до 250 м), также представленный различными песчаниками и алевролитами при-брежно-морского или континентального происхождения.

Таким образом, в кембрийский период мелководное море существовало только на западе платформы, и то преимущественно в раннюю эпоху этого периода. Но Балтийский прогиб расширялся в западном направлении в сторону Литвы, Калининграда и Балтийского моря, где мощность кембрийских отложений увеличивается. Морские условия существовали и в Днестровском прогибе, тогда как вся остальная территория платформы была приподнятой сушей. Следовательно, имели место резкое сокращение морского бассейна к концу раннего - началу среднего кембрия и перерыв в осадконакоплении, приходящийся на средний и частично на поздний кембрий. Несмотря на поднятия, имевшие место в позднем кембрии, в ордовикский и силурийский периоды структурный план сохранился почти без изменений.

В начале ордовикского периода в пределах широтного Балтийского прогиба вновь происходят опускания и с запада море трансгрессирует на восток, распространяясь примерно до меридиана Ярославля, а на юге - до широты Вильнюса. Морские условия существовали и в Днестровском прогибе. В Прибалтике ордовик представлен морскими терригенными отложениями в нижней части, терригенно-карбонатными в средней и карбонатными - в верхней, в которых встречается исключительно богатая и разнообразная фауна трилобитов, граптолитов, кораллов, табулят, брахиопод, мшанок и других организмов, существовавших в условиях теплого мелкого моря. Наиболее полные разрезы ордовика описаны в северном борту Балтийского прогиба в Эстонии, где выделяются все ярусы этой системы. Нижний ордовик представлен преимущественно терригенными породами глауконитовыми песчаниками. Средний - карбонато-терригенными отложениями, в том числе в лландейльском ярусе пачкой горючих сланцев, так называемых кукерситов, образовавшихся за счет сопропелевых илов из синезеленых водорослей в мелководных условиях. Верхний ордовик - это карбонатные отложения: известняки, доломиты и мергели. Мощность отложений ордовика не превышает 0,3 км. На юго-западе, в Днестровском прогибе, разрез ордовика представлен маломощной (первые десятки метров) толщей глауконитовых песчаников и известняков. Вся остальная территория платформы в ордовикский период была приподнятой.

В силурийском периоде на западе платформы продолжал существовать Балтийский прогиб, еще более сократившийся в своих размерах (см. рис. 9). Восточнее поперечного поднятия (Латвийской седловины) море не проникало. На юго-западе силурийские отложения известны также в Приднестровье. Они представлены исключительно карбонатными и карбонатно-глинистыми породами: известняками различной окраски, тонкослоистыми мергелями, реже глинами, в которых встречена обильная и разнообразная фауна. Мощность силурийских отложений в Эстонии не превышает 0,1 км, но к западу увеличивается: Вильнюс - 0,15 км, о. Готланд - 0,5 км, Калининградская область - 0,7 км, Южная Швеция (Скания) - 1 км, Северная Польша - более 2,5 км. Такое нарастание мощности указывает на проникновение моря с запада. В Подолии и в районе Львова мощность силура достигает 0,5-0,7 км. Судя по одинаковому характеру фауны в Балтийском и Днестровском прогибах, эти морские бассейны соединялись где-то северо-западнее, на территории Польши. В скважинах силурийские отложения обнаружены в Молдавии и около Одессы. В венлокском ярусе нижнего силура в Припятском районе присутствуют тонкие прослои туфогенного материала среднего состава с высоким содержанием калия, что свидетельствует об эксплозивных извержениях в это время.

В силуре преобладают отложения открытого мелководного моря, и только по восточным окраинам морского бассейна были развиты прибрежные фации. С течением времени область поднятий, охватившая большую часть платформы, расширилась и море, отступив к западу в позднем силуре, почти полностью покинуло ее пределы. Это явление связано со складчатыми и орогеническими движениями, которыми были охвачены геосинклинали, обрамлявшие Восточно-Европейскую платформу. На севере платформы в результате каледонских движений на месте Грампианской геосинклинали сформировалась складчатая система Скандинавии и Шотландии. В других геосинклинальных прогибах тектонические движения хотя и происходили с разной силой, но не привели к прекращению геосинклинального режима. Несмотря на то что площадь осадконакопления на платформе резко сократилась, интенсивность прогибания усилилась.

В течение раннего девона Русская плита характеризовалась высоким стоянием, незначительно прогибались лишь ее крайние западные и восточные районы, где встречаются маломощные отложения этого возраста. На востоке к ним, возможно, относятся красноцветные песчано-глинистые отложения и очень характерные чистые кварцевые песчаники такатинской свиты мощностью до 80 м. На западе, в Польско-Литовской и Львовской впадинах, также известны красноцветные песчано-глинистые отложения с панцирными рыбами нижнего девона. В районе Львова их мощность достигает 0,4 км, но обычно она меньше. Эти красноцветные нижнедевонские отложения - возрастной и литологический аналог "древнего красного песчаника" Западной Европы.

Выводы . Таким образом, в течение венда, кембрия, ордовика, силура и раннего девона в пределах Восточно-Европейской платформы в целом господствовали поднятия, которые, начиная с кембрия, постепенно захватывали все большую площадь. Опускания наиболее устойчиво проявлялись в западной части платформы, в Балтийском и Приднестровском прогибах. В позднем силуре - раннем девоне в Прибалтике произошло образование взбросов, кое-где грабенов, и возникли платформенные инверсионные поднятия, ориентированные в субширотном направлении. В это время, которое отвечает каледонской эпохе развития окружавших платформу геосинклинальных областей, климат был жарким или теплым, что наряду с мелководными морскими бассейнами способствовало развитию обильной и разнообразной фауны.

Среднедевонский-верхнетриасовый комплекс . 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 (рис. 10). 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). Не исключена возможность более раннего, рифейского (?) заложения этой структуры, как показывают данные ГСЗ. Максимальные погружения испытывали Прикаспийская синеклиза, Днепровско-Донецкий, Припятский и Днестровский прогибы. Северо-восточная часть Сарматского щита - в очертаниях современной Волго-Уральской антеклизы вместе с Московской синеклизой - также была охвачена опусканием. Эта обширная впадина, возникшая в девоне, была названа А. Д. Архангельским Восточно-Русской. Энергично прогибалась и западная часть платформы. На общем фоне нисходящих движений только небольшие участки испытывали относительное поднятие.

Девонские отложения распространены на Русской плите очень широко, обнажаясь на поверхности в Прибалтике и Белоруссии (Главное девонское поле), на северных склонах Воронежской антеклизы (Центральное девонское поле), вдоль юго-восточной окраины Балтийского щита, в Приднестровье и вдоль южных окраин Донбасса. В остальных местах девон вскрыт тысячами скважин и под покровом более молодых отложений выполняет Днепровско-Донецкий прогиб, Московскую синеклизу, впадины западных районов плиты, повсеместно развит в пределах Волго-Уральской антеклизы и в Прикаспийской впадине. Девон чрезвычайно разнообразен в фациальном отношении, а максимальные мощности отложений превышают 2 км.

Начиная с эйфельского и особенно живетского веков среднего девона палеогеографическая обстановка резко изменилась, значительные пространства Русской плиты стали испытывать погружения. Поскольку трансгрессии в основном распространялись с востока на запад, то в восточных районах преобладают фации открытого моря, а в западных - лагунные и лагунно-континентальные. Средне-верхнедевонские отложения особенно детально расчленены в Прибалтике, в центральных и восточных районах Русской плиты, в Волго-Уральской области.

В районе Главного девонского поля присутствуют отложения эйфельского, живетского, франского и фаменского ярусов. Отложения эйфельского и живетского ярусов с размывом залегают на более древних породах и представлены красноцветной толщей песчаников и глин,

А в средней части - мергелей и известняков с линзами соли (0,4 км). Большая часть франского яруса слагается известняками, доломитами и мергелями (0,1 км). Верхи франского и весь фаменский ярусы представлены песчано-глинистыми, местами пестроцветными отложениями (0,2 км). Красно- и пестроцветные отложения среднего и верхнего девона Главного поля формировались в условиях выровненных прибрежных окраинных равнин морского бассейна.

В Центральном девонском поле непосредственно на породах фундамента залегают эйфельские песчано-глинисто-карбонатные отложения с изменчивой мощностью (от 0 до 0,2 км). Выше располагаются маломощные глинисто-карбонатные отложения живетского яруса, сменяющиеся франскими пестроцветными галечниками, песчаниками, глинами (около 0,15 км). Верхняя часть франского и весь фаменский ярусы представлены карбонатной толщей известняков, реже мергелей с тонкими глинистыми прослоями (около 0,2 км). Общая мощность девона в Центральном поле достигает 0,5 км. Таким образом, в нижней и средней частях разреза преобладают песчано-глинистые, а в верхней - карбонатные отложения. К северу, в сторону Московской синеклизы, девонские отложения близки к таковым Центрального поля, но увеличиваются в мощности (до 0,9 км), значительную роль начинают играть лагунные образования: ангидриды, гипсы, соли и другие.

Восточнее, в Волго-Уральской области, разрез средне-верхнедевонских отложений в целом отличается от вышеописанных более глубоководными, чисто морскими фациями. В живетском веке возродился Казанско-Сергиевский авлакоген, в связи с чем в нем проявлялся вулканизм. Отложения живетского яруса, залегающие с размывом на маломощных эйфельских отложениях, представлены в основном темными битуминозными глинистыми известняками (0,2 км). Залегающие выше франские отложения в низах слагаются песками, глинами и песчаниками, часто насыщенными нефтью. Затем они постепенно сменяются толщей глин, мергелей и известняков, иногда битуминозных, мощностью до 0,3 км. В среднем-позднем девоне в Волго-Уральской области сформировались узкие грабены - Камско-Кинельские прогибы. Именно в них в наиболее глубоких зонах накапливались так называемые доманиковые слои. По краям грабенов существовали цепочки биогермов. Доманиковые слои (средняя часть франского яруса) представлены тонкослоистыми глинами, известняками и кремнистыми породами, в них отмечено повышенное содержание битумов, образовавшихся за счет огромных масс водорослей, скапливавшихся в застойных глубоководных понижениях морского дна. Доманиковые слои считаются одной из главных нефтепроизводящих свит Волго-Уральской области.

Фаменский ярус сложен доломитами, реже мергелями и известняками (до 0,4 км), накапливавшимися в условиях мелководья в результате нарастания регрессии, начавшейся еще в позднефранское время. Суммарная мощность девонских отложений на востоке Волго-Уральской области превышает 1,5 км.

На западе Русской плиты девон вскрыт скважинами около Львова и представлен всеми тремя отделами, общей мощностью более 1 км. Нижний девон слагается красно- и пестроцветными песчано-глинистыми отложениями с панцирными рыбами, в среднем девоне сменяющимися битуминозными доломитами с прослоями песчаников, а в верхнем - известняками и доломитами. Таким образом, существовавший в раннем палеозое Волго-Камский щит в среднем девоне раздробился" а в позднем - испытал погружение.

Особый интерес представляют девонские отложения возрожденного Днепровско-Донецкого авлакогена, где они образуют мощную толщу в его центральной части, быстро выклинивающуюся к бортам. Средний девон (начиная с живетского яруса) и низы верхнего представлены соленосной толщей мощностью более 1 км (рис. 11, I). Кроме каменных солей в ней встречаются прослои ангидритов, гипсов, глин. В многочисленных соляных куполах на поверхность выносятся обломки известняков, содержащих фауну франского яруса. Фаменский ярус слагается очень пестрыми по составу и фациально изменчивыми отложениями: карбонатно-сульфатными глинами, мергелями, песчаниками и т. д. На крайнем западе, в Припятском грабене в фаменском ярусе, присутствуют линзы и толщи калийных солей (рис. 11, II).

В межсолевых отложениях девона обнаружены месторождения нефти. Суммарная мощность девонских отложений превышает 2 км.

Формирование Днепровско-Донецкого авлакогена сопровождалось вулканизмом. Так, в районе Черниговского выступа скважинами вскрыты оливиновые и щелочные базальты, трахиты и их туфы, около 0,8 км мощностью. По-видимому, скважина "попала" в центр крупного вулкана. Проявление щелочного базальтового вулканизма имело место и в Припятском грабене. Франский век - это время раздробления фундамента авлакогена. Вулканиты верхнего девона известны и по южным окраинам Донбасса, в бассейнах рек Кальмиус и Волноваха. Наряду с песчаниками, конгломератами, известняками и аргиллитами в этом районе развиты оливиновые и щелочные базальты, трахиандезито-базальты, лимбургиты, авгититы и др. Выше появляются трахилипариты и их туфы. Мощность осадочного и вулканогенного девона превышает 0,5 км. Верхнедевонские покровы толеитовых базальтов обнаружены на юго-восточных склонах Воронежской антеклизы. В соляных куполах Днепровско-Донецкого прогиба часто попадаются обломки щелочных базальтов, указывающие на широкое развитие в нем вулканизма. Скважины вскрыли верхнедевонские базальты и на Волго-Уральской антеклизе.

В позднем девоне на Кольском полуострове происходило внедрение кольцевых интрузий щелочных пород (Ловозерский, Хибинский и другие массивы). Следовательно, в течение среднего и позднего девона во многих районах платформы имел место магматизм, продукты которого подразделяются на типичные траппы, а также щелочно-ба-зальтовые и щелочно-ультраосновные, тяготеющие к зонам крупных разломов.

Выводы . Девонский период на Восточно-Европейской платформе ознаменовался существенной перестройкой структурного плана, раздроблением восточной ее части и заложением ряда авлакогенов. Раннедевонская эпоха была временем почти повсеместных поднятий. В эйфельское время происходили локальные опускания. Начавшаяся в живетском веке трансгрессия достигла максимума в раннефаменское время, после чего произошло сокращение морского бассейна, его обмеление и создалась сложная картина распределения фаций с преобладанием лагунных. Дифференцированные тектонические движения сопровождались щелочным, основным, щелочно-ультраосновным и трапповым магматизмом. В начале позднего девона в Предуралье сформировались узкие (1-5 км), но протяженные (100-200 км) грабены, свидетельствующие о раздроблении коры.

В каменноугольный период сохранился примерно тот же структурный план, который сложился к концу девонского времени. Области максимальных прогибаний находились в пределах Восточно-Русской впадины, тяготея к Уральской геосинклинали. Отложения карбона распространены на плите весьма широко, отсутствуя лишь на Балтийском и Украинским щитах, в Прибалтике, на Воронежской и Белорусской антеклизах. Во многих местах, где эти отложения перекрыты более молодыми породами, они вскрыты скважинами. Среди крупнейших отрицательных структур каменноугольного периода можно назвать Днепровско-Донецкий прогиб; на западе платформы формировалась Польско-Литовская, а на востоке - Восточно-Русская впадина, которая в отличие от девонского времени приобрела четко выраженную меридиональную ориентировку. Тиман испытывал относительное поднятие. На юго-востоке платформы продолжала прогибаться Прикаспийская впадина. В связи с важным практическим значением каменноугольных отложений их стратиграфия разработана очень подробно.

Наибольшим распространением в карбоне пользуются карбонатные осадки, а в подчиненном количестве находятся песчано-глинистые. Распределение фаций в каменноугольных отложениях характеризуется большой сложностью ввиду быстро менявшейся палеогеографической обстановки и прихотливости очертаний береговых линий водоемов. Классическим разрезом карбона считаются разрезы южных окраин Московской синеклизы, где выделяются все три отдела и все ярусы, кроме башкирского. Карбон начинается здесь турнейским ярусом, залегающим местами с незначительным перерывом на верхнем девоне. Нижняя часть турне представлена известняками с прослоями глин (30 м), а верхняя - глинами и песками (10-12 м). В результате поднятий, охвативших платформу в раннем визе, отложения визейского яруса налегают с размывом на нижележащих толщах, причем величина этого перерыва увеличивается в западном направлении, но размыв был различный в разных местах, достигая первых десятков метров. Нижняя часть и низы средней части визейского яруса слагаются переслаивающимися континентальными речными, озерными и болотными отложениями: глинами, песками, песчаниками, реже известняками, мергелями резко меняющейся мощности, от первых десятков метров до 0,4 км. С этими отложениями связаны прослои каменного и бурого углей (мощность угленосного горизонта 5-10 м), образующими месторождения Подмосковного бассейна (лимническая угленосная формация). В пределах Волго-Уральской области с нижневизейскими песчаными толщами связаны месторождения нефти. На севере плиты, у Тихвина, к этим же отложениям приурочены бокситы и огнеупорные глины. Местами встречаются залежи озерных железных руд. Формирование угленосных пород происходило в условиях обширных низменных равнин, в дельтах медленно текущих по ней рек. Именно в визейском веке впервые началось интенсивное углеобразование. Широкое развитие терригенных пород в ранневизейское время обусловлено поднятиями по северо-западной и западной периферии Русской плиты. В среднем и позднем визе и в начале серпуховского века огромные пространства плиты были заняты мелководным морем, в котором отлагались известняки и доломитизированные известняки, достигающие 0,25 км мощности в восточных районах. В конце серпуховского века вновь происходит поднятие и отложения башкирского яруса в центре и на юге Московской синеклизы отсутствуют, но они присутствуют восточнее, где представлены на западе маломощной пачкой глин, песков и песчаников прибрежно-морского и континентального происхождения. На восток они замещаются известняками (0,25 км). В позднебашкирское время поднятия охватывают центральную часть плиты и низы московского яруса представлены маломощными (до 70 м) песчаниками, глинами, местами сульфатными, красноцветными, отложившимися в лагунных, дельтовых и континентальных условиях (верейский горизонт). Остальная часть московского яруса слагается в низах мергелями, известняками и доломитами с прослоями глин и песков, а выше - чистыми известняками. Мощность среднего карбона увеличивается от 0,1 км на западе до 0,4-0,5 км на востоке. Верхний карбон сложен известняками (0,1-0,4 км), в которых примесь терригенного материала нарастает к западу.

Таким образом, каменноугольные отложения центральных районов Русской плиты характеризуются преимущественно карбонатными породами, лишь в нижнем визе и в низах московского яруса встречаются песчано-глинистые толщи, фиксирующие собой размывы. Максимальные мощности карбона достигают в Московской синеклизе 0,4 км, а на востоке и юго-востоке плиты превышают 1,5 км.

Разрез карбона на западе плиты, в Львовско-Волынском угленосном бассейне, отличается от вышеописанного тем, что в нижнем визе распространены известняки, а угли появляются в верхнем визе и в башкирском ярусе среднего карбона, причем угленосная толща достигает 0,4 км, а суммарная мощность карбона - 1 км.

Каменноугольные отложения Донбасса, складчатое сооружение которого вдается в тело платформы и, по существу, не принадлежит ей, резко отличаются от таких же по возрасту отложений, как Днепровского прогиба, так и других районов Русской плиты. Несомненно, что Донбасс тесно связан с геосинклинальными структурами северной части Скифской плиты. По простиранию он переходит в Днепровско-Донецкий авлакоген, но внутриплатформенной структурой не является. Для того чтобы яснее представить себе отличия Донбасса и его тектоническую позицию, мы рассмотрим его здесь, в разделе о платформе, хотя, строго говоря, это следовало бы сделать в главе о палеозойской Скифской плите.

Исключительный интерес представляют собой каменноугольные отложения Донбасса, обладающие огромной (более 20 км) мощностью и полнотой разреза. Отложения нижнего карбона в составе турнейского яруса и нижнего визе, с резким размывом залегающие на докембрийских и девонских отложениях, представлены доломитами и известняками мощностью не более 0,5 км. Но начиная с верхнего визе картина резко меняется и на смену известнякам приходит колоссальная толща паралической угленосной формации верхнего визе - нижней части верхнего карбона. Эта продуктивная толща сложена чередующимися прослоями песчаников, алевролитов, аргиллитов, известняков и углей, причем на долю известняков приходится не более 1%, а на долю углей - 1,1 -1,8%. Весь остальной объем толщи представлен алевролитами, аргиллитами (до 85%) и в меньшей степени - песчаниками (до 45%). Несмотря на то что пласты известняков не превышают 1 - 3 м мощности, они выдерживаются на большом расстоянии и являются прекрасными маркирующими горизонтами. Отложения верхнего визе и намюра достигают 3 км мощности, среднего карбона - 6 и верхнего - 3 км. Со второй половины верхнего карбона угленосность быстро падает, появляются красноцветы и разрез венчается континентальными песчано-глинистыми пестроцветными отложениями верхов верхнего карбона - араукариевой свитой с окаменевшими стволами араукарий.

Таким образом, низы нижнего карбона представлены морскими фациями, верхи нижнего, средний и верхний - морскими, лагунными и континентальными. Суммарная мощность карбона превышает 10-12 км, а восточнее г. Шахты достигает 20 км. Для каменноугольных отложений характерна ритмичность, являющаяся следствием пульсирующих тектонических движений, во время которых поднятия чередовались с опусканиями. К западу угленосность быстро сокращается, так же как и общая мощность карбона, не превышающая на западе Днепровско-Донецкого прогиба 0,3-0,7 км, но в центральных частях достигающая 12,5 км. До башкирского века включительно в этих районах преобладают морские условия осадконакопления, а начиная с московского века - континентальные. Угленосные толщи Донбасса являются классическим примером паралической формации, образовавшейся в быстро меняющейся палеогеографической обстановке, когда неглубокое море уступало место лагуне или даже прибрежной зоне. И такое чередование условий происходило сотни раз. Периоды углеобразования характеризовались влажным и жарким климатом, а в остальное время он был более сухим, но также жарким.

Выводы . Для каменноугольного периода необходимо подчеркнуть ясно выраженную меридиональную_ ориентидовку главных прогибов. Восточные области Русской плиты погружались гораздо интенсивнее западных и центральных, и там господствовали условия открытого, хотя и неглубокого морского бассейна. Волны поднятий, имевших место в позднем турне - раннем визе, позднем визе, в раннебашкирское и раннемосковское время лишь кратковременно прерывали устойчивое погружение плиты. Позднекаменноугольная эпоха характеризовалась медленными поднятиями, в результате которых море мелело и в жарком сухом климате накапливались доломиты, гипсы и ангидриты. Но наибольшим своеобразием отличалось ранневизейское время, во время которого существовали довольно расчлененный рельеф, крайне сложная фациальная обстановка и гумидный климат, способствовавшие накоплению углей и бокситов на севере.

В пермский период структурный план платформы в целом наследует таковой каменноугольного периода. Особенно тесная литологическая связь существует между верхним карбоном, ассельским и сакмарским ярусами нижней перми. Во второй половине пермского периода на платформе происходят поднятия, индуцированные орогеническими движениями в замыкающейся Уральской геосинклинали. Область накопления осадков приобретает еще более четкую меридиональную ориентировку, явно тяготея к Уралу. По восточной границе платформы с растущими горными сооружениями Урала в пермское время закладывается Предуральский краевой прогиб, в процессе своего развития как бы "накатывавшийся" на платформу. Как и в каменноугольное время максимальная мощность пермских отложений наблюдается на востоке. Пермские морские отложения характеризуются довольно бедной фауной, что обусловлено повышенной или пониженной соленостью бассейнов того времени. Пермские отложения широко распространены в пределах платформы, обнажаются на востоке, юго- и северо-востоке. В Прикаспийской впадине пермские отложения известны в соляных куполах, по данным бурения и геофизики они имеют мощность в несколько километров. На западе Русской плиты пермь известна в Польско-Литовской и в Днепровско-Донецкой впадинах.

Нижняя пермь хорошо изучена в Московской синеклизе и Волго-Уральской области. Ассельские и сакмарские отложения представлены в нижней части разреза известняками и доломитами, кое-где терригенными породами, а в верхней - песчаниками, алевролитами, глинами, прослоями гипсов и ангидритов. В районе Окско-Цнинского вала мощность отложений сакмарского яруса не превышает 0,1 км, увеличиваясь в Ишимбаевском Приуралье до 0,2-0,3 км. Уже в ассельском веке на границе с Предуральским краевым прогибом в зоне крутых флексур начинают расти мшанковые, гидроактиниевые и другие рифы, образующие длинную цепочку, вытянутую с севера на юг. Особенно энергично рифовые постройки формировались в артинский век. На западе плиты артинские отложения ограничены районом современного Окско-Цнинского вала и представлены доломитами, ангидритами и гипсами, иногда с песчано-глинистыми прослоями. Мощность отложений артинского яруса с 20-40 м увеличивается на востоке до 0,25 км. Кунгурские отложения еще более ограничены в своем распространении и не проникают западнее меридиана Куйбышева. Они сложены также доломитами (в низах разреза), ангидритами, глинами, мергелями и гипсами, накапливавшимися в условиях огромной лагуны, в которую лишь периодически вторгалось море. Соленосные толщи, столь широко развитые в Предуральском краевом прогибе, в кунгурских отложениях плиты почти полностью отсутствуют, но обладают, по-видимому, большой мощностью (3 км) в Прикаспийской впадине.

Начало поздней перми ознаменовалось регрессией моря, и нижняя часть казанского яруса представлена очень пестрой по составу толщей пород: красноцветными конгломератами, галечниками, песчаниками, глинами, мергелями (уфимская свита). Снос материала происходил с Урала, отлагалась типичная красноцветная континентальная толща с очень характерными медистыми песчаниками, образовавшимися за счет разрушения коренных месторождений меди на Урале. Остальная часть казанского яруса в узкой меридиональной полосе представлена морскими известняками и лагунными доломитами и мергелями. К востоку они замещаются мощной красноцветной континентальной толщей с линзами конгломератов и галечников. Мощность отложений казанского яруса на востоке составляет сотни метров, а на западе едва достигает первых десятков. Отложения татарского яруса верхней перми развиты только на северо-востоке и востоке платформы, местами залегают на нижележащих отложениях с перерывом и представлены сложнопостроенной пестроцветной континентальной толщей осадков, среди которых преобладают различно окрашенные мергели, а также глины, пески, песчаники. Все эти отложения накапливались за счет многочисленных рек, которые текли через всю платформу, образуя на западе толщи дельтовых отложений, в которых еще в прошлом веке на берегах Северной Двины была обнаружена богатая фауна позвоночных - амфибий и рептилий. Мощность отложений татарского яруса на востоке достигает 0,6-0,7 км.

Чрезвычайно большую роль играют пермские отложения в строении Прикаспийской впадины. Начиная от Татарского свода Волго-Уральской антеклизы в южном направлении мощность пермских отложений постепенно нарастает. На широте Бугуруслана карбонатно-глинистые

Рис. 12. Машевский соляной купол в Днепровско-Донецком прогибе:

1 - пермская каменная соль; 2 - девонская каменная соль; 3 - зона брекчий

морские отложения нижней перми достигают примерно 0,3-0,5 км мощности. В прибрежно-морских отложениях казанского яруса появляются линзы каменных солей. В южном направлении отложения замещаются песчано-глинистыми континентальными фациями. Резкое увеличение мощности пермских отложений происходит в зоне Перикаспийских дислокаций. Верхнепермские отложения, заполняющие пространства между многочисленными соляными куполами, как показали результаты сейсморазведки, имеют мощность не менее 4 км. По-видимому, суммарная мощность колоссальной толщи пермских отложений составляет около 8 км. До настоящего времени не совсем ясно, только ли кунгурская соль присутствует в этом районе? Возможно, что здесь есть и более древние соленосные толщи, в частности верхнедевонские.

Чрезвычайно мощная (до 3 км) толща пермских отложений развита в западных районах Донбасса, в Артемовской и Кальмиусской впадинах, а в северо-западном направлении, в пределах Днепровско-Донецкой впадины, она сокращается в мощности до 0,3 км. В Донбассе в основании пермских отложений, лежащих на араукаритовой свите верхнего карбона, располагается толща пестрых медистых песчаников, красноватых загипсованных глин и алевролитов. Выше по разрезу терригенные породы сменяются преимущественно известняками и доломитами, на которых располагается соленосная (краматорская) толща, состоящая из чередующихся прослоев глин, мергелей, алевролитов, каменной соли и ангидритов (рис. 12). Над соленосной толщей с несогласием залегают континентальные пестроцветные песчано-конгломератовые отложения. Возрастное расчленение этого сложнопостроенного разреза проводится условно, и отложения выше соленосной толщи (песчано-конгломератовые) считаются верхнепермскими, хотя, возможно, они принадлежат уже нижнему триасу.

В раннепермское время прогиб Большого Донбасса, зажатый между кристаллическими массивами Воронежской антеклизы и Украинского щита, подвергся интенсивной складчатости, охватившей, однако, лишь центральную часть прогиба, тогда как ее борта испытали только слабые деформации и приобрели форму пологих моноклиналей (рис. 13). Складчатость довольно быстро затухает в западном направлении, по простиранию прогиба. Донбасс характеризуется развитием линейных, весьма протяженных (сотни километров) складок, заполняющих все пространство, общий рисунок складок довольно простой. Распространены широкие, плоские синклинали и узкие антиклинали, осложненные взбросами и надвигами. По данным В. С. Попова, по северной окраине Донбасса выделяются зоны мелкой складчатости и надвигов, по южной - сбросов, а центральная зона прогиба занята крупными линейными складками. На западе замыкание прогиба выражено Артемовской и Кальмиусской впадинами. Маломощные пермские отложения (до 0,1 км), представленные песчаниками, известняками, гипсами и ангидритами, известны и на крайнем западе платформы в пределах Польско-Литовской впадины.

Выводы . Пермский период на Восточно-Европейской платформе характеризовался сложной палеогеографической обстановкой, частой миграцией мелководных морских бассейнов сначала нормальной солености, затем солоноватоводных, и, наконец, приобладанием континентальных условий в конце поздней перми, когда почти вся платформа вышла из-под уровня моря и лишь на востоке и юго-востоке осадконакопление еще продолжалось. Пермские, особенно верхнепермские, отложения находятся в тесной связи с молассами Предуральского краевого прогиба. Нижний отдел пермской системы литологически резко отличается от верхнего и представлен преимущественно карбонатными породами, в верхах разреза сильно загипсованными. Мощность нижнепермских отложений не выходит за пределы первых сотен метров и возрастает лишь на восток. Верхняя пермь повсеместно слагается терригенными породами, лишь в северо-восточных районах казанский ярус представлен известняками и доломитами. Мощность верхнепермских отложений также составляет первые сотни метров, на резко возрастает на востоке и в Прикаспийской впадине. Климат пермского периода был жарким, временами субтропическим, но в целом характеризовался значительной сухостью. На севере преобладали условия гумидного климата умеренных широт. В пермское время имело место проявление магматизма на Кольском полуострове, где формировались сложные массивы нефелиновых сиенитов - Хибинский и Ловозерский.

Отложения триасовой системы тесно связаны с отложениями татарского яруса верхней перми. Поднятия в конце перми вновь сменились опусканиями, но осадконакопление в раннем триасе происходило на значительно меньшей площади. Восточно-Русская впадина распалась на несколько изолированных впадин. Начала оформляться Волго-Уральская антеклиза. Отложения нижнего триаса залегают местами с размывом на более древних породах, шире всего они распространены на поверхности в северо-восточной части Московской синеклизы. Они развиты в Прикаспийской, Днепровско-Донецкой и в Польско-Литовской впадинах. Повсеместно, кроме Прикаспия, нижний триас представлен пестроцветной континентальной ветлужской серией , сложенной песчаниками, глинами, мергелями, редко озерными известняками. Прослеживается несколько ритмично построенных пачек, начинающихся более грубым и заканчивающихся тонким материалом. Обширные мелкие пресные бассейны часто меняли свои очертания. Обломочный материал приносился с востока, с разрушающихся палеоуральских гор, а также с Балтийского и Украинского щитов и растущих Воронежской, Волго-Уральской и Белорусской антеклиз. Текущие реки медленно разносили его по низменной равнине. Мощность пестроцветов ветлужской серии на северо-востоке составляет 0,15 км, в районе Галича - 0,3, в Прибалтике - около 0,3, а в Днепровско-Донецкой впадине увеличивается до 0,6 км. В среднем триасе почти вся территория платформы была охвачена поднятиями, кроме Прикаспийской впадины. Имеются данные о наличии отложений среднего триаса в Днепровско-Донецкой впадине. Верхний триас в виде маломощных глинистых отложений с прослоями песчаников известен в Днепровско-Донецкой впадине и в Прибалтике.

Особый интерес представляет разрез отложений триаса в Прикаспийской впадине, где он распространен на всей ее площади и обладает большой мощностью. В центральных частях впадины нижний триас залегает согласно на отложениях татарского яруса, но в ее краевых участках в основании триаса наблюдается размыв. Важной особенностью разреза нижнего триаса является присутствие в нем морских отложений - глин с прослоями известняков, содержащих фауну аммонитов, свидетельствующую о трансгрессии моря с юга. Знаменитый разрез морских отложений нижнего триаса был уже давно описан на горе Большое Богдо. По-видимому, трансгрессии были периодическими и кратковременными, так как нижний триас в основном сложен континентальными кварцевыми песчаниками, красноцветными и пестро-цветными глинами, мергелями. Данные бурения указывают на присутствие и среднего триаса мощностью до 0,8 км, сложенного известняками и доломитами, а в низах и верхах разреза - терригенными породами. Верхний триас представлен красноцветными песчано-глинисто-мергельными породами. Общая мощность триаса в Прикаспийской впадине превышает 2 км.

Севернее Горького располагается Пучежская структура, скорее всего астроблема, диаметром в первые сотни метров, в которой нормально лежащие слои карбона - нижнего триаса сменяются мощной глыбовой брекчией с обломками кристаллических пород фундамента. В брекчии найдены следы импактных (ударных) текстур. Вся брекчия несогласно перекрывается среднеюрскими отложениями.

Климатические условия в триасовый период были аридными, однако в раннетриасовую эпоху влажность была повышенной по сравнению с татарским веком. В позднем триасе климат становится гумидным. В целом триасовые отложения характеризуются сложным набором континентальных фаций: речных, озерных, пролювиальных. Морские - развиты только на крайнем юго-востоке. Преимущественная окраска пород красная, бурая, оранжевая.

Выводы . Главные особенности герцинского этапа развития Восточно-Европейской платформы заключаются в следующем.

Длительность герцинского этапа составляет примерно 150 млн. лет и охватывает время от среднего девона до позднего триаса включительно.

Суммарная мощность осадков колеблется от 0,2-0,3 до 10 км и более (в Прикаспийской впадине).

Начало этапа сопровождалось перестройкой структурного плана, энергичными тектоническими движениями, дроблением фундамента и широким проявлением щелочно-базальтового ультраосновного - щелочного и траппового вулканизма.

Структурный план на протяжении герцинского этапа изменялся слабо и области поднятий к концу этапа постепенно разрастались, но в целом на платформе преобладали погружения, особенно в начале этапа, что резко отличает его от каледонского.

С середины этапа ориентировка прогибов была меридиональной и области прогибаний оттеснялись на восток, что обусловлено влиянием герцинской геосинклинали Урала.

В конце этапа была сформирована Русская плита в границах, близких к современным, и сформированы основные структуры, в том числе и локальные.

Нижние части разреза герцинского комплекса слагаются преимущественно терригенными отложениями, местами соленосными. В середине разреза широким распространением пользуются карбонатные толщи, в верхах снова сменяющиеся терригенными, красноцветными, реже соленосными отложениями. В конце герцинского этапа начался рост соляных куполов в Украинской и Прикаспийской впадинах.

В течение всего этапа климат оставался жарким, то влажным, то более засушливым.

Нижнеюрский - кайнозойский комплекс . В среднем и позднем триасе и в ранней юре на Восточно-Европейской платформе господствовали поднятия. В средней юре происходит перестройка структурного плана, погружения постепенно охватили большие площади Русской плиты. Трансгрессия достигла максимума в середине поздней юры, когда образовался широкий и плоский меридиональный прогиб, соединивший Арктические и Южные моря. В раннем мелу площади прогибания несколько сократились, а в начале позднего мела произошло изменение структурного плана и прогибы, сосредоточившись только в южной половине платформы, приобрели широтную ориентировку. В начале альпийского этапа возникли новые области прогибаний: Ульяновско-Саратовская, Причерноморская и Украинская впадины, причем последняя наследовала Днепровско-Донецкий прогиб, прекративший развитие как авлакоген уже в визейском веке, захватив прилегающие участки Воронежской антеклизы и Украинского щита. Области прогибаний отделялись друг от друга относительными поднятиями (рис. 14). Районы распространения юрских, меловых и кайнозойских отложений на юге платформы тесно связаны с одновозрастными отложениями чехла Скифской эпипалеозойской плиты, обрамляющей платформу с юга, и находились под влиянием альпийских геосинклиналий. В плиоценовое и четвертичное время на всей территории платформы происходила активизация тектонических движений.

Отложения юрской системы широко распространены на платформе в Польско-Литовской, Украинской, Причерноморской, Прикаспийской и Ульяновско-Саратовской впадинах. На крайнем юге существовала огромная низменная прибрежная равнина. Нижнеюрские отложения известны в Украинской впадине, где они представлены лимнической угленосной толщей, состоящей из песчаников и прослоев бурых углей, а также морских песчано-глинистых отложений мощностью до 0,4 км. В Саратовском Поволжье, в Причерноморской и Прикаспийской впадинах лейас представлен однообразными и маломощными песчано-глинистыми континентальными отложениями с углистыми прослоями.

В среднеюрскую эпоху начинаются погружения, охватившие значительную часть Русской плиты. Море трансгрессирует с юго-востока и с севера и проникает в Ульяновско-Саратовскую и Украинскую впадины, где известны морские песчано-глинистые отложения мощностью

До сотни метров, и только в Донбассе пески и темные глины средней юры достигают 0,5 км. В Польско-Литовской впадине к средней юре относятся песчано-глинистые породы континентального, частично при-брежно-морского происхождения мощностью до 40 м.

Рис. 14. Основные структуры Восточно-Европейской платформы на альпийском этапе развития (по М. В. Муратову, с дополнениями):

1 - области устойчивых поднятий; 2 - позднеюрские прогибы; 3 - области слабого прогибания в юрском и меловом периодах; 4 - позднемеловые прогибы; 5 - палеогеновые прогибы; 6 - герциниды; 7 - каледониды; 8 - геосинклинали; 9 - суммарная мощность отложении, км; 10 - грабенообразные впадины; 11 - слабые складчатые деформации. I - Польско-Литовская синеклиза; II - Причерноморская впадина; III - Украинская впадина; IV - Ульяновско-Саратовская впадина; V - Прикаспийская синеклиза

В позднеюрскую эпоху почти вся восточная и центральная части Русской плиты заливаются морем вследствие разрастания погружений, наметившихся уже в средней юре. К югу от Украинской впадины, в которой известны морские верхнеюрские отложения, располагалась область субширотных поднятий, где отложения верхней юры отсутствуют. Воронежская антеклиза хотя и перекрывалась морем, но все время испытывала относительное поднятие, следствием которого явилась незначительная мощность и мелководность осадков верхней юры в ее пределах. Арктические и Южные моря соединялись широким проливом на востоке плиты, но эта связь не была постоянной и временами прерывалась. Максимум трансгрессии приходится на первую половину поздней юры - нижневолжский век. Среди отложений верхней юры преобладают мелководные осадки, представленные темными глинами, различными песками, в том числе и глауконитовыми с фосфоритовыми желваками, кое-где достигающими промышленных скоплений. Встречаются также горючие сланцы (Сызрань), образовавшиеся в условиях застойных илистых котловин за счет водорослей (сапропелиты). В Прикаспийской впадине с верхнеюрскими отложениями связаны месторождения нефти и газа. Наряду с морскими отложениями в отдельных местах развиты и континентальные: озерные и речные пески и глины, реже мергели. На юге и на юго-западе плиты в позднеюрское время накапливались карбонатные и пестроцветные отложения. В Поволжье мощность юрских отложений достигает 0,2 км, а в районе Прикаспийской впадины - 3 км и более. Сероцветные терригенные отложения верхней юры известны на Земле Франца Иосифа в Арктике.

Наибольшим литологическим разнообразием характеризуются отложения нижневолжского яруса верхней юры, в которых широко развиты глины преимущественно темной окраски, пески, фосфориты, горючие сланцы, мергели, кремнистые известняки. Климат юрского периода был жарким и влажным, и на юге и юго-западе плиты аридным. В конце ранневолжского века погружения ослабевают и своего максимума регрессия достигает в поздневолжский век. Таким образом, в конце поздней юры Русская плита была охвачена всеобщим поднятием.

Отложения меловой системы пользуются на платформе широким распространением. Нижний мел и сеноманский ярус представлен песчано-глинистыми породами, а остальная часть верхнего мела - карбонатными. Между аптом и альбом произошла перестройка структурного плана. Доальбские отложения наследовали позднеюрские структуры и накапливались в восточной и.центральной областях Русской плиты, образуя широкую меридиональную полосу. Альбские и верхнемеловые отложения приурочены к широтной зоне на юге плиты, тяготея к Альпийско-Средиземноморскому поясу.

Отложения нижнего мела пространственно и литологически тесно связаны с верхнеюрскими. В меридиональной полосе от Прикаспийской до Печорской впадины развиты морские сероцветные, терригенные отложения, характерной особенностью которых является присутствие большого количества конкреций фосфоритов. В Украинской и Польско-Литовской впадинах распространены песчано-глинистые континентальные отложения нижнего мела, а в Причерноморье развиты морские отложения альба. Нижнемеловые отложения обладают мощностью в первые десятки, редко первые сотни метров, достигая значительных величин лишь в Прикаспийской впадине, где они представлены мощной (0,5-0,8 км) толщей пестроцветных песчано-глинистых континентальных и морских отложений. С барремским и альбским ярусами связаны нефтеносные горизонты, в частности Южной Эмбы. В других районах характерно преобладание разнообразных глин: слюдистых, песчанистых, углистых. Повсеместно (валанжинский ярус) присутствуют пески, часто глауконитовые с фосфоритами, образуя широко распространенный горизонт (рязанский). Интересно, что этот горизонт сложен как первичными, так и переотложенными фосфоритовыми желваками из юрских отложений. В верховьях р. Вятка этот горизонт (0,5-0,7 м) разрабатывается. Фосфориты исчезают из разреза нижнемеловых отложений выше готеривского яруса. На Земле Франца-Иосифа известны нижнемеловые песчано-глинистые отложения и траппы - силлы, дайки, покровы толептовых базальтов. Это самая молодая трапповая провинция на территории СССР.

Отложения верхнего мела широко распространены в южной половине платформы, где они достигают мощности в сотни метров, особенно в Прикаспийской, Украинской и Польско-Литовской впадинах. В более северных районах, например в Московской синеклизе и на Воронежской антеклизе, верхнемеловые отложения маломощны или полностью эродированы. Позднемеловое море не было так изолировано, как раннемеловое, и имело постоянные связи с бассейнами на территории Западной Европы. Верхний мел представлен карбонатными породами: известняками, мергелями, белым писчим мелом, реже опоками и трепелами. Встречаются также пески и песчаники, часто глауконитовые, содержащие желваки фосфоритов.

Отложения сеноманского яруса, еще тесно связанные с альбом, во всех районах представлены зеленовато-серыми глауконитовыми песками и песчаниками с конкрециями фосфоритов. Только в Польско-Литовской впадине верхи сеномана представлены песчанистыми известняками и мергелями. В верхнемеловых отложениях наблюдается широкое распространение фосфоритов по всему разрезу, однако наиболее важное значение имеют фосфориты сеноманского яруса, разрабатывающиеся в районах Курска и Брянска. Фосфориты развиты в краевых зонах крупных впадин, исчезая к их центру. Отложения туронского, коньякского, сантонского, кампанского, в меньшей степени маастрихтского и датского ярусов представлены известняками и мергелями, а также белым писчим мелом. Классические разрезы верхнемеловых отложений находятся в районе Ульяновского и Саратовского Поволжья. По южному борту Московской синеклизы и в Заволжье разрез верхнемеловых отложений неполный, с многочисленными перерывами. Гораздо более мощные разрезы (до 0,8-1 км) имеются в Украинской, Львовской и Прикаспийской впадинах. Трансгрессия начала позднего мела сменилась в маастрихтском веке регрессией, а датские отложения в связи с охватившими платформу поднятиями почти полностью отсутствуют на плите, за исключением района Прикаспийской и Украинской впадин. Мощность верхнемеловых отложений составляет первые сотни метров, лишь в отдельных районах превышая 1 км.

Кайнозойские отложения распространены только в южной части платформы, северная граница развития отложений неогеновой системы располагается южнее, чем палеогеновой, что свидетельствует о сокращении площади осадконакопления во времени и о разрастании поднятий. Морские отложения постепенно уступают место прибрежным, озерным.

Отложения палеогеновой системы развиты в Прикаспийской, Ульяновско-Саратовской, Причерноморской и Украинской впадинах, а также в районе Украинского щита, опускавшегося в палеогеновый период. Палеоценовые и эоценовые отложения тесно связаны друг с другом, и области их распространения близки к таковым верхнемеловых отложений. В раннем палеоцене на платформе еще сказывались поднятия, и почти вся она, за исключением Прикаспия и Поволжья, оставалась областью размыва. В дальнейшем происходят опускания, распространившиеся и на юго-западную часть платформы. Большое своеобразие палеогеновых отложений не позволяет их сопоставлять с западноевропейскими разрезами, это привело к созданию ряда местных стратиграфических схем, например, для Поволжья, Украинской впадины, Причерноморья и т. д.

Палеогеновые отложения представлены фациально изменчивыми песчано-глинистыми, в меньшей степени карбонатными породами. Широко развиты опоки, местами встречаются пласты бурых углей. Преобладают морские фации, среди которых особенно важны марганценосные, но есть и континентальные пески и глины, главным образом озерные и аллювиальные. Мощность палеогеновых отложений колеблется в среднем от десятков до первых сотен метров, увеличиваясь до 1 -1,3 км в Прикаспийской впадине.

На востоке платформы развиты палеоценовце и эоценовые отложения, а на западе, наобороот, шире распространены эоценовые и олигоценовые. В Ульяновско-Саратовской впадине палеоцен представлен песчаниками, глауконитовыми песками с фосфоритами, опоками, трепелами и диатомитами (до 0,1 км). Эоцен слагается прибрежно-морскими и континентальными глинами, алевролитами, песками, песчаниками, часто глауконитовыми (0,2 км). В основном распространены отложения нижнего и среднего эоцена, а верхнеэоценовые, представленные маломощными, песчаниками с фосфоритами, встречаются лишь локально.

В Украинской впадине палеоцен распространен лишь местами. В низах разреза развиты песчано-глинистые породы и мергели с прослоями фосфоритов (10-40 м). В позднем палеоцене в условиях регрессии накапливались песчанистые отложения с прослоями углей. Эоценовые отложения представлены песками (кварцевыми, глауконитовыми) и глинами мощностью до 0,1 км. На востоке Украинского щита с эоценом связаны пачки бурых углей (лимническая формация) до 25 м мощностью. Олигоценовые отложения - пески, глины, опоки, диатомиты - покрывают южную часть Украинского щита. В основании олигоценовых отложений в районе Никополя находится месторождение марганца.

В Причерноморской впадине преобладают морские песчано-глинистые и карбонатные осадки (палеоцен-эоцен), которые к северу сменялись континентальными. Шире развиты отложения эоцена (песчаники, мергели, известняки, глины) и олигоцена (глины). Общая мощность 0,3-0,4 км. Около Архангельска известны верхнеолигоценовые андезито-базальтовые лавы с самородным железом. Абсолютный возраст 27±1,6 млн. лет.

Отложения неогеновой системы распространены только в самых южных районах платформы: в Прикарпатье, Причерноморской и Прикаспийской впадинах, а также в Среднем Поволжье, долинах Дона и Оки.

Миоцен. На западе, в Прикарпатье, неогеновые отложения залегают прямо на меловых и тесно связаны с отложениями Предкарпатского краевого прогиба. В раннем миоцене прогиб испытывал интенсивное погружение, в связи с чем происходило глубокое врезание речных долин, впадающих в прогиб. Отложения низов миоцена на платформе не известны. Лишь среднемиоценовые маломощные (20-40 м) кварцевые и глауконитовые пески и глины развиты в низовьях Днестра и Днепра. В среднем миоцене Черноморский бассейн соединился со Средиземноморским, что привело к повышению уровня моря и его трансгрессии на платформу. Среднемиоценовые отложения залегают на более древних породах с размывом и представлены разнообразными терригенными и карбонатными породами: глинами, песками, известняками, гипсами и ангидритами. В Молдавии и Западной Украине к ним относятся рифовые массивы, сложенные мшанками и водорослями и выраженные в рельеф. Мощность - 35-40 м.

Отложения сарматского яруса (верхний миоцен) шире всего распространены на юго-западе платформы, где их мощность достигает 0,25 км. Представлены они известняками, местами рифогенными, ракушняками, мергелями, песками, глинами. Огромное опресненное сарматское море-озеро имело максимальные размеры в среднем сармате. После регрессии в позднесарматское время снова происходят погружения и трансгрессия, но гораздо меньшая, чем сарматская. Отложения мэотического яруса развиты в низовьях Днестра, Южного Буга и Днепра. Представлены они морскими и континентальными осадками (известняками, ракушняками, мергелями, глинами, песками) мощностью в 10-30 м. На юге Молдавии встречаются мшанковые рифы, выделяющиеся в рельефе так же, как и сарматские. Таким образом, миоценовые отложения характеризуются сложной фациальной изменчивостью вследствие неоднократных трансгрессий и регрессий морских бассейнов, в которых несколько раз менялась соленость.

Плиоцен. Отложения плиоцена развиты на платформе в Прикаспийской впадине и лишь узкой полосой протягиваются по берегу Черного моря, которое большую часть плиоцена не имело связей со Средиземным морем и только в позднем плиоцене, благодаря образованию системы грабенов, соединилось с ним.

Отложения понтического яруса залегают с размывом на более древних породах и сложены известняками-ракушняками, которые издавна используются для строительства. Глины, пески, мергели, галечники встречаются гораздо реже. Мощность не превышает 10-20 м. На протяжении миоцена и раннего плиоцена (в понтический век) существовал единый Понто-Каспийский бассейн, который в конце понтического века распался на два изолированных. В связи с этим и развитие Каспийского и Черноморских морских бассейнов шло по-разному. Последний сохранял в плиоцене очертания, близкие к современным, а осадки этого времени представлены маломощными песками и глинами. В Каспийском же бассейне в конце раннего плиоцена имела место регрессия, которая привела к сокращению моря до размеров современной впадины Южного Каспия, причем, по мнению Е. Е. Милановского, уровень воды упал до отметок 0,5-0,6 км ниже уровня океана. Такое понижение водного зеркала вызвало глубокое врезание всех речных долин и вымирание понтической фауны. В среднем плиоцене (век продуктивной толщи) море постепенно возвращалось в свои прежние границы, а в начале позднего плиоцена, в акчагыльский век, произошла большая трансгрессия, достигавшая Казани и Уфы в долинах Волги и Камы и в долинах Днепра и Дона. Акчагыл представлен глинами, песками, галечниками, реже мергелями, максимальной мощностью до 0,2 км. Позднеакчагыльская регрессия в начале века сменилась менее обширной трансгрессией, примерно достигавшей Саратова и Уральска. Мощность песчано-глинистых пород апшеронского яруса в Прикаспийской впадине около 0,5 км.

Четвертичная система . Отложения этой системы на платформе представлены различными генетическими типами: ледниковыми, аллювиальными, морскими. Ледниковые образования отложились в результате трехкратных покровных оледенений и представлены глинисто-валунной толщей. В раннем плейстоцене ледник окского оледенения достиг районов Белоруссии, Москвы, Калуги, Перми. В среднем плейстоцене максимальное днепровское оледенение распространилось еще южнее, в долины Дона и Днепра, огибая Среднерусскую и Приволжскую возвышенности, примерно до 48° с. ш. В позднем плейстоцене валдайское оледенение достигло широты Калинина. Каждое оледенение состояло из нескольких фаз наступания и отступания ледников, фиксируемых горизонтами межледниковых отложений. Центры оледенения располагались в Скандинавии и на Новой Земле. Начиная с днепровского оледенения, моренные гряды последующих оледенений располагаются все дальше к северу, фиксируя собой сокращение ледяного покрова и его полное исчезновение к современной эпохе. Ледники полностью исчезли между днепровским и валдайским и между ранне- и поздневалдайскими оледенениями. Освободившись от тяжкого груза ледникового панциря, Скандинавия до сих пор испытывает быстрое поднятие, стремясь достигнуть изостатического равновесия. По периферии ледников на юге платформы происходило накопление лёссовых суглинков мощностью в первые десятки метров.

Морские четвертичные отложения слагают целый ряд террас на побережьях южных и северных морей, они представлены песчано-глинистыми породами, галечниками. Трансгрессии Каспийского моря проникали по длине Волги на север в раннем и среднем плейстоцене, вплоть до Сызрани. По другим долинам крупных рек развит комплекс речных террас.

Выводы . Альпийский комплекс платформы представлен отложениями от нижней юры до четвертичных включительно. Длительность формирования комплекса примерно равна 190 млн. лет. Начало альпийского этапа ознаменовалось существенной перестройкой тектонического плана, выразившейся в образовании на месте Восточно-Русской впадины устойчивой области поднятий. Такая же зона поднятий возникла в меридиональной полосе, примерно от Воронежа до Ставрополя. Область значительных опусканий, особенно со второй половины мела, тяготеет к южной половине платформы. На протяжении всего этапа области поднятий постепенно разрастались, пока в позднем плиоцене не охватили всей территории платформы. В низах альпийского, комплекса преимущественным развитием пользуются терригенные породы, в позднемеловую эпоху сменившиеся исключительно карбонатными (мергельно-меловая формация), а затем, в кайнозое, снова терригенными. Важной особенностью этапа являются великие оледенения, охватившие северную половину платформы в четвертичное время.

Магматизм в течение альпийского этапа практически отсутствовал, хотя в последнее время появляются сведения о мезозойском вулканизме на южном склоне Воронежского массива (эффузивы с возрастом 74 млн. лет), о наличии даек микродиоритов в Донбассе (162-166 млн. лет) и о присутствии олигоценовых лав около Архангельска (27± 1,6 млн. лет).

Следует подчеркнуть, что в течение альпийского этапа перед юрой, в позднем мелу, перед палеогеном и в антропогене происходили тектонические движения инверсионного типа в ряде авлакогенов на востоке платформы, создавшие многие валы и поднятия, а в районе Ладожского, Онежского озер, Кандалакшского залива формировались мелкие грабены, связанные с гляциоизостатическими движениями.

Особенности структуры и глубинного строения
Восточно-Европейской платформы

Структура и мощности различных комплексов в пределах платформы далеко не одинаковы, что является следствием движений отдельных блоков дорифейского фундамента, происходивших длительное время и с разной направленностью. Крупнейшие тектонические элементы плиты - антеклизы, синеклизы, впадины и прогибы - повсеместно осложнены структурами меньшего порядка: сводами, выступами, валами, флексурами, грабенами, куполами и другими, которые формировались либо в течение всего платформенного этапа развития,

Рис. 15. Схематический профиль по простиранию Днепровско-Донецкого прогиба (по В. К. Гавриш):

1 - осадочная толща; 2 - докембрийский фундамент; 3 - разломы; 4 - поверхность каменноугольных отложений

Рис. 16. Геологический профиль западной части Русской плиты (по В. Г. Петрову)

либо в его отдельные моменты. Поэтому часть структур выражена во всех горизонтах осадочного чехла, а часть - проявляется только в определенных толщах пород. Почти все структуры плиты разного масштаба получили собственные наименования.

О структурах нижнего этажа платформенного чехла (авлакогенах) говорилось уже достаточно, а их строение показано на рис. 10. Следует лишь подчеркнуть, что это не простые грабены, а чаще всего система отдельных частных грабенов и горстов, сливающаяся в протяженный прогиб, обладающий расчлененным днищем (рис. 15; 16). Рифейские авлакогены возникли над древними подвижными линейными зонами в фундаменте и многие из них продолжали жить на протяжении всего платформенного этапа развития (см. рис. 50). Следует подчеркнуть, что системы авлакогенов параллельны обрамляющим платформу геосинклиналям. Ряд авлакогенов, например Днепровско-Донецкий, обладает положительным гравитационным полем, свидетельствующим о подъеме поверхности М, что подтверждается ГСЗ. Другие - отрицательным, например Пачелмский. Антеклизы и синеклизы осложнены многочисленными, более мелкими структурами разных порядков. В первых широко развиты изометричные выступы фундамента - своды, например Токмовский, Татарский, Жигулевско-Пугачевский и другие на Волго-Уральской антеклизе, которые в свою очередь осложняются структурными "носами", валами,

Рис. 17. Профиль через Воронежскую антеклизу по линии Орел-Белгород (по А. И. Мушенко)

флексурами и т. д., возникшими над зонами разломов. Между сводами располагаются впадины, например Мелекесская, разделяющая Татарский и Токмовский своды. Воронежская и Белорусская антеклизы обладают более простым строением, чем Волго-Уральская, но обрамляются разломами, уступами и авлакогенами. Характер строения

Рис. 18. Схематические профили через валы: I - Окско-Цнинский (по Н. Т. Сазонову); II - Доно-Медведицкий (по А. И. Мушенко)

сводовой части и южного крыла Воронежской антеклизы показан на рис. 17. Одним из типичных тектонических элементов чехла являются валы. В одних случаях эти структуры обладают длиной в несколько сот километров и состоят из кулисообразно подставляющих друг друга пологих брахиантиклиналей (Вятский вал). В других - это асимметричные складки, связанные с флексурами (Окско-Цнинский вал) (рис. 18). В третьих - система сложно сочетающихся между собой брахискладок (Керенско-Чембарский, Жигулевский, Доно-Медведицкий валы), часто оборванных сбросами с одним крутым (до 20-25°) и другими пологими (до 1-2°) крыльями. Валы чаще всего возникают над краевыми сбросами рифейских авлакогенов, по которым происходили неоднократные подвижки и в фанерозойское время - Окско-Цнинский, Керенско-Чембарский, Вятский и другие.

Синеклизы Русской плиты также осложнены флексурными перегибами, уступами, выступами, седловинами, разделяющими отдельные наиболее прогнутые участки (рис. 19). Так, Латвийская седловина с Локновским выступом отделяет Балтийский прогиб от Московской синеклизы и соединяет Белорусскую антеклизу и Балтийский щит. Последняя Бобруйским выступом отделена от Припятского авлакогена, а он в свою очередь Черниговским выступом - от Днепровско-Донецкого и т. д. Флексурами и ступенями нарушены пониженные пологие склоны щитов Балтийского и Украинского, являющихся одновременно и крыльями синеклиз.

Рис. 19. Геологический профиль через центральную часть Московской синеклизы (по Ю. Т. Кузьменко, с упрощением). Штриховкой показана вулканическая брекчия. В центре - Среднерусский авлакоген, на поверхности выраженный Рыбинско-Сухонским валом

Сложную структуру имеет Прикаспийская впадина. Она характеризуется очень мощной (до 20-23 км) толщей осадков и резким, ступенчатым опусканием фундамента по ее краям, которое выражено в структуре чехла зоной Прикаспийских флексур и связанной с ней системой валов, характеризуемых гравитационными ступенями (рис. 20, 21, 22). В верхних горизонтах впадины ярко выражена соляная тектоника, обусловленная присутствием множества соляных куполов открытого и закрытого типов, сливающихся на глубине через перемычки в узкие гряды. Подсолевое ложе залегает на глубинах до 10 км. В надсолевой части закрытых куполов развиваются кольцевые и радиальные сбросы, образующие структуру "битой тарелки". Соляные купола

Рис. 21. Схема строения соляного купола Макат (по Н. П. Тимофеевой и Л. П. Юровой) и его геологический разрез (по Г. А. Айзенштадту):

1 - сенон-турон; 2 - альб-секоман; 3 - апт; 4 - неоком; 5 - юра; 6 - сбросы имеют различную форму и размеры, достигающие в плане 10000 км 2 (Челкар, Санкебой и др.).

Такие же купола, но верхнедевонской соли широко развиты в Днепровско-Донецком и Припятском авлакогенах. Рост куполов происходил длительное время, что сказалось в уменьшении мощностей отложений в сводовых частях соляных структур.

Таким образом, чехол платформы характеризуется складчатостью, обусловленной движениями блоков фундамента по разломам в течение всего фанерозойского времени, и чередованием эпох некоторого общего растяжения и сжатия.

Изучение глубинного строения платформы методом ГСЗ было начато в 1956 г. С тех пор этими исследованиями были охвачены Украинский щит и Днепровско-Донецкий авлакоген, Прикаспийская впадина, Волго-Уральская антеклиза и ряд других районов. Одним из важнейших выводов применения ГСЗ явилось представление о неоднороднослоистом характере не только земной коры, но и верхней мантии в пределах Восточно-Европейской платформы.

Рис. 22. Схема строения прибортовой зоны Прикаспийской синеклизы в Волгоградском Поволжье (по В. К. Аксенову и др.). Вертикальной штриховкой показана кунгурская соль

Мощность земной коры на платформе по данным ГСЗ колеблется от 24 до 54 км, причем наибольшие мощности устанавливаются на

Рис. 23. Строение земной коры на Украинском щите (по В. Б. Соллогубу и др.):

1 - гранитно-метаморфический слой; 2 - гранулито-базитовый слой; 3 - верхняя мантия; 4 - разломы; AR - архейские массивы; PR - области раннепротерозойской складчатости

Рис. 24. Профили ГСЗ через Днепровско-Донецкую впадину по линиям:

а - Звенигородка-Новгород-Северский; б - Пирятин-Таллаевка; в - Наричанка-Богодухов; г - Близнецы-Шевченко (по В. Б. Соллогубу и др.):
1 - осадочный чехол; 2 3 - гранулито-базитовый слой; 4 - поверхность М; 5 - глубинные разломы; 6 - разломы неглубокого заложения

Украинском щите и в Воронежской антеклизе, а минимальные, около 22-24 км, в Прикаспийской впадине и, возможно, также в центральных частях Московской синеклизы, где мощность коры не превышает 30 км. Во всех остальных районах, за исключением ряда авлакогенов, кора имеет мощность около 35-40 км: на Волго-Уральской антеклизе - 32-40 км, в пределах Причерноморского склона - 40 км, до

Рис. 25. Сейсмогеологический разрез через Донбасс по линии Ново-Азовск-Титовка (по М. И. Бородулину):

1 - отражающие границы; 2 - поверхность дорифейского фундамента; 3 - поверхность М; 4 - глубинные разломы; 5 - скорости продольных сейсмических волн, км/с

39 км на Балтийском щите, 40-45 км в Приуралье и т. д. В первом приближении земная кора подразделяется на гранитный и гранулитобазитовый "слои", однако мощности этих слоев и соотношение их с поверхностью М, как и с поверхностью К, в разных участках платформы далеко не одинаковы.

На Украинском щите , несмотря на максимальную в пределах платформы мощность коры (около 55 км), гранитный слой не превышает, по-видимому, 10 км, составляя в остальных местах, например в Белозерском массиве, всего около 5 км (рис. 23). Следовательно, большая часть мощности коры приходится на гранулито-базитовый слой. Похожая картина наблюдается и на Воронежской антеклизе, где максимальная мощность коры в краевых частях антеклизы равняется 50 км, а на гранулито-базитовый слой падает не менее 3/5 мощности, т. е.

Рис. 26. Глубинное строение земной коры в районе Пачелмского авлакогена (по Г. В. Голионко и др.). Цифры - скорости продольных сейсмических волн, км/с. Поверхность К повторяет рельеф фундамента около 30 км. Мощность этого слоя увеличивается к центру антеклизы за счет редуцирования гранитного слоя.

Днепровско-Донецкий авлакоген характеризуется значительным утончением коры за счет редукции гранулито-базитового слоя подъемом поверхности М в районе Харькова на 10 км. Эти соотношения ярче выражены в северо-западной части авлакогена, тогда как к юго-востоку мощности слоев становятся сначала одинаковыми, а в Донбассе гранитный слой почти в два раза мощнее гранулито-базитового (25-15 км) (рис. 24; 25).

Волго-Уральская антеклиза , обладая корой в среднем мощностью 35-40 км, имеет равные по мощности гранулито-базитовый и гранитный слои, но максимальная толщина коры наблюдается в районах сводовых поднятий (Токмовского и других), осложняющих антеклизу (рис. 26). В Прикаспийской впадине земная кора имеет мощность 22-30 км, а подошва платформенного чехла залегает на глубинах

Рис. 27. Сейсмогеологический профиль через Прикаспийскую синеклизу по линии Камышин-Актюбинск (по В. Л. Соколову, с изменениями):

1 - кайнозой, мезозой и верхняя пермь; 2 - соляные купола (соль кунгурская); 3 - подсолевые отложения; 4 - гранитно-метаморфический слой; 5 - промежуточный слой; 6 - гранулито-базитовый слой; 7 - поверхность М; 8 - разломы; 9 - скорости продольных волн, км/с

18-25 км (рис. 27). В центральных участках впадины, прогнутых наиболее глубоко, отсутствует геофизический гранитный слой земной коры, и платформенный чехол залегает на гранулито-базитовом слое, где скорости волн 7,0-7,2 км/с. Этим участкам отвечают Аралсорский и Хобдинский гравитационные максимумы. Сейсмические и другие данные позволяют предполагать, что в состав подсолевого комплекса платформенного чехла, местами мощностью до 15 км, входят отложения позднего рифея (?), ордовика, девона, карбона и перми, однако большая часть мощности всех отложений, выполняющих впадину, приходится все же на долю верхнего палеозоя и триаса. По мнению Р. Г. Гарецкого, В. С. Журавлева, Н. В. Неволина и других геологов, столь интенсивное погружение впадины в это время связано с геосинклинальным процессом в Уральской геосинклинали и в северных районах Скифской плиты (погребенные герциниды кряжа Карпинского). На Балтийском щите исследования методом ГСЗ были проведены на Кольском полуострове и в Карелии. В последнем районе мощность коры составляет 34-38 км, причем на долю гранитного слоя приходится всего лишь 10-15 км. Субмеридиональный профиль ГСЗ на Кольском полуострове показал, что мощность земной коры составляет 35-40 км в центре полуострова, но она резко утончается (до 20 км) в пределах Баренцева моря. Наиболее интересная особенность строения коры состоит в том, что почти вся она отвечает гранулито-базитовому слою со скоростями более 6,6 км/с, а гранитный слой имеет мощность в первые километры и местами практически отсутствует.

В пределах Имандра-Варзугского синклинория, выполненного 10-13-километровой толщей вулканогенно-осадочных нижнепротерозойских образований, последние по данным ГСЗ залегают непосредственно на гранулито-базитовом слое. Бурящаяся в этом районе сверхглубокая Кольская скважина прошла к январю 1982 г. уже более 11 км, в том числе и предполагавшуюся границу Конрада. Однако никаких "базальтов" не было встречено и скважина все 11 км идет по кислым метаморфическим толщам. К наиболее сенсационным результатам этой выдающейся работы принадлежат факт разуплотнения пород с глубиной, увеличение их пористости и резкий скачок геотермического градиента на глубине свыше 3 км. Таким образом, результаты сверхглубокого бурения вносят существеннейшие коррективы в интерпретацию геофизических данных и заставляют по-новому трактовать содержание понятия "гранулито-базитовый" слой.

Полезные ископаемые

Полезные ископаемые, связанные с фундаментом , лучше всего изучены в пределах щитов или антеклиз, где они прикрыты лишь маломощным чехлом осадков или непосредственно обнажаются на поверхности.

Железо . Курский метаморфогенный железорудный бассейн расположен на юго-западном склоне Воронежской антеклизы и связан с нижнепротерозойскими джеспилитами курской серии. Наиболее богатые руды (Fe 60%) представляют собой кору выветривания железистых кварцитов и сложены гематитом и мартитом. Сами железистые кварциты с содержанием Fe около 40% прослеживаются на сотни километров в виде пластов мощностью до 1,0-0,5 км. Колоссальные запасы богатых и бедных руд делают группу этих месторождений крупнейшими в мире.

Криворожский железорудный бассейн, разработка которого началась еще в прошлом веке, по типу близок к Курскому и связан с отложениями девяти горизонтов железистых кварцитов нижнего протерозоя, подвергшихся выветриванию или гидротермальной переработке с образованием богатых гематит-мартитовых руд (Fe до 65%). Однако Криворожские месторождения по запасам в десятки раз уступают Курским.

Такого же типа протерозойские месторождения известны на Кольском полуострове (Оленегорское, Костамукшское). Магматические железорудные месторождения - Енское, Ковдорское, Африканда (Кольский полуостров)-снабжают сырьем Череповецкий металлургический комбинат. В последние годы железистые кварциты обнаружены и на Белорусской антеклизе.

Медь и никель . С нижнепротерозойскими основными и ультраосновными телами на Кольском полуострове связан ряд сульфидных медно-никелевых месторождений (Печенгское, Мончегорское и другие), являющихся крупнейшими в СССР. С корой выветривания гипербазитов связаны месторождения никеля и на Украинском щите.

Олово и молибден . К протерозойским гранитам на Кольском полуострове и на Украинском щите приурочены гидротермальные и контактово-метасоматические месторождения олова и молибдена, крупнейшее из которых - Питкяранта (Карелия).

Апатиты и алюминий . Хибинские апатитовые месторождения, связанные с девонскими и пермскими щелочными интрузиями, расположенные на Кольском полуострове, - одни из самых крупных в мире. Содержание P 2 O 3 в руде превышает 25%. Эти же нефелиновые сиениты являются сырьем для получения алюминия.

Слюда . На Балтийском щите известны месторождения слюды, находящиеся в протерозойских пегматитах.

Графит . На Украинском щите разрабатывается ряд месторождений графита около г. Осипенко.

Полезные ископаемые, связанные с платформенным чехлом . Восточно-Европейская платформа в пределах Советского Союза богата разнообразными полезными ископаемыми, образующими известные месторождения. Пожалуй, наименее богаты полезными ископаемыми отложения каледонского комплекса, а наиболее важную промышленную роль играет герцинский комплекс и, в меньшей степени, альпийский.

Каменный уголь . Донецкий бассейн, где сосредоточены большие запасы высококачественных углей (антрацитов), в настоящее время значительно увеличил свои запасы, так как выяснилось, что угленосные толщи карбона прослеживаются к западу и востоку от Открытого Донбасса. В Львовско-Волынском бассейне находятся крупные месторождения угля в отложениях нижнего карбона.. Мощность угольных пластов достигает 1,5 м, а добыча ведется на глубине в 200-800 м.

Бурый уголь . Месторождения бурых углей находятся в Подмосковье (Новомосковск), где они приурочены к низам визейского яруса; на Украинском щите в палеогеновых отложениях около г. Славянска. На Волго-Уральской антеклизе с отложениями нижнего карбона связаны крупные месторождения углей, с рабочими пластами до 25 м, но залегающие на большой глубине (около 1 км). Небольшие месторождения бурых углей в этом же регионе приурочены к континентальным миоценовым отложениям.

Горючие сланцы . В Прибалтике к отложениям среднего ордовика приурочено крупное месторождение горючих сланцев, где мощность пластов достигает почти 3 м (города Кохтла-Ярве и Сланцы). Горючие сланцы Прибалтики очень высокого качества, и запасы их весьма велики. В последнее десятилетие в Белоруссии было открыто мощное месторождение горючих сланцев (с. Старобин).

В Поволжье, около Сызрани и в других местах, среди верхнеюрских отложений залегают маломощные пласты горючих сланцев. Ряд месторождений эксплуатируется (Общесыртское в Саратовской области, Кашпирское около Куйбышева).

Нефть и газ . Месторождения нефти и газа на Восточно-Европейской платформе связаны как с палеозойскими, так и мезозойскими отложениями. Крупная группа месторождений (около 400) в настоящее время известна в пределах Волго-Уральской области, где первая промышленная нефть была получена в 1929 г. у Чусовских Городков. Наиболее важными нефтегазоносными горизонтами являются терригенные отложения среднего (живетский ярус) и главным образом верхнего девона, а также карбонатные отложения нижнего и среднего карбона. Как правило, продуктивные горизонты залегают на глубинах 1,5-2 км, и большая часть месторождений локализуется в сводах пологих платформенных складок. Месторождения Татарской и Башкирской АССР, Куйбышевской области, Удмуртии дают дешевую и высококачественную нефть и располагаются в освоенных районах. Залежи нефти и газа давно открыты и в пермских отложениях, главным образом в рифовых постройках сакмарского и артинского ярусов, В 50-е годы на базе месторождений газа в каменноугольных отложениях был построен газопровод Саратов-Москва. В Прибалтике, в Калининградской области, известно более 10 небольших месторождений нефти, связанных с песчаниками среднего кембрия. В Припятском авлакогене находятся несколько месторождений нефти, приуроченных к северному борту структуры и связанных с кавернозными известняками и доломитами живетского и нижней части франского ярусов и с межсолевыми горизонтами фаменского яруса. В Днепровско-Донецком авлакогене мелкие нефтяные и газовые залежи связаны с отложениями карбона, перми, триаса и юры. Известное Шебелинское месторождение газа приурочено к песчаникам араукаритовой свиты верхнего карбона и нижней перми.

С отложениями пермотриаса, средней юры и мела связаны месторождения нефти и газа в междуречье рек Урал и Эмба в Прикаспийской впадине, где насчитывается до 20 нефтегазоносных горизонтов. В последнее время доказана промышленная нефтегазоносность и подсолевых (нижнепермских) отложений.

Соли . Залежи галита известны в Прикаспийской впадине (Оренбургская область) и в Днепровско-Донецком прогибе (девон и пермь). В западной половине Русской плиты в последнее время обнаружены гигантские соленосные толщи, в том числе калийные. Локализуются они в Припятском прогибе и имеют верхнедевонский возраст. Открытые Старобинское и Петриковское месторождения калийных солей почти равны по запасам Верхнекамскому.

Фосфориты . Кроме апатито-нефелиновых руд Кольского полуострова, фосфатное сырье связано с целым рядом месторождений фосфоритов конкреционного типа, приуроченных в основном к мезозойским отложениям платформенного чехла, хотя известны и нижнепалеозойские залежи в Прибалтике - Кингисеппское, Азери и Маарду.

В отложениях верхней юры крупные месторождения фосфоритов находятся в Московской области (Егорьевское). К валанжинскому ярусу нижнего мела относятся месторождения в Кировской области и в Днепровско-Донецкой впадине. С сеноманским ярусом связаны мелкие месторождения фосфоритов в Заволжье, а с палеогеновыми - у г. Вольска в Саратовском Поволжье. Конкреционные фосфориты обогащаются и перерабатываются на удобрение - фосфоритовую муку.

Железо . В районах Липецка и Тулы еще с Петровских времен известны горизонты болотных железных руд - бурых железняков, располагающихся в отложениях низов визейского яруса нижнего карбона.

Марганец . Крупное пластообразное (до 5 м мощностью) месторождение марганцевых руд - манганита, псиломелана, пиролюзита - еще с конца прошлого века открыто на Украинском щите около Никополя, где оно приурочено к основанию олигоценовых отложений, лежащих непосредственно на докембрийском фундаменте. На Волго-Уральском своде в последние годы обнаружено Токмовское месторождение осадочных марганцевых руд.

Алюминий . Бокситы пластовые и линзообразные залежи в визейских отложениях располагаются в районе Тихвина, Онежского озера и в Подмосковье.

Титан . Крупные рутил-цирконовые и рутиловые россыпи обнаружены в 50-е годы на территории Украинского щита в неогеновых отложениях (Самотканское, Иршинское и другие месторождения).

Кроме перечисленных выше наиболее важных видов полезных ископаемых на Восточно-Европейской платформе распространены

Разнообразные строительные материалы : известняки, мергели, глины, пески, используемые для производства, цемента, бута и т. д. Знаменитые облицовочные лабрадориты, граниты рапакиви, мраморы добываются на Украинском и Балтийском щитах. Стекольные пески, тугоплавкие глины, сера, гипс, торф, минеральные воды - все это в изобилии встречается на богатейшей в отношении полезных ископаемых платформе.

(область докембрийской складчатости)

В 1894 г. А. П. Карпинский впервые выделил Русскую плиту, понимая под ней часть территории Европы, характеризующуюся стабильностью тектонического режима в течение палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Несколько раньше Эдуард Зюсс в своей знаменитой книге «Лик Земли» также выделил Русскую плиту и Скандинавский щит. В советской геологической литературе плиты и щиты стали считать составными единицами более крупных структурных элементов земной коры - платформ. А. Д. Архангельский ввел в литературу понятие «Восточно-Европейская платформа» (ВЕП), указывая, что в ее составе могут быть выделены щиты и плита (Русская). Это наименование быстро вошло в геологический обиход и отражено на Международной тектонической карте Европы (1982).

Граница Русской платформы в некоторых местах очень четкая, но в других проводится приближенно.

Восточная граница платформы протягивается вдоль западного края герцинских складчатых сооружений, которыми сложены Урал и Пайхой. Складчатые сооружения Западного склона Урала надвинуты в сторону восточного края платформы (рис. 1.1). Между Уральской складчатой системой и платформой развит Предуральский кроевой прогиб. Граница проходит по его осевой линии до Мугоджаров.На юго–востоке, между южным Уралом и Каспийским морем, граница Русской платформы образует довольно крутую дугу, обращенную выпуклостью на юго–восток. Ее проводят по границе нижнего–среднего палеогена до устья Волги (г. Астрахань). От дельты Волги она проходит севернее г. Элиста до Волгоград–Пятигорского разлома, по нему поворачивает на юг, а южнее оз. Маныч-Гудило – вновь на запад; пересекая Азовское море, проходит поПерекопскому перешейку; затем, южнее г. Одесса до устья Дуная; далее, проходя примерно по оси Предкарпатского прогиба она уходит в Польшу.

Эпипозднепротерозойская Тимано–Печорская плита рассматривается в составе Русской платформы. Северная граница Русской платформы проходит по Баренцеву морю (севернее о. Колгуев и п-ова Канин), севернее полуострова Рыбачий, далее уходит в Норвегию.

Северо-западная граница платформы, начиная от Варангер–фиорда, скрыта под надвинутыми на Балтийский щит каледонидами северной Скандинавии. В районе г. Берген граница платформы уходит в Северное море. В начале ХХ века А. Торнквист наметил западную границу платформы по линии г. Берген - о. Бонхольм - Поморье - Куявский вал в Польше (Датско-Польский авлакоген), вдоль этой линии существует ряд кулисообразных разрывов с резко опущенным юго-западным крылом. С тех пор эта граница получила название «линии Торнквиста». Граница Восточно-Европейской платформы (линия Торнквиста) в районе о. Рюген поворачивает на запад, оставляя Ютландский полуостров в пределах платформы, и встречается где-то в Северном море с продолжением северной границы платформы, следующей вдоль фронта надвинутых каледонид и выходящей к Северному морю в Скандинавии.

Рисунок ­ 1.1. Тектоническая схема Восточно-Европейской платформы (по А. А. Богданову): 1 - выступы на поверхность дорифейского фундамента (I - Балтийский и II - Украинский щиты); 2 - изогипсы поверхности фундамента (км), обрисовывающие главные структурные элементы Русской плиты (III - Воронежская и IV - Белорусская антеклизы; V - Татарский и VI - Токмовский своды Волго-Уральской антеклизы; VII - Балтийская, VIII - Московская и IX - Прикаспийская синеклизы; X - Днепровско-Донецкий прогиб; XI - Причерноморская впадина; XII - Днестровский прогиб); 3 - области развития соляной тектоники; 4 - эпибайкальская Тимано-Печорская плита, внешняя (а) и внутренняя (б) зоны; 5 - каледониды; 6 - герциниды; 7 - герцинские краевые прогибы; 8 - альпиды; 9 - альпийские краевые прогибы; 10 - авлакогены; II - надвиги, покровы и направление надвигания масс пород; 12 - современные границы платформы

От северной окраины Свентокшишских гор граница платформы прослеживается под Предкарпатским краевым прогибом, до Добруджи в устье Дуная, где она резко поворачивает к востоку и проходит южнее Одессы.

О строении фундамента Восточно-Европейской платформы до сих пор нет единой точки зрения.

Например, в соответствии с одной их теорий, земная кора в пределах Русской платформы в начале архея находилась в догеосинклинальной (нуклеарной) стадии развития. В архее появились первые «протогеосинклинали», на месте которых в результате саамской и беломорской эпох складчатости сформировались саамиды и беломориды, и в конце архея на месте платформы уже существовали отдельные участки древних складчатых сооружений, разделенные зонами прогибаний. Эти участки выделяются в пределах Балтийского и Украинского щитов, а также в области Воронежской антеклизы. Платформенный чехол не позволяет проследить эти структуры в других частях платформы.

В раннем протерозое геосинклинальные области Русской платформы образовались уже за счет раздробления саамид и беломорид. Накопившиеся в них толщи, впоследствии претерпевшие глубокий метаморфизм, были смяты в складки в результате карельской складчатости.

В настоящее время наиболее популярной схемой строения фундаментаВосточно–Европейской платформы (ВЕП) является схема С.В. Богдановой (1993 г.), которая выделила три крупных сегмента: Фенноскандинавский, Сарматский и Волго-Уральский, разделенные сутурными зонами (рис. 1.2). Волго-Уральский и Сарматский сегменты сложены в основном архейской корой, а Фенноскандинавский ­ главным образом раннепротерозойской. Как показали палеомагнитные данные, Фенноскандия и Сарматия до времени 2,1…2,0 млрд. лет назад имели различное географическое положение и были разъединены бассейном с океанской корой. Земная кора Сарматии как единый континентальный блок окончательно сформировалась ко времени 2,3…2,8 млрд. лет назад путем слияния (3,65…2,8 млрд. лет назад) трех более древних доменов и одновременно возникших к этому этап более молодых. В месте стыка Фенноскандии и Сарматии произошла субдукция под Сарматский континент. Ко времени 1,85 млрд. лет назад сформировалась континентальная кора Фенноскандии и субдукция сменилась коллизией континентальных сегментов, окончательное соединение которых в общий блок произошло около 1,70 млрд. лет назад.

Сутурные зоны в последствии были унаследованы основными рифейско-ранневендскими авлакогенами ­ Волыно-Оршанско-Крестовецким, Среднерусским, Пачелмским.

Фундамент платформы сложен метаморфическими образованиями нижнего и верхнего архея и нижнего протерозоя, прорванными гранитоидными интрузиями. Отложения верхнего протерозоя, в составе которых выделены рифей и венд, относятся уже к платформенному чехлу. Следовательно, возраст платформы, устанавливаемый по стратиграфическому положению древнейшего чехла, может быть определен как эпираннепротерозойский.

Фундамент Тимано-Печорской плиты ­ байкальский. Рифейские отложения здесь входят в состав фундамента, а не чехла (как на ВЕП). Геосинклинальные складчатые толщи этого возраста обнажаются на Тимане и полуострове Канин, где они представлены метаморфизованными породами (кварцево-серицитовыми и глинистыми сланцами), разнообразными алевролитами и песчаниками, доломитами и мраморированными известняками. Складчатые толщи прорваны мелкими интрузивами габбро, гранитов, сиенитов, в том числе и нефелиновых, с возрастом 700-500 млн. лет. В конце позднего протерозоя этот район причленился к эпираннепротерозойской Восточно-Европейской платформе.

Рисунок 1.2 ­ Схема, показывающая некоторые особенности тектоники и геодинамики Восточно-Европейской платформы (по Р.Г. Гарецкому): 1 - выходы фундамента на поверхность земли (Балтийский и Украинский щиты); 2 - наиболее глубокие впадины (Прикаспийская) и синеклизы (Мезенская); 3-6 - окраинные аллохтонные структуры: 3 - байкалид (Тиман), 4 - каледонид, 5 - герцинид (Урал, фундамент Скифской плиты), 6 - альпид (Карпаты); 7 - главные тектонические оси платформы: а - субмери­диональная, б - субширотная; 8 - границы сегментов фундамента платформы (Фенноскандии, Волго-Уралии, Сарматии); 9 - Слободской тектоно-геодинамический узел; 10 - надвиги окраинных аллохтонных структур - граница платформы; 11 - линия Тейссейра-Торнквиста Трансевропейской сутурной зоны; 12 - разломы.

Древнейший чехол ВЕП обладает некоторыми особенностями, отличающими его от типичного платформенного чехла палеозойского возраста. В различных местах платформы возраст древнейшего чехла может быть разным. В истории формирования платформенного чехла выделяются две существенно различные стадии. Первая из них отвечает всему рифейскому времени и началу раннего венда и характеризуется образованием глубоких и узких грабенообразных впадин - авлакогенов, выполненных слабо метаморфизованными, а иногда и дислоцированными рифейскими и нижневендскими отложениями. Возникновение узких впадин предопределялось сбросами и структурным рисунком наиболее молодых складчатых зон фундамента. Такой процесс сопровождался довольно энергичным вулканизмом. Эта стадия развития платформы называется авлакогенная, а отложения, сформировавшиеся в это время, выделять в нижний этаж платформенного чехла. Большинство рифейских авлакогенов продолжало «жить» и в фанерозое, подвергаясь складчатым надвиговым и глыбовым деформациям, а местами проявлялся и вулканизм.

Вторая стадия началась во второй половине венда и сопровождалась существенной тектонической перестройкой, выразившейся в отмирании авлакогенов и формировании обширных пологих впадин - синеклиз, развивавшихся на протяжении всего фанерозоя. Отложения второй стадии (плитной) образуют верхний этаж платформенного чехла.

В пределах Восточно-Европейской платформы как структуры первого порядка выделяются Балтийский и Украинский щиты и Русская плита (рис. 1.3, 1.4). Балтийский щит с конца среднего протерозоя испытывал тенденцию к поднятию. Украинский щит в палеогене и неогене перекрывался маломощным платформенным чехлом. Рельеф фундамента Русской плиты чрезвычайно сильно расчленен, с размахом до 10 км, а местами и больше (рис. 1.3). В Прикаспийской впадине глубина залегания фундамента оценивается в 20 или даже 25 км. Расчлененный характер рельефу фундамента придают многочисленные грабены - авлакогены. К таким авлакогенам относятся, например, Волыно-Оршанский, Пачелмский, Днепрово-Донецкий и другие. Почти все авлакогены выражены в структуре отложений нижнего этажа платформенного чехла.

В современной структуре Русской плиты выделяются протягивающиеся в широтном направлении три крупные и сложнопостроенные антеклизы: Волго-Уральская, Воронежская и Белорусская (рис. 1.3, 1.4).

Наибольшей сложностью строения характеризуется Волго-Уральская антеклиза, состоящая из нескольких выступов фундамента (Токмовский, Татарский и Башкирский своды; Токмовский от Татарского свода отделяется Казанским прогибом, а Татарский от Башкирского – Бирским). Между Волго-Уральской и Воронежской антеклизами прослеживается Ульяновская впадина. Воронежская антеклиза обладает асимметричным профилем - с крутым юго-западным и очень пологим северо-восточным крыльями. От Волго-Уральской антеклизы она отделяется Пачелмским авлакогеном,

Рисунок ­ 1.3. Схема рельефа фундамента Русской плиты (по А.А. Богданову, и В. Е. Хаину): 1 - выступы дорифейского фундамента на поверхность. Русская плита: 2 - глубина залегания фундамента 0-2 км; 3 - глубина залегания фундамента более 2 км; 4 - главные разрывные нарушения; 5 - эпибайкальские плиты; 6 - каледониды; 7 - герциниды; 8 - эпипалеозойские плиты; 9 - герцинский краевой прогиб; 10 - альпиды; 11 - альпийские краевые прогибы; 12 - надвиги и покровы. Цифры в кружках - основные структурные элементы. Щиты: 1 - Балтийский, 2 - Украинский. Антеклизы: 3 - Белорусская, 4 - Воронежская. Своды Волго-Уральской антеклизы: 5 - Татарский, 6 - Токмовский. Синеклизы: 7 - Московская, 8 - Польско-Литовская, 9 - Прикаспийская. Эпибайкальские плиты: 10 - Тимано-Печорская, 11 - Мизийская. 12 - Складчатое сооружение Урала, 13 - Предуральский прогиб. Эпипалеозойские плиты: 14 - Западно-Сибирская, 15 - Скифская. Альпиды: 16 - Восточные Карпаты, 17 - Горный Крым, 18 - Большой Кавказ. Краевые прогибы: 19 - Предкарпатский, 20 - Западно-Кубанский, 21 - Терско-Каспийский

Рисунок 1.4 ­ Схема тектонического районирования Русской платформы: 1 ­ граница Русской платформы, 2 – граница основных структур, 3 – южная граница Скифской плиты, 4 – докембрийские авлакогены, 5 – палеозойские авлакогены. Цифры в кружках: 1 – 9авлакогены (1 – Беломорский, 2 – Лешуконский, 3 – Воже-Лачский, 4 – Среднерусский, 5 – Кажимский, 6 – Колтасинский, 7 – Серноводско-Абдулинский, 8 – Пачелмский, 9 – Печоро-Колвинский); 10 – Московский грабен; 11, 12 – впадины (11 – Ижма-Печорская, 12 – Хорейверская); 13 ­ Предкавказский передовой прогиб; 14 – 16 седловины (14 - Латвийская, 15 - Жлобинская, 16 - Полесская)

открывающимся в Прикаспийскую впадину и в Московскую синеклизу. Белорусская антеклиза, обладающая наименьшими размерами, соединяется с Балтийским щитом Латвийской, а с Воронежской антеклизой - Жлобинской седловинами.

Южнее полосы антеклиз располагается очень глубокая (до 20- 25 км) Прикаспийская синеклиза. Московская синеклиза представляет собой обширную блюдцеобразную впадину, с наклонами на крыльях около 2-3 м на 1 км. Тиманское поднятие отделяет Московскую синеклизу от Печорской. Балтийская синеклиза обрамляется с востока Латвийской седловиной, а с юга - Белорусской антеклизой и прослеживается в пределах акватории Балтийского моря.

Сложный Днепровско-Донецкий грабенообразный прогиб, разделяется Брагинско-Лоевской седловиной на Припятский и Днепровский прогибы. Днепровско-Донецкий прогиб с запада ограничен Украинским щитом. Западный склон Украинского щита, характеризовавшийся устойчивым прогибанием в палеозойское время, иногда выделяют как Приднестровский прогиб, на севере переходящий во Львовскую впадину. Последняя отделяется Ратновским выступом фундамента от Брестской впадины, ограниченной с севера Белорусской антеклизой.

Восточно-Европейская платформа отличается довольно высокой степенью изученности, прежде всего осадочного чехла. Достаточно хорошо известен рельеф поверхности фундамента Русской плиты, а также рельеф поверхности Мохровичича в её пределах. В основном выявленной можно считать сложную систему палеорифтов-авлакогенов в фундаменте платформы. Однако все еще отсутствует достаточно обоснованная схема внутреннего строения фундамента Русской плиты. Объясняется это крайней недостаточностью радиометрических датировок, вынуждающей всецело опираться на петрографический облик пород и распределение магнитных и гравитационных аномалий.

Восточно-Европейская платформа (ВЕП) представляет собой кратон, т.е. платформу с древнейшим архей-раннепротерозойским фундаментом, консолидация которого произошла в раннем протерозое, около 1,6 млрд. лет назад. ВЕП является тектонотипом древних платформ.

В её строении выделяют:

1.фундамент архей-раннепротерозойский (Аzch – Pzt 1) ,

2.проточехол раннепротерозойский (Pzt 1 – 900-1650 млн. лет),

3. ранний этап развития (авлакогеновый) – рифей-середина венда,

4.платформенный чехол (венд-кайнозой) – плитный этап. В нем различают циклы: каледонский (венд – ранний палеозой), герцинский (средний и поздний палеозой), альпийский (мезозой-кайнозой).

Каждой стадии развития соответствует комплекс пород, сформи ровавшийся в соответствующие геотектонические этапы развития Восточно-Европейской платформы.

Границы платформы:

ВЕП имеет угловатые очертания, обусловленные рифтогенезом. В поперечнике она имеет около 3000 км. Граница её проходит:

на северо-западе в 200 км северо-западнее линии надвига каледонид, перекрывающих балтийский щит более чем на 200 км на юго-восток. На геологических картах видно, что примерно до такого расстояния прослеживаются в каледонской складчатости в тектонических окнах фундамент (породы архея-нижнего протерозоя);

на северо-востоке от фиорда Варангер до Полюдова камня ВЕП ограничивают байкалиды Варангер-фиорда, полуостровов Рыбачьего и Канина и поднятия Тимана. Они также надвинуты на ВЕП;

на востоке граница проходит по герцинскому Предуральскому краевому прогибу по переднему фронту надвигов Урала от Полюдова камня на юг по Уфимско-соликамскому прогибу до поднятия Кара-тау, от него по Бельскому прогибу на юг и далее через Урало-Эмбинские поднятия до полуострова Бузачи;

на юге граница идет по Донецко-Астраханскому разлому через дельту Волги и середину Цимлянского водохранилища; огибает герцинский складчатый Донбасс и по системе Волновахских разломов вновь идет на восток до окончания Сальского выступа Украинского кристаллического щита (УКЩ). Огибает его с юга и идет на запад через Ейский полуостров, Сивашский прогиб (гнилое море Сиваш и Перекопский перешеек), по Каркинитским разломам (по Черному морю);

на юго-западе на ВЕП надвинут альпийский Предкарпатский краевой прогиб, граница проходит примерно в 70 км к западу от линии надвига внутри аллохтона до каледонского Свентокшишского поднятия в герцинидах Польши;

на северо-запад от Свентокшишского поднятия граница идет по разлому к мысу Ставангер (на западе Скандинавии) – так называемая линия Торнквиста-Тейссйра.

Земная кора ВЕП континентального типа. В ней выделяются осадочный слой мощностью от 0 до 5км (в Прикаспийской структуре 20-25 км), гранито-гнейсовый слой – от 10 до 20 км (в Прикаспийской структуре отсутствует), гранулито-базитовый слой 20-35 км (в Днепрово-Донецком авлакогене он сокращается до 10-15км). В сверхглубокой Кольской скважине граница Конрада не обнаруживается, т. к. здесь она представляет собой разуплотненный слой тех же пород. Глубина залегания поверхности Мохоровичича от 27-30 до 60-65 км (на большей части площади ВЕП глубина залегания поверхности Мохо 35-50 км). Тепловой поток составляет в среднем 30-40 мВт/м 2 , на УКЩ и в Днепрово-Донецкой впадине до 50 мВт/м 2 .

Тектоническое районирование Восточно-Европейской платформы.

В пределах платформы выделяют щиты Балтийский и Украинский и Русскую плиту, закрытую осадочным чехлом палеозойских, мезозойских и кайнозойских осадков.

Тектоническое районирование фундамента ВЕП.

Балтийский щит, Украинский щит, поднятия-мегаблоки Волго-Уральской, Воронежской, Мазурско-Белорусской антеклиз. Фундамент рассекают авлакогены Средне-Русский, Кировско-Кажимский, Камско-Бельский (Калтасинский), Сергиевско-Абдулинский, Пачелмский, Московский, Припятско-Днепрово-Донецкий, Керецко-Лешуконский (у Мезенского прогиба), Кандалакшский, Ладожский, Клинцовский (Крестцовский). В.В.Ишутин установил в основании Восточно-Русской впадины наличие единой Баренцево-Каспийской меридиональной системы рифтов.

Тектоническое районирование Русской плиты (чехла ВЕП).

Антеклизы Белорусская, Воронежская, Волго-Уральская; выступы-своды Ветреного пояса (между Кандалакшским авлакогеном и Онежским озером), также Архангельский, Оренбургский, Ратновский; синеклизы Московская, Балтийская, Мезенская; прогибы на авлакогенах Крестцовско-Оршанский, Пачелмский, впадины Брестская, Львовская, Бузулукская, Литовско-Латвийская; впадины Прикаспийская, Днепровско-Донецкая, Балтийская моноклиналь; Днестровский перикратонный прогиб.

Своеобразной структурной формой являются ударные и взрывные кольцевые структуры. Общим для них является округлая впадина, выполненная толщей агломератов (иногда мощностью до 1км) и импактитов. Наиболее известные из них Каменская (позднемеловая), Пучеж-Катунская (раннеюрская, диаметром 100 км, у г.Горького), Винницкая (меловая, два кратера диаметром 4 км и 1 км), Калужская (пермская, диаметром 15км), на о Саарема (четвертичные, диаметром от 16 до 20 метров, окружены валами высотой 6-7м), самая древняя Карельская (возраст более 1 млрд лет, диаметр 20км).

Фундамент Восточно-Европейской платформы

Возраст фундамента (время консолидации) раннепротерозойский. Наиболее изучены щиты, наименее склоны антеклиз и синеклизы.

В рельефе поверхности фундамента выделяются щиты, поднятия-мегаблоки (антеклизы) и палеорифты-авлакогены. Все эти элементы были названы выше.

Балтийский щит (в пределах России Карело-Кольский геоблок). Поверхность его расположена на высоте 0,5-1 км над уровнем моря. Расчленяется на геологические мегаблоки Северо-Кольский (Мурманский и Кольский), Беломорский, Карельский, Свекофенский. На западе прослежена зона высокотемпературного метаморфизма – Лапландско-Беломорский гнейсо-гранулитовый пояс. Установлено омоложение слагающих БЩ образований с востока на запад и последовательное надвигание молодых блоков на древние.

Восточная граница БЩ погружается под чехол и оконтуривается полосой блоковых смещений фундамента. На юге расположена Ладожско-Мезенская зона блоковых структур активизации. На севере тиманиды надвинуты на докембрий в виде чешуй верхнего протерозоя.

Северо-Кольский (Кольский и Мурманский) блок сложен плагио-микроклиновыми гнейсами (возраст>2,8 миллиарда лет) и разновозрастными гранитами с реликтами древнейших амфиболитов. Гнейсы собраны в изоклинальные складки, среди которых встречаются гнейсовые купола. Выше располагается кольская серия нижнепротерозойских двуслюдяных, биотитовых гнейсов, амфиболитов, железистых кварцитов. На них залегают менее метаморфизованные и слабо дислоцированные породы верхов нижнего протерозая.

Северо-Кольский блок с юга отделен от Беломорского Лапландско-Беломорским гнейсо-гранулитовым поясом, по которому первый надвинут на второй. Это полоса до 15 км шириной с крупными массивами габбро и бластомилонитами (в Финляндии эта зона надвигов с линзами и массивами ультросновных пород). Роль этого пояса в структуре Балтийского щита до сих пор не выяснена. Финские и норвежские геологи предложили модель, по которой его заложение происходило в результате рифтогенеза и формирование его структуры в условиях коллизии Центрально-Кольского и Карельского блоков. Эта схема вполне вероятна и подтверждается рядом фактов, но существование и последующее закрытие бассейна океанического типа на кратоне пока ничем не подтверждается.

Беломорский блок сложен древнейшими дислоцированными породами, объединенными в структурный этаж–беломориды. Выделяют нижний и верхний комплексы пород. Нижний комплекс – ранний (нижний) архей (2,85 миллиарда лет). Сложен породами фации гранулитового метаморфизма, чарнокитами, мигматитами, гиперстеновыми долеритами. Верхний комплекс – сложен плагиоклазовыми и плагиоклаз-микроклиновыми гранитами, метаморфическими породами амфиболитовой фации. Возраст – поздний (верхний) архей (2,7 миллиарда лет).

Карельский блок сложен в основном карелидами (Рztz 1). В основании лежит нижнеархейский лопийский комплекс – кристаллические образования со свекофенскими гранитоидами. На юге Карелии архейский фундамент отсутствует. Для карелид характерен петельчато-мозаичный структурный план (глубинный диапиризм на фоне многократных деформаций).

Украинский щит. С севера ограничен Припятско-Донецкой системой разломов (Волновахские и Припятские разломы), на юге системой разломов Белгородский, Каркинитский, Главный Азовский. По возрастному и петрографическому критерию выделяются мегаблоки Волыно-Подольский, Кировоградский, Приднепровский, Приазовский. Более молодые (омоложенные) блоки Кировоградский и Приазовский надвинуты на промежуточный Приднепровский.

Архейские толщи слагают массивы Подольский, Приднепровский, Приазовский. Возраст их 3,1-3,0 миллиарда лет – это мигматиты и граниты; более молодые (2,8-2,7 миллиарда лет) – пироксеновые сланцы и гнейсы с телами метабазитов, кварцевые диориты, граниты, аплито-пегматоидные граниты. В Приднепровском массиве распространены узкие сжатые слинлинории, в Волыно-Подольском и Приазовском преобладают гнейсовые купола.

Для Приазовского массива хорактерны щелочные интрузии возрастом 1,7 миллиарда лет, (сиениты, субщелочные граниты, сиенитовые пегматиты, калиевые микроклиновые граниты). В структуре массива выделяется Центрально-Приазовский синклинорий¸ сложенный субмеридиональной десятикилометровой мощности толщей центрально-приазовской серии – терригенными породами в амфиболитовой фации, сменяющиеся вверх по разрезу вулканогенными образованиями-метаамфиболитами.

Кировоградский массив сложен энсиалической раннепротерозойской толщей Курско-Криворожской складчатой системы (синклинории Саксаганский и Криворожский). В основании разреза залегает зеленокаменная толща, вверху сланцево-джеспилитовая толща с магнетитовыми и гематитовыми рудами. Саксаганский синклинорий узкий, наклонен на восток и обрезан глубинными разломами на западе.

Крупнейший Коростеньский интрузивный массив представляет собой лакколит, сложенный анортозитами (лабрадоритами), габбро-норитами, по периферии гранитами-рапакиви.

Основные глубинные поперечные разломы рассекающие УКШ: Криворожско-Кременчугский, Орехово-Павлоградский.

Русская плита

Площадь её 4 млн. км 2 . Границы определены полем распространения палеозойских, мезозойских и кайнозойских отложений. Тектоническое районирование приведено выше.

Воронежская антеклиза (ВА). Её границы. Разделяется на Сумский, Курско-Белгородский и Воронежский блоки. На востоке антеклиза осложнена Доно-Медведецким валом (авлакогеном). Фундамент расположен на отметке +100 м. Северное крыло пологое. Здесь фундамент постепенно погружается до глубины 1250 м, а на юге и юго-западе он уже на глубине > 4-5 км. Раннеархейские структуры имеют северо – северо-северозападное простирание, пронизаны массивами мигматитов плагиогранитового состава. В них раннепротерозойские троги, напоминающие прогибы криворожской серии нижнего протерозая. Внизу это сланцево-кварцитовая толща; выше рудные гематит-магнетитовые кварциты. Докембрий перекрыт известняками девона, минимальной мощностью в своде антеклизы 60-80м.

Белорусская антеклиза (БА). Границы. Западное крыло антеклизы срезается меридиональным разломом, фундамент здесь погружается до 8-10 км. На своде фундамент лежит на отметках +85, -250.Крылья антеклизы под чехлом сложены рифеем, в своде лежит средний палеозой, все перекрыто мезозойским чехлом. В верховых р. Неман на архее лежат четвертичные отложения. Архей представлен чарнокитовыми мигматитами, амфиболитами, габброидами и гранитами.

Волго-Уральская антеклиза (ВУА). Границы. Это поднятие, состоящее из массивов миндалеобразной кофигурации архейской консолидации с телами базитов и гранитов, залегающих на глубинах на поднятиях от 1 км до 2-3 км, во впадинах от 4-5 км до 9 км.

Тектоническое районирование антеклизы. Выделяются Татарско-Токмовский, Волго-Вятский и Жигулевско-Пугачевский мегаблоки. От Татарского свода на север простирается Коми-Пермяцкий свод. От Токмовского свода на север отходит Котельническое и Сысольское поднятие (Сыктывкарский свод). Коми-Пермяцкий и Сыктывкарский своды образуют Волго-Вятский мегаблок. На юге антеклизы расположена Жигулевско-Пугачевская зона поднятий.

Токмовский свод осложнен Окско-Цнинским и Сурско-Мокшинским валами. Фундамент рассечен Казанско-Сергиевской системой авлакогенов (Калтасинский, Кировский, Кажимский, Казанский, Сергиевский), на которую наложены Сергиевский, Кажимский прогибы. Камско-Бельский прогиб на Калтасинском авлакогене. Мелекесский (Бузулукский) прогиб на Абдулинском авлакогене отделяет от Татарского и Токмовского сводов Жигулевско-Пугачевскую зону поднятий.

В рифее-раннем палеозое антеклиза представляет собой поднятие в составе Сарматского щита. С середины девона с расколом щита Припятско-Днепровско-Донецким авлакогеном антеклиза погружается на 1,5-3км, в перми происходит поднятие в связи с герцинским орогенезом на Урале, накапливаются континентальные и лагунные отложения. Структура перестает существовать.

С юго-запада ВУА ограничена Пачелмским прогибом, отделяющим её, от Воронежской антеклизы. Прогиб заложился на Пачелмском авлакогене. Длина его 700км, ширина 60-100км, мощность отложений составляет 3-5км, в том числе 2км рифея. В раннем палеозое прогиб входил в состав Сарматского щита, с распадом щита в среднем девоне на его месте возник Рязано-Саратовский прогиб и с позднего девона он перестает существовать как структура.

Московская синеклиза. Как структура проявилялась с венда-раннего палеозоя до позднего палеозоя. Границы: Московская синеклиза отделена Великоустюгской седловиной от Мезенской синеклизы; на западе ограничена Крестцовским (Валдайским) авлакогеном.. На востоке – Волго-Уральская антеклиза. На севере Кандалакшский, Яренский (СВ простирания), Онежский, Пинежский, Нижнемезенский, Притиманский авлакогены. Складчатое сооружение Тимана надвинуто с северо-востока. Заложена на Среднерусской системе авлакогенов (Гжатском, Солигаличском, Сухонском).

Синеклиза прогибалась в рифее и в палеозое-мезозое. Мощность рифея 2,7 км (скважина к югу от Москвы на глубине 4783 м не вышла из отложений рифея), мощность нижнего палеозоя 0,5км, среднего и верхнего более 1км. Мезозой составляет всего 0,3 км.

В раннем кембрии в синеклизе накапливались глины, алевролиты. Далее до среднего девона территория вышла из режима осадконакопления. С середины девона до турне накапливались терригенно-карбонатные отложения, известны бурые угли (Подмосковный бассейн). В конце мела область окончательно вышла из режима осадконакопления.

Прибалтийская синеклиза. Глубина залегания фундамента 5-6 км. Выполнена отложениями нижнего палеозоя.

Припятско-Днепрово-Донецкий прогиб. Заложился на одноименном авлакогене с середины девона, как прогиб существовал до раннего триаса. В девоне сформировалась своеобразная эвапарито-вулканогенная формация.

Украинская синеклиза. Существовала только в мелу. Выполнена формацией писчего мела мелового возраста.

Прикаспийская структура (впадина, синеклиза, перикратонный прогиб). Отличают уникально большая мощность осадков, гигантское соленакопление, отсутствие гранито-гнейсового слоя коры. Изучена методом МОГТ (метод общей глубинной точки) и газопоисковым бурением. По геофизическим данным в центре структуры под осадочным слоем находятся толеитовые базальты.

На северо-западе фундамент расположен на глубине до 3 км, но по системе флексур и разломов погружается к центру структуры на глубину 15-25 км, где из разреза выпадает гранито-гнейсовый слой. На севере выделяется уступ фундамента – Волгоградско-Оренбургский – высотой до 2-3 км. На востоке глубинный разлом отделяет синеклизу от Мугоджар и Урало-Эмбинских поднятий. На северо-востоке структуры известны своды Хобдинский (Северо-Прикаспийский), на востоке Аралсорский (Восточно-Прикаспийский), на юго-западе Астраханское сводовое поднятие. Все эти структуры выделяются под подсолевым комплексом, поэтому глубина кровли сводов 7-9 км, только Астраханского – 4км. На юго-западе выделяется Каракульский краевой прогиб с двумя конусами выноса с юго-запада.

Впадина выполнена толщей рифея и фанерозоя. В ней выделяются нижний и верхний подсолевые комплексы.

Нижний подсолевой комплекс представлен мощными отложениями рифея–нижнего палеозоя (7км). Эта карбонатно–доломитовые и терригенные отложения.

Верхний подсолевой комплекс имеет мощость 10 км и включает интервал от среднего девона до артинского яруса нижней перми. Распространен по всей территории впадины. По западному и северному бортам впадины протягивается барьерный риф. Высота рифа до 1700 м, в стратиграфическом разрезе он продвинут к центру впадины на 50 км и сменяется глубоководными карбонатно-глинистыми отложениями.

Эвапоритовый комплекс имеет мощность 3 км. Возрастные границы от ранней перми (кунгурское время) до поздней перми (казанское время). Соли образует купола диаметром до 100 км. На глубине 1-1,5 км они соединяются в протяженные гряды. По А.Л.Яншину соленакопление шло на больших глубинах в условиях некомпенсированного прогибания бассейна. За 10 млн. лет накопились мощные толщи соли, после чего бассейн заполнился обломочными осадками и превратился в эпиконтинентальную впадину. Прогибание продолжается до сих пор.

В подсолевом комплексе выявляются нефтегазовые конденсатные месторождения, связанные с рифогенными ловушками. Высокоамплитудные рифы обычно располагаются на крупных тектоноседиментационных структурах-мегавалах (длина их до 200 км, ширина до 60 км). Они располагаются в прибереговых частях впадины.

Надсолевой комплекс представлен мощными терригенными отложениями мезозоя и кайнозоя, которые прорываются куполами солей эвапоритового комплекса. В юрских и меловых отложениях вокруг конседиментационных куполов и диапиров имеются залежи углей. На Астраханском своде обнаружено газоконденсатное месторождение в карбонатных породах среднего карбона. В газе 58% углеводородов (высокое содержание конденсата!), 24% Н 2 S и 18 % СО 2 . В настоящее время на российской и кзахстанской частях структуры выявлены новые крупные месторождения газа.

Прикаспийская структура представляет собой особый тип структур – перикратонные прогибы, формирующиеся на стыке разновозрастных складчатых поясов и древних платформ.

Основные этапы геологического развития Восточно-Европейской платформы.

Этап консолидации фундамента

На протяжении архея и раннего протерозоя формировались древнейшие блоки фундамента, сложенные саамским и лопийским комплексами пород архейского возраста и нижнепротерозойским карельским комплексом. Развитие континентальной коры в каждую из этих эпох, соответствующую комплексам, завершалось орогенезом (диастрофизмом) и гранитообразованием.

Строение блоков однотипно. Рассмотрим пример Приднепровского блока УКЩ:

1.На его площади преобладают гранито-гнейсовые купола высокометаморфизованных пород, между которыми располагаются зеленокаменные пояса. Купола имеют диаметр 40-60 км, иногда они сгруппированы в оваловидные структуры длиной более 100 км. В ядрах куполов мигматизированные породы – тоналиты (семейство гранитоидов с содержанием кварца >20%, биотита и роговой обманки до 30%, полевой шпат представлен плагиоклазом). В куполах обычны гранулиты, имеющие гнейсовидную структуру (полевошпатовый состав, с кварцем или без, характерен гранат), чарнокиты (кварца 20-50%, калий-натровые полешпаты, темноцветы представлены гиперстеном, гранатом, диопсидом, биотитом), эндербиты (плагиоклазовые чарнокиты). Эти породы объединяются в серые гнейсы. Возраст серых гнейсов УКЩ – 3,7 миллиардов лет (катархей), на Балтийском щите – 3,1 миллиарда лет (архей). В серые граниты обычно включены метабазиты (спилиты – измененные базальты с вторичными альбитом, хлоритом, эпидотом) и ультрабазиты.

2. Межкупольные пространства заняты зеленокаменными поясами. Это причудливые полосы шириной до 10-15 км и 30-100 км по простиранию. Породы поясов деформированы в изоклинальные складки. Низы разреза сложены основными эффузивами спилит–диабазового состава, иногда сильнометаморфизованные. Содержат пачки железистых кварцитов, в Карелии описаны ультроосновные лавы. В верху разреза кислые эффузивы, кератофиры и фельзиты с прослоями кварцитовидных песчаников и гравелитов. Среди них наблюдаются межпластовые тела серпентинитов, перидотитов, габбро-норитов.

Низы разреза архея (беломориды) относятся к саамскому комплексу, а верхи к лопийскому. Верхний саамий известен кроме Балтийского щита в Жигулевско-Пугачевском своде, на УЩ в Волыно-Подольском и Приазовском блоках. Лопийский комплекс обнажен в Кольском и Карельском блоках, на УКЩ на Волыно-Подольском, Приднепровском и Приазовском блоках, в центральной части Воронежского массива. Комплексы разделены саамским диастрофизмом (3400 миллионов лет), разделившим ранне- и позднеархейские эпохи.

На границе архея и протерозоя произошла ребольская фаза складчатости (2 600 – 2 900 миллионов лет), подвергшая метаморфизму и деформациям кольскую и беломорскую серии пород, пронизанных гранитными и тоналитовыми интрузиями. К концу архея были созданы блоки с континентальной корой Мурманский, Кольский, Беломорский, Карельский, Волыно-Подольский, Кировоградский, Приднепровский, Приазовский.

Раннепротерозойские серии (карельский комплекс–карелиды) известны везде, кроме Беломорского и Мурманского блоков. На УКЩ это криворожская серия, состоящая из трех свит: нижней–обломочной (песчаники, конгломераты, филлиты, графитовые сланцы, вулканиты-амфиболиты), средней–ритмичное чередование джеспилитов и кремнистых пород и верхней–терригенной.

В Карельском блоке нижний протерозой представлен сумийским комплексом. Это метаморфические вулканические породы и вверху обломочные. Сумий известен вдоль Восточно-Карельской шовной зоны.

В Кольском блоке серия кейв выполняет кейвский синклинорий. Это высокоглиноземистые породы, источником, которых являлась кора выветривания.

Завершается ранний протерозой свекокарельской (свекофенской) складчатостью, консолидировавшей фундамент 1 800-1900 миллионов лет назад.

Протоплатформенный чехол.

После свекофенской складчатости формируется протоплатформенный чехол. Первый осадочный платформенный чехол в Карельском блоке слагают породы ятулийского комплекса. Аналоги известны в Приднепровском блоке. В Карелии в основании разреза – коры выветривания, выше залегают конгломераты, аркозы, кварциты и у Онежского озера морские карбонатные толщи (в их верхах встречены шунгиты). Чехол образует плоские широкие синклинали, часто покровно-надвигового строения. В ятулийскую эпоху происходит стабилизация континентальных массивов.

1,9-1,8 миллиардов лет назад на всей территории платформы происходит внедрение калиевых гранитов. Позже (1,65-1,55 миллиардов лет) внедрялись интрузии гранитов–рапакиви (выборгский эпизод орогенеза), в то же время появились первые щелочные интрузии, а также щелочно-ультроосновные породы с карбонатитами Приазовского блока.

Раннерифейский этап – авлакогеновый. Длительность этапа до 1 миллиарда лет. После внедрения гранитов-рапакиви формируется нижнерифейский платформенный чехол. Это иотнийские песчаники Балтийского щита, овручские песчаники УКЩ, кварцитовидные песчаники ВУА. В разрезах характерны силлы диабазов.

В конце раннего рифея происходило растяжение молодого фундамента и закладка сети палеорифтов-авлакогенов. На протяжении всего среднего рифея они разбивают фундамент на серию блоков, соответствующих щитам и массивам. Происходит перестройка структурного плана платформы. Гигантские грабены рассекли ВЕП на возвышенные западную и восточную части. Выделились Балтийский щит и Сарматская зона поднятий или Сарматский щит (включающий современные БМ, УКЩ, ВА, Пачелмский прогиб, ВУА).

Грабены выполнены мощными красноцветами и вулканогенными толщами среднего рифея В основании толщи до 400 м лавовых покровов базальтов, диабазов, туфов, силлов долеритов. В районе Кандалакши известны ультро-основные интрузии с трубками взрывов.

Верхний рифей представлен более мелкозернистыми песчано-глинистыми породами. На востоке платформы в них прослежены горизонты конгломератов, аркозов, эффузивов, карбонатов лагун и мелководных заливов. Рифей отличался жарким сухим климатом.

Плитный этап

В венде начинает формироваться плитный чехол. Отложения венда «выплескиваются» из рифтов на водораздельные пространства. Самая древняя вильчанская серия отложений развита в Белоруссии, на Волыни, на Балтийском щите, в Пачелмском и Ладожском авлакогенах. Она представлена красноцветными отложениями, в которых встречены тиллиты и ленточные глины лапландского горизонта. Это свидетельствует о том, что климат стал холоднее, чем в рифее,

Волынская серия среднего венда на юго-западе платформы представлена базальтовыми лавами и пирокластитами. В это время происходит становление структур плиты. Закладывается впадина, включающая Московскую синеклизу.

Валдайская серия верхнего венда распространена повсеместно. Это аргиллиты, конгломераты, песчаники, заполняющие впадины и прогибы. Формируются синеклизы (Московская, Прикаспийская, Рязано-Саратовский прогиб).

Нижнепалеозойский этап развития.

После байкальской складчатости формировался Тиман и структуры Западного Урала, что привело общему поднятию платформы. Отложения нижнего палеозоя выполняют Прикаспийскую структуру, оконтуривают юго-запад и запад УКЩ и БА, известны также на севере вдоль Тимана. Стратонипами нижнего палеозоя являются его отложения вокруг БЩ, в Балтийско-Баренцовоморском прогибе, в так называемом «Палеобалтийско-Баренцевомоском палеопроливе». Нижний кембрий представлен пестроцветами, перекрытыми горизонтом синих глин. К среднему кембрию относится эофитоновый (водорослевый) фукоидный горизонт с гиероглифами, знаками ряби, косой слоистостью). Верхний кембрий нигде на платформе не известен. Русская плита в кембрии представляет собой низкую холмистую равнину.

В ордовике «пролив» превращается в залив, формируется Палеобалтийская синеклиза. Она выполнена карбонтным комплексом с трилобитами. На Волыни он замещен граптолитовыми сланцами мощностью 1-2 км (верх разреза уже силурийский).

Карбонатные отложения силура известны там же.

Средне-верхнепалеозойский структурный этаж или герцинский (варисский) этап развития платформы.

Нижний девон во Львовской впадине, в Латвии и Калининградской области представлен пестроцветной толщей. В Московской синеклизе это базальный песчано-глинистый горизонт. На всей остальной территории осадконакопление началось со среднего девона, в т.ч. в Прикаспийской структуре и на Урале.

Структурная перестройка на Восточно-Европейской платформе началась со среднего девона (начало герцинского геотектонического этапа), когда регенерировался Припятско-Днепрово-Донецкий авлакоген. Он расколол Сарматский щит на УКЩ и Воронежскую антеклизу, отделилась Волго-Уральская антеклиза в результате заложения Русско-Балтийского прогиба (впадина Рига-Москва-Рязань-Почелмский прогиб), заполненного эйфельскими пестроцветами с панцирными рыбами.

В конце эйфельского века погружается Волго-Уральская антеклиза, на месте Русско-Балтийского прогиба формируется Восточно-Русский бассейн (впадина). Волго-Уральская антеклиза проявляется в виде архипелага островов.

В живетский век формируются отложения Главного Девонского поля (Прибалтика) и Центрального девонского поля (Воронежская антеклиза). Везде мелководные морские осадки. Перед франским веком произошло кратковременное поднятие с континентальным осадконакоплением. На Западе это косослоистые красноцветы с остатками рыб (толща похожа на OLD Red Англии). В центре платформы (Московская синеклиза) – морские осадки, на них континентальные красноцветы и известняки мелководья. Восточнее появляются морские терригенные и далее на восток карбонатные отложения. Здесь во фране выделяется фация битуминозных глинистых отложений (черные сланцы доманиковой фации). Прослежены биогермы и органогенно-детритусовые сооружения – барьерные рифы. Рифы в течении раннего и среднего карбона мигрируют на запад.

В Припятско-Донецком прогибе накапливались в среднем девоне галоидные толщи и вулканиты. Скважинами вскрыты жерла стратовулканов Верхний девон представлен карбонатами.

В Прикаспийской синеклизе в позднем девоне по северному и западному бортам протягивается до Приуралья барьерный риф. Он образует уступ высотой до 1700 км, точнее 3 уступа, т.к. наиболее молодые рифы продвинулись в сторону центра впадины до 50 км. За рифами отложились глубоководные маломощные карбонатно-глининые обложения. Это опровергает мнение о поднятии в позднем палеозое Прикаспийской структуры, тем более что на юго-западе среди карбонатных отложений обнаружены два конуса выноса со стороны Скифской плиты.

В каменноугольный период бассейнами осадконакопления являлись Лавовско-Волынский, Днепровско-Донецкий, Восточно-Русский (включая Прикаспийский) прогибы.

В Днепровско-Донецком бассейне в турнейскую и визейскую эпохи формировалась карбонатная толща, с конца визея и включая поздний карбон формировалась паралическая угленосная толща, в конце карбона – араукаритовая толща.

В Восточно-Русском седиментационном бассейне в карбоне сформировалась толща мощностью на западе 300-500 м, а на востоке 1000-1500 м. В турне-визейско-серпуховском цикле формировалась лимническая уленосная (буроугольная) толща, в башкирском веке – кора выветривания, пески, глины, в московском веке и в позднем карбоне пески и глины с брахиоподами и дельтовыми и прибрежными морскими известняками. К востоку к Уральскому бассейну отложения карбона становятся морскими, появляются рифовые постройки.

В ранней перми Восточно-Русский бассейн с Предуральским краевым прогибом представлял собой некомпенсированный прогиб. Существовали полуизолированные бассейны на юге и в центре, в которых накапливались красноцветы и эвапориты В начале поздней перми прогиб компенсируется осадками, а в конце пермского периода прогиб прекращает свое существование в связи с ростом Урала.

В этот же период формировался эвапоритовый комплекс в Прикаспийской впадине.

Герцинский орогенез, проявившийся в геосинклиналях обрамлявших платформу с юга и востока, вывел Восточно-Европейскую платформу из режима морского осадконакопления. Триасовые отложения на Русской плите выполняют лишь внутренние части герцинских впадин. Это регрессивный комплекс, представленный континентальными терригенными фациями, завершает герцинский геотектонический этап развития платформы, Отложения комплекса известены в Припятской, Польско-Литовской, Украинской впадинах, Преддонецком прогибе, Прикаспийской впадине, в центре и на северо-восточной окраинах Московской синеклизы. Это континентальная пестроцветная толща (в Прикаспийской синеклизе морская), сложенныя дельтовыми отложениями, поступавшими со стороны Урала. Выделение из пермских отложений триасовых и их корреляция произведена по рептилиям, рыбам, остракодам и растениям.

На рубеже триаса и юры седиментация прекращается и возобновляется в середине средней юры (доггера). Это рубеж герцинского и альпийского геотектонических этапов.

Юрский седиментационный цикл. Нижнеюрские континентальные песчано-глинистые отложения с бурыми углями сменяются известняками тоара и аалена, известняками-ракушечниками бата-байоса. На Воронежской антеклизе залегают континентальные глины, которые в байосе-бате распространяются на севере до Баренцева моря и на востоке в Прикаспийскую синеклизу.

Ранний мел представлен морской терригенной формацией, поздний в Украинской синеклизе морской карбонатной (фацией писчего мела).

Палеоген распространен на юге Русской плиты. К палеоцену относятся морские глинисто-карбонатные отложения, эоцен представлен фораминиферовой серией, олигоцен и нижний миоцен (низы неогена) представлен глинами «майкопской серии», залегающими с перерывом на палеогене.

В неогене на юге Русской плиты и частично на Украинском щите распространены осадки замкнутых и полузамкнутых внутренних - морей Паратетиса.



Восточно-Европейская платформа составляет докембрийский фундамент Европы и определяет ее главнейшие структурно-геоморфологические черты.

Платформа лежит между складчатыми сооружениями разного возраста. На северо-западе ее окаймляют каледониды - складчатые горные образования Атлантической подвижной зоны. На востоке она граничит с герцинскими складчатыми сооружениями Уральской подвижной зоны. Герцинские складки составляют обрамление платформы на западе. С юга к Восточно-Европейской платформе прилегают альпийские складчатые образования Средиземноморской подвижной зоны.

На большем протяжении своих границ Восточно-Европейская платформа имеет резкие, вторичные, очертания. С надвинутыми на платформу каледонидами она сочленена тектоническим швом. На всех других контактах кристаллический фундамент платформы срезан разломами. Ее окраины сильно погружены в сторону передовых прогибов, отделяющих платформу от прилегающих горных сооружений.

Современный тектонический рельеф Восточно-Европейской платформы определяется системой рассмотренных выше разновозрастных разломов докембрийского, палеозойского и кайнозойского возраста. Разломы расчленяют кристаллический фундамент платформы на блоки, обусловливающие его гипсометрию.

Важную роль в тектоорогении наплатформенного покрова Восточно-Европейской равнины играют субтектонические формы рельефа - соляные структуры и буроугольные купола, распространенные во многих провинциях страны.

Большое тектоорогеническое значение для Восточно-Европейской платформы имеют также вложенные субгеосинклинальные складчатые сооружения, единственные в своем роде структуры - Донецкий и Тиманский кряжи.

В структуре фундамента Восточно-Европейской платформы выделяются: Украинский кристаллический щит и Волыно-Подольская синеклиза, или плита, Балтийский щит, Воронежская антеклиза, Мазурско-Белорусская антеклиза, Днепровско-Донецкая впадина и Донецкий кряж, Причерноморская и Прикаспийская впадины, Прибалтийская синеклиза, Латвийская седловина, Оршанско-Крестцовский прогиб, Московская синеклиза, Пачелмский прогиб, Сурско-Мокшинский вал, Волжско-Уральская антеклиза, Жигулевский свод, Прикаспийская флексура, Омутинский прогиб, система Предуральских впадин - Абдулинский прогиб, Осинская впадина, Омутинский прогиб, Предтиманский прогиб и Тиманский кряж, Печорская синеклиза. Все эти элементы гипсометрии кристаллического фундамента выделены на тектонической карте Европы 1964 г. В какой-то мере с ними связаны распространение геологических формаций и элементы современной геоморфологической поверхности.

Эти региональные структуры характеризуются: одни - щиты - как области рельефа гранитного фундамента, другие - возвышенности - как области с преобладающим отраженным рельефом и третьи - низменности - как области с типичным аккумулятивным рельефом. Вторая и третья категории структурно-геоморфологических регионов имеют мощный наплатформенный покров. Это свидетельствует о преобладании в тектоническом развитии Восточно-Европейской платформы, начиная с раннего палеозоя, нисходящих движений. Они определили главную черту тектонического рельефа, в основном низменной равнины, отличающую ее от других материковых платформ Восточного полушария.

В пределах Восточно-Европейской платформы выделяются Украинский и Балтийский кристаллические щиты, расположенные соответственно в юго — и северо-западной частях платформы.

Украинский кристаллический щит прилегает к Крымо-Карпатской подвижной зоне, расположение которой отражает его внешний край.

Щит протягивается с северо-запада на юго-восток от долины р. Горынь до Азовского моря почти на 1000 км. Ширина его местами превышает 250 км. Распространению кристаллического фундамента в целом соответствуют правобережная Приднепровская и Приазовская возвышенности.

Поверхность кристаллических пород щита поднимается: на севере - Овручский кряж - до 315 м, в средней части - на Побужье - до 320 м и на юге - Приазовская возвышенность - до 327 м над уровнем моря.

В стороны прилегающих впадин поверхность щита сначала снижается постепенно, далее круто срезается разломами. В опущенных частях блоки кристаллического фундамента погружены на глубину 3-5 км, а в осевой части Днепровско-Донецкой впадины более чем на 8 км. Окраинные части щита имеют форму плит, наклоненных в сторону впадин. Морфологически они напоминают шельфы и во многих случаях были такими. В большинстве на поверхности его окраин залегают прибрежные морские отложения, как это прослеживается на западном, Подольском, склоне Украинского кристаллического щита.

Крутые погребенные склоны кристаллического докембрийского фундамента расчленены глубокими каньонами и долинами, аналогичными обнаруженным на материковых склонах океанического дна. Как и последние, долины на склонах Украинского кристаллического щита и других щитов имеют сложное, еще не совсем выясненное происхождение. В данном случае в образовании погребенных долин решающую роль играли тектоника и речная эрозия. Речные долины закладывались и развивались в зонах тектонических нарушений, прежде всего разломов. Определенное значение в выработке форм погребенных долин имела морская абразия, многократно возобновлявшаяся на протяжении истории геологического развития щита, когда его крутые склоны составляли морские берега.

Возраст поверхности денудации Украинского кристаллического щита очень древний и в разных частях его неодинаковый. Остатки древнейшего наплатформенного покрова на щите представляет овручская формация. Терригенно-вулканогенная толща ее выполняет тектонический прогиб более древнего докембрийского фундамента. В конце докембрия аналогичный покров, по-видимому, был уже широко распространен на Восточно-Европейской платформе. Исходя из особенностей залегания овручской формации, можно сделать вывод, что к концу докембрия Украинский кристаллический щит, как большая часть Восточно-Европейской платформы, в целом имел уже выровненную поверхность. Начало денудационного выравнивания относится к позднему архею - к тому времени, когда пустынное кристаллическое плоскогорье платформы начало приобретать блоковую структуру благодаря формированию разломов криворожской системы.

Между завершением образования овручской серии и следующим этапом пенепленизации щита юго-западная часть платформы испытала значительные поднятия, придавшие ей вид возвышенной глыбовой страны. С рифея, особенно в раннем палеозое, происходили резкие деформации кристаллического фундамента платформы. Следствием их было образование глубинных разломов, наметивших основные черты современной тектоорогении платформы. Важнейшими структурными элементами раннепалеозойского заложения на Восточно-Европейской платформе считаются разрывы, ограничивающие Балтийский щит, Тиманскую возвышенность, Пачелмский прогиб, Днепровско-Донецкую впадину, западные склоны Украинского кристаллического щита, весь ее юго-западный и южный края. К ним относится также заложение прилегающих к платформе Средиземноморской и Уральской подвижных зон в их современных границах, Причерноморской и Прикаспийской впадин, а также Подмосковной синеклизы.

На западных склонах Украинского кристаллического щита и всей площади выделившейся тогда Волыно-Подольской плиты-синеклизы в протерозое и раннем палеозое и позже отлагались шельфовые морские отложения. Слон, слабо наклоненные к внешнему краю платформы, сохраняют такое положение на протяжении многих геологических периодов. Разломы, ограничивающие щит с запада и востока, были ареалами вулканизма. Базальты, образовавшиеся в то время, принимают участие в строении местного рельефа. Участки базальтового покрова, погребенные на значительной глубине, обнаружены также в Днепровско-Донецкой впадине.

Па протяжении всего палеозоя, мезозоя и палеогена Украинский кристаллический щит испытывал заметные передвижки блоков, происходившие на фойе общего погружения или поднятия. Приподнятые блоки представляют собой острова. На опущенных блоках в понижениях поверхности щита откладывались осадки. Имеющиеся факты свидетельствуют о том, что уже в кембрийское время перемещение блоков щита было дифференцированным. Остатки кембрийского наплатформенного покрова сохранились в углублениях поверхности щита на Побужье, каменноугольного - в Болтышской впадине.

С эпохи трансгрессий юрского и мелового времени Украинский кристаллический щит, по-видимому, периодически погружался ниже уровня моря. Отложения того времени сохранились во впадинах и древних погребенных долинах на поверхности фундамента. В начале палеогена территория щита на всем протяжении представляла сильно увлажненную сушу, покрытую обильной растительностью. На обширных пониженных территориях его накоплялась мощная буроугольная формация. Морские осадки, отложенные в понижениях рельефа, способствовали всеобщему выравниванию поверхности. На протяжении неогенового периода территория Украинского кристаллического щита покрывалась морем лишь частично. Береговая линия последовательно смещалась, приближаясь к современной. На границе неогена и четвертичного периода, после куяльницкого века, колебания положения береговой линии происходили в пределах современного уровня моря или незначительно превышали его.

В строении рельефа щита морская обстановка оставила яркие следы в виде ступенчатого аккумулятивного рельефа. Это равнинные поверхности, распространяющиеся на большой территории, ограничены слабо выраженными уступами в пределах расположения древних береговых линий. Наиболее ярко они сохранились в сарматском, понтическом, киммерийском и куяльницком бассейнах, балтской дельтовой равнине, а также древнеэвксинской, карангатской и азово-черноморской морских террасах, известных в пределах Причерноморской низменности.

Последний этап формирования наложенных элементов рельефа щита относится к четвертичному периоду. Вслед за снижением уровня куяльницкого бассейна завершилась выработка современных речных систем. В плейстоцене, в связи с продвижением на территорию щита ледникового покрова, произошло образование ряда абразионных и аккумулятивных форм поверхности, группирующихся в зависимости от положения края оледенения. Особенно значительное место занимают формы рельефа, связанные с мореной, флювиогляционными отложениями и лессом. Послеледниковый геоморфогенез выразился в образовании речных террас, долинно-балочных ландшафтов и эоловых локальных форм.

Современный геоморфологический облик щита создавался на протяжении очень длительного времени. Он включает элементы разного возраста, в различной степени переработанные и измененные как древними, так и современными геологическими факторами. Главные черты рельефа щита создают: 1) формы денудации кристаллического фундамента; 2) структурные равнины; 3) водногенетические и гляцигенные наложенные формы поверхности.

Структурно-денудационный рельеф Украинского кристаллического щита, кроме отмеченных ранее факторов, зависит от состава пород, их залегания и структурных взаимоотношений, впоследствии нарушенных разломами и сглаженных денудацией.

О структурных особенностях щита и стратиграфии слагающих осадочно-метаморфических и магматических комплексов существует много крайне противоречивых представлений. Большинство обобщающих материалов не содержит необходимых историкоструктурных и петрогенетических данных и еще недостаточно для тектоорогенических выводов.

На денудационном срезе щита обнажаются структурно-геоморфологические элементы, в определенной степени отражающие последовательность его формирования. Наиболее древние образования щита представляют спилито-кератофировые толщи, развитые в Орехово-Павлоградском районе нижнего Приднепровья. Их возраст 3000-3500 млн. лет (Тугаринов, Войткевич, 1966). В строении выраженных в этом районе магнитных аномалий принимают участие ультрабазиты, метабазиты, кремнистые породы с прослоями слюдяных сланцев, железистые кварциты, переслаивающиеся с сланцами и гнейсами. Связанные с этими отложениями железорудные концентрации располагаются островами в пределах зон аномалий. Наиболее характерными среди них считаются районы Токмак-Могилы, Каменной Могилы и Первомайский в бассейне Камышеватой, Соленой и др.

Базитовые и связанные с ними осадочно-метаморфические породы, на наш взгляд, представляют собой первоначальные образования материковой земной коры, очаги островной суши, аналогичные современным островам океанических островных дуг. Расположение кремнисто-железорудной формации в центральной и юго-восточной частях щита также соответствует закономерностям расположения тектонических систем островов на земной коре океанического типа.

В современном рельефе кремнисто-железорудные толщи благодаря их устойчивости создают возвышенности - крупные холмы обычно округлой формы. Ярким примером такого рельефа может служить Токмак-Могила в Приазовье.

Более поздними образованиями являются ряды осадочно-метаморфических толщ, концентрирующиеся вокруг древнейших эффузивно-осадочных образований. В условиях высокой степени метаморфизма индивидуальные черты осадочных толщ уравнены и в современном строении щита представлены преимущественно гнейсами и мигматитами. Подчиненное значение имеют сланцы и кристаллические известняки. Закономерности взаимоотношений кристаллических толщ затенены последующим дроблением полей разломами на блоки, излияниями базитовых лав и денудационным срезом блоков на разных стратиграфических уровнях.

Важнейшую структурно-геоморфологическую особенность Украинского кристаллического щита составляют многочисленные плутоны. В их расположении наблюдается определенная закономерность, заключающаяся в концентрации интрузивов в зависимости от общих структурных условий. Разграничивают три типа тектоорогении плутонов. К первому относятся сравнительно небольшие интрузии гранитоидов, связанные с древними ареалами формирования материковой коры. Этот тип интрузивов преобладает в юго-восточной части щита, в нижнем Приднепровье и Приазовье. Пространства между древними ареалами заняты полями гнейсов и мигматитов. Последние имеют складчатую, плакантиклинального и плаксинклинального типов структуру. Ряд плоских антиклиналей Г. И. Каляев (1965) выделил под названием куполов. Главные из них: Саксаганский, Демуринский, Криничанский, Камышевахский, Пятихатский вал и Запорожское антиклинальное поднятие. В структурном поле гнейсов и мигматитов, включающем плутоны, лежит Криворожская зона, ограниченная глубинными разломами. С разломами сопряжена локальная складчатость субмеридионального простирания. Складки иногда усложнены согласными интрузиями гранитоидов. Это второй тип плутонов щита.

Интрузии второго типа, связанные со складчатостью, всегда имеют значительные размеры и неоднородный состав. Наиболее ярко они выражены в центральной части щита в среднем Побужье, бассейнах Тетерева и Случа. Граница между юго-восточным и центральным, а также между центральным и северным Волынским блоками Украинского кристаллического щита характеризуется разломной тектоникой. С этими разломами связаны мощные дискордантные плутоны третьего типа - Коростенский, Новомиргородский и ряд других более мелких образований. Это наиболее поздние плутоноструктуры в пределах щита.

Многие интрузивы щита принимают участие в строении современного рельефа. Как видно на примере гранитов р. Каменки, Каменных Могил в Приазовье, Коростышевских гранитов и др., они составляют каменистые возвышенности, увенчанные скалистыми холмами - могилами с характерными формами выветривания. Ареалы каменистых возвышенностей в общем соответствуют форме и размерам плутонов.

Волынский кристаллический блок расположен в северной части щита, в бассейне рек Тетерева, Случа, Уборти и Ужа и ограничен разломами. Южная тектоническая граница проходит схематически в направлении Киев - Житомир - Чуднов - Славута, что приблизительно совпадает с северной границей распространения мигматитов кировоградского комплекса. Приведенная граница является также границей лесной (Полесской) и лесостепной, а также северной границей распространения лесса. Это свидетельствует о тектонической, устойчивой активности отмеченного структурного рубежа в течение очень длительного периода.

Поверхность кристаллического фундамента Волынского блока имеет неравномерный осадочный покров. В местах структурных и денудационных понижений, преимущественно приуроченных к полям распространения гнейсов и мигматитов, залегает осадочный покров, с аккумулятивным рельефом. Такую поверхность имеет Красноармейская (Пулинская) впадина, Коростышевский буроугольный бассейн и др. На всей остальной территории блока наплатформенный покров характеризуется незначительной мощностью, лишь сглаживающей резкость очертаний кристаллических пород.

Положительные формы рельефа созданы обнажениями кристаллического фундамента. Особенности возвышений обусловлены составом слагающих их пород и способом препарирования, в зависимости от фактора денудации. Эти закономерности выдержаны на всей территории Украинского кристаллического щита и всех щитов вообще.

В бассейне Южного Буга, Ингульца, на Приазовском кристаллическом массиве и, по-видимому, в других местах, где кристаллический фундамент срезан денудацией на уровне очагов магмообразования, обнажена куполовая тектоника кристаллических пород, впервые отмеченная В. А. Рябенко (1963). Купола в рельефе представляют собой округлые возвышенности со сглаженными выступами, на несколько метров или десятков метров поднимающиеся над прилегающей местностью. Особенно наглядно эти морфоструктуры выражены в районе Бердичева.

Одной из очень распространенных форм рельефа Украинского кристаллического щита являются каньоны. Они располагаются в большинстве случаев в зонах разломных нарушений. Это унаследованные элементы рельефа. Значительные по размерам и многочисленные каньоны известны в долинах Тетерева, Случа, Ужа, Каменки и др. Самый грандиозный каньон в граните расположен в долине Днепра между Днепропетровском и Запорожьем.

Исключительно разнообразны на Украинском кристаллическом щите формы выветривания. В пределах распространения гранитных массивов преобладают нагромождения отдельностей выветривания, ограниченных тектоническими трещинами. Часто они приобретают причудливые очертания. В области распространения Днепровского оледенения поверхность кристаллических пород повсеместно имеет следы воздействия льда. В районе Коростень - Щорс обнажения красного коростенского гранита имеют вид сглаженных арен, испещренных ледниковыми царапинами и шрамами, в большинстве вытянутыми с севера-северо-запада на юг-юго-восток. На водораздельных участках обнажения гранита имеют форму бараньих лбов. Крутые уступы их поднимаются на 2-3 м. Особенно показательны формы ледниковой денудации западнее Коростеня в окрестностях района Бараши - Яблонец. На довольно обширной территории сплошные обнажения серых гранитов и гнейсов имеют форму типичных курчавых скал.

Юго-западнее Коростеня сглаженные ледником обнажения гранитоидов образуют отдельные округлые холмы, изредка разбросанные среди песчаной равнины. Для скал лабрадорита характерны пластовые отдельности (глыбы) со слегка сглаженными углами. Своеобразные формы выветривания имеют обнажения чарнокитов. Они скапливаются в виде обломков изменчивой формы и размеров. Щелочные магматические породы образуют при выветривании округлые глыбы, залегающие среди рыхлых продуктов выветривания.

Своеобразные геоморфологические ансамбли образовались в пределах ареалов древнего вулканизма. Наиболее значительные площади они занимают в зоне сочленения Приазовского кристаллического массива и Донецкого кряжа, а также в зоне разломов, разграничивающей щит и Волыно-Подольскую плиту. На северных окраинах Приазовского массива, в бассейне Мокрой Волновахи и прилегающей к ее устью части долины Кальмиуса, вулканические породы образуют гряды вдоль долин и скалы на берегах рек. В ряде мест древние лавы сохранили структуры течения. В расположенных на берегах базальтовых скалах иногда наблюдается хорошо выраженная призматическая отдельность. В бассейне Горыни на западных склонах щита базальтовые дайки выступают в виде небольших возвышенностей на фоне сглаженной поверхности Полесской равнины.

Район распространения криворожской железорудной формации лежит в пределах степной аккумулятивной равнины. На фоне равнины, в присклоновых частях, породы этой формации образуют скалы, выделяющиеся темной окраской и металлическим блеском. Среди них примечательна Орлиная скала в Кривом Роге - один из немногих уцелевших памятников рельефа этого типа. В области залегания отложений криворожской серии ландшафты выделяются окраской окислами железа. Это отражено в географических названиях (например, Желтые Воды, Желтореченск).

В геоморфологии Украинского кристаллического щита особое место занимает Овручский кряж. В его строении принимают участие осадочно-вулканогенные породы, преимущественно пирофилитовые сланцы и кварциты. По плоскостям напластования кварцитов часто встречаются ветроприбойные знаки, свидетельствующие о континентальном происхождении этих пород. Овручская серия выполняет понижения поверхности кристаллического фундамента и имеет слабо заметное синклинальное залегание. Это структура типа плаксинклинали, мульды, характерная для наплатформенного покрова.

Овручский кряж более чем на 100 м превышает прилегающие пространства и ограничен крутыми склонами. Наиболее возвышенная часть кряжа лишена покрова послекембрийских отложений. Пониженные участки и присклоновые части кряжа покрыты четвертичными отложениями, представленными озерными, часто ленточными суглинками и лессовыми породами мощностью 20-30 м. В геоморфологии Овручского кряжа большую роль играют многочисленные крутостенные овраги, прорезающие всю лессовую толщу. В устьях оврагов располагаются огромные конусы выносов. Местами они сливаются своими краями и образуют пролювиальную террасу, окаймляющую его поднятие. У юго-западного склона кряжа в пойме Норина на небольшой площади распространены россыпи песчаника палеогенового возраста. Огромные глыбы его создают оригинальные черты пейзажа, встречающиеся повсюду, где обнажается палеоген. Глыбы песчаника обычно имеют сглаженную поверхность и покрыты темной коркой. Кроме окрестностей Овруча палеогеновые песчаники принимают участие в строении рельефа в окрестностях района с. Белка - гора Точильница, Бараши - гора Лисуха и др.

Продукты разрушения кристаллического фундамента были источником материала для образования пород осадочного покрова и связанных с ними минеральных концентраций. Значительные массы продуктов выветривания в течение геологического времени, подвергаясь многократной переработке, были удалены от него на большое расстояние и лишь незначительная часть их фиксировалась в пределах щита. В частности, практически ценные минеральные концентрации сосредоточены в понижениях поверхности кристаллического фундамента - тектонических впадинах, современных и погребенных долинах, а также на склонах щита и в зонах мелководных отложений эпиконтинентальных морей, не раз наступавших на его территорию.

Балтийский щит . На северо-западе Восточно-Европейской платформы кристаллический фундамент обнажается на значительной площади бассейна Балтийского моря от северного побережья Кольского п-ва до о-ва Борнхольм, в Балтийском море - на юге.

На всем протяжении Балтийский щит имеет тектонические границы. На севере от залива Варангер-фьорд до Белого моря щит срезан глубинным разломом, разграничивавшим докембрийский фундамент и каледонские структуры. Реликты докембрийскнх структур сохранились в виде островов Рыбачьего и Кильдина. Очертания Кольского п-ва разломного происхождения. Разломы северо-западного простирания протягиваются на юго-восток от щита в пределы Восточно-Европейской платформы. С субширотными разломами, очевидно, связано происхождение и развитие Кандалакшской, Онежской, Мезенской губы н Варангер-фьорда. Тектоническую впадину представляет собой также ванна Балтийского моря. Происхождение ее аналогично происхождению Оршанско-Крестцовского прогиба фундамента Восточно-Европейской платформы, с которым впадина Балтийского моря, по водимому, представляет собой синтектонические образования.

Юго-западная граница Балтийского щита также разломно-тектонического происхождения. В этой части щит ограничивает разлом, срезающий внешний край платформы. Он проходит с юго-востока на северо-запад в направлении Торунь-Кошалин, на берегу Балтийского моря, южнее о. Борнхольм, Истад, на юге Скандинавии, Хельспнгер, на о. Зеландия, и через п-ов Ютландию, на широте г. Хольстебро. Проливы Эресунн, Каттегат и залив Осло расположены в грабенах на месте погрузившихся блоков окраинной части Восточно-Европейской платформы.

На западе Балтийский щит граничит с каледонидами Скандинавских гор. Тектонический шов в виде плоской дуги проходит с северо-востока на юго-запад от верховья Варангер-фьорда на Лайсвалм и Халгар, в северной части грабена Осло. От последнего граница докембрия Балтийского щита продолжается в шпротном направлении на запад, юго-запад, в направлении Буки-фьорда. На всем протяжении западной границы массы каледонид надвинуты на восток, перекрывают кристаллический фундамент щита. Фронт надвига сильно расчленен денудацией и резко выступает в рельефе, имеет большое структурное и геоморфологическое значение.

Кристаллический фундамент Восточно-Европейской платформы в пределах Балтийского щита приподнят на значительную высоту и во многих районах имеет горный рельеф. В распределении высот его поверхности наблюдается определенная закономерность. Наиболее высоко фундамент приподнят в северо-западной части и вдоль тектонического шва с каледонидами. Отметки поверхности кристаллического фундамента достигают на плоскогорье Финмаркен 1139 м, на северо-западном побережье оз. Стураеле-Треск 2125 м, южнее долины р. Юнген 580 м, горы Дальфьелль 945 м, г. Гауста, Южная Норвегия, 1889 м. В сторону Балтийского моря поверхность кристаллического фундамента снижается.

В южной части Финляндии поверхность кристаллических пород поднимается до 105 м - Южная Сальпауселькя, до 235 м - восточнее Ваза. Восточная часть Балтийского щита имеет относительно более пониженную поверхность по сравнению с западной. Колебание высот здесь в пределах от 0, на побережье Белого моря, до 1189 м в Хибинских горах.

Орографические элементы восточной части Балтийского щита имеют выдержанное северо-западное простирание. В этом направлении протягиваются возвышенности Кольского п-ва Кейвы и «тундры» Панские Луярвик и др., Кандалакшский и Онежский заливы Белого моря, кряж Ветреный Пояс, полоса озер - Онежское, Сегозеро, Выгозеро, Куйто, Топозеро, возвышенности - Западно-Карельская и Манселькя. Большинство долин неисчислимых озер щита имеет северо-западное протяжение.

Орография кристаллического фундамента Балтийского щита отражает, в определенной степени, структуру и состав горных пород, принимающих участие в его строении.

Первые сводки о строении Балтийского щита даны в работах О. И. Мушкетова, А. Д. Архангельского. Современные представления о его структуре освещены в трудах X. Вяюрюнена (1954), К. О. Кратца (1963), А. А. Полканова и Э. К. Герлинга (1961), а также в пояснительных записках к международным тектоническим картам Европы и Евразии (Тектоника Европы, 1964; Тектоника Евразии, 1966).

Структурное поле Балтийского щита характеризуется распространением осадочно-метаморфических пород разного возраста. Древнейшими из них считаются гнейсы и гнейсограниты, реликтовые массивы которых сохранились среди более поздних структурных образований. Возраст этих пород 2500-3500 млн. лет. Более поздние образования 1900-2000 и 2000-2500 млн. лет представлены биотитовыми, силлиманито-ставролитовыми, амфиболовыми гнейсами и амфиболитами с магнетитовыми кварцитами. С этими древнейшими образованиями щита связаны магматические породы - перидотиты, габбро-лабрадориты, габбро-диабазы и граниты.

Из других типов осадочно-метаморфических пород на Балтийском щите распространены филлиты, слюдистые, зеленые, графитовые, глинистые, шунгитовые и другие сланцы, туфосланцы, амфиболиты и амфиболовые сланцы, кварциты, конгломераты, известняки и доломиты. Сильно деформированным осадочно-метаморфическим толщам подчинены разнообразные по составу и разновозрастные магматические породы. Наиболее развиты среди них граниты, сиениты и кварцевые сиениты, диориты, габбро, перидотиты, нефелиновые породы, диабазы, диабазовые туфы и др.

Докембрий Балтийского щита подразделяют на ряд стратиграфических толщ, ограниченных резкими поверхностями несогласия.

На Балтийском щите, по данным X. Вяюрюнена (1959, стр. 53), в пределах Финляндии обнажающиеся геологические тела «…представляют собой типичные глубинные породы, которые остывали на глубине многих километров (до 10-15 км). Таким образом, мы можем получить некоторое представление о степени размыва и о количестве материала, который был перемещен с этого участка Земли в результате медленного разрушения и переноса текучей водой, прежде чем земная поверхность достигла современного уровня».

Покрывающие толщи были снесены не только над гранитами, но и над сланцевыми поясами, которые извиваются между гранитными областями в виде швов, а также слагают иногда более значительные площади. Они являются первичными поверхностными образованиями, но в них повсюду внедрились большие или меньшие гранитные и другие интрузивные массы, которые представляют собой такие же глубинные породы, как и в пределах крупных массивов. Под воздействием внедрившихся гранитов сланцы преобразовались в смешанные гнейсы. Это свидетельствует об островном формировании материковой коры Балтийского щита.

В развитии главной структурной зоны докембрия в Финляндии насчитывается шесть фаз. По X. Вяюрюнену, там, где в наиболее древние, раннеархейские, сланцы внедрились граниты, тектоника проявляется в виде пластических деформаций. Осевые плоскости складок вертикальны или круто наклонены, складки изоклинальные. Интрузии гранитов не являются секущими, не образовалось здесь также инъекционных гнейсов, гранитные жилы распространены мало; они послойны, с резкими контактами, часто собраны в складки вместе со сланцами. Исходя из этого, X. Вяюрюнен писал (1959, стр. 273), что «земная кора, на которой первоначально были отложены сланцевые толщи, под ними совершенно расплавилась». Толща осадков земной коры имела мощность лишь несколько сот метров. Позднее, когда образовалась более мощная кора, складчатость была сосредоточена в отдельных складчатых поясах, обтекавших жесткие участки и гранитные области, расположенные между поясами складчатости.

Структура кристаллического фундамента отражена в рельефе. В районе Ладожского озера структуры «более молодые, чем последняя складчатость этих сланцев, часто открытые или заполненные рыхлым материалом трещины и трещинные пояса, которые четко выделяются в рельефе» (Вяюрюнен, 1959, стр. 280).

Структура восточной части Балтийского щита в пределах Карелии многоэтажная. По данным К. О. Кратца (1963), различаются этажи:

1) гранитогнейсовый фундамент, сложенный из глубоко метаморфизованных архейских образований; на их фоне выступают ранне- и позднепротерозойские складчатые образования;

2) метаморфизованные и сильно дислоцированные геосинклинальные отложения, прорванные основными и кислыми интрузиями; нижний протерозой;

3) ярус пологоскладчатых слабометаморфизованных субгеосинклинальных отложений; средний протерозой;

4) платформенные, неметаморфизованные верхнепротерозойские и палеозойские отложения.

Карелиды рассматриваются как часть протерозойской складчатой области. Складчатые структуры ее срезаны денудацией и сохранились лишь в синклинальных структурных зонах. К последним причисляется относительно хорошо изученный Ладожский синклинорий. «Он отличается развитием мощных, сильно дислоцированных толщ сортавальской и ладожской серий, прорванных интрузиями ультраосновных, основных и гранитоидных пород. Складчатые структуры синклинория усложнены выступающими на современной поверхности глыбами, сложенными древнейшим гранитогнейсовым комплексом и массивами постладожских гранитоидов.

В Ладожском синклинории насчитывается более десятка глыб, сложенных древнейшими гранитогнейсами с реликтами разнообразных гнейсов и амфиболитов, размером от небольших до более крупных в 120-150 км 2 . …эти гранитогнейсовые массивы представляются в виде жестких ядер куполовидных антиклинальных поднятий в структуре перекрывающих их складчатых сланцевых толщ» (Кратц, 1963, стр. 98, 102). Поднятия спаяны между собой относительно узкими синклинальными зонами сложноскладчатых глубокометаморфизованных геосинклинальных отложений и глубинными интрузиями нижнего протерозоя. Это типичная древняя островная структура (Бондарчук, 1969, 1970).

В сильно дислоцированной толще докембрия Балтийского щита выделяются два самостоятельных структурных комплекса, соответствующих главным эпохам складкообразования - Беломорской и Карельской. Более древние саамские и более поздние свекофинские образования, значительно переработанные, местами в ходе складкообразования имеют подчиненное значение. Возраст саамского складчатого комплекса считается не менее 2200 млн. лет. Сложен он осадочно-метаморфическими породами геосинклинального типа. Отложения эти прослеживаются в строении Беломорского и гранулитового массивов.

Беломорский структурный этаж, или беломориды, сложен толщей архейских амфиболитов, гнейсов, гранитогнейсов общей мощностью 6000-8000 м. Эти породы смяты в складки, простирающиеся в северо-западном направлении. Сохранились беломориды между массивами более поздней складчатости в районах, прилегающих к Белому морю, и в Южной Швеции.

Беломориды прибеломорского района имеют очень сложную структуру. Здесь выделяется (Тектоника Европы, 1964) Центральный, Енско-Лоухский, синклинорий. Он разделяет Кандалакшский и Приморский антиклинории на северо-востоке и Керийско-Ковдоворзский - на юго-западе. Главные складки усложнены куполовидными антиклинальными складками и поперечными синклиналями, простирающимися в северо-восточном направлении. В северной части Беломорского массива складки опрокинуты в основном на северо-восток, а в южной - на северо-запад. Складчатые структуры гнейсов, характерные для более высоких срезов беломорид, с глубиной замещаются пластическими деформациями течения.

Характерной чертой структуры беломорид являются многочисленные и разнообразные магматические образования. В структуре беломорид особенно выделяются Беломорский и гранулитовый массивы. К ним с северо-востока и юго-запада прилегают карелиды, сочленение с которыми проходит по разломам. В контактной зоне сосредоточены интрузии основного и кислого состава. Разнообразные интрузивы известны в зонах разломов Ветреного Пояса, в северной Карелии. Разломы отделяют также в западной части Беломорский массив от гранулитового. Последний надвинут на карелиды Лапландии в южном и юго-западном направлениях.

Карелиды - протерозойские складчатые образования Балтийского щита. Их структура наиболее полно изучена в Карелии (Кратц, 1963), Финляндии (Вяюрюнен, 1954). В западной части щита, по-видимому, синтектонические с карелидами свекофенниды и готиды.

В строении карелид принимают участие комплексы пород архейского и протерозойского возраста. Архейские отложения составляют фундамент карелид и обнажаются на их значительной площади. Они представлены гнейсами, гранитогнейсами, мигматитами, амфиболитами.

Протерозойские образования карелид подразделяются на три подгруппы: нижнюю, среднюю и верхнюю. Наиболее распространены нижнепротерозойские толщи, представленные сильно метаморфизованными отложениями. Они собраны в обширные синклинальные зоны, вытянутые в северо-западном направлении. Синклинальные зоны разделяют антиклинальные поднятия, на которых почти нет отложений нижнего протерозоя. Антиклинальные поднятия сложены архейскими образованиями, усложненными более поздними магматическими интрузиями, преимущественно гранита.

Средний протерозой сложен осадочными, слабо метаморфизованными толщами конгломератов, песчаников, кварцитов, карбонато-сланцево-диабазовых образований и сланцево-вулканогенных пород. Эти толщи собраны в пологие складки, часто унаследующие простирание предшествующей протерозойской складчатости.

Верхнепротерозойские отложения распространены в южной части Карельской АССР. Они представлены толщами кварцитов и песчаников и выполняют пологие синклинальные прогибы. Широко развиты позднепротерозойские магматические образования, в составе которых преобладают граниты рапакиви, долериты и габбро-щелочные породы в северной части республики.

Охарактеризуем общие черты тектонической структуры карелид по К. О. Кратцу (1963). В современном срезе по площади преобладают горстово-антиклинальные поднятия, сложенные архейскими образованиями. Между этими поднятиями простираются узкие складчатые синклинальные зоны, сложенные сжатыми в складки геосинклинальными толщами.

Главные структурные элементы карелид (с востока на запад) представляют: Карельская синклинальная зона, сложно сочленяющаяся с Беломорским массивом, Центральный Карельский массив, Восточно-Финляндская синклинальная зона, прилегающая на севере к Лапландскому массиву, на юге включающая Ладожскую синклиналь; на юго-западе Восточно-Финляндская синклинальная зона сочленяется с Центрально-Финляндским и Выборгским массивами; синклинальная зона карелид Северного Норланда.

Структура Центрально-Финляндской синклинальной зоны очень сложная. Большую роль в ее тектоорогении играют, помимо плутонов, крупные разломы.

Протерозойские складчатые структуры в западной части Финляндии и Швеции выделяются под названием свекофеннид, а в южной части Швеции и юго-восточной части Норвегии - готид.

В юго-западной Финляндии свекофенниды и карелиды сочленяются в районе Центрально-Финляндского массива. Последний является структурой, аналогичной Беломорскому массиву.

В строении свекофеннид преобладают граувакковые сланцы, лептиты, представляющие собой метаморфизованные вулканогенные породы, эффузивы общей мощностью около 8000 м. Основание этих образований неизвестно. Характерная особенность сфекофеннид - складчатые, сильно сжатые структуры и пластические структуры течения в зонах гранитизации. Простирание изоклинальных складок преимущественно северо-западное, меняющееся в районах сочленения с массивами.

Главные структурные элементы свекофеннид с востока на запад и юг представляют: окраинная зона свекофеннид северного Норланда, на востоке сочленяющаяся с карелидами; на юге она включает антиклинорий Шеллефте, южнее протягиваются разграниченные разломами: синклинальная зона свекофеннид центрального Норланда, окраинная зона свекофеннид южного Норланда, на юго-западе граничащая с гранитным массивом Вермланд, а на юге включающая антиклинорий свекофеннид и синклинорий оз. Меларен, по которому свекофенниды сочленяются с готидами.

Готиды занимают всю область докембрия южной Скандинавии - южной Швеции и юго-восточной части Норвегии. Вся эта часть Балтийского щита отличается очень сложной, разновозрастной структурой и различным составом сильно деформированных пород. В ее строении особенно большое значение имеют грандиозные древние разломы.

В строении готид принимают участие гнейсы, гранитогнейсы, слюдяные сланцы, кристаллические известняки, кварциты, конгломераты и др. В структуре докембрия южной Скандинавии выделяются отдельные районы, разграниченные разломами и грабенами субмеридионального простирания. Особенно важное тектоорогеническое значение имеет зона разломов оз. Веттера, тянущаяся от Балтийского моря до границ Норвегии и далее на север до оз. Фемунн. Восточнее этой зоны лежат: гранитный массив Вермланд, далее на юго-восток гранитный массив Смаланда и прилегающий к нему на юге антиклинорий Блекинге, сложенный гнейсами. На запад от зоны разломов Веттера протягиваются почти в меридиональном направлении массивы доготских и серых гнейсов юго-западной Швеции. На западе эти структуры срезает грабен Осло.

Западнее грабена Осло расположен обширный район гранитогнейсов южной Норвегии. В восточной части его располагается массив Контсберг-Бамбле, сложенный осадочно-метаморфическими и магматическими породами. К юго-западу от него расположен такой же сложный комплекс «Гранит Телемарк». В северной части главного района докембрия южной Норвегии располагается толща складчатых осадочно-метаморфических отложений мощностью около 4000 м.

В строении тектонического рельефа кристаллического фундамента Балтийского щита большую роль играют состав и структура древнего наплатформенного покрова. Остатки его сохранились в некоторых синклинальных прогибах, на разных частях щита. Обычно реликты наплатформенного покрова сложены осадочными, слабометаморфизованными породами иотния и кембросилура.

В грабенах Западно-Онежском, Сатакунта и др. эти отложения представлены потнийскими кварцито-песчаниками, глинистыми сланцами, алевролитами и др., частично сохранившимися также в грабенах Мухос, Даларна, о-в Хотланд, Гавле, Трисил в Норвегии и др. Рифейские и самые молодые отложения докембрия известны в грабене оз. Веттерн, где они представлены аркозовыми песчаниками и покрывающими их сланцами. Кембро-ордовикские отложения распространены в грабенах Вестергётланда и Остергётланда (район озер Венерн и Веттерн). В их составе встречаются песчаники, кварцевые сланцы, битуминозные известняки и др.

В тектоорогении Балтийского щита как отдельный структурный комплекс выделяется грабен Осло. От Осло-фьорда грабен протягивается на север, северо-восток от кварцитового покрова Скандинавских гор. Амплитуда грабена вдоль восточного берега Осло-фьорда 2000-3000 м. Он выполнен толщей песчаников, сланцев и известняков кембро-силурийского возраста. В северной части грабена эти отложения образуют складки восточно-северо-восточного направления, в южной - палеозойские отложения вмещают интрузии щелочных пород пермского возраста. До этого палеозойские отложения были сглажены, в ранней перми перекрыты континентальными отложениями и базальтовыми покровами. Позже последовало внедрение даек и плутонов монцонитовых ларвикитов, сиенитовых нордмаркитов и др. Характерные особенности структуры этого грабена представляют кальдеры, возникавшие по кольцевым сбросам, и линейно вытянутые ступенчатые сбросы.

Скандинавское нагорье . Каледониды . Скандинавские, или Каледонские, горы - наиболее древнее складчатое сооружение в западной части Евразиатского массива материковой земной коры. В ходе истории геологического развития обширная область каледонид была расчленена на отдельные блоки, значительная часть которых опустилась ниже уровня Атлантического океана. Сохранившиеся области каледонид представляют окаймление Восточно-Европейской платформы на восточном побережье Атлантического океана и Гренландского и Канадского щитов - на западном. Значительными изолированными площадями каледонских структур являются острова Шпицберген, Ян Майей, Медвежий, Фарерские острова, тектоническая связь которых с окраинными горными сооружениями каледонид еще недостаточно ясна.

Каледонское окаймление Восточно-Европейской платформы представляют Скандинавские горы и Каледонские горы (на Британских островах). Условно к этому окаймлению относятся также каледониды Шпицбергена, сочлененные с обломком докембрийского островного массива, - частью Балтийского щита или гипотетической Баронцевоморской плиты - составных элементов докембрийской структуры Восточно-Европейской платформы. Материковые и островные части каледонских образований имеют аналогичные особенности структуры тектонического и климатического, в частности гляцигенного, рельефа.

Скандинавские горы являются составной частью физико-географической области Скандинавского нагорья. В значительной мере они утратили свой первичный тектонический рельеф. Общая пенепленизация в меловое - палеогеновое время, разломная тектоника и новейшие движения, вместе с наложенными формами поверхности, придали ландшафтам докембрийской и каледонской частям Скандинавии много общего. Поэтому, постоянно имея в виду различие структур, возраста и истории развития, считаем целесообразным совместно рассмотреть тектоорогению Балтийского щита и окаймляющих его гор. Каледониды Скандинавии тянутся вдоль внешнего края полуострова от Баренцова до Северного моря на расстоянии свыше 1700 км. В сторону Атлантического океана абрадированные горы образуют шельф, местами достигающий 250 км ширины и погружающийся на глубину до 400 м.

Рассмотрим кратко геологическое строение каледонид. Фундамент гор слагают породы докембрия Балтийского кристаллического щита. В складчатой зоне фундамент местами выступает в виде окон или отдельных массивов. Наплатформенный покров составляют толщи терригенных отложений додевонского возраста. К ним относится спарагмитовый комплекс грубообломочных пород. В восточной части южной Норвегии, Финмаркене и других местах нижняя часть комплекса представлена песчаниками, сланцами. В верхней части его выделяются толщи тиллита, кварцевого песчаника и глинистых пород, перекрытых отложениями, содержащими окаменелости позднекембрийского возраста.

На северо-западе страны и в геосинклинальной древней зоне кембро-силурийские отложения представлены эффузивными и интрузивными породами. В складчатых районах южной Норвегии в составе осадочных отложений выделяются: фация Осло - узловатые известняки, сланцы и песчаники типа олдред; морские отложения района Тронхейма, включающие глинистые сланцы с пачками песчаников, конгломератов и мощную базальтовую (подводную) толщу, а также толщи основных экструзивных пород; фация Норланда - метаморфические породы, преимущественно слюдяные сланцы, кристаллические известняки и доломиты.

В каледонидах Швеции на кристаллическом докембрийском фундаменте залегают породы (Тектоника Европы, 1963): эокембрия - кварциты и аспидные сланцы; ордовика - аспидные и глинистые сланцы, граувакки, кристаллические известняки, заключающие толщи вулканических пород; силура - сланцы, известняки, кварциты, конгломераты и мощные толщи основных вулканических пород. Эти отложения сильно дислоцированы. Структура каледонид Скандинавского нагорья определяется сложной складчатостью, покровной и разломной тектоникой. В интенсивно складчатой структуре известны многочисленные внедрения магматических пород.

Главные особенности тектоорогении каледонид создают покровы. Фронт их протягивается вдоль всего Скандинавского п-ва. Внутренние районы гор образуют огромный тектонический покров Севе. Его фронтальная часть выделяется в самостоятельный покров, сложенный гранитами и сиенитами. Средняя часть покрова Севе, также самостоятельная, сложена аспидными сланцами, доломитизированными мраморами, кварцитами и аркозовыми песчаниками. Эти породы включают дайки и силлы базальта, образовавшиеся еще в допокровную фазу. Центральная часть покрова Севе сложена гранатовыми гнейсами, сильно метаморфизованными породами, возникшими из аргиллитов, известняков и амфиболитов, входивших в состав кристаллического фундамента. На этих толщах залегают сланцы Кёли кембро-силурийского возраста. Вся толща пород покрова Севе интрудпрована гранитами, габбро, базальтами и др. Покровы каледонид нагромождались одни на другой с запада на восток.

В завершающие фазы каледонского горообразования в южной части горной страны возникли горстовые, сводовые поднятия во внешней зоне надвигов. Восточные передовые части их нарушены сбросами и усложнены вторичными надвигами и лежащими складками. Этим структурам, по-видимому, синтектоиичны более молодые покровы южной Норвегии, надвинутые на более древние, аналогичные каледонские структуры.

В каледонидах Скандинавии по особенностям структуры с севера на юг выделяются отдельные тектонические районы: п-ов Варангер, Южный Порсангер, окна докембрия н-ова Порсангера, синклиналь Офотен, эруптивы Лофотеи, окно Ромбак, окно Назафьелль, Кварцитовый покров, Спарагмитовый порог, Трондхеймский антиклинорий, области спарагмитов и гнейсов, покровы Поту и. Каждый из тектонических районов отличается особенностями структуры и состава слагающих его толщ, так или иначе отражающихся в рельефе.

На Шпицбергене каледониды занимают западную часть архипелага. С докембрийским основанием восточного Шпицбергена они сочленяются тектоническим швом. В строении каледонид Шпицбергена принимают участие осадочные отложения, залегающие на о-ве Северо-Восточная Земля на смятых в широтные складки гнейсах. Эти отложения объединяются в формацию Гекла-Хук. В ее составе преобладают сланцы, кварциты, доломиты, конгломераты, тиллиты. В западной части архипелага мощность толщи Гегла-Хук составляет около 16 000 м. Она включает мощные вулканогенные толщи.

Породы серии Гекла-Хук собраны в линейно вытянутые меридиональные складки, опрокинутые на платформу и осложненные надвигами. Крупные структуры представляют антиклинорий Новой Фрисландии, протягивающийся на 150 км, синклинорий пролива Хинлопен, антиклинорий Кросс-Фьорда и др. Прогиб между этими антиклинориями ограничен разломами и выполнен красноцветными песчаниками девонского возраста. Все перечисленные отложения на юг архипелага перекрываются покровом верхнепалеозойских и мезозойских отложений. В составе их известны нижнекаменноугольные отложения с прослоями угля. На западном Шпицбергене они образуют крупную мульду (с юго-востока на северо-запад). В центре мульды расположена впадина, выполненная конгломератами, песчаниками и глинами третичного возраста с мощными пластами каменного угля. Мощность этих отложений около 2000 м. В восточной части архипелага Шпицбергена широко распространены траппы и следы вулканической деятельности в мезозое. Каледонская складчатость на Шпицбергене завершилась в силуре. На острове известны интрузии каледонских гранитов.

Каледониды Британских островов занимают преобладающую их часть. Складчатые сооружения выступают здесь на поверхность и прикрываются чехлом палеозойских и кайнозойских отложении. Каледониды островов зажаты в раму докембрия, на северо-западе - обломком платформы Эрна, в центральной Англии - выступом Восточно-Европейской платформы. На юге Англии и Ирландии каледониды граничат с варисцидами.

Кристаллический фундамент платформы Эриа обнажается на северо-западе Шотландии и Внешних Гебридах. Докембрийское основание Восточно-Европейской платформы прослеживается в юго-восточной части Англии севернее зоны герцинид. Рама каледонид Британии была в докембрии единой платформой, простиравшейся на запад в Атлантическом океане до континентального склона. В позднем докембрии в краевой части образовался ровообразный субгеосинклинальный прогиб, в современной структуре занимаемый складчатыми раннепалеозойскими образованиями.

Складчатые каледонские образования развиты на большей части территории Шотландского, Северо-Ирландского и Южно-Шотландского нагорий, в Пеннинских и Кембрийских горах, Центральной равнине Ирландии.

В строении каледонид Британии принимают участие различные осадочные отложения нижнего палеозоя. Суммарная мощность их в осевой части британских каледонид, в Южно-Шотландском нагорье достигает, по-видимому, 20 000 м. Важнейшей особенностью их является большое развитие мигматитов и гранитов. В каледонидах Британских островов в настоящее время (Тектоника Европы, 1963) выделяются метаморфическая и неметаморфическая зоны. Первая занимает северо-западную часть страны. На юго-востоке от неметаморфической зоны ее отделяет глубинный разлом, или линеамент, с которым связан Большой пограничный сброс. Для метаморфической зоны характерна альпинотипная тектоника с сильно развитыми покровами. Наиболее ярко ее структура выражена в Шотландском нагорье н северной Ирландии. В Шотландском нагорье метаморфическая зона представлена аргиллитовыми породами позднедокембрийского возраста, лежащими над ними мелководными и глубоководными отложениями со спилитовыми лавами и интрузиями зеленокаменных пород. Возраст этих образований - от позднего докембрия до позднего кембрия.

Дислокации метаморфической зоны проходили двумя фазами: в раннем или среднем ордовике и среднем силуре. Складки претерпели повторное смятие с развитием лежащих складок и покровов. Движение было направлено на внешние стороны - на северо-запад и юго-восток. На северо-западе развит покров Мойн, юго-восточнее которого проходит крупный разлом Грент Глен, Поддвиг форланда под дислоцированные массы составляет 120 км. Большой покров Лох-Тей развит на юго-восточном краю метаморфической зоны. Лежащее крыло этого покрова обнажается вдоль южной границы Шотландского нагорья. В Грампианских горах развиты обширные поля мигматизации и интрузии гранита.

В южной части метаморфической зоны большой грабен долины Мидленд заполнен молодыми осадками, под которыми скрыто сочленение метаморфических и неметаморфических зон.

В неметаморфической зоне каледонид выделяют три структурных этажа. Нижний из них в грабене Мидленд, юго-западной Шотландии и северной Ирландии сложен спилитовым комплексом. Средний структурный этаж образует Южное нагорье. Он включает верхний ордовик и силур. Мощность его 10 000 м. Для него характерны интрузии гранодиоритов раннедевонского возраста. Массивы их обнажены в западной части Южно-Шотландского нагорья. К среднему структурному этажу неметаморфической зоны относятся также толщи древнего красного песчаника. Он отложился в древних впадинах северной Шотландии, грабене Мидленд и на Оркнейских островах, чему сопутствовал интенсивный андезитовый и базальтовый вулканизм.

Осадочные толщи образуют ряд флексур, разделенных параллельными сбросами. Структура их усложнена изоклинальными, опрокинутыми складками.

Сложная структура и разнообразный литологический состав каледонид определяют тектонический рельеф Британских островов.

Большая часть европейской территории России, а также некоторых стран ближнего зарубежья располагается на континентальном участке земной коры, который носит название Восточно-Европейская платформа. Форма рельефа тут преимущественно равнинная, хотя имеются и исключения, о которых мы поговорим ниже. Эта платформа является одним из древнейших на земле геологических образований. Давайте подробно рассмотрим, что представляет собой рельеф Восточно-Европейской платформы, какие полезные ископаемые в ней залегают, а также как проходил процесс её образования.

Территориальное расположение

Прежде всего, выясним, где конкретно располагается эта геологическая формация.

Восточно-Европейская древняя платформа, или, как её ещё называют, Русская платформа, находится на территории географических областей Восточной и Северной Европы. Она занимает большую часть европейской части России, а также территории следующих соседних государств: Украина, Беларусь, Латвия, Литва, Эстония, Молдова, Финляндия, Швеция, частично Польша, Румыния, Казахстан и Норвегия.

На северо-западе Восточно-Европейская древняя платформа простирается до образований каледонской складчатости на территории Норвегии, на востоке её ограничивают Уральские горы, на севере - Северный Ледовитый океан, а на юге Черное и Каспийское моря, а также предгорья Карпат, Крыма и Кавказа (Скифская плита).

Общая площадь платформы составляет около 5500 тыс. кв. км.

История формирования

Тектонические формы рельефа Восточно-Европейской платформы относятся к древнейшим в мире геологическим образованиям. Это обусловлено тем, что платформа возникла ещё в докембрийские времена.

До образования единого мирового территория Русской платформы представляла собой отдельный континент - Балтика. После распада Пангеи платформа вошла в состав Лавразии, а после разделения последней - в состав Евразии, где находится и поныне.

На протяжении всего этого времени формация покрывалась осадочными породами, которые таким образом формировали рельеф Восточно-Европейской платформы.

Состав платформы

Как и у всех древних платформ, основанием Восточно-Европейской служит кристаллический фундамент. Сверху него на протяжении миллионов лет создавался слой осадочных пород. Впрочем, в некоторых местах фундамент выходит на поверхность, образуя кристаллические щиты.

На указанной территории таких щита два (на юге - Украинский щит, на северо-западе - Балтийский щит), что изображено на тектонической карте платформы.

Восточно-Европейская равнина

Какую же поверхность имеет Восточно-Европейская платформа? Форма рельефа здесь преимущественно холмисто-равнинная. Она характеризуется чередованием невысоких возвышенностей (200-300 м) и низменностей. При этом средняя равнины, которая называется Восточно-Европейской, составляет 170 м.

Восточно-Европейская (или Русская) равнина является крупнейшим объектом равнинного типа в Европе и одним из самых больших в мире. Её площадь занимает большую часть территории Русской платформы и составляет около 4000 тыс. кв. км. Она простирается от Балтийского моря и Финляндии включительно на западе до Уральских гор на востоке на 2500 км, и от морей Северного Ледовитого океана на севере (Баренцево и Белое) до Черного, Каспийского и Азовского морей на юге на 2700 км. В то же время она является частью ещё более масштабного объекта, который принято называть Великая европейская равнина, тянущегося от побережья Атлантического океана и Пиренейских гор на территории Франции до Уральских гор. Как было сказано выше, средняя высота Русской равнины составляет 170 метров, но наивысшая её точка достигает 479 м над уровнем моря. Она расположена в Российской Федерации на Бугульминско-Белебеевской возвышенности, что в предгорьях Уральских гор.

Кроме того, на территории Украинского щита, который также расположен на Русской равнине, имеются приподнятости, являющиеся формой выхода кристаллических пород основы платформы наружу. К ним относится, например, Приазовская возвышенность, наивысшая точка которой (Бельмак-Могила) составляет 324 метра над уровнем моря.

Основой Русской равнины является Восточно-Европейская платформа, которой очень древние. Этим и обусловлен равнинный характер местности.

Другие объекты рельефа

Но Русская равнина является не единственным географическим объектом, который содержит в себе Восточно-Европейская платформа. Форма рельефа тут принимает и другие виды. Особенно это характерно на границах платформы.

Например, на крайнем северо-западе платформы на территории Норвегии, Швеции и Финляндии расположен Балтийский кристаллический щит. Тут, на юге Швеции, расположена Среднешведская низменность. Её протяженность с севера на юг и с запада на восток соответственно равна 200 км и 500 км. Высота над уровнем моря тут не превышает 200 м.

А вот на севере Швеции и Финляндии расположено плоскогорье Норланд. Максимальная его высота равна 800 метров над уровнем моря.

Возвышенностью характеризируется и небольшой участок Норвегии, который включает в себя Восточно-Европейская платформа. Форма рельефа тут приобретает гористый характер. Да это и неудивительно, так как возвышенность постепенно на западе переходит в самые настоящие горы, носящие название Скандинавских. Но эти горы уже являются производными не имеющей отношения непосредственно к описываемой в данном обзоре платформе, что изображено на тектонической карте.

Реки

Теперь взглянем на основные водоемы, которые расположены на территории изучаемой нами платформы. Ведь они тоже являются рельефообразующими факторами.

Крупнейшей рекой Восточно-Европейской платформы и Европы в целом является Волга. Её длина составляет 3530 км, а площадь бассейна 1,36 млн. кв. км. Эта река течет с севера на юг, при этом на окружающих землях образуя соответствующие пойменные формы рельефа России. Впадает Волга в Каспийское море.

Другой крупной рекой Русской платформы является Днепр. Её длина составляет 2287 км. Она, как и Волга, течет с севера на юг, но, в отличие от своей более длинной сестры, впадает не в Каспийское море, а в Черное. Река протекает по территории сразу трех государств: России, Беларуси и Украины. При этом около половины её длины приходится как раз на Украину.

К другим крупным и широко известным рекам Русской платформы следует отнести Дон (1870 км), Днестр (1352 км), Южный Буг (806 км), Неву (74 км), Северский Донец (1053 км), притоки Волги Оку (1499 км) и Каму (2030 км).

Кроме того, в самой юго-западной части платформы впадает в Черное море река Дунай. Длина этой великой реки составляет 2960 км, но практически полностью она протекает за границами изучаемой нами платформы, и лишь устье Дуная находится на её территории.

Озёра

Имеются на территории Русской платформы и озера. Самые большие из них располагаются на Это крупнейшее в Европе пресноводное озеро Ладога (площадь 17,9 тыс. кв. км) и Онежское озеро (9,7 тыс. кв. км).

Кроме того, на юге Русской платформы расположено Каспийское море, которое, по сути, является соленым озером. Это самый крупный в мире водоём, не имеющий выхода в мировой океан. Его площадь составляет 371,0 тыс. кв. км.

Полезные ископаемые

Теперь давайте изучим полезные ископаемые Восточно-Европейской платформы. Недра этой территории очень богаты на дары. Так, на востоке Украины и юго-западе России располагается один из крупнейших в мире угольных бассейнов - Донбасс.

На территории Украины расположены также Криворожский железорудный и Никопольский марганцевый бассейны. Данные месторождения связаны с выходом на поверхность Украинского щита. Ещё большие запасы железа имеются на территории Курской магнитной аномалии в России. Правда, там щит не вышел наружу, но очень близко подобрался к поверхности.

В районе Прикаспийской впадины, а также в Татарстане имеются довольно большие залежи нефти. Они есть также и на территории южного нефтегазоносного региона в Украине.

На территории Кольского полуострова налажена добыча апатитов в промышленных масштабах.

Собственно, это основные полезные ископаемые Восточно-Европейской платформы.

Почвы Русской платформы

Плодородными ли являются почвы Восточно-Европейской платформы? Да, именно в данном регионе одни из самых плодородных почв в мире. Особенно ценные виды почв расположены на юге и в центре Украины, а также в черноземном регионе России. Называются они чернозёмы. Это самые плодородные почвы в мире.

Плодородие лесных почв, в частности серых, которые располагаются севернее черноземов, значительно ниже.

Общая характеристика платформы

Формы отличаются довольно большим разнообразием. Среди них особое место занимают равнины. Как раз Восточно-Европейская платформа формирует крупнейший в Европе равнинный комплекс. Лишь на его периферии можно встретить относительно высокие нагорья. Это связано с древностью данной платформы, на которой уже давно не идут горообразующие процессы, а выветривание сгладило возвышенности, существовавшие тут миллионы лет назад.

Природа одарила регион огромными запасами полезных ископаемых. Особенно следует выделить месторождения каменного угля и железной руды, по объемам которых Русская платформа является одним из мировых лидеров. Также имеются запасы нефти и некоторых других полезных ископаемых.

Вот такой представляется общая характеристика Восточно-Европейской платформы, её рельефа, полезных ископаемых, хранящихся в недрах, а также географических особенностей данной местности. Безусловно, это благодатный край, который предоставляет его жителям все необходимые ресурсы, что при правильном использовании будет являться залогом процветания.