Piattaforma dell'Europa orientale. La storia dello sviluppo delle piattaforme antiche Piattaforma dell'Europa orientale

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La storia del tardo paleozoico della piattaforma dell'Europa orientale differisce in modo significativo dal primo paleozoico nella ristrutturazione e nella complessità della struttura della piattaforma nel suo insieme. Se nel primo paleozoico la subsidenza copriva solo le parti nord-occidentali e occidentali della piattaforma, nel tardo paleozoico iniziò la subsidenza delle regioni centrali e orientali.
Devoniano. I depositi devoniani sono molto diffusi sulla piattaforma, sono rappresentati da tutte e tre le divisioni, ma l'area del loro sviluppo è molto diversa. I depositi più comuni sono il Medio e soprattutto l'Alto Devoniano. Le sezioni devoniane di diverse aree della piattaforma differiscono notevolmente tra loro sia per composizione che per spessore. Ad est, tra il Volga e gli Urali, così come nella parte centrale, sono ampiamente sviluppate le rocce carbonatiche marine (Fig. 91). A ovest e nord-ovest predominano sedimenti continentali di colore rosso e lagunari con strati marini sottili. Sulla maggior parte della piattaforma, i depositi devoniani si presentano in modo trasgressivo su vari orizzonti del Paleozoico inferiore o direttamente su rocce basali cristalline. II solo ad ovest sostituiscono gradualmente i depositi siluriani (sineclisi polacco-lituana).
All'inizio del Devoniano, quasi l'intera piattaforma dell'Europa orientale era un vasto continente. sollevare su-

Riso. 92. Mappa schematica litologico-paleogeografica della piattaforma dell'Europa orientale al centro dell'Eifeliano. Secondo S. V. Tikhomirov (1967), con semplificazione
1 - ^dolcezza della sfocatura; 2 - area di accumulo dei sedimenti deltizi; 3-area di accumulo di sedimenti dolomitici nel bacino marino ad alta salinità; 4 - gesso e anidrite; 5 - salgemma e salgemma; 6 - area di accumulo: sedimenti carbonatici nel bacino marino di normale salinità; 7-direzione di demolizione del materiale clastico; 8 - confini della piattaforma;

- confini di aree con diversi ambienti di sedimentazione

Cominciò già alla fine del Siluriano e fu un riflesso dei movimenti tettonici caledoniani, che si manifestarono intensamente nell'adiacente fascia geosinclinale atlantica. Solo i margini occidentali della piattaforma erano sotto il livello del mare. Nella seconda metà del Devoniano inferiore, il sollevamento si intensificò e raggiunse il massimo, come indicato dalla comparsa di depositi continentali dove precedentemente esisteva un bacino marino.
Più diffusi sono i depositi del Devoniano medio e superiore. Dalla fine del primo devoniano iniziò una nuova fase nello sviluppo della piattaforma dell'Europa orientale, che continuò fino alla fine del Permiano. La caratteristica principale di questa fase era il progressivo cedimento della piattaforma e, di conseguenza, la trasgressione del mare. L'immersione delle singole parti della piattaforma non è avvenuta contemporaneamente. Alla fine del Devoniano inferiore e all'inizio del Devoniano medio, i margini occidentali e in parte le regioni centrali erano interessate da subsidenza, cioè quelle aree che subirono subsidenza nel Paleozoico inferiore (sviluppo ereditario) - vedi fig. 92.

La ristrutturazione della piazza d'armi strutturale avvenne alla fine dell'Eifeliano (Devoniano medio), quando la parte orientale della piattaforma iniziò ad affondare e la trasgressione del mare si espanse gradualmente da est. La parte nord-occidentale della piattaforma è stata coinvolta nel sollevamento, si è trasformata in una vasta pianura costiera alluvionale, un'area di sedimentazione continentale. Solo a metà del secolo franco, quando la trasgressione marittima raggiunse il suo apice, questa parte della piattaforma fu nuovamente inondata dal mare.
Un'altra caratteristica distintiva delle fasi iniziali del palcoscenico in esame è stata che in alcuni punti della piattaforma, il cedimento è stato accompagnato dalla spaccatura del basamento e dalla comparsa lungo le faglie di stretti, ma significativi in lunghezza, simili a graben trogoli - aulacogenes. Un esempio lampante è l'aulacogeno di Dnepr-Donetsk, dove si è svolta l'attività vulcanica nel periodo devoniano. Le faglie profonde servivano da vie per la penetrazione del magma di base. Rispetto ad altre parti della piattaforma, l'aulacogeno ha subito una deflessione più intensa.
Alla fine del Devoniano, la piattaforma subì un breve sollevamento e il bacino marino si ritirò; le sue acque presentavano una salinità aumentata (Fig. 93), come testimoniano gli intercalari di dolomie, gessi e anidrite nella parte superiore della sezione.
Periodo carbonifero. I depositi carboniferi sulla piattaforma dell'Europa orientale sono meno comuni di quelli devoniani, sono quasi ovunque costruiti secondo un unico piano, sebbene in alcune parti della piattaforma cambino notevolmente sia nella composizione che nello spessore; sulle rocce devoniane giacciono tracce di erosione.
Dopo il sollevamento alla fine del Devoniano, la piattaforma dell'Europa orientale dall'inizio del Carbonifero iniziò ad affondare e il suo territorio

Riso. 93. Carta schematica litologico-paleogeografica della Piattaforma Est Europa alla fine del Famenniano. Secondo S. V. Tikhomirov (1967), con semplificazione
Simboli vedi fig. 92
era coperto da un bacino marino poco profondo. Il margine occidentale di questo bacino, più vicino alla riva, era spesso soggetto a prosciugamento e qui si accumulava materiale terrigeno trasportato dallo Scudo baltico. La parte orientale della piattaforma, adiacente alla cintura geosinclinale degli Urali-Mongoli, si è abbassata più intensamente.
Nei momenti di prosciugamento si crearono le condizioni per l'accumulo di giacimenti carboniferi (inizio dell'Era Insea). I carboni che giacciono tra sabbie e argille formano uno o più filoni che si incuneano rapidamente fino a 8 m di spessore, i carboni sono marroni, di bassa qualità, contengono molta umidità (fino al 35%) e impurità minerali (45%). I carboni vengono sviluppati nel bacino carbonifero della regione di Mosca e utilizzati come combustibile energetico
In. A nord-ovest, lo strato carbonifero è sostituito da argille facies con bauxiti (Tikhvin), e ad est - sabbie e argille petrolifere di origine marina. Lo spessore dei depositi di carbone è fino a 60 m.
Il cedimento della piattaforma nella seconda metà del Visean ha portato all'espansione della trasgressione del mare da est e all'accumulo di sedimenti carbonatici. Il bacino marino si distingueva per la sua grande profondità. a volte c'erano isole ricoperte di alberi. Un aumento dello spessore della sequenza carbonatica nella parte orientale della piattaforma indica una subsidenza più attiva della sua parte orientale rispetto alla parte occidentale.
I depositi del Carbonifero medio e superiore formano un unico strato di calcari e dolomie. Nella parte superiore della sezione compaiono intercalari di gesso e anidrite, alla base si trovano sabbie (spesso oleose) e argille di colore rosso. Quasi ovunque (ad eccezione delle regioni orientali) il Medio Carbonifero è eroso e inizia dal Moscoviano. Lo spessore varia da 400 m (a ovest) a 750 m (a est).
All'inizio del Medio Carbonifero, quasi l'intera piattaforma fu sollevata e denudata. Con l'inizio della subsidenza nel Medio Carbonifero, la trasgressione marina si diffuse nuovamente da est e raggiunse il suo massimo nell'era di Mosca. Come prima, la parte orientale della piattaforma ha subito il cedimento maggiore.
Pertanto, la formazione dei depositi carboniferi sulla piattaforma dell'Europa orientale è avvenuta sullo sfondo di una subsidenza generale, interrotta da due fasi di sollevamento di breve durata (alla fine del Tournaisiano e alla fine del Serpukhoviano). Questi sollevamenti hanno portato alla comparsa di erosione nello spessore dei sedimenti carboniferi. Il costante sollevamento della piattaforma iniziò alla fine del Carbonifero e terminò nel Permiano.
Caratteristiche di sviluppo significativamente diverse nel periodo carbonifero sono state caratterizzate dall'aulacogeno di Dnieper-Donetsk. La sezione dei depositi carboniferi nel bacino del Donets è composta da due parti disuguali.
La parte inferiore, corrispondente al Tournaisiano e gran parte del Vteaniano, è rappresentata da calcari di 300-600 m di spessore, in alto, fino al confine con il Permiano, segue una colossale serie carboniera costituita da arenarie, siltiti di fango con intercalari di calcari e carboni. I giacimenti di carbone giacciono solitamente tra le pietre fangose e molti di essi possono essere rintracciati per una distanza considerevole. Nel Donbass sono noti fino a 300 giacimenti di carbone, di cui circa 60 di capacità lavorativa. Carboni paralitici di alta qualità. Lo spessore totale della serie carbonifera nella parte sud-orientale del bacino raggiunge i 18.000 m; si nota la sua forte diminuzione da sud a nord, meno netta da est a ovest. Le rocce delle serie carbonifere sopra elencate si ripetono ripetutamente nella sezione, formando ritmi separati tra loro da tracce di erosione (Fig. 94).
All'inizio del periodo carbonifero, i processi di sedimentazione nell'aulacogeno di Dnepr-Donetsk erano gli stessi del resto della piattaforma. Alla fine del Carbonifero inferiore, si verificò un cambiamento radicale: iniziò un aumento del cedimento della crosta terrestre e iniziò la formazione di una potente serie di carbone.
Periodo Permiano. I depositi del Permiano sulla piattaforma dell'Europa orientale occupano vaste aree. Si adagiano sulle rocce sottostanti secondo (salvo rare eccezioni).

Riso. 94. Sezione dei depositi devoniano e carbonifero del bacino del Donets (a) e un ritmo della serie carboniera (b)

1 - serie di carbone; 2 - depositi salini; 3 - vulcanici (lave, tufi); 4 - conglomerati: 5 - arenarie; 6 "- mudstones e siltstones; 7 - calcari; in - carbone; * strato
Riso. 95. Mappa schematica litologico-paleogeografica della piattaforma dell'Europa orientale (età di Kazan)
Pianura alluvionale intracontinentale: 1 - depositi sabbiosi-argillosi di colore rosso, G - ciottoli, 3 - depositi di carbone; volare intorno alla sedimentazione marina: 4 - carbonato
precipitazione; 5 - sedimenti dolomitici-carbonatici, gesso, anidrite, b - salgemma; 7 - i.i-." regno di uno strato di materiale clastico; 6 - c:-- sha, dove non è avvenuta la sedimentazione

La sedimentazione all'inizio del Permiano inferiore ebbe luogo in un bacino marino poco profondo ereditato dal Carbonifero, che occupava la parte orientale della piattaforma e l'avanfossa marginale Cis-Ural. In un primo momento, questo bacino aveva una connessione con l'Oceano Boreale e, ovviamente, con la Paleo-Tetide, che ha causato normali regimi di sale e temperature corrispondenti. Ha accumulato principalmente sedimenti carbonatici.
Come risultato dell'aumento del sollevamento, sincrono con i movimenti di ripiegamento nel sistema geosinclinale degli Urali, il bacino marino iniziò a ridursi, perse il contatto con l'oceano e alla fine* del Permiano inferiore si trasformò in un'enorme laguna produttrice di sale.
I sedimenti del Permiano superiore differiscono notevolmente nella composizione da quelli del Permiano inferiore. I depositi salini vengono gradualmente sostituiti da conti-224

sabbioso-argilloso di colore rosso dentario, spesso intonacato. Caratterizzato da arenarie a strati incrociati, alluvionali e in parte deltizi. In alcuni punti le arenarie sono oleose. Insieme a loro ci sono anche rocce carbonatiche con fauna d'acqua dolce. Questi sono sedimenti di laghi desalinizzati.
All'inizio del tardo Permiano, la piattaforma era una pianura accumulativa. Enormi masse di materiale clastico furono portate via dai flussi d'acqua dalle catene montuose dei paleo-Urali.
A metà del tardo Permiano (età di Kazan), le parti settentrionale e orientale della piattaforma si abbassarono, causando una trasgressione a breve termine ma estesa dal bacino artico. Sorse di nuovo un'enorme baia marina allungata meridionale con un regime salino instabile e condizioni di sedimentazione piuttosto diverse (Fig. 95): sedimenti carbonatici si formarono nella sua parte settentrionale e sedimenti alogeni nella sua parte meridionale. L'immersione avvenne anche nel nord-ovest, le acque del Mare di Zechstein, che a quel tempo occupavano aree significative dell'Europa occidentale, penetrarono qui.
Alla fine del Permiano, l'intera piattaforma dell'Europa orientale si trasformò nuovamente in terraferma e divenne un'enorme pianura accumulativa. Ad est era delimitato dai monti paleo-urali, a causa della cui distruzione si formarono sedimenti sabbiosi-argillosi rossi molto diversi, che si sostituirono rapidamente (proluviali, fluviali, eolici e lacustri).
La fase tardo paleozoica dello sviluppo della piattaforma dell'Europa orientale si è conclusa con un sollevamento generale alla fine del Permiano, che ha raggiunto il suo valore massimo nel Triassico. La fine di questa fase ha coinciso con la fine dei movimenti di ripiegamento erciniano nella regione geosinclinale degli Urali-Tien Shan.

La piattaforma dell'Europa orientale costituisce la fondazione precambriana dell'Europa e ne determina le principali caratteristiche strutturali e geomorfologiche.

La piattaforma si trova tra strutture piegate di epoche diverse. Nel nord-ovest, è delimitato dai Caledonides, formazioni montuose piegate della zona mobile atlantica. A est, confina con le strutture piegate erciniche della zona mobile degli Urali. Le pieghe erciniche incorniciano la piattaforma a ovest. Le formazioni piegate alpine della zona mobile mediterranea sono adiacenti alla piattaforma dell'Europa orientale da sud.

Per la maggior parte dei suoi confini, la Piattaforma dell'Europa dell'Est ha contorni netti e secondari. Con i Caledonidi spinti oltre la piattaforma, è articolato da una sutura tettonica. In tutti gli altri contatti, le fondamenta cristalline della piattaforma sono tagliate da guasti. I suoi margini sono fortemente sommersi verso le avanfosse che separano la piattaforma dalle strutture montuose adiacenti.

L'attuale rilievo tettonico della piattaforma dell'Europa orientale è determinato dal sistema di faglie precambriane, paleozoiche e cenozoiche di diverse epoche discusse sopra. Le faglie dividono il fondamento cristallino della piattaforma in blocchi, che ne determinano l'ipsometria.

Un ruolo importante nella tettoorogenesi della copertura della piattaforma della pianura dell'Europa orientale è svolto dalle morfologie subtettoniche: strutture saline e cupole di lignite, comuni in molte province del paese.

Di grande importanza tetto-orogenica per la piattaforma dell'Europa orientale sono anche le strutture piegate subgeosinclinali annidate, le uniche strutture del loro genere: le creste di Donetsk e Timan.

Nella struttura della fondazione della Piattaforma dell'Europa orientale si distinguono: lo scudo cristallino ucraino e la sineclisse Volyn-Podolsk, o placca, lo scudo baltico, l'anteclisse Voronezh, l'anteclisse Masuria-bielorussa, la depressione Dnieper-Donetsk e la cresta di Donetsk, le depressioni del Mar Nero e del Caspio, la sineclise baltica, la sella lettone, la depressione di Orsha-Kresttsovsky, la sineclisi di Mosca, la depressione di Pachelmsky, l'ondata di Sursko-Mokshinsky, l'anteclisse del Volga-Ural, l'arco di Zhiguli, la flessione del Caspio, la depressione di Omutinsky, Sistema di depressione Cis-Ural: depressione di Abdulinsky, depressione di Osinskaya, depressione di Omutinsky, depressione di Pre-Timan e cresta di Timan, sineclisi di Pechora. Tutti questi elementi dell'ipsometria del basamento cristallino sono identificati sulla mappa tettonica dell'Europa del 1964. In una certa misura, sono associati alla distribuzione delle formazioni geologiche e degli elementi della moderna superficie geomorfologica.

Queste strutture regionali sono caratterizzate: alcune - scudi - come aree di rilievo di un basamento granitico, altre - altopiani - come aree con un rilievo prevalentemente riflesso, ed altre ancora - pianure - come aree con un tipico rilievo cumulativo. La seconda e la terza categoria di regioni geomorfologiche strutturali hanno una spessa copertura di piattaforma. Ciò indica la predominanza dei movimenti discendenti nello sviluppo tettonico della piattaforma dell'Europa orientale, a partire dal Paleozoico inferiore. Hanno identificato la caratteristica principale del rilievo tettonico, per lo più pianeggiante, che lo distingue da altre piattaforme continentali nell'emisfero orientale.

All'interno della piattaforma dell'Europa orientale si distinguono gli scudi cristallini ucraini e baltici, situati rispettivamente nelle parti sud e nord-ovest della piattaforma.

Scudo di cristallo ucraino adiacente alla zona mobile di Crimea-Carpazi, la cui posizione riflette il suo bordo esterno.

Lo scudo si estende da nord-ovest a sud-est della valle del fiume. Goryn al Mar d'Azov è quasi 1000 km. La sua larghezza in alcuni punti supera i 250 km. La distribuzione del basamento cristallino corrisponde generalmente agli altopiani della riva destra del Dnepr e dell'Azov.

La superficie delle rocce cristalline dello scudo si alza: a nord - la cresta di Ovruch - fino a 315 m, nella parte centrale - sulla regione di Bug - fino a 320 me a sud - l'altopiano di Azov - fino a 327 m sopra il livello del mare.

Verso gli avvallamenti adiacenti, la superficie dello scudo dapprima diminuisce gradualmente, poi viene bruscamente interrotta da faglie. Nelle parti ribassate, i blocchi del basamento cristallino sono sommersi a una profondità di 3-5 km, e nella parte assiale della depressione Dnepr-Donetsk, più di 8 km. Le parti marginali dello scudo sono sotto forma di lastre inclinate verso gli avvallamenti. Morfologicamente assomigliano a scaffali e in molti casi lo erano. Per la maggior parte, i depositi marini costieri giacciono sulla superficie dei suoi margini, come si può vedere sul versante occidentale, Podolsky, dello scudo cristallino ucraino.

I ripidi pendii sepolti del basamento cristallino del Precambriano sono sezionati da profondi canyon e valli, simili a quelli che si trovano sui pendii continentali del fondo oceanico. Come quest'ultimo, le valli sulle pendici dello scudo cristallino ucraino e altri scudi hanno un'origine complessa, non ancora del tutto chiarita. In questo caso, la tettonica e l'erosione fluviale hanno giocato un ruolo decisivo nella formazione delle valli sepolte. Le valli fluviali sono state stabilite e sviluppate in zone di disturbi tettonici, principalmente faglie. L'abrasione marina, che si è ripetutamente rinnovata durante la storia dello sviluppo geologico dello scudo, quando i suoi ripidi pendii formavano le rive del mare, ha avuto un certo significato nello sviluppo delle forme delle valli sepolte.

L'età della superficie di denudazione dello scudo cristallino ucraino è molto antica e varia nelle diverse parti di esso. I resti della copertura della piattaforma più antica sullo scudo sono rappresentati dalla formazione Ovruch. La sua sequenza terrigeno-vulcanogenica è riempita da un avvallamento tettonico di un più antico basamento precambriano. Alla fine del Precambriano, una copertura simile, a quanto pare, era già diffusa sulla piattaforma dell'Europa orientale. Sulla base del verificarsi della formazione Ovruch, si può concludere che alla fine del Precambriano, lo scudo cristallino ucraino, come gran parte della piattaforma dell'Europa orientale, aveva nel suo insieme una superficie già livellata. L'inizio dell'allineamento della denudazione risale al tardo Archeano, quando l'altopiano desertico cristallino della piattaforma iniziò ad acquisire una struttura a blocchi a causa della formazione di faglie del sistema Krivoy Rog.

Tra il completamento della formazione della serie Ovruch e la successiva fase di penetrazione dello scudo, la parte sud-occidentale della piattaforma ha subito significativi sollevamenti, conferendole l'aspetto di un paese a blocchi elevato. A partire dal Riphean, specialmente nel primo Paleozoico, si sono verificate brusche deformazioni del basamento cristallino della piattaforma. La loro conseguenza fu la formazione di profonde faglie, che delinearono i tratti principali della moderna tettoorogenesi della piattaforma. Gli elementi strutturali più importanti della postazione del Paleozoico inferiore sulla piattaforma dell'Europa orientale sono considerati faglie che limitano lo scudo baltico, l'altopiano di Timan, la depressione di Pachelma, la depressione di Dnieper-Donetsk, le pendici occidentali dello scudo cristallino ucraino e i suoi interi bordi sud-occidentali e meridionali. Questi includono anche l'istituzione delle zone mobili del Mediterraneo e degli Urali adiacenti alla piattaforma entro i loro confini attuali, le depressioni del Mar Nero e del Caspio, nonché la sineclisi di Mosca.

Sulle pendici occidentali dello scudo cristallino ucraino e sull'intera area della placca sineclisica di Volyn-Podolsk emersa in quel momento, furono depositati depositi marini di piattaforma nel Proterozoico e nel Paleozoico inferiore e successivamente. L'elefante, leggermente inclinato verso il bordo esterno della piattaforma, mantiene questa posizione per molti periodi geologici. Le faglie che delimitavano lo scudo da ovest e da est erano aree di vulcanismo. I basalti formatisi in quel periodo prendono parte alla struttura del rilievo locale. Aree di copertura basaltica, sepolte a una profondità considerevole, sono state trovate anche nella depressione di Dnepr-Donetsk.

Durante l'intero Paleozoico, Mesozoico e Paleogene, lo scudo cristallino ucraino ha subito notevoli movimenti di blocco che si sono verificati nell'atrio di un cedimento o sollevamento generale. I blocchi in rilievo rappresentano le isole. I sedimenti si sono depositati sui blocchi ribassati in depressioni sulla superficie dello scudo. Le prove disponibili indicano che già in epoca cambriana il movimento dei blocchi di scudi era differenziato. Resti della copertura della piattaforma cambriana sono stati conservati nelle depressioni della superficie dello scudo nella regione del Bug e quella del Carbonifero - nella depressione di Boltysh.

Dall'epoca delle trasgressioni del Giurassico e del Cretaceo, lo scudo cristallino ucraino, a quanto pare, si abbassava periodicamente sotto il livello del mare. I depositi di quel tempo sono conservati in depressioni e antiche valli sepolte sulla superficie del basamento. All'inizio del Paleogene, il territorio dello scudo per tutta la sua lunghezza era una terra molto umida ricoperta da un'abbondante vegetazione. Una potente formazione di lignite si è accumulata nelle sue vaste aree basse. I sedimenti marini depositati nelle depressioni di rilievo hanno contribuito al livellamento generale della superficie. Durante il periodo Neogene, il territorio dello scudo cristallino ucraino era coperto solo parzialmente dal mare. La costa si è costantemente spostata, avvicinandosi a quella moderna. Al confine tra il Neogene e il Quaternario, dopo l'era Kuyalnik, le fluttuazioni nella posizione della costa si sono verificate all'interno dell'attuale livello del mare o leggermente al di sopra di esso.

Nella struttura del rilievo dello scudo, l'ambiente marino ha lasciato tracce luminose sotto forma di un rilievo cumulativo a gradini. Si tratta di superfici piane distribuite su una vasta area, delimitate da cenge poco pronunciate all'interno dell'ubicazione di antiche linee di costa. Sono più chiaramente conservati nei bacini sarmati, pontici, cimmeri e kuyalnik, nella pianura del delta del Baltico, così come nelle antiche terrazze marine euxiniane, karangaziane e azov-mar nero, conosciute all'interno della pianura del Mar Nero.

L'ultima fase nella formazione degli elementi sovrapposti del rilievo dello scudo appartiene al periodo quaternario. In seguito alla diminuzione del livello del bacino di Kuyalnitsky, è stato completato lo sviluppo dei moderni sistemi fluviali. Nel Pleistocene, in connessione con l'avanzamento della calotta glaciale sul territorio dello scudo, si formarono numerose forme superficiali di abrasione e accumulo, raggruppate a seconda della posizione del bordo della glaciazione. Un posto particolarmente significativo è occupato dalle morfologie associate a morene, depositi fluvioglaciali e loess. La geomorfogenesi post-glaciale è stata espressa nella formazione di terrazzi fluviali, paesaggi di valli e burroni e forme locali eoliane.

Il moderno aspetto geomorfologico dello scudo è stato creato in un tempo molto lungo. Comprende elementi di epoche diverse, rielaborati e alterati in varia misura da fattori geologici antichi e moderni. Le caratteristiche principali del rilievo dello scudo creano: 1) forme di denudazione del basamento cristallino; 2) piani strutturali; 3) forme sovrapposte idrogenetiche e glaciali della superficie.

Il rilievo strutturale-denudazione dello scudo cristallino ucraino, oltre ai fattori precedentemente indicati, dipende dalla composizione delle rocce, dalla loro presenza e dai rapporti strutturali, successivamente disturbati da faglie e levigati dalla denudazione.

Ci sono molte idee estremamente contraddittorie sulle caratteristiche strutturali dello scudo e sulla stratigrafia dei complessi sedimentario-metamorfici e ignei costituenti. La maggior parte dei materiali generalizzanti non contiene i necessari dati storico-strutturali e petrogenetici e sono ancora insufficienti per conclusioni tetto-orogeniche.

Sulla sezione di denudazione dello scudo sono esposti elementi strutturali e geomorfologici, che in una certa misura riflettono la sequenza della sua formazione. Le formazioni più antiche dello scudo sono sequenze spilite-cheratofiriche sviluppate nella regione di Orekhovo-Pavlograd della regione inferiore del Dnepr. La loro età è di 3000-3500 milioni di anni (Tugarinov, Voitkevich, 1966). Le anomalie magnetiche espresse in quest'area sono composte da rocce ultramafiche, metabasiche, silicee intercalate con micascisti, quarziti ferruginose intercalate con scisti e gneiss. Le concentrazioni di minerale di ferro associate a questi depositi si trovano nelle isole all'interno delle zone di anomalie. Le più caratteristiche tra loro sono le aree di Tokmak-Mogila, Kamennaya Mogila e Pervomaisky nel bacino di Kamyshevata, Salt, ecc.

Le rocce mafiche e le relative rocce sedimentario-metamorfiche, a nostro avviso, sono le formazioni originarie della crosta continentale, centri terrestri insulari, simili alle isole moderne degli archi insulari oceanici. La posizione della formazione del minerale di ferro siliceo nelle parti centrale e sud-orientale dello scudo corrisponde anche alle regolarità della posizione dei sistemi tettonici delle isole sulla crosta terrestre di tipo oceanico.

Nel rilievo moderno, gli strati di minerale di ferro siliceo, grazie alla loro stabilità, creano colline - grandi colline, solitamente arrotondate. Un esempio lampante di tale sollievo è Tokmak-Tomb nella regione di Azov.

Le formazioni successive sono file di strati sedimentario-metamorfici, concentrati attorno alle più antiche formazioni effusive-sedimentarie. In condizioni di alto grado di metamorfismo, le caratteristiche individuali degli strati sedimentari sono equalizzate e nella moderna struttura dello scudo sono rappresentate principalmente da gneiss e migmatiti. Gli scisti ei calcari cristallini sono di importanza subordinata. Le regolarità dei rapporti tra gli strati cristallini sono oscurate dalla successiva frammentazione dei campi per faglie in blocchi, effusioni di lave mafiche e tagli di denudazione di blocchi a diversi livelli stratigrafici.

La caratteristica strutturale e geomorfologica più importante dello scudo cristallino ucraino sono i numerosi plutoni. Nella loro posizione si osserva un certo schema, che consiste nella concentrazione di intrusioni in funzione delle condizioni strutturali generali. Si distinguono tre tipi di tettoorogenesi del plutone. La prima categoria comprende intrusioni relativamente piccole di granitoidi associate ad antiche aree di formazione della crosta continentale. Questo tipo di invadenza prevale nella parte sud-orientale dello scudo, nelle regioni inferiori del Dnepr e dell'Azov. Gli spazi tra le aree antiche sono occupati da campi di gneiss e migmatiti. Questi ultimi hanno una struttura piegata, plananticlinale e plaxiclinale. G. I. Kalyaev (1965) ha individuato una serie di anticlinali piatti sotto il nome di cupole. I principali sono: Saksagansky, Demurinsky, Krinichansky, Kamyshevakhsky, Pyatikhatsky swell e Zaporozhye anticlinale. Nel campo strutturale di gneiss e migmatiti, compresi i plutoni, si trova la zona di Krivoy Rog, delimitata da profonde faglie. Le faglie sono associate al ripiegamento submeridionale locale. Le pieghe sono talvolta complicate da conformabili intrusioni di granitoidi. Questo è il secondo tipo di plutoni scudo.

Le intrusioni del secondo tipo, associate al piegamento, sono sempre di notevoli dimensioni e composizione eterogenea. Sono più pronunciati nella parte centrale dello scudo nella regione centrale dell'insetto, i bacini di Teterev e Sluch. Il confine tra il sud-est e il centro, così come tra i blocchi di Volyn centrale e settentrionale dello scudo cristallino ucraino è caratterizzato da tettonica di faglia. Questi difetti sono associati a potenti plutoni discordanti del terzo tipo: Korostensky, Novomirgorodsky e una serie di altre formazioni più piccole. Queste sono le ultime plutonostrutture all'interno dello scudo.

Molte intrusioni dello scudo concorrono alla struttura del rilievo moderno. Come si vede dall'esempio dei graniti di fiume. Kamenka, tombe di pietra nel Mar d'Azov, graniti di Korostyshev, ecc., Costituiscono colline rocciose coronate da colline rocciose - tombe con forme caratteristiche di invecchiamento. Le gamme di altopiani rocciosi corrispondono generalmente alla forma e alle dimensioni dei plutoni.

Il blocco cristallino Volyn si trova nella parte settentrionale dello scudo, nel bacino dei fiumi Teterev, Sluch, Ubort e Uzha ed è delimitato da faglie. Il confine tettonico meridionale corre schematicamente in direzione di Kyiv - Zhytomyr - Chudnov - Slavuta, che coincide approssimativamente con il confine settentrionale della distribuzione delle migmatiti del complesso di Kirovograd. Il confine dato è anche il confine della foresta (Polesskaya) e della steppa forestale, nonché il confine settentrionale della distribuzione del loess. Ciò testimonia l'attività tettonica stabile del confine strutturale notato per un periodo molto lungo.

La superficie del basamento cristallino del blocco Volyn presenta una copertura sedimentaria irregolare. In luoghi di depressioni strutturali e di denudazione, prevalentemente confinate ai campi di distribuzione di gneiss e migmatiti, è presente una copertura sedimentaria con rilievo accumulativo. La depressione di Krasnoarmeiskaya (Pulinskaya), il bacino di lignite di Korostyshevsky, ecc., Hanno una tale superficie In tutto il resto del blocco, la copertura della piattaforma è caratterizzata da uno spessore insignificante, che attenua solo la nitidezza dei contorni delle rocce cristalline.

Le morfologie positive sono create dagli affioramenti del basamento cristallino. Le caratteristiche dei rilievi sono determinate dalla composizione delle rocce che le compongono e dal metodo di preparazione, in funzione del fattore di denudazione. Queste regolarità sono mantenute in tutto il territorio dello scudo cristallino ucraino e di tutti gli scudi in generale.

Nel bacino dell'insetto meridionale, Ingulets, sul massiccio cristallino di Azov e, apparentemente, in altri luoghi in cui il basamento cristallino è tagliato dalla denudazione a livello dei centri di formazione del magma, tettonica a cupola di rocce cristalline, notata per la prima volta da V. A. Ryabenko (1963), è esposto. Le cupole nel rilievo sono colline arrotondate con sporgenze levigate, che si innalzano di diversi metri o decine di metri sopra l'area circostante. Queste morfostrutture sono particolarmente chiaramente espresse nella regione di Berdichev.

I canyon sono una delle morfologie più comuni dello scudo cristallino ucraino. Si trovano nella maggior parte dei casi in zone di faglia. Questi sono elementi del terreno ereditati. Di dimensioni significative e numerosi canyon sono noti nelle valli di Teterev, Sluch, Uzh, Kamenka, ecc. Il canyon più grandioso in granito si trova nella valle del Dnepr tra Dnepropetrovsk e Zaporozhye.

Le forme di alterazione sono eccezionalmente diverse sullo scudo cristallino ucraino. All'interno della distribuzione dei massicci granitici predominano i cumuli di unità di alterazione, limitati da fessure tettoniche. Spesso assumono contorni bizzarri. Nell'area di distribuzione della glaciazione del Dnepr, la superficie delle rocce cristalline presenta ovunque tracce dell'impatto del ghiaccio. Nella zona di Korosten - Shchors, gli affioramenti di granito rosso Korosten sembrano arene levigate, punteggiate da graffi e cicatrici glaciali, per lo più allungate da nord-nord-ovest a sud-sud-est. Nelle aree spartiacque gli affioramenti granitici hanno la forma di fronti di pecora. Le loro ripide sporgenze salgono a 2-3 M. Particolarmente indicative sono le forme di denudazione glaciale a ovest di Korosten nelle vicinanze della regione di Barashi-Yablonets. Su un'area abbastanza ampia affioramenti continui di graniti grigi e gneiss hanno la forma delle tipiche rocce ricce.

A sud-ovest di Korosten, gli affioramenti granitoidi levigati dal ghiacciaio formano colline arrotondate separate, occasionalmente sparse tra la pianura sabbiosa. Le rocce di labradorite sono caratterizzate da segregazioni stratificate (blocchi) con spigoli leggermente smussati. Gli affioramenti di charnockite hanno forme peculiari di alterazione degli agenti atmosferici. Si accumulano sotto forma di frammenti di forma e dimensioni variabili. Le rocce ignee alcaline formano, durante l'erosione, blocchi arrotondati che si trovano tra i prodotti sciolti dell'erosione.

Particolari insiemi geomorfologici formatisi all'interno delle aree di antico vulcanismo. Occupano le aree più significative nella zona di giunzione del massiccio cristallino di Azov e della cresta di Donetsk, nonché nella zona di faglia che delimita lo scudo e la placca Volyn-Podolsk. Alla periferia settentrionale del massiccio dell'Azov, nel bacino del Wet Volnovakha e nella parte della valle del Kalmius adiacente alla sua foce, le rocce vulcaniche formano creste lungo le valli e rocce sulle rive dei fiumi. In un certo numero di luoghi, antiche lave hanno conservato strutture di flusso. Nelle rocce di basalto situate sulle rive si osserva talvolta una separazione prismatica ben pronunciata. Nel bacino di Goryn, sulle pendici occidentali dello scudo, le dighe di basalto appaiono come piccole colline sullo sfondo della superficie levigata della pianura di Polissya.

L'area di distribuzione della formazione del minerale di ferro Krivoy Rog si trova all'interno della pianura accumulativa della steppa. Sullo sfondo della pianura, nelle parti in pendenza, le rocce di questa formazione formano rocce, contraddistinte da un colore scuro e una lucentezza metallica. Notevole tra questi è l'Eagle Rock a Krivoy Rog, uno dei pochi monumenti in rilievo sopravvissuti di questo tipo. Nell'area dei depositi della serie Krivoy Rog, i paesaggi si distinguono per la colorazione degli ossidi di ferro. Ciò si riflette nei nomi geografici (ad esempio, Zheltye Vody, Zheltorechensk).

Nella geomorfologia dello scudo cristallino ucraino, l'Ovruch Ridge occupa un posto speciale. Alla sua struttura partecipano rocce sedimentarie-vulcanogene, principalmente scisti pirofillite e quarziti. Lungo i piani di stratificazione delle quarziti si trovano spesso segni di incisioni eoliche, che indicano l'origine continentale di queste rocce. La serie Ovruch riempie le depressioni nella superficie del basamento cristallino e ha un evento sinclinale leggermente evidente. Questa è una struttura del tipo plaksincline, trogolo, caratteristica della copertura della piattaforma.

L'Ovruch Ridge supera gli spazi adiacenti di oltre 100 m ed è limitato da pendii ripidi. La parte più elevata del crinale è priva di una copertura di depositi post-cambriani. Le aree ribassate e le parti pendenti del crinale sono ricoperte da depositi quaternari, rappresentati da argille lacustri, spesso fasciate e rocce di loess spesse 20-30 m.Numerosi burroni dalle pareti ripide che tagliano l'intero strato di loess svolgono un ruolo importante nella geomorfologia della cresta dell'Ovruch. Enormi conoidi alluvionali si trovano all'imboccatura dei burroni. In alcuni punti si fondono con i loro bordi e formano un terrazzo proluviale che delimita il suo sollevamento. Vicino al versante sud-occidentale del crinale nella pianura alluvionale del Norin, i placer di arenaria Paleogene sono distribuiti su una piccola area. Enormi blocchi di esso creano caratteristiche originali del paesaggio, che si trovano ovunque sia esposto il Paleogene. I blocchi di arenaria hanno solitamente una superficie liscia e sono ricoperti da una crosta scura. Oltre ai dintorni di Ovruch, le arenarie del Paleogene prendono parte alla struttura del rilievo nelle vicinanze dell'area con. Scoiattolo - Monte Tochilnitsa, Barashi - Monte Lisuha, ecc.

I prodotti di distruzione del basamento cristallino erano la fonte di materiale per la formazione di rocce sedimentarie e le concentrazioni minerali associate. Masse significative di prodotti di alterazione durante il periodo geologico, sottoposti a ripetute lavorazioni, sono state rimosse da esso a grande distanza e solo una parte insignificante di esse è stata fissata all'interno dello scudo. In particolare, concentrazioni minerali praticamente preziose sono concentrate nelle depressioni della superficie del basamento cristallino - depressioni tettoniche, valli moderne e sepolte, nonché sui pendii dello scudo e nelle zone di depositi poco profondi dei mari epicontinentali che sono ripetutamente avanzati sul suo territorio.

Scudo baltico. Nel nord-ovest della piattaforma dell'Europa orientale, il basamento cristallino è esposto su una vasta area del bacino del Mar Baltico dalla costa settentrionale della penisola di Kola all'isola di Bornholm, nel Mar Baltico, a sud.

In tutto lo scudo baltico ha confini tettonici. A nord, dal fiordo di Varanger al Mar Bianco, lo scudo è tagliato da una profonda faglia che delimita il basamento precambriano e le strutture caledoniane. Le reliquie delle strutture precambriane sono state conservate sotto forma di isole Rybachy e Kildin. Contorni della penisola di Kola di origine faglia. Le faglie con tendenza NW si estendono a sud-est dallo scudo nella piattaforma dell'Europa orientale. L'origine e lo sviluppo delle baie di Kandalaksha, Onega e Mezen e del fiordo di Varanger sono ovviamente collegati a faglie sublatitudinali. Anche il bagno del Mar Baltico è una depressione tettonica. La sua origine è simile all'origine della depressione Orsha-Kresttsovskiy del basamento della piattaforma dell'Europa orientale, con la quale il bacino del Mar Baltico, secondo il piombo, è una formazione sintettonica.

Anche il confine sud-occidentale dello scudo baltico è di origine tettonica. In questa parte lo scudo limita una faglia che taglia il bordo esterno della piattaforma. Corre da sud-est a nord-ovest in direzione di Torun-Koszalin, sulla costa del Mar Baltico, a sud di circa. Bornholm, Ystad, nel sud della Scandinavia, Helspnger, circa. Zelanda, e attraverso la penisola dello Jutland, alla latitudine della città di Holstebro. Gli stretti di Øresund, Kattegat e Oslo si trovano nei grabens nel sito dei blocchi sommersi della parte marginale della piattaforma dell'Europa orientale.

A ovest, lo Scudo baltico confina con i Caledonidi delle montagne scandinave. La sutura tettonica sotto forma di un arco piatto corre da nord-est a sud-ovest dal corso superiore del Varangerfjord fino a Laiswalm e Halgar, nella parte settentrionale dell'Oslo graben. Da quest'ultimo, il confine precambriano dello Scudo baltico prosegue in direzione dello spratto verso ovest, sud-ovest, in direzione del fiordo di Buki. Per tutto il confine occidentale, le masse di Caledonides si spingono verso est, sovrapponendosi al basamento cristallino dello scudo. Il fronte di spinta è fortemente sezionato dalla denudazione e sporge nettamente nel rilievo, ed è di grande significato strutturale e geomorfologico.

Il basamento cristallino della piattaforma dell'Europa orientale all'interno dello scudo baltico è elevato a un'altezza considerevole e in molte aree ha un rilievo montuoso. Si osserva una certa regolarità nella distribuzione delle altezze della sua superficie. Il basamento è più elevato nella parte nord-occidentale e lungo la sutura tettonica con i Caledonidi. I segni superficiali del basamento cristallino raggiungono i 1139 m sull'altopiano di Finnmarken, sulla costa nord-occidentale del lago. Sturaele-Tresk 2125 m, a sud della valle del fiume. Jungen 580 m, monti Dalfjell 945 m, Gausta, Norvegia meridionale, 1889 m La superficie del basamento cristallino diminuisce verso il Mar Baltico.

Nella parte meridionale della Finlandia, la superficie delle rocce cristalline sale a 105 m - South Salpauselkä, a 235 m - a est di Vaza. La parte orientale dello Scudo baltico ha una superficie relativamente inferiore rispetto a quella occidentale. La fluttuazione delle altezze qui va da 0, sulla costa del Mar Bianco, a 1189 m nelle montagne Khibiny.

Gli elementi orografici della parte orientale dello Scudo baltico hanno un consistente attacco a nord-ovest. In questa direzione si estendono le alture della penisola di Kola Keiva e della "tundra" Panskiye Lujarvik e altre, le baie di Kandalaksha e Onega del Mar Bianco, la cresta della Windy Belt, la striscia di laghi - Onega, Segozero, Vygozero, Kuito, Topozero , i rilievi - Carelia occidentale e Manselka. La maggior parte delle valli degli innumerevoli laghi dello scudo ha un'estensione nord-occidentale.

L'orografia del basamento cristallino dello Scudo baltico riflette, in una certa misura, la struttura e la composizione delle rocce che partecipano alla sua struttura.

I primi rapporti sulla struttura dello scudo baltico sono riportati nelle opere di O. I. Mushketov e A. D. Arkhangelsky. Le idee moderne sulla sua struttura sono trattate nelle opere di X. Väyrynen (1954), K. O. Kratz (1963), A. A. Polkanov e E. K. Gerling (1961), così come nelle note esplicative alle mappe tettoniche internazionali dell'Europa e dell'Eurasia (Tettonica della Europa, 1964; Tettonica dell'Eurasia, 1966).

Il campo strutturale dello Scudo baltico è caratterizzato dalla distribuzione di rocce sedimentario-metamorfiche di età diverse. I più antichi sono gli gneiss e i graniti gneiss, i cui massicci relitti sono stati conservati tra le successive formazioni strutturali. L'età di queste rocce è di 2500-3500 milioni di anni. Le successive formazioni del 1900-2000 e del 2000-2500 Ma sono rappresentate da biotite, sillimanite-staurolite, gneiss anfibolici e anfiboliti con quarziti magnetite. Queste antiche formazioni dello scudo sono associate a rocce ignee: peridotiti, gabbro-labradoriti, gabbro-diabasi e graniti.

Degli altri tipi di rocce sedimentarie-metamorfiche sullo Scudo baltico, sono comuni filladi, micacee, verdi, grafite, argillose, shungite e altri scisti, scisti di tufo, anfiboliti e scisti di anfibolo, quarziti, conglomerati, calcari e dolomie. Strati sedimentario-metamorfici fortemente deformati sono dominati da rocce ignee di diversa composizione ed età. I più sviluppati tra loro sono graniti, sieniti e sieniti di quarzo, dioriti, gabbro, peridotiti, rocce nefeline, diabasi, tufi diabase, ecc.

Il Precambriano dello Scudo baltico è suddiviso in una serie di sequenze stratigrafiche delimitate da nette superfici di discordanza.

Sullo Scudo baltico, secondo X. Väyrynen (1959, p. 53), all'interno della Finlandia, i corpi geologici esposti “…sono tipiche rocce profonde che si sono raffreddate a una profondità di molti chilometri (fino a 10-15 km). Pertanto, possiamo avere un'idea dell'entità dell'erosione e della quantità di materiale che è stato spostato da quest'area della Terra a seguito della lenta distruzione e trasporto da parte dell'acqua corrente prima che la superficie terrestre raggiungesse il livello attuale.

Gli strati sovrastanti sono stati demoliti non solo sui graniti, ma anche sulle fasce scistose, che si snodano tra le aree granitiche sotto forma di cordoni, e talvolta compongono anche aree più ampie. Sono formazioni superficiali primarie, ma sono state invase ovunque da graniti più o meno grandi e altre masse intrusive, che sono le stesse rocce profonde dei grandi massicci. Gli scisti si sono trasformati in gneiss misti sotto l'influenza di graniti intrusi. Ciò indica la formazione insulare della crosta continentale dello scudo baltico.

Ci sono sei fasi nello sviluppo della principale zona strutturale precambriana in Finlandia. Secondo H. Väyrynen, dove i graniti sono stati intrusi nei più antichi scisti del primo Archeano, la tettonica si manifesta sotto forma di deformazioni plastiche. I piani assiali delle pieghe sono verticali o fortemente inclinati, le pieghe sono isoclinali. Le intrusioni granitiche non sono secanti, anche qui non si sono formati gneiss da iniezione, le vene granitiche sono rare; sono stratificati, con contatti taglienti, spesso piegati insieme a scisti. Procedendo da ciò, X. Väyrynen scrisse (1959, p. 273) che "la crosta terrestre, sulla quale erano originariamente depositati gli strati di scisto, si sciolse completamente sotto di essi". Lo spessore dei sedimenti della crosta terrestre aveva uno spessore di poche centinaia di metri. Successivamente, quando si è formata una crosta più spessa, la piegatura si è concentrata in nastri piegati separati che scorrono attorno a zone rigide e aree granitiche situate tra i nastri pieghevoli.

La struttura del basamento cristallino si riflette nel rilievo. Nell'area del lago Ladoga le strutture sono “più giovani dell'ultimo ripiegamento di questi scisti, spesso aperte o piene di fessure di materiale sciolto e cinture di fessure, che si distinguono chiaramente nel rilievo” (Väyuryunen, 1959, p. 280 ).

La struttura della parte orientale dello Scudo baltico all'interno della Carelia è a più piani. Secondo K. O. Kratz (1963), i pavimenti si distinguono:

1) basamento granitico-gneissico composto da formazioni archeane profondamente metamorfosate; sullo sfondo sporgono formazioni piegate del primo e del tardo proterozoico;

2) depositi geosinclinali metamorfosati e altamente deformati intrusi da intrusioni basiche e acide; Proterozoico inferiore;

3) uno strato di depositi subgeosinclinali leggermente ripiegati e debolmente metamorfosati; Proterozoico medio;

4) piattaforma, depositi proterozoici e paleozoici superiori non metamorfosati.

I careliani sono considerati parte della regione ripiegata proterozoica. Le sue strutture piegate sono tagliate dalla denudazione e sono conservate solo nelle zone strutturali sinclinali. Il relativamente ben studiato Ladoga synclinorium è incluso tra questi ultimi. “Si distingue per lo sviluppo di strati spessi e altamente dislocati delle serie Sortavala e Ladoga, tagliati da intrusioni di rocce ultrabasiche, basiche e granitoidi. Le strutture piegate del sinlinorio sono complicate da blocchi sporgenti sulla superficie moderna, composta dal più antico complesso granitico-gneiss e massicci di granitoidi post-Ladoga.

Nel Ladoga synclinorium ci sono più di una dozzina di blocchi composti da antichi gneiss granitici con reliquie di vari gneiss e anfiboliti, di dimensioni variabili da piccole a più grandi, 120-150 km 2. …questi massicci di granito-gneiss appaiono come nuclei rigidi di anticlinali a forma di cupola nella struttura degli strati di scisto ripiegati che li sovrastano” (Kratts, 1963, pp. 98, 102). I sollevamenti sono saldati insieme da zone sinclinali relativamente strette di depositi geosinclinali profondamente metamorfosati e da profonde intrusioni del Proterozoico inferiore. Questa è una tipica struttura dell'isola antica (Bondarchuk, 1969, 1970).

Nella sequenza precambriana altamente dislocata dello Scudo baltico, si distinguono due complessi strutturali indipendenti, corrispondenti alle principali epoche di piegatura: il Belomorian e il Karelian. Le più antiche formazioni Saami e successive Sveko-finlandesi, significativamente rielaborate, sono di importanza subordinata in alcuni punti durante il ripiegamento. L'età del complesso piegato Saami è considerata di almeno 2200 milioni di anni. È composto da rocce sedimentario-metamorfiche di tipo geosinclinale. Questi depositi possono essere rintracciati nella struttura dei massicci di Belomorian e granulite.

Lo stadio strutturale di Belomori, o Belomoridi, è composto da una serie di anfiboliti, gneiss e gneiss granitici archeani con uno spessore totale di 6000-8000 m Queste rocce sono accartocciate in pieghe che si estendono in direzione nord-ovest. I Belomoridi sono stati conservati tra massicci di successivo ripiegamento nelle aree adiacenti al Mar Bianco e nella Svezia meridionale.

I Belomoridi della regione di Belomorian hanno una struttura molto complessa. Qui spicca (Tettonica d'Europa, 1964) il sinlinorio centrale, Ensko-Lukhsky. Separa l'anticlinoria di Kandalaksha e Primorsky a nord-est e quella di Keriysko-Kovdovorzsky a sud-ovest. Le pieghe principali sono complicate da anticlinali a forma di cupola e sinclinali trasversali che si estendono in direzione nord-est. Nella parte settentrionale del massiccio di Belomorian, le pieghe sono ribaltate principalmente a nord-est e nella parte meridionale a nord-ovest. Le strutture piegate degli gneiss, caratteristiche delle sezioni più alte dei Belomoridi, sono sostituite in profondità da deformazioni plastiche del flusso.

Una caratteristica della struttura di Belomorides sono numerose e diverse formazioni ignee. Nella struttura di Belomorides si distinguono in particolare i massicci Belomorian e granulite. I careliani li confinano da nord-est e sud-ovest, l'articolazione con cui passa lungo le faglie. Le intrusioni di composizione basica e acida si concentrano nella zona di contatto. Sono note varie intrusioni nelle zone di faglia della Vetrenoy Belt, nella Carelia settentrionale. Le faglie separano anche il massiccio di Belomorian dal massiccio della granulite nella parte occidentale. Quest'ultimo è spinto sui careliani della Lapponia nelle direzioni sud e sud-ovest.

Careliani- Formazioni ripiegate proterozoiche dello Scudo baltico. La loro struttura è stata studiata in modo più approfondito in Carelia (Kratts, 1963) e Finlandia (Väyuryunen, 1954). Nella parte occidentale dello scudo, a quanto pare, Svecofennidi e Gotidi sintettonici con Karelidi.

Complessi rocciosi dell'età archeana e proterozoica prendono parte alla struttura dei Karelidi. I depositi archeani costituiscono le fondamenta dei Karelidi e sono esposti su una vasta area di essi. Sono rappresentati da gneiss, gneiss granitici, migmatiti e anfiboliti.

Le formazioni proterozoiche dei carelidi sono divise in tre sottogruppi: inferiore, medio e superiore. I più comuni sono gli strati del Proterozoico Inferiore, rappresentati da depositi altamente metamorfosati. Sono raccolti in vaste zone sinclinali, allungate in direzione nord-ovest. Le zone sinclinali separano i rilievi anticlinali, sui quali non sono quasi presenti depositi del Proterozoico inferiore. I sollevamenti anticlinali sono composti da formazioni archeane complicate da successive intrusioni ignee, prevalentemente di granito.

Il Medio Proterozoico è composto da strati sedimentari, debolmente metamorfosati di conglomerati, arenarie, quarziti, formazioni di carbonato-scisto-diabase e rocce scisto-vulcanogene. Queste sequenze sono raccolte in pieghe delicate, spesso ereditando lo sciopero del precedente ripiegamento proterozoico.

I depositi proterozoici superiori sono comuni nella parte meridionale dell'ASSR della Carelia. Sono rappresentati da strati di quarziti e arenarie e riempiono dolci avvallamenti sinclinali. Le formazioni ignee del tardo proterozoico sono ampiamente sviluppate, dominate da graniti rapakivi, doleriti e rocce gabbro-alcaline nella parte settentrionale della repubblica.

Cerchiamo di caratterizzare le caratteristiche generali della struttura tettonica dei Karelidi secondo K. O. Kratz (1963). I sollevamenti anticlinali di Horst composti da formazioni archeane predominano nel taglio moderno dell'area. Tra questi rilievi si estendono strette zone sinclinali ripiegate, composte da strati geosinclinali compressi in pieghe.

I principali elementi strutturali dei Carelidi (da est a ovest) sono: la zona sinclinale della Carelia, che è articolata in modo complesso con il massiccio del Belomorian, il massiccio della Carelia centrale, la zona sinclinale della Finlandia orientale, adiacente al massiccio della Lapponia a nord, comprendente la sinclinale del Ladoga a sud; nel sud-ovest, la zona sinclinale della Finlandia orientale si articola con i massicci della Finlandia centrale e del Vyborg; la zona sinclinale dei North Norland Karelids.

La struttura della zona sinclinale della Finlandia centrale è molto complessa. Oltre ai plutoni, le grandi faglie giocano un ruolo importante nella sua tettoorogenesi.

Le strutture piegate proterozoiche nella parte occidentale della Finlandia e della Svezia si distinguono sotto il nome di svecofennidi, e nella parte meridionale della Svezia e della Norvegia sud-orientale - i gotidi.

Nella Finlandia sudoccidentale, gli Svecofennidi e i Carelidi si articolano nella regione del Massiccio della Finlandia centrale. Quest'ultima è una struttura simile al massiccio di Belomorian.

La struttura degli svecofennidi è dominata da scisti di grovacca, leptiti, che sono rocce vulcaniche metamorfosate, rocce vulcaniche con uno spessore totale di circa 8000 M. La base di queste formazioni è sconosciuta. Una caratteristica degli sphecofennidi sono le strutture piegate, fortemente compresse e le strutture di flusso plastico nelle zone di granitizzazione. Lo sciopero delle pieghe isoclinali è prevalentemente nord-occidentale, cambiando nelle aree di articolazione con i massicci.

Da est a ovest e sud, i principali elementi strutturali degli svecofennidi sono: la zona marginale degli svecofennidi del Norland settentrionale, che si articola con i Karelidi a est; a sud comprende lo Skellefte anticlinorium, a sud è delimitato da faglie: la zona sinclinale degli svecofennidi del Norland centrale, la zona marginale degli svecofennidi del Norland meridionale, a sud-ovest confinante con il massiccio granitico del Värmland, e a sud tra cui l'anticlinorio di svecofennidi e il sinlinorio di lago. Melaren, secondo cui gli svecofennidi si articolano con i gotidi.

I Gotidi occupano l'intera regione del Precambriano della Scandinavia meridionale - la Svezia meridionale e la parte sud-orientale della Norvegia. L'intera parte dello Scudo baltico si distingue per una struttura molto complessa di epoche diverse e una diversa composizione di rocce fortemente deformate. Grandiose faglie antiche sono di particolare importanza nella sua struttura.

Alla struttura dei Gotidi prendono parte gneiss, graniti-gneiss, micascisti, calcari cristallini, quarziti, conglomerati, ecc.. Nella struttura del Precambriano della Scandinavia meridionale si distinguono regioni separate, delimitate da faglie e grabens di attacco submeridionale . Di particolare importanza tetto-orogenica è la zona di faglia del lago. Vetter, che si estende dal Mar Baltico ai confini della Norvegia e più a nord fino al lago. Femmin. Ad est di questa zona si trovano: il massiccio granitico del Värmland, più a sud-est il massiccio granitico dello Smaland e l'anticlinorium Blekinge ad esso adiacente a sud, composto da gneiss. A ovest della zona di faglia di Vetter si estendono quasi in direzione meridionale massicci di gneiss pregotici e grigi della Svezia sudoccidentale. A ovest, queste strutture sono tagliate dal graben di Oslo.

A ovest del graben di Oslo si trova una vasta regione di gneiss granitici nella Norvegia meridionale. Nella sua parte orientale si trova il massiccio Kontsberg-Bamblé, composto da rocce sedimentarie metamorfiche e ignee. A sud-ovest si trova l'altrettanto complesso complesso del Granit Telemark. Nella parte settentrionale della regione principale del Precambriano della Norvegia meridionale, è presente una sequenza di depositi sedimentario-metamorfici ripiegati di circa 4000 m di spessore.

Nella struttura del rilievo tettonico del basamento cristallino dello Scudo baltico, la composizione e la struttura dell'antica copertura della piattaforma giocano un ruolo importante. I suoi resti sono stati conservati in alcuni avvallamenti sinclinali, su diverse parti dello scudo. Di solito, le reliquie della copertura della piattaforma sono composte da rocce sedimentarie, debolmente metamorfosate di iotnio e cambrosilur.

Nell'Onega occidentale, Satakunta e altri graben, questi depositi sono rappresentati da quarzite-arenaria potniana, scisti, siltiti, ecc. I depositi più giovani del Precambriano sono noti nel graben del lago. Vättern, dove sono rappresentati da arenarie arkosiche e scisti sovrastanti. I depositi Cambriano-Ordoviciano sono comuni nei grabens di Västergötland e Ostergötland (la regione dei laghi Vänern e Vättern). Includono arenarie, scisti di quarzo, calcari bituminosi, ecc.

Nella tettoorogenesi dello Scudo baltico, l'Oslo graben si distingue come un complesso strutturale separato. Dall'Oslofjord, il graben si estende a nord, nord-est della copertura di quarzite delle montagne scandinave. L'ampiezza del graben lungo la costa orientale del fiordo di Oslo è di 2000-3000 m ed è costituito da arenarie, scisti e calcari dell'età cambriano-siluriana. Nella parte settentrionale del graben, questi depositi formano pieghe est-nordest; nella parte meridionale, i depositi paleozoici contengono intrusioni di rocce alcaline del Permiano. Prima di questo, i depositi paleozoici erano appiattiti, nel primo Permiano erano ricoperti da depositi continentali e strati basaltici. Successivamente, è seguita l'intrusione di dicchi e plutoni di monzonite larvichite, sienite nordmarkite, ecc.. Elementi caratteristici della struttura di questo graben sono le caldere sorte lungo le faglie ad anello e le faglie a gradino allungate linearmente.

altopiani scandinavi. Caledonidi. Le montagne scandinave, o caledoniane, sono la struttura piegata più antica nella parte occidentale del massiccio eurasiatico della crosta continentale. Nel corso della storia dello sviluppo geologico, la vasta regione dei Caledonidi è stata divisa in blocchi separati, una parte significativa dei quali è sprofondata sotto il livello dell'Oceano Atlantico. Le aree superstiti dei Caledonidi rappresentano il confine della piattaforma dell'Europa orientale sulla costa orientale dell'Oceano Atlantico e gli scudi della Groenlandia e del Canada sulla costa occidentale. Aree isolate significative delle strutture caledoniane sono le isole di Svalbard, Jan Mayey, Bear, Isole Faroe, la cui connessione tettonica con le strutture montuose marginali delle Caledonidi non è ancora abbastanza chiara.

Il confine caledoniano della piattaforma dell'Europa orientale è rappresentato dalle montagne scandinave e dalle montagne caledoniane (nelle isole britanniche). Convenzionalmente, questo confine include anche le Svalbard Caledonides, articolate con un frammento del massiccio dell'isola Precambriana - parte dello Scudo baltico o dell'ipotetica Baronets Sea Plate - gli elementi costitutivi della struttura Precambriana della Piattaforma dell'Europa orientale. Le parti continentali e insulari delle formazioni caledoniane hanno caratteristiche simili nella struttura del rilievo tettonico e climatico, in particolare glaciogenico.

Le montagne scandinave sono parte integrante della regione fisico-geografica degli altopiani scandinavi. In larga misura, hanno perso il loro rilievo tettonico primario. Peneplenizzazione generale nel Cretaceo - Paleogene, tettonica di faglia e movimenti recenti, insieme a forme di superficie sovrapposte, hanno dato molto in comune ai paesaggi delle parti scandinave del Precambriano e della Caledonia. Pertanto, tenendo presente la differenza di strutture, età e storia di sviluppo, riteniamo opportuno considerare congiuntamente la tettoorogenesi dello Scudo baltico e delle montagne che lo circondano. I Caledonidi della Scandinavia si estendono lungo il bordo esterno della penisola da Barents al Mare del Nord a una distanza di oltre 1700 km. In direzione dell'Oceano Atlantico, le montagne abrase formano uno scaffale, che in alcuni punti raggiunge i 250 km di larghezza e scende a una profondità di 400 m.

Consideriamo brevemente la struttura geologica dei Caledonidi. Le fondamenta delle montagne sono costituite da rocce precambriane dello scudo cristallino baltico. Nella zona piegata, la fondazione in alcuni punti sporge sotto forma di finestre o matrici separate. La copertura della piattaforma è composta da strati di depositi terrigeni pre-devoniani. Questi includono il complesso sparagmite di rocce clastiche grossolane. Nella parte orientale della Norvegia meridionale, Finmarken e in altri luoghi, la parte inferiore del complesso è rappresentata da arenarie e scisti. Nella parte superiore si distinguono strati di tillite, arenaria quarzosa e rocce argillose, ricoperti da sedimenti contenenti fossili del tardo Cambriano.

Nel nord-ovest del paese e nell'antica zona geosinclinale, i depositi cambriano-siluriani sono rappresentati da rocce effusive e intrusive. Nelle regioni piegate della Norvegia meridionale, si distinguono nella composizione dei depositi sedimentari: facies di Oslo - calcari nodosi, scisti e arenarie del tipo Oldred; depositi marini della regione di Trondheim, inclusi scisti con arenarie, conglomerati e una spessa sequenza di basalto (sott'acqua), nonché sequenze di rocce basiche estrusive; Facies Norland - rocce metamorfiche, principalmente micascisti, calcari cristallini e dolomie.

Nei Caledonidi di Svezia, le seguenti rocce giacciono sul basamento cristallino del Precambriano (Tectonics of Europe, 1963): Eocambriano - quarziti e ardesie; Ordoviciano - ardesie e scisti, grovacca, calcari cristallini contenenti strati di rocce vulcaniche; Siluriano - scisti, calcari, quarziti, conglomerati e spessi strati di rocce vulcaniche basiche. Questi depositi sono altamente dislocati. La struttura dei Caledonidi degli altopiani scandinavi è determinata da una complessa tettonica di piegatura, copertura e faglia. Sono note numerose intrusioni di rocce ignee nella struttura intensamente piegata.

Le caratteristiche principali della tectoorogenesi caledoniana creano i pannolini. Il loro fronte si estende lungo l'intera penisola scandinava. L'entroterra delle montagne forma un'enorme copertura tettonica di Seva. La sua parte frontale si distingue come una copertura indipendente composta da graniti e sieniti. La parte centrale della copertura Seva, anch'essa indipendente, è composta da ardesie, marmi dolomitici, quarziti e arenarie arkose. Queste rocce includono dighe e davanzali di basalto, che si sono formati nella fase di precopertura. La parte centrale della copertura di Seve è composta da gneiss granato, rocce altamente metamorfosate che si sono formate da mudstones, calcari e anfiboliti, che facevano parte del basamento cristallino. Queste sequenze sono ricoperte dallo scisto di Köli di età Cambriano-Siluriano. L'intera massa rocciosa della copertura Seva è intrusa da graniti, gabbro, basalti, ecc. Le coperture Caledonide si accumulano l'una sull'altra da ovest a est.

Nelle fasi finali dell'orogenesi caledoniana nella parte meridionale del paese montuoso, sorsero rialzi arcuati di horst nella zona esterna dei sovraspinti. Le loro parti frontali orientali sono disturbate da faglie normali e complicate da spinte secondarie e pieghe sovrastanti. Queste strutture sembrano essere sintettoiche per le falde più giovani della Norvegia meridionale, sovrapposte a strutture caledoniane più vecchie e simili.

Nei Caledonidi della Scandinavia, regioni tettoniche separate si distinguono da nord a sud in base alle caratteristiche strutturali: la penisola di Varanger, Porsanger meridionale, finestre precambriane della penisola di Porsanger, sinclinale di Ofoten, eruttive Lofotei, finestra di Rombak, finestra di Nazafjell, copertura di quarzite, Soglia di sparagmite, anticlinorium di Trondheim, aree di sparagmite e gneiss, coperture di Pot e. Ciascuna delle regioni tettoniche si distingue per le peculiarità della struttura e della composizione degli strati che la compongono, in un modo o nell'altro riflessi nel rilievo.

Alle Svalbard, i Caledonidi occupano la parte occidentale dell'arcipelago. Sono articolati con il basamento precambriano dello Spitsbergen orientale da una sutura tettonica. Le Svalbard Caledonides sono composte da depositi sedimentari depositati sull'isola di North-Eastern Land su gneiss accartocciati in pieghe latitudinali. Questi depositi si uniscono nella formazione Hekla Hook. Nella sua composizione predominano scisti, quarziti, dolomiti, conglomerati, tilliti. Nella parte occidentale dell'arcipelago, lo spessore dello strato Gegla-Khuk è di circa 16.000 m e comprende spessi strati vulcanogenici.

Le rocce della serie Hekla-Khuk sono raccolte in pieghe meridionali allungate linearmente, ribaltate sulla piattaforma e complicate da sovraspinte. Grandi strutture sono l'anticlinorium della Nuova Frisia, che si estende per 150 km, il synclinorium dello Stretto di Hinlopen, l'anticlinorium del Cross Fjord e altri. Tutti questi depositi a sud dell'arcipelago sono coperti da una copertura di depositi del Paleozoico superiore e del Mesozoico. Nella loro composizione sono noti depositi del Carbonifero inferiore con strati intermedi di carbone. Nelle Svalbard occidentali formano un grande avvallamento (da sud-est a nord-ovest). Al centro dell'avvallamento si trova una depressione ripiena di conglomerati, arenarie e argille di età terziaria con spessi strati di carbone. Lo spessore di questi depositi è di circa 2000 M. Trappole e tracce di attività vulcanica nel Mesozoico sono diffuse nella parte orientale dell'arcipelago delle Svalbard. Il ripiegamento caledoniano sulle Svalbard si è concluso nel Siluriano. Sull'isola sono note intrusioni di graniti caledoniani.

I Caledonidi delle isole britanniche ne occupano la parte predominante. Le strutture piegate sporgono in superficie qui e sono ricoperte da una copertura di depositi paleozoici e cenozoici. I Caledonidi delle isole sono schiacciati nella cornice del Precambriano, nel nord-ovest - da un frammento della piattaforma Erne, nell'Inghilterra centrale - dalla sporgenza della piattaforma dell'Europa orientale. Nel sud dell'Inghilterra e dell'Irlanda, i Caledonidi confinano con i Variscidi.

Il basamento cristallino della piattaforma Aria è esposto nel nord-ovest della Scozia e nelle Ebridi Esterne. Il basamento precambriano della piattaforma dell'Europa orientale può essere rintracciato nella parte sud-orientale dell'Inghilterra a nord della zona di Hercynide. La cornice dei Caledonidi di Britannia era un'unica piattaforma nel Precambriano, che si estendeva verso ovest nell'Oceano Atlantico fino al versante continentale. Nel tardo Precambriano, nella parte marginale si formò un avvallamento subgeosinclinale a forma di fosso, nella struttura moderna è occupato da formazioni ripiegate del Paleozoico inferiore.

Le formazioni caledoniane piegate sono sviluppate nella maggior parte del territorio delle Highlands scozzesi, nordirlandesi e scozzesi meridionali, nei Monti Pennini e Cambriani e nella pianura centrale dell'Irlanda.

Vari depositi sedimentari del Paleozoico inferiore prendono parte alla struttura dei Caledonidi della Britannia. Il loro spessore totale nella parte assiale delle Caledonidi britanniche, nelle Highlands scozzesi meridionali, raggiunge apparentemente i 20.000 m La loro caratteristica più importante è il grande sviluppo di migmatiti e graniti. Attualmente nei Caledonidi delle isole britanniche (Tettonica d'Europa, 1963) si distinguono zone metamorfiche e non metamorfiche. Il primo occupa la parte nord-occidentale del paese. Nel sud-est, è separato dalla zona non metamorfica da una profonda faglia, o lineamento, a cui è associata la Grande Faglia di Confine. La zona metamorfica è caratterizzata da una tettonica di tipo alpino con coperture molto sviluppate. La sua struttura è più pronunciata nelle Highlands scozzesi e nell'Irlanda del Nord. Nelle Highlands scozzesi, la zona metamorfica è rappresentata da rocce argillitiche del tardo Precambriano, sovrastanti depositi di acque superficiali e profonde con lave di spilite e intrusioni di pietra verde. L'età di queste formazioni va dal tardo Precambriano al tardo Cambriano.

Le dislocazioni della zona metamorfica avvennero in due fasi: nell'Ordoviciano inferiore o medio e nel Siluriano medio. Le pieghe hanno subito ripetuti schiacciamenti con lo sviluppo di pieghe e tegumenti sovrastanti. Il movimento era diretto ai lati esterni, a nord-ovest e sud-est. A nord-ovest si sviluppa la copertura di Moin, a sud-est della quale passa la grande faglia di Grant Glen.Il sottosuolo dell'avamposto sotto le masse dislocate è di 120 km. Un'ampia copertura del Loch Tay si sviluppa sul bordo sud-orientale della zona metamorfica. L'ala sdraiata di questa falda è esposta lungo il confine meridionale delle Highlands scozzesi. Nei Monti Grampiani si sviluppano estesi campi di migmatizzazione e intrusioni granitiche.

Nella parte meridionale della zona metamorfica, il grande graben della Midland Valley è pieno di giovani sedimenti, sotto i quali è nascosta la giunzione di zone metamorfiche e non metamorfiche.

Nella zona non metamorfica dei Caledonidi si distinguono tre piani strutturali. Quello inferiore nel Midland graben, nel sud-ovest della Scozia e nell'Irlanda del nord è composto da un complesso di spilite. Lo stadio strutturale medio forma le Southern Highlands. Comprende l'Ordoviciano superiore e il Siluriano. Ha uno spessore di 10.000 m ed è caratterizzato da intrusioni di granodiorite del primo Devoniano. I loro massicci sono esposti nella parte occidentale delle Highlands scozzesi meridionali. Lo stadio strutturale medio della zona non metamorfica comprende anche strati di arenaria rossa antica. Si è depositato nelle antiche depressioni della Scozia settentrionale, nel Midland graben e nelle Isole Orcadi, accompagnato da intenso vulcanismo andesitico e basaltico.

Le sequenze sedimentarie formano una serie di flessioni separate da faglie normali parallele. La loro struttura è complicata da pieghe isoclinali e rovesciate.

La complessa struttura e la diversa composizione litologica dei Caledonidi determinano il rilievo tettonico delle isole britanniche.

Il territorio della Russia si basa su grandi strutture tettoniche (piattaforme, scudi, cinture piegate), che si esprimono in varie forme nei tempi moderni: montagne, pianure, altopiani, ecc.

Sul territorio della Russia ci sono due grandi antichi Precambriani piattaforme (la loro fondazione si è formata principalmente nell'Archeano e nel Proterozoico) - questi sono russi e siberiani, oltre a tre giovani (siberiano occidentale, pechora e scita). L'idea e le condizioni per il verificarsi delle rocce si riflettono nella tettonica.

Sulla piattaforma dell'Europa orientale all'interno della Russia c'è il Baltico scudo , sul siberiano - Aldan e Anabar.

Sulla piattaforma dell'Europa orientale c'è il russo piatto , sul siberiano - Leno-Yenisei.

Le giovani piattaforme in Russia non hanno affioramenti di fondamenta in superficie. Su di esse si è accumulata quasi ovunque una copertura di rocce sedimentarie, cioè sono interamente rappresentate da placche. Ad esempio, sulla piattaforma della Siberia occidentale - il piatto della Siberia occidentale, ecc.

Le lastre della piattaforma sono associate a quelle più grandi come pianure diverse altezze. Sul piatto russo è (Europa orientale), sulla Lena-Yenisei - l'altopiano della Siberia centrale, sulla Siberia occidentale - la pianura della Siberia occidentale, sulla Pechora - la pianura della Pechora, sullo Scita - le pianure della Ciscaucasia. La presenza sul territorio della Russia di diverse grandi piattaforme ha portato al fatto che le pianure occupano i tre quarti del territorio della Russia.

Piattaforma dell'Europa orientale

All'interno della placca russa, il basamento dell'antica piattaforma dell'Europa orientale è ricoperto da una copertura sedimentaria di rocce prevalentemente di età paleozoica e mesozoica. La copertura in diverse aree ha un potere diverso. Sopra le depressioni seminterrate raggiunge i 3 km o più. Sebbene le irregolarità del basamento siano appianate da rocce sedimentarie, alcune di esse si riflettono nel rilievo. Le altezze della maggior parte della pianura russa sono inferiori a 200 m, ma al suo interno ci sono anche rilievi (Medio russo, Smolensk-Mosca, Volga, Uvaly settentrionale, Timan Ridge).

Sia le rocce del basamento che la copertura sedimentaria contengono grandi depositi. Tra i minerali metalliferi rivestono la massima importanza i depositi di ferro di origine sedimentario-metamorfica, confinati nel basamento cristallino. I depositi di rame-nichel, minerali di alluminio e apatiti sono associati alle rocce ignee dello scudo. Una varietà di rocce sedimentarie contiene petrolio, gas, carbone e lignite, roccia e sali di potassio, fosforiti, bauxiti.

piattaforma siberiana

All'interno della placca Lena-Yenisei della piattaforma siberiana, l'antico basamento cristallino è sepolto sotto una spessa coltre di depositi prevalentemente paleozoici. Una caratteristica della struttura geologica della piattaforma siberiana è la presenza di trappole: rocce ignee eruttate in superficie o solidificate in strati sedimentari.

L'altopiano della Siberia centrale ha un'altezza di 500-800 m sul livello del mare, il punto più alto è a (1701 m).

La fondazione e lo strato sedimentario della piattaforma siberiana contengono un'enorme quantità di minerali. Ci sono grandi depositi di minerale di ferro nelle rocce e nelle scale del seminterrato. Diamanti e minerali di rame-nichel con cromo e cobalto sono confinati nelle rocce ignee intruse nella copertura sedimentaria. Negli strati paleozoici e mesozoici delle rocce sedimentarie si formarono enormi accumuli di carboni duri e ligniti, potassa e sali da tavola, petrolio e gas.

Piattaforma della Siberia occidentale

La fondazione della giovane piattaforma della Siberia occidentale è una struttura montuosa distrutta creata nell'era del ripiegamento ercinico e del Baikal. Il basamento è ricoperto da una fitta coltre di depositi mesozoici e cenozoici marini e continentali prevalentemente sabbioso-argillosi. Enormi riserve di petrolio e gas, lignite e minerali di ferro di origine sedimentaria sono associate alle rocce mesozoiche.

Le altezze della parte predominante della pianura della Siberia occidentale non superano i 200 m.

Le piattaforme sono incorniciate aree di piega di montagna , che differiscono dalle piattaforme per la natura della presenza di rocce e l'elevata mobilità della crosta terrestre.

Per esempio:

La pianura russa è separata dalla Siberia occidentale dall'antico , che si estende da nord a sud per 2,5 mila km.

Da sud-est, la pianura della Siberia occidentale è delimitata da Monti Altai.

La piattaforma siberiana da sud è incorniciata dalla cintura di montagne della Siberia meridionale. In rilievo moderno, questo Paese di montagna Baikal, Sayans, Yenisei Ridge.

Sull'Aldan Shield of the Siberian Platform, Stanovoy Range e si trovano.

A est del fiume Lena, fino a, così come dentro, ci sono catene montuose significative (creste: Chersky, Verkhoyansk, Kolyma Highlands).

Nell'estremo nord-est e ad est del paese, passa la cintura pieghevole del Pacifico, compresa l'isola e la cresta delle Isole Curili. Più a sud, questa zona di giovani montagne continua nelle isole giapponesi. Le Isole Curili sono le cime delle montagne più alte (circa 7mila m) che sorgono dal fondo del mare. La maggior parte di loro sono sott'acqua.

Continuano i potenti processi e spostamenti di costruzione delle montagne (Pacifico ed Eurasiatico) in questa regione. La prova di ciò sono intensi terremoti e maremoti. I luoghi di attività vulcanica sono caratterizzati da sorgenti termali, inclusi geyser che sgorgano periodicamente, nonché emissioni di gas da crateri e fessure, che indicano processi attivi nelle profondità delle viscere. I vulcani attivi e i geyser sono più ampiamente rappresentati nella penisola di Kamchatka.

Le regioni montuose della Russia differiscono l'una dall'altra nel momento della formazione.

Su questa base si distinguono cinque tipi di aree piegate.

1. le zone Baikal e Primo Caledoniano pieghevole(700 - 520 milioni di anni fa) si formarono i territori della regione del Baikal e, le creste orientali di Sayan, Tyva, Yenisei e Timan.

2. Aree di ripiegamento caledoniano(460-400 Ma) formò il Sayan occidentale, Gorny Altai.

3. Aree di ripiegamento ercinico(300 - 230 milioni di anni) - Ural, Rudny Altai.

4. Aree di ripiegamento mesozoico(160 - 70 milioni di anni) - Nord-est della Russia, Sikhote-Alin.

5. Aree di ripiegamento cenozoico(30 milioni di anni prima del presente) - Caucaso, Koryak Highlands, Kamchatka, Sakhalin, Isole Curili.

Regioni ripiegate di età pre-cenozoica sorsero ai confini delle antiche placche litosferiche durante la loro collisione. Il numero, le dimensioni e la forma delle placche litosferiche sono cambiate molte volte nel corso della storia geologica. La convergenza di antiche placche litosferiche ha causato la collisione dei continenti tra loro e con gli archi delle isole. Ciò ha portato al collasso degli strati sedimentari accumulati ai margini dei continenti in pieghe e alla formazione di strutture montuose piegate. È così che apparvero le regioni pieghevoli caledoniane di Altai e Sayan nel Paleozoico inferiore, le pieghe erciniche dei monti Altai, gli Urali, il basamento delle giovani piattaforme della Siberia occidentale e della Scizia nel tardo Paleozoico e le regioni piegate del nord-est e l'Estremo Oriente della Russia nel Mesozoico.

Le montagne piegate formate sono crollate nel tempo sotto l'influenza di forze esterne: agenti atmosferici, attività del mare, fiumi, ghiacciai e vento. Al posto delle montagne, su una base piegata si sono formate superfici relativamente livellate. Successivamente vaste aree di questi territori conobbero solo lenti alti e bassi. Durante i periodi di subsidenza, i territori erano ricoperti dalle acque dei mari e si accumulavano rocce sedimentarie disposte orizzontalmente. È così che si sono formate le giovani piattaforme della Siberia occidentale, Scita, Pechora, con un basamento piegato costituito da montagne distrutte e una copertura di rocce sedimentarie. Ampie aree di aree ripiegate pre-cenozoiche hanno subito sollevamenti nella seconda metà del Cenozoico. Qui si sono formate faglie che hanno rotto la crosta terrestre in blocchi (grumi). Alcuni salirono a diverse altezze, formando le rianimate montagne a blocchi e gli altopiani della Siberia meridionale e nord-orientale, il sud dell'Estremo Oriente, gli Urali e Taimyr.

Anche le aree ripiegate in montagna sono separate dalle piattaforme adiacenti difetti , O avvallamenti marginali (piemontesi). . Le depressioni più grandi sono Cis-Ural, Cis-Verkhoyansk e Ciscaucasian.

PIATTAFORMA DELL'EUROPA ORIENTALE

Storia della selezione

Nel 1894, A.P. Karpinsky individuò per la prima volta il piatto russo, comprendendolo come parte del territorio dell'Europa, caratterizzato dalla stabilità del regime tettonico durante il Paleozoico, il Mesozoico e il Cenozoico. Qualche tempo prima, Eduard Suess nel suo famoso libro "The Face of the Earth" ha anche individuato il piatto russo e lo scudo scandinavo. Nella letteratura geologica sovietica, placche e scudi iniziarono a essere considerati come unità costitutive di elementi strutturali più grandi della crosta terrestre: le piattaforme. Negli anni '20, G. Stille usò il termine "Fennosarmatia" per designare questa piattaforma. Successivamente, A. D. Arkhangelsky ha introdotto nella letteratura il concetto di "piattaforma dell'Europa orientale", indicando che nella sua composizione si possono distinguere scudi e un piatto (russo). Questo nome è entrato rapidamente nell'uso geologico e si riflette sull'ultima mappa tettonica internazionale dell'Europa (1982).

Quando, alla fine del secolo scorso, A.P. Karpinsky riassunse per la prima volta tutti i dati geologici per la Russia europea, non c'era un solo pozzo sul suo territorio che raggiungesse il seminterrato, e c'erano solo pochi piccoli pozzi. Dopo il 1917, e soprattutto dopo la Grande Guerra Patriottica, lo studio geologico della piattaforma avanzò rapidamente, utilizzando tutti i più recenti metodi di geologia, geofisica e perforazione. Basti pensare che attualmente ci sono migliaia di pozzi nella parte europea dell'URSS che sono penetrati nelle fondamenta della piattaforma, e ci sono centinaia di migliaia di pozzi meno profondi. L'intera piattaforma è coperta da osservazioni gravimetriche e magnetometriche e sono disponibili dati DSS per molte aree. Recentemente, le immagini satellitari sono state ampiamente utilizzate. Pertanto, al momento disponiamo di un enorme nuovo materiale geologico fattuale, che viene reintegrato ogni anno.

Confini della piattaforma

I confini della East European Platform sono estremamente netti e netti (Fig. 2). In molti punti è delimitato da zone rettilinee di spinte e faglie profonde, che N. S. Shatsky chiamò suture marginali o sistemi marginali che separano la piattaforma dalle strutture piegate che la incorniciano. Tuttavia, non in tutti i luoghi i confini della piattaforma possono essere tracciati con sufficiente sicurezza, specialmente dove le sue sezioni di bordo sono profondamente sommerse e la fondazione non è stata penetrata nemmeno da pozzi profondi.

Il confine orientale della piattaforma è tracciato sotto l'avanfossa Cis-Ural del tardo Paleozoico, a partire da Polyudov Kamen, attraverso l'altopiano di Ufimskoe fino alla sporgenza di Karatau fino all'interfluenza dei fiumi Ural e Sakmara. Le strutture piegate erciniche del versante occidentale degli Urali sono spinte verso il bordo orientale della piattaforma. A nord di Polyudov Kamen, il confine gira a nord-ovest, corre lungo il versante sud-occidentale della cresta di Timan, più a sud

Riso. 2. Schema tettonico della piattaforma dell'Europa orientale (secondo A. A. Bogdanov, con aggiunte):

1 - sporgenze sulla superficie del basamento pre-ripheano (I - Scudi baltici e II - ucraini); 2 - isohypses della superficie del basamento (km), che delinea i principali elementi strutturali del piatto russo (III - Voronezh e IV - anticlissi bielorussi; V - Tatar e VI - archi Tokmovsky dell'anteclisse Volga-Urali; VII - Baltico, VIII - Mosca e IX - sineclisi del Caspio; X - depressione di Dnieper-Donetsk; XI - depressione del Mar Nero; XII - depressione di Dniester); 3 - aree di sviluppo della tettonica salina; 4 - piatto epibaikaliano Timan-Pechora, esterno ( UN) e interno ( B) zone; 5 - Caledonidi; 6 - ercinidi; 7 - Abbeveratoi marginali ercinici; 8 - alpidi; 9 - Valli marginali alpini; 10 - aulacogeni; 11 - sovraspinta, coperture e direzione di spinta degli ammassi rocciosi; 12 - bordi della piattaforma moderna

Penisola di Kanin (a ovest della baia ceca) e oltre alla penisola di Rybachy, all'isola di Kildin e al fiordo di Varanger. In tutto questo spazio, gli strati geosinclinali di Riphean e Vendian vengono spinti sopra l'antica piattaforma dell'Europa orientale (nel periodo caledoniano). A favore di un tale disegno del confine, i dati geofisici, che indicano la continuazione delle strutture degli strati Riphean degli Urali settentrionali e polari, i cosiddetti preuralidi, in direzione nord-occidentale verso la tundra Bolynzemelskaya, li costringono a inclinarsi. Ciò è ben sottolineato dalle anomalie magnetiche a bande, che differiscono nettamente dalle anomalie del mosaico del campo magnetico della placca russa. Il minimo magnetico che caratterizza lo scisto di Riphean

Gli strati di Timan occupano anche la metà occidentale della pianura di Pechora, e la sua metà orientale ha già un campo magnetico alternato diverso, a strisce, simile, secondo RA Gafarov e AK Ural 1. A nord-est di Timan, il basamento della placca epibaikal di Timan-Pechora, rappresentato da rocce effusive-sedimentarie e metamorfiche del Riphean - Vendian (?), è stato scoperto da numerosi pozzi profondi.

Il confine nord-occidentale della piattaforma, a partire dal Varanger Fjord, è nascosto sotto i Caledonides della Scandinavia settentrionale spinti sopra lo Scudo baltico (vedi Fig. 2). L'ampiezza di spinta è stimata a più di 100 km. Nell'area di Bergen, il confine della piattaforma va nel Mare del Nord. All'inizio del nostro secolo, A. Tornkvist ha delineato il confine occidentale della piattaforma lungo la linea di Bergen - circa. Bonholm - Pomorie - Kuyavsky si gonfia in Polonia (aulacogene danese-polacco), lungo questa linea ci sono una serie di interruzioni a forma di scaglione con un fianco sud-occidentale fortemente abbassato. Da allora, questo confine è stato chiamato "Linea Tornquist". Questo è il limite "minimo" della piattaforma. Il confine della piattaforma dell'Europa orientale (linea Tornquist) nell'area di circa. Rügen gira a ovest, lasciando la penisola dello Jutland all'interno della piattaforma, e si incontra da qualche parte nel Mare del Nord con una continuazione del confine settentrionale della piattaforma, seguendo il fronte del Caledonides e uscendo nel Mare del Nord in Scandinavia.

Dalla periferia settentrionale dei Monti Sventokrzysz, il confine della piattaforma può essere tracciato sotto l'avanfossa marginale dei Carpazi, fino alla Dobrugia alla foce del Danubio, dove gira bruscamente a est e passa a sud di Odessa, attraverso il Sivash e il Mare di Azov, viene interrotto a est di Yeysk a causa dell'ingresso delle strutture erciniche ripiegate nel corpo della piattaforma del Donbass e riappare nelle steppe Kalmyk. Va notato che nel punto in cui i Carpazi a sud ea nord girano verso ovest, la piattaforma confina con il Baikalides (Rava - zona russa). Nonostante la rettilineità generale dei confini della piattaforma nella regione del Mar Nero, è interrotta da numerose rotture trasversali.

Inoltre, il confine passa a sud di Astrakhan e gira a nord-est lungo la zona di faglia dell'Emba meridionale, che traccia una stretta depressione ercinica sepolta (aulacogen), che si fonde con lo Zilair Synclinorium degli Urali. Questo aulacogeno ercinico dell'Emba meridionale taglia fuori dalla piattaforma il suo blocco profondamente sommerso all'interno di Ustyurt, come suggerito dai dati del DSS. Dall'Aktobe Cis-Urals, il confine della piattaforma segue direttamente a sud lungo la costa occidentale del Lago d'Aral fino alla depressione di Barsakelmes, dove gira quasi ad angolo retto verso ovest, lungo la faglia Mangyshlak-Gissar. C'è anche un'opinione secondo cui il seminterrato nel blocco North Ustyurt è dell'età del Baikal, cioè, nell'angolo sud-est della piattaforma, si verifica quasi la stessa situazione dell'angolo occidentale, che è associata all'incertezza dell'età del basamento piegato sommerso a una profondità considerevole.

Pertanto, la piattaforma dell'Europa orientale sembra un triangolo gigante, i cui lati sono quasi rettilinei. Una caratteristica della piattaforma è la presenza di profonde depressioni lungo la sua periferia. Da est la piattaforma è limitata

Ercinide degli Urali; da nord-est - Timan Baikalids; da nord-ovest - i Caledonidi della Scandinavia; da sud - principalmente dalla placca scitica epiercinica della cintura alpino-mediterranea, e solo nella regione dei Carpazi orientali catene piegate di alpidi sovrapposte a Baikalides ed Hercynides sono strettamente adiacenti alla piattaforma.

Il rapporto tra fondazione e copertura

La fondazione della piattaforma è composta da formazioni metamorfiche dell'Archeano inferiore e superiore e del Proterozoico inferiore intruse da intrusioni granitoidi. I depositi del Proterozoico superiore, in cui si distinguono il Riphean e il Vendian, appartengono già alla copertura della piattaforma. Pertanto l'età della piattaforma, determinata dalla posizione stratigrafica della copertura più antica, può essere determinata come Epi-Proterozoico Inferiore. Secondo B, M. Keller e V.S. Sokolov, la parte superiore delle formazioni del Proterozoico Inferiore, rappresentata da strati dolcemente giacenti di arenarie, quarziti e basalti, che compongono semplici avvallamenti, potrebbe appartenere anche ai depositi più antichi della copertura dell'Oriente piattaforma europea. Questi ultimi sono spesso complicati da faglie e in alcuni punti assumono la forma di ampi graben. Le aree con un seminterrato Baikal non dovrebbero essere incluse nell'antica piattaforma.

La copertura di piattaforma più antica ha alcune caratteristiche che la distinguono da una tipica copertura di piattaforma paleozoica. In diversi punti della piattaforma, l'età della copertina più vecchia può essere diversa. Ci sono due fasi essenzialmente diverse nella storia della formazione della copertura della piattaforma. Il primo di essi, secondo A. A. Bogdanov e B. M. Keller, corrisponde apparentemente all'intero periodo di Riphean e all'inizio del primo Vendiano ed è caratterizzato dalla formazione di profonde e strette depressioni a forma di graben - aulacogeni, secondo N. S. Shatsky, scarsamente depositi metamorfosati e talvolta dislocati di Riphean e Lower Vendian. L'emergere di strette depressioni era predeterminato da faglie e dal modello strutturale delle zone seminterrate piegate più giovani. Questo processo è stato accompagnato da un vulcanismo piuttosto energico. A. A. Bogdanov ha proposto di chiamare questa fase di sviluppo della piattaforma aulacogena e i depositi formati in questo momento dovrebbero essere identificati come il livello inferiore della copertura della piattaforma. Va notato che la maggior parte degli aulacogeni di Riphean ha continuato a "vivere" nel Fanerozoico, essendo soggetta a Cadwig piegato e deformazioni a blocchi, e anche il vulcanismo si è manifestato in alcuni punti.

La seconda fase iniziò nella seconda metà del Vendiano e fu accompagnata da una significativa ristrutturazione tettonica, espressa nella morte degli aulacogeni e nella formazione di vaste depressioni in leggera pendenza - sineclisi che si svilupparono durante tutto il Fanerozoico. I depositi del secondo stadio, che in generale possono essere chiamati lastre, costituiscono il livello superiore della copertura della piattaforma.

Rilievo della fondazione e moderna struttura della piattaforma

All'interno della East European Platform, come strutture di prim'ordine, baltico E Scudi ucraini E Stufa russa. Dalla fine del Medio Proterozoico, lo Scudo Baltico ha avuto la tendenza ad alzarsi. Lo scudo ucraino nel Paleogene e nel Neogene era coperto da una sottile copertura della piattaforma. Rilievo di fondazione

La placca russa è sezionata in modo estremamente forte, con una distanza fino a 10 km, e in alcuni punti anche di più (Fig. 3). Nella depressione del Caspio, la profondità della fondazione è stimata in 20 o addirittura 25 km! Il carattere sezionato del rilievo del basamento è dato da numerosi graben - aulacogeni, i cui fondi sono interrotti da faglie diagonali o romboidali, lungo i quali si sono verificati movimenti di singoli blocchi con formazione di horst e graben secondari più piccoli. Tali aulacogeni si trovano a est della piattaforma Sernovodsko-Abdulinsky, Kazansko-Sergievsky, Kirovsky; al centro Pachelmsky, Dono-Medveditsky, Mosca, Russia centrale, Orsha-Krestsovsky; al Nord Kandalaksha, Keretsko-Leshukonsky, Ladoga; nell'ovest Leopoli, Brest e altri. Quasi tutti questi aulacogeni sono espressi nella struttura dei depositi del livello inferiore della copertura della piattaforma.

Nella struttura moderna del piatto russo, ci sono tre grandi e complesse anteclisi che si estendono in direzione latitudinale: Volga-Urali, Voronezh E bielorusso(Vedi figura 3). Sono tutte sezioni della fondazione, elevate sotto forma di complesse volte estese, disturbate da faglie, lungo le quali le loro singole parti hanno subito spostamenti di diversa ampiezza. Lo spessore dei depositi paleozoici e mesozoici della copertura all'interno dell'anteclisse è solitamente di poche centinaia di metri. L'anteclisse Volga-Urali, che consiste in diverse sporgenze basali ( Tokmovsky E Volte tartare), separati da depressioni (ad esempio Melekesskaya), piene di depositi del Paleozoico medio e superiore. Le anteclisi sono complicate da bastioni ( Vyatsky, Zhigulevsky, Kamsky, Oksko-Tsninsky) e flessioni ( Buguruslanskaya, Tuymazinskaya e così via.). L'anteclisse Volga-Urali è separata dal bacino del Caspio da una striscia di flessioni chiamate "zone Dislocazioni peri-caspiche". Voronezh anteclise ha un profilo asimmetrico - con un ripido sud-ovest e arti nord-orientali molto dolci. Si separa dall'anteclisse Volga-Urali Pachelma aulacogena, aprendosi nel bacino del Caspio e nella sineclisi di Mosca. Nell'area di Pavlovsk e Boguchar, la fondazione dell'anteclisse è esposta in superficie, e nel sud-est è complicata Bastione Dono-Medveditsky. anticlisse bielorusso, che ha le dimensioni più piccole, è collegato allo Scudo Baltico lettone, e con l'anteclisse di Voronezh - Selle Bobruisk.

Sineclisi di Mosca Si tratta di una vasta depressione a forma di piattino, con pendenze sulle ali di circa 2-3 m per 1 km. Sineclisi polacco-lituanoè incorniciato da est dalla sella lettone, e da sud dall'anteclisse bielorusso e può essere rintracciato all'interno della zona acquatica del Mar Baltico. In alcuni punti è complicato da sollevamenti e depressioni locali.

A sud della fascia anteclisse si trova un fondale molto profondo (fino a 20-22 km) Depressione del Caspio, a nord e nord-ovest nettamente delimitato da zone di flessione; difficile Dnieper-Donetsk graben-like abbeveratoio, separabile sporgenza di Chernihiv SU Pripyatsky E Trogoli del Dnepr. La depressione di Dnieper-Donetsk da sud è limitata dallo scudo ucraino, a sud del quale si trova Mar Nero depressione piena di depositi del tardo Mesozoico e del Cenozoico.

Fig 3. Schema del rilievo della fondazione del piatto russo (utilizzando il materiale di V. E. Khain):

1 - sporgenze della fondazione pre-rifaiana in superficie. Stufa russa: 2- profondità fondazione 0-2 km; 3 - la profondità della fondazione è superiore a 2 km; 4 - principali violazioni discontinue; 5 - piastre epibaikal; 6 - Caledonidi; 7 - ercinidi; 8 - placche epipaleozoiche; 9 - Avanfossa ercinica; 10 - alpidi; 11 - Valli marginali alpini; 12 - spinte e coperture. I numeri nei cerchi sono i principali elementi strutturali. Scudi: 1- Baltico, 2 - Ucraino. Anticlisse: 3- bielorusso, 4 - Voronezh. Volte dell'anteclisse Volga-Urali: 5- tartaro, 6 - Tokmovsky. Sineclisi: 7- Mosca, 8 - polacco-lituano, 9 - Caspio. Piastre Epibaikal: 10 - Timan-Pechora, 11 - Mysian. 12 - Struttura piegata degli Urali, 13 - Trogolo Cis-Ural. Placche epipaleozoiche: 14 - Siberia occidentale, 15 - Scita. Alpides: 16 - Carpazi orientali, 17 - Crimea montuosa, 18 - Grande Caucaso. deviazioni marginali: 19 - Precarpazi, 20 - Kuban occidentale, 21 - Terek-Caspian

Il versante occidentale dello Scudo ucraino, che era caratterizzato da una costante deflessione nel Paleozoico, è talvolta distinto come depressione transnistriana, fondendosi in Depressione di Leopoli. Quest'ultimo è separato sporgenza Ratnensky fondazione da Depressione di Brest, delimitata a nord dall'anticlisse bielorussa.

Struttura di fondazione della piattaforma

I sedimenti dell'Archeano e parzialmente del Proterozoico Inferiore, che costituiscono le fondamenta della Piattaforma dell'Europa Orientale, sono strati di rocce sedimentarie primarie, vulcanico-sedimentarie e vulcaniche metamorfosate a vari livelli. Le formazioni archeane sono caratterizzate da ripiegamenti molto vigorosi e specifici associati al flusso plastico del materiale ad alte pressioni e temperature. Si osservano spesso strutture come le cupole in gneiss, identificate per la prima volta da P. Escola nella regione settentrionale del Ladoga. La fondazione della piattaforma è esposta solo sugli scudi baltici e ucraini, mentre nel resto dello spazio, soprattutto all'interno di grandi anteclissi, è stata esposta da fori ed è stata ben studiata geofisicamente. Per lo smembramento delle rocce del basamento sono importanti i dati sulla determinazione dell'età assoluta.

All'interno della piattaforma dell'Europa orientale, sono note le rocce più antiche con un'età fino a 3,5 miliardi di anni o più, che formano grandi blocchi nel basamento, che sono incorniciati da zone piegate più giovani del tardo archeano e del primo proterozoico.

Prese di fondazione in superficie. La superficie dello Scudo baltico è nettamente sezionata (fino a 0,4 km), ma l'esposizione dovuta alla copertura dei depositi glaciali quaternari è ancora debole. Lo studio del Precambriano dello Scudo baltico è associato ai nomi di A. A. Polkanov, N. G. Sudovikov, B. M. Kupletsky, K. O. Kratz, S. A. Sokolov, M. A. Gilyarova e il geologo svedese N. Kh. Magnusson , finlandese - V. Ramsey, P Eskol, A. Simonen, M. Härme e molti altri. Recentemente sono state pubblicate le opere di A. P. Svetov, K. O. Kratz e K. I. Heiskanen. Lo scudo ucraino è ricoperto da depositi cenozoici ed esposto molto peggio di quello baltico. Il Precambriano dello scudo ucraino è stato studiato da N. P. Semenenko, G. I. Kalyaev, N. P. Shcherbak, M. G. Raspopova e altri. Allo stato attuale è stata effettuata una revisione significativa dei dati sulla struttura geologica degli scudi baltici e ucraini e delle aree chiuse della placca russa.

Formazioni archeane. Sullo Scudo baltico in Carelia e nella penisola di Kola vengono in superficie i depositi più antichi, rappresentati da gneiss e granuliti con un'età (chiaramente radiometricamente più giovane) di 2,8-3,14 miliardi di anni. Apparentemente, questi strati costituiscono il fondamento del cosiddetto belomorid, formando in Carelia e nel sud della penisola di Kola una zona di sciopero nord-occidentale, e nel nord della penisola - il massiccio di Murmansk. Belomoridi nella composizione Keret, Hetolambin E suite Loukh in Carelia e tundra E lebyazhinskaya nella penisola di Kola sono rappresentati da vari gneiss, tra cui alluminosi (suite Lukhskaya), anfiboliti, pirosseni e scisti anfibolici, calcifiri diopside, komatiiti, drusiti e altre rocce primarie sedimentarie e vulcaniche di composizione basica e ultrabasica con numerose intrusioni di varie forme. Strati altamente metamorfosati formano cupole di gneiss, descritte per la prima volta da P. Escola vicino a Sortovala, con una stratificazione delicata, quasi orizzontale di depositi nell'arco e complesse piegature lungo i bordi. L'emergere di tali forme strutturali è possibile solo a grandi profondità in condizioni di alte temperature e pressioni, quando la sostanza acquisisce la capacità di deformazione plastica e flusso. Forse le cupole di gneiss "galleggiano" come diapiri di sale. I valori assoluti di età per i Belomoridi non superano i 2,4-2,7 miliardi di anni. Tuttavia, questi dati danno indubbiamente un'età troppo giovane delle rocce.

Sui depositi dell'Archeano inferiore dei Belomoridi in Carelia, si trova uno strato di età tardo archeana ( lopius), rappresentata da rocce vulcaniche ultrabasiche (komatiiti con struttura spinifex), basiche e meno spesso medie e felsiche che racchiudono massicci di ultramafici e plagiograniti. La relazione di questi depositi protogeosinclinali, spessi più di 4 km, con il complesso basale non è del tutto chiara. I presunti conglomerati alla base del lobium sono molto probabilmente blastomiloniti. La formazione di questi depositi tipicamente di pietra verde è terminata rebolsk pieghevole a cavallo di 2,6-2,7 miliardi di anni.

I paragneiss e gli scisti ad alto contenuto di allumina sono analoghi al lopio nella penisola di Kola. serie di caverne, così come rocce variamente metamorfosate serie della tundra(nel sud-est), anche se è possibile che questi ultimi siano prodotti di diaftoresi di depositi più antichi.

SU Scudo ucraino i più antichi complessi rocciosi dell'Archeano sono diffusi, formando quattro grandi blocchi, separati da faglie dalle sequenze di minerale di ferro scistoso proterozoico inferiore, che formano strette zone di sinclinore vicino alla faglia. Volyn-Podolsky, Belotserkovsky, Kirovogradsky, Dnepr E Blocchi Azov(da ovest a est) sono composti da vari strati archeani, e i blocchi Belotserkovsky e Dnieper sono anfiboliti, metabasiti, jaspiliti Konk-Verkhovets, Belozersk serie, cioè rocce di composizione basica primaria, metamorfosate in condizioni di anfibolite, a volte granulite facies e simili ai depositi del Baltic Shield lopium. Il resto dei blocchi è composto principalmente da graniti-gneiss, graniti, migmatiti, gneiss, anatettiti dell'Archeano superiore - generalmente rocce acide, in alcuni punti con resti di un'antica fondazione.

SU Voronezh anteclisse gli gneiss e gli gneiss granitici sono le rocce più antiche, analoghi a Belomoridi e Dnepridi. Serie Oboyan. Sono ricoperti da metabasiti. Serie Mikhailovsky, apparentemente coevo a lopius e metabasites del Dnieper Group (Tabella 2).

Formazioni proterozoiche inferiori le piattaforme sono relativamente poco sviluppate nel seminterrato, anche sugli scudi, e differiscono nettamente dalle più antiche sequenze archeane, componendo zone piegate lineari o avvallamenti isometrici. SU Scudo baltico sopra i complessi archeani con una chiara discordanza, strati sumia E sariolia. I depositi sumiani sono più vicini alle formazioni orogeniche e sono rappresentati da rocce terrigene e metabasiti, strettamente associati ai conglomerati sarioliani situati sopra, che possono sostituire in parte le sequenze sumiane. Recentemente, sopra il lopio e sotto il sumio, K.I. suomiya, composta da quarziti, carbonati, scisti silicei e anfibolici e anfiboliti apo-basaltiche, occupante un intervallo stratigrafico di 2,6-2,7 - 2,0-2,1 miliardi di anni, corrispondente alla serie Sortavala della regione settentrionale del Ladoga e alla "jatulia marina" della Finlandia . Apparentemente, questo include anche i depositi flyschoid. Serie Ladoga, sdraiato sopra Sortavala.

Il complesso Sumiy-Sariolian è uno strato essenzialmente vulcanico con conglomerati nella parte superiore, il suo spessore arriva fino a 2,5 km. Le rocce vulcaniche prevalentemente basaltiche primarie, andesite-basaltiche e raramente più felsiche sono associate a grabens, che, secondo A.P. Svetov, complicano il grande sollevamento ad arco. I conglomerati di Sariolium sono strettamente associati alle strutture di Sunium, quest'ultime intruse dai graniti K-Na nella Karelia settentrionale.

Dopo fasi deboli Seletska pieghevole, avvenuta a cavallo di 2,3 miliardi di anni, entra nella regione del moderno Scudo baltico

Tavolo 2

Schema di suddivisione delle formazioni basamentali della Piattaforma Est Europa

Una nuova fase del suo sviluppo, che già ricorda una piattaforma. Accumulo di strati relativamente sottili yatulia, suisaria E vepsia preceduto dalla formazione di una crosta di disfacimento. Lo jatulium è rappresentato da conglomerati di quarzo, ghiaie, arenarie, quarziti con tracce di increspature e fessure di essiccazione. Le rocce continentali sedimentarie sono intercalate da coperture di basalti. I depositi di Suisari sono composti nelle parti inferiori da scisti argillosi, filladi, shungiti, dolomie; nella parte centrale - coperture di basalti di olivina e tholeiite, picriti e nella parte superiore - prevalgono nuovamente arenarie e scisti di tufo. Ancora più alti sono i conglomerati e le arenarie vepsiane polimitiche con davanzali gabbro-diabase (1,1-1,8 Ga). Lo spessore totale di tutti questi depositi è di 1-1,2 km e tutti, giacendo quasi orizzontalmente, sono intrusi da graniti rapakivi (1,67 miliardi di anni).

Riso. 4. Schema principale delle relazioni tra i principali complessi di formazioni precambriane (pre-Riphean) sullo scudo baltico (in Carelia):

1 - complesso di protopiattaforme (Jatulian, Suisarian, Velsian) PR 1 2 ; 2 - complesso proto-orogenico (sumium, sariolia) PR 1 1 ; 3 - complesso protogeosinclinale (lopiy, suomiy?) AR 1 2 ; 4 - complesso base (Belomoridi e più antichi) AR 1 1

Pertanto, in Carelia è stata stabilita una sequenza piuttosto definita di complessi rocciosi pre-ripheani (Fig. 4). Il complesso di base è rappresentato da gneiss grigi e strati ultrametamorfici dei Belomoridi (Archeano Inferiore). Sopra, c'è un complesso Lopian protogeosinclinale di pietra verde (Archeano superiore), che è ricoperto in modo discordante dalla sequenza protorogenica Sumiya-Sariolian e dai depositi protopiattaformi di Jatulian, Suisarian e Vepsian. Si delinea un quadro vicino alle geosincline del Fanerozoico, ma molto esteso nel tempo.

Formazioni proterozoiche inferiori Penisola di Kola rappresentato imandra-varzug E Pechenga serie di metabasiti di pietra verde con una crosta di alterazione alla base, che forma stretti avvallamenti di faglia (5-15 km) racchiusi tra blocchi archeani a nord e sud, sebbene sia possibile che il blocco settentrionale di Murmansk sia una spessa (1 km) spinta di placca alloctona dal nord alle formazioni più giovani. I depositi si trovavano alla fine del primo Proterozoico.

SU Scudo ucraino Il Proterozoico inferiore è il famoso Serie Krivoy Rog, formando una stretta faglia synclinoria sovrapposta ai complessi archeani, larga 10-50 km. La serie Krivoy Rog è suddivisa nella sequenza terrigena inferiore

Riso. Fig. 5. Profilo geologico della fascia mineraria del deposito Yakovlevsky, anteclisse di Voronezh (secondo S. I. Chaikin):

1 - alliti e minerali ridepositati; 2 - minerali di martite e mica di ferro; 3 - minerali di idroematite-martite; 4 - quarziti ferro-mica-martite; 5 - quarziti ferruginose idroematite-martitiche con intercalari scistosi; 6 - conglomerati: 7 - filladi della suite degli scisti minerali; 8 - filliti sopraorali; 9 - filladi a bande sottili; 10 - difetti

(quarzite-arenarie, conglomerati, filladi, scisti di grafite); quello centrale è il minerale di ferro, costituito da jaspilite e scisti flysch che si alternano ritmicamente; quella superiore è prevalentemente terrigena (conglomerati, ghiaie, quarziti). Lo spessore totale della serie è fino a 7-8 km, i suoi depositi sono invasi da graniti con un'età di 2,1-1,8 miliardi di anni.

Un analogo delle formazioni descritte su Voronezh anteclisse anche i depositi sono trinomiali Serie Kursk con una sequenza di minerale di ferro nella parte centrale, che forma strette zone di sinclinore orientate in direzione meridionale e ben tracciate nel campo magnetico anomalo (Fig. 5). I depositi più giovani di terrigeni e metabasite si trovano a est dell'anteclisse di Voronezh Vorontsov E Serie Losevskaja, che comprendono frammenti di jaspilite e un gran numero di intrusioni stratiformi di ultrabasite (complesso di Mamon), con mineralizzazione rame-nichel-solfuro.

La formazione degli strati dell'Archeano Superiore e del Proterozoico Inferiore discussi sopra è stata ovunque accompagnata da ripetute collocazioni di complesse intrusioni multifasiche da ultrabasiche ad acide, che in molti punti occupano quasi l'intero spazio, così che le rocce ospiti rimangono solo sotto forma di relitti del superiore delle intrusioni.

Aree chiuse della piattaforma. Le più antiche formazioni archeane, metamorfosate in facies di granuliti e anfiboliti, compongono grandi massicci e blocchi e sono caratterizzate da cupole di gneiss ampiamente sviluppate con campi magnetici anomali a mosaico, negativi, di bassa ampiezza, per cui possono essere rintracciate sotto la copertura del russo Piatto. Il massiccio della Dvina, che è una continuazione del massiccio del Belomorian, si distingue particolarmente bene; Caspio e un certo numero di massicci all'interno dell'anticlisse Volga-Urali (Fig. b). Gli stessi antichi massicci spiccano nella metà occidentale del piatto. Le formazioni del tardo Archeano (Lopiano) e, apparentemente, molto più raramente, del Proterozoico inferiore, metamorfosate in anfibolite e facies inferiore, sono caratterizzate da anomalie magnetiche lineari, alternate, come se "vestissero" e avvolgessero i più antichi massicci archeani. Le sequenze di minerale di ferro del Proterozoico inferiore sono particolarmente visibili nel campo magnetico. L'interpretazione dei dati geofisici è supportata da un numero enorme di sondaggi e determinazioni radiogeocronologici, secondo i quali il centro di virgolazione di queste zone protogeosinclinali si trova vicino a Mosca e poi divergono a nord ea sud, formando archi convessi ad est. Il campo magnetico anomalo della "piattaforma" è tracciato ad est sotto la zona del versante occidentale degli Urali, fino alla zona di Uraltau, che indica la formazione della parte occidentale della geosinclinale degli Urali su un basamento di piattaforma profondamente sommerso.

Riso. 6. Schema della struttura interna della fondazione della piattaforma dell'Europa orientale (secondo S. V. Bogdanova e T. A. Lapinskaya, con aggiunte):

1 - i massicci più antichi, composti da prime formazioni archeane (Belomorides e la loro base); 2 - aree di ripiegamento prevalentemente tardo archeano e primo proterozoico; 3 - Baikalidi; 4 - Caledonidi; 5 - ercinidi; 6 - i difetti maggiori; 7 - spinte

AA Bogdanov nel 1967 mostrò che le parti occidentali della piattaforma dell'Europa orientale a cavallo tra il primo e il tardo proterozoico subirono schiacciamento e rielaborazione magmatica. Quest'ultimo è stato espresso nella formazione di grandi massicci di graniti rapakivi (Vyborgsky, Rizhsky, una serie di invadenti nell'ovest dello scudo ucraino e altri). Tale "ringiovanimento" tettonico-magmatico a volte penetra abbastanza a est e lì svanisce. Tutto ciò distingue le regioni occidentali del basamento della piattaforma da quelle orientali. V. E. Khain ha notato che le aree del basamento che ora si trovano sotto la placca russa, cioè dove si sono sviluppati gli aulacogeni nel Riphean, hanno subito la più forte rielaborazione sulla piattaforma, mentre gli scudi e le future anteclidi hanno sperimentato tale ringiovanimento in misura molto minore. . Di recente ha iniziato ad emergere un ruolo piuttosto ampio di profondi sovraspinti, forse anche di coperture, nella struttura del basamento della piattaforma. Un esempio di ciò è il citato blocco di Murmansk di rocce archeane, spinto sotto forma di uno spesso piatto da nord.

Le grandi faglie profonde nel basamento sono tracciate secondo i dati DSS sotto la superficie M e sono ben visualizzate dai gradini del gradiente nel campo gravitazionale.

conclusioni. Una rassegna della struttura del basamento della piattaforma dell'Europa orientale mostra la complessità della sua struttura interna, che è determinata dallo "scheletro" di blocchi eterogenei del primo Archeano, avvolti da zone relativamente strette ed estese, principalmente del tardo Archeano e molto meno spesso Primo ripiegamento proterozoico. Queste zone, che formano sistemi piegati, sebbene differiscano l'una dall'altra per una serie di caratteristiche, hanno molto in comune nella natura dello sviluppo, nel tipo di strati vulcanogeni e sedimentari e nelle strutture. I processi che hanno "saldato" tutti i massicci archeani hanno provocato la rielaborazione di questi ultimi, la formazione in essi di complessi polimetamorfici e diaftoriti. A cavallo tra il primo e il tardo proterozoico, le regioni occidentali della placca russa subirono lo schiacciamento e l'intrusione di graniti rapakivi, e un potente vulcanismo di ignimbrite acida si manifestò nella parte occidentale dello scudo baltico, in Svezia.

La struttura della copertura della piattaforma

La vera e propria copertura (ortopiattaforma) della Piattaforma dell'Europa orientale inizia dal Proterozoico superiore - Riphean ed è suddivisa in due stadi. Il piano inferiore è composto da depositi Rifei e Vendiano Inferiore, quello superiore è composto da depositi Vendiano-Cenozoico.

PIANO INFERIORE
(RIPHEY - VENDITA INFERIORE)

Nella sezione precedente, è stato notato che la copertura della piattaforma più antica iniziò a formarsi in luoghi, ad esempio, sullo Scudo baltico, già alla fine del primo Proterozoico. Jatulian, Suisarian e Vepsian, che formano questa copertura in leggera pendenza, sono rappresentati da rocce terrigene, vulcaniche e carbonatiche I depositi Vepsian (arenarie verdi, rosse, rosa, quarziti-arenarie con intercalari di scisti fino a 2,5 km di spessore) compongono strutture molto dolci e sono intrusi da dicchi diabase con un'età assoluta di 1900 Ma. I depositi della serie Ovruch nel nord dello Scudo ucraino, simili a Vepsian, sono arenarie, giacciono anche molto dolcemente e contengono intercalari di porfidi di quarzo con un'età di più di 1700 mA.

Gli strati di rocce sedimentarie marine e continentali, il più delle volte combinati con depositi paleozoici e diffusi sul territorio dell'URSS, furono distinti per la prima volta negli anni '40 con il nome di "Riphean" da N. S. Shatsky (Riphean - l'antico nome degli Urali), che considerava la sezione del versante occidentale degli Urali medi (anticlinorium baschiro) come uno stratotipo per questi depositi. Lo studio dei resti paleofitologici - stromatoliti (tracce dell'attività vitale delle alghe) e delle cosiddette micro-problematiche nei depositi di Riphean, unitamente ai dati degli studi radiologici, ha permesso di suddividerli in tre parti: inferiore, media e Riphean superiore.

Complesso di Riphean. I depositi di Riphean sono ampiamente sviluppati sulla piattaforma dell'Europa orientale e sono limitati a numerosi e diversi aulacogeni (Fig. 7).

Depositi di Riphean inferiore distribuito nell'est della piattaforma in Kamsko-Belsky, Pachelmsky, Ladoga, Russia centrale e

Aulacogenes di Mosca, così come a Volyn-Polessky, nell'estremo ovest della piattaforma.

Le parti inferiori delle sezioni degli strati del Lower Riphean sono composte da depositi terrigeni grossolani di colore rosso accumulati in condizioni continentali. Sono rappresentati da conglomerati, ghiaie, arenarie inequigranulari, siltiti e argille. Nella parte superiore delle incisioni abbastanza spesso ci sono pacchi di diluente

Riso. 7. Riphean aulacogenes della piattaforma dell'Europa orientale (secondo RN Valeev, con modifiche):

1 - aree di sollevamento; 2 - aulacogeni; 3 - Manifestazioni di magmatismo intrappolato; 4 - aulacogeni ercinici; 5 - inquadrare le geosincline. I numeri nei cerchi indicano aulacogeni. 1 - Ladoga, 2 - Kandalaksha-Dvinsky, 3 - Keretsko-Leshukovsky, 4 - Predtimansky, 5 - Vyatsky, b - Kamsko-Belsky, 7 - Sernovodsko-Abdulinsky, 8 - Buzuluksky, 9 - Russia centrale, 10 - Mosca, 11 - Pachelmsky, 12 - Dono-Medveditsky, 13 - Volyn-Polesssky, 14 - Bothnian-Baltic, 15 - Pripyat-Dnieper-Donetsky, 16 - Kolvo-Denisovsky

rocce, principalmente arenarie glauconite, mudstones, intercalari di dolomie, calcari e marne. La presenza di stromatoliti e glauconite indica una natura marina poco profonda dell'accumulo di questi depositi. Rocce vulcaniche sono note in località del Basso Rifeano: orizzonti di ceneri basaltiche, tufi e coperture basaltiche, e intrusioni gabbro-diabasiche furono introdotte nelle aree occidentali della piattaforma in quel periodo. Lo spessore dei depositi del Lower Riphean è di centinaia di metri, spesso un chilometro, nell'aulacogen di Mosca raggiunge 1,5 km (un pozzo nella città di Pavlovo-Pasade) e in Kamsko-Belsky - pochi chilometri.

Depositi del Medio Riphean si distinguono nelle sezioni piuttosto condizionalmente e sono presenti nell'est della piattaforma negli aulacogeni di Pachelma, Mosca, Russia centrale e nel Volyn-Polessky. I depositi del Medio Riphean sono rappresentati da rocce terrigene di colore rosso: arenarie rosse, rosa, porpora, brune, siltiti, fanghi con intercalari calcarei e dolomitici. Lo spessore dei depositi del Medio Riphean raggiunge 1,4 km nell'aulacogene di Mosca e in altri luoghi non supera 0,5-0,7 km. Nelle regioni occidentali della piattaforma nel Medio Riphean si sono verificate effusioni di lave basaltiche e alcalino-basaltiche ed eruzioni esplosive, come evidenziato da intercalari di tufi e brecce di tufo. L'attività vulcanica è stata accompagnata dall'intrusione di intrusioni stratificate di gabbro-diabasi.

Depositi di Riphean superiore ampiamente sviluppato nelle regioni orientali e centrali della piattaforma: negli aulacogeni di Pachelma, Mosca, Russia centrale e nel sud-ovest della piattaforma. I fondali delle sezioni sono rappresentati da rocce terrigene di colore rosso e variegato - arenarie, siltiti, mudstones, formatesi in ambiente continentale. Le parti mediane e superiori delle sezioni degli strati dell'Alto Riphean sono generalmente composte da arenarie verdi, grigie, in alcuni punti quasi nere, spesso glauconite, siltiti, pietre fangose. In alcuni luoghi, ad esempio, nella Pachelma aulacogen, compaiono membri di dolomiti e calcari. Secondo I. E. Postnikova, la maggior parte dei depositi dell'Alto Riphean si accumulava in un bacino marino molto poco profondo. Lo spessore dei depositi dell'Alto Riphean raggiunge 0,6-0,7 km, ma più spesso è di poche centinaia di metri.

conclusioni. Così, al tempo di Riphean, c'erano aulacogeni sulla piattaforma dell'Europa orientale che tagliavano il basamento sopraelevato della piattaforma ed erano pieni di strati di depositi variegati di colore rosso, continentali, marini poco profondi e lagunari (Fig. 8). Nel primo Riphean, gli aulacogeni si svilupparono vicino alla geosinclinale degli Urali (la somiglianza del Lower Riphean dell'aulacogen di Kama-Belsky con la serie Burzyanskaya degli Urali nell'anticlinorium baschiro). I depositi continentali hanno dominato nella prima metà del Riphean. La formazione di aulacogeni nel tempo di Riphean è stata accompagnata da trappola e magmatismo alcalino. Secondo V. V. Kirsanov, A. S. Novikova e altri, le aree con il magmatismo intrusivo, effusivo ed esplosivo più intenso gravitavano verso i margini orientale e occidentale della piattaforma, caratterizzati dalla maggiore frammentazione del basamento. C'è un cambiamento nella composizione delle rocce ignee da antiche a giovani: diabasi di olivina (le più basilari) - diabasi arricchite in quarzo, rocce alcaline e subalcaline (limburgiti, trachiandesiti, porfidi di sienite). Va notato che sul territorio della penisola di Onega del Mar Bianco, i depositi di Riphean sono tagliati da tubi di esplosione di basalti alcalini, con un'età di 310-770 milioni di anni. I depositi di Riphean sono caratterizzati da una generale complicazione dell'insieme delle facies nel tempo, ma all'inizio del primo, medio e tardo Riphean si sono accumulate sequenze continentali più grossolane. Durante il primo e medio Riphean si formarono sedimenti uniformi, con un'ampia distribuzione di sabbie e arenarie oligomitiche. Solo nel Tardo Rifeano cominciarono a depositarsi depositi di composizione più differenziata, tra i quali si sviluppano arenarie polimitiche, siltiti, e meno spesso dolomie e marne. Nelle acque poco profonde del tempo di Rifeo c'era una vegetazione abbondante. Durante il periodo di Riphean, il clima è cambiato da

Caldo, arido, al freddo. La piattaforma nel suo insieme era molto elevata, i suoi contorni erano stabili, così come i solchi geosinclinali che la incorniciavano, alimentati dall'erosione delle rocce della piattaforma. Una posizione così elevata e stabile fu rotta solo al tempo di Vendiano, quando la natura dei movimenti tettonici cambiò e iniziò il raffreddamento.
Riso. 8. Profili degli aulacogeni della piattaforma dell'Europa orientale:

I - attraverso gli aulacogeni Orsha-Krestsovsky e Mosca (secondo I. E. Postnikova); II - attraverso il Vyatka aulacogen (dal libro "Tectonics of Europe..."). La struttura di inversione è chiaramente visibile. La scala verticale è notevolmente ingrandita

VALIGIA DELLA PIATTAFORMA DEL PIANO SUPERIORE
(VENDITA - CENOSIA)

Nella prima metà del vendiano ebbe luogo una ristrutturazione strutturale, espressa nella morte degli aulacogeni, nella loro deformazione in alcuni punti e nella comparsa di ampie e dolci depressioni: le prime sineclisi. Nella storia della formazione dello stadio superiore della copertura della piattaforma, si delineano diverse pietre miliari, caratterizzate da un cambiamento nel piano strutturale e nell'insieme delle formazioni. Si possono distinguere tre complessi principali: 1) Vendiano-Devoniano inferiore; 2) Devoniano medio-Triassico superiore; 3) Giurassico inferiore - Cenozoico. È facile vedere che il tempo di formazione di questi complessi corrisponde generalmente agli stadi di sviluppo caledoniano, ercinico e alpino, e i confini tra di loro, durante i quali si è verificato un cambiamento nel piano strutturale, corrispondono alle corrispondenti epoche di piegatura .

Complesso Vendiano-Devoniano Inferiore. Depositi vendiani diffusa sulla piattaforma est europea. I. E. Postnikov ritiene possibile distinguere due parti nella composizione dei depositi vendiani: quella inferiore (complesso Volyn) e quella superiore (complesso Valdai), che differiscono per composizione, area di distribuzione e resti organici. I depositi vendiani sulla placca russa sono rappresentati da rocce terrigene: conglomerati, ghiaie, arenarie, siltiti e fango. Meno comuni sono le rocce carbonatiche: marne, calcari e dolomie. Arenarie e siltiti sono di colore verde, grigio-verdastro, nero, rosso-marrone, rosa. In alcuni punti sono presenti depositi caratterizzati da una fine alternanza ritmica di rocce terrigene.

Nella prima metà del Vendiano inferiore, il piano strutturale della placca somigliava a quello del Tardo Riphean, e i depositi si accumulavano all'interno dell'aulacogenes, occupando solo un'area leggermente più ampia e componendo depressioni allungate o isometriche. A metà del Vendiano Antico cominciarono a mutare le condizioni di sedimentazione e l'assetto strutturale. Stretti avvallamenti iniziarono ad allargarsi, i depositi sembravano "schizzare fuori" oltre i loro limiti e nella seconda metà del Vendiano antico si svilupparono prevalentemente vaste depressioni. A nord-ovest della piattaforma, una sublatitudinale Trogolo baltico delimitato ad ovest Sella lettone. Nelle regioni occidentali e sud-occidentali della piattaforma si è formata una vasta depressione, costituita da una serie di depressioni separate da rialzi. Le aree orientali della piattaforma, adiacenti agli Urali, subirono un cedimento. Il resto della piattaforma è stato sollevato. A nord c'era lo scudo baltico, che a quel tempo si estendeva molto a sud, fino alla Bielorussia. A sud si trovava il massiccio ucraino-Voronezh, separato da un avvallamento sorto nel sito del Riphean Pachelma aulacogene. Nella seconda metà del Vendiano antico si verificò un brusco raffreddamento del clima, come testimoniano le tilliti nei depositi vendiani di alcune regioni, che poi lasciarono il posto a sedimenti carbonatico-terrigeni variegati e di colore rosso.

Nel tardo vendiano le aree di sedimentazione si espansero ancora di più ei depositi ricoprono già vaste aree della piattaforma come una copertura continua (Fig. 9). Enormi avvallamenti delicati - sineclisi - iniziano a formarsi. La parte superiore dei depositi vendiani è rappresentata principalmente da rocce terrigene di colore grigio: arenarie, siltiti, argille, melme, ecc., spesse fino a decine di metri. Tutti questi depositi sono strettamente correlati ai sedimenti del Cambriano inferiore.

Una caratteristica importante dei depositi vendiani è la presenza in essi di rocce eulcaniche. Nelle depressioni di Brest e Lvov e in Volyn (complesso di Volyn), le coperture di basalto sono ampiamente sviluppate e meno spesso strati di tufi basaltici. Nei depositi dell'Alto Vendiano sono stati rinvenuti in molti punti consistenti orizzonti di tufi basaltici e ceneri, indicativi di attività vulcanica esplosiva. Tutte le lave, i tufi e le ceneri sono prodotti della formazione della piattaforma tholeiite-basalto. Lo spessore dei depositi vendiani è solitamente di poche centinaia di metri, e solo nelle zone orientali della piattaforma raggiunge i 400-500 m.Pertanto, in epoca vendiana, si è verificato un cambiamento qualitativo nel piano strutturale e nella natura della sedimentazione sul Piattaforma dell'Europa orientale.

Depositi del sistema Cambriano sono strettamente imparentati con il Vendiano e sono rappresentati principalmente dalla sezione inferiore (Stadio Aldaniano). La presenza del Cambriano medio e superiore è possibile nella parte assiale della depressione baltica (paleo-baltica). I depositi del Cambriano inferiore sono diffusi nell'avanfossa baltica, che si apriva molto a ovest nel primo Cambriano, separando le strutture dello scudo baltico dalle strutture del sollevamento bielorusso. Gli affioramenti cambriani si trovano solo nella zona del cosiddetto glint (scogliera della costa meridionale del Golfo di Finlandia), ma sotto la copertura di formazioni più giovani sono stati rintracciati perforando ad est, fino a Timan. Un'altra area di sviluppo dei depositi cambriani in superficie è la regione della depressione del Dniester (vedi Fig. 9). I sedimenti del Cambriano inferiore sono rappresentati da facies marine di un mare epicontinentale poco profondo di normale salinità. Il tratto più caratteristico del Cambriano è esposto nella ripida falesia della costa meridionale del Golfo di Finlandia, dove le arenarie supralaminarite (10-35 m), che già appartengono al Cambriano, si trovano conformemente sopra gli strati laminaritici del Vendiano superiore . Successivamente vengono sostituite dallo spessore delle cosiddette "argille blu" di spessore variabile, da poche decine a 150 M. Alla base dell'unità argillosa sono presenti intercalari di arenarie e conglomerati. Al di sopra si trovano sabbie, arenarie e argille stratificate con i resti di alghe Eophyton (25 m), quindi gli strati sono chiamati eophyton. La sezione del Cambriano inferiore termina con sabbie e arenarie grigie a strati incrociati con intercalari di argille spesse 20-25 m, distinte in strati Izhorian o fucoidi, che secondo alcuni geologi appartengono al Cambriano medio. Lo spessore dei depositi del Cambriano inferiore penetrati dai pozzi nell'avanfossa baltica non supera i 500 M. In Polissya, Volinia e Dniester Trough, il Cambriano inferiore è rappresentato da una sequenza di argille, pietre fangose e arenarie (fino a 130 m ). Al di sopra si trova il Cambriano medio e, forse, superiore (fino a 250 m), rappresentato anche da varie arenarie e siltiti di origine marina costiera o continentale.

Pertanto, nel periodo Cambriano, un mare poco profondo esisteva solo a ovest della piattaforma, e quindi principalmente nella prima epoca di questo periodo. Ma la depressione baltica si espanse verso ovest verso la Lituania, Kaliningrad e il Mar Baltico, dove aumenta lo spessore dei depositi cambriani. Le condizioni marine esistevano anche nella depressione del Dniester, mentre il resto della piattaforma era terra sollevata. Di conseguenza, si è verificata una forte riduzione del bacino marino entro la fine del primo - inizio del Cambriano medio e un'interruzione della sedimentazione, che ricade sul Medio e in parte sul Tardo Cambriano. Nonostante i sollevamenti avvenuti nel tardo Cambriano, nell'Ordoviciano e nel Siluriano, l'impianto strutturale è rimasto pressoché invariato.

All'inizio Periodo Ordoviciano all'interno della depressione baltica latitudinale, la subsidenza si verifica di nuovo e da ovest il mare trasgredisce verso est, estendendosi approssimativamente al meridiano di Yaroslavl, ea sud - alla latitudine di Vilnius. Le condizioni marine esistevano anche nella depressione del Dniester. Nel Baltico l'Ordoviciano è rappresentato da depositi terrigeni marini nella parte inferiore, depositi terrigeno-carbonatici nella parte media e depositi carbonatici nella parte superiore, in cui è presente una fauna eccezionalmente ricca e diversificata di trilobiti, graptoliti, coralli, tabulati , brachiopodi, briozoi e altri organismi che esistevano in condizioni di mari caldi poco profondi. Le sezioni più complete dell'Ordoviciano sono descritte nel fianco settentrionale dell'avanfossa baltica in Estonia, dove sono identificate tutte le fasi di questo sistema. L'Ordoviciano inferiore è rappresentato prevalentemente da arenarie terrigene glauconite. Quello centrale è costituito da depositi carbonato-terrigeni, che includono nello stadio Llandeylian un membro di scisti combustibili, i cosiddetti kuckersites, formatisi a causa di limi di copropel di alghe blu-verdi in condizioni di acque poco profonde. L'Ordoviciano superiore è depositi carbonatici: calcari, dolomie e marne. Lo spessore dei depositi dell'Ordoviciano non supera 0,3 km. A sud-ovest, nella depressione del Dniester, la sezione dell'Ordoviciano è rappresentata da una sottile sequenza (poche decine di metri) di arenarie e calcari glauconiti. Il resto della piattaforma fu sollevato durante il periodo dell'Ordoviciano.

IN Periodo Siluriano ad ovest della piattaforma continuava ad esistere il trogolo baltico, di dimensioni ancora più ridotte (vedi Fig. 9). A est del sollevamento trasversale (sella lettone), il mare non è penetrato. Nel sud-ovest, i depositi siluriani sono noti anche in Transnistria. Sono rappresentate esclusivamente da rocce carbonatiche e carbonato-argillose: calcari di vari colori, marne a strati sottili, meno spesso argille, in cui si trova una fauna abbondante e diversificata. Lo spessore dei depositi siluriani in Estonia non supera 0,1 km, ma aumenta a ovest: Vilnius - 0,15 km, circa. Gotland - 0,5 km, regione di Kaliningrad - 0,7 km, Svezia meridionale (Scania) - 1 km, Polonia settentrionale - più di 2,5 km. Un tale aumento di potenza indica la penetrazione del mare da ovest. In Podolia e nella regione di Lviv, lo spessore del Siluriano raggiunge 0,5-0,7 km. A giudicare dalla natura simile della fauna nei trogoli del Baltico e del Dniester, questi bacini marini erano collegati da qualche parte a nord-ovest, sul territorio della Polonia. Depositi siluriani sono stati trovati in pozzi in Moldavia e vicino a Odessa. Lo stadio wenlockiano del Siluriano inferiore nella regione di Pripyat contiene strati sottili di materiale tufaceo di composizione intermedia con un alto contenuto di potassio, che indica eruzioni esplosive in quel momento.

Il Siluriano è dominato da depositi di mare aperto poco profondo e le facies costiere si sono sviluppate solo lungo i margini orientali del bacino marino. Nel corso del tempo, l'area dei sollevamenti, che ricopriva gran parte della piattaforma, si espanse e il mare, ritirandosi verso ovest nel tardo Siluriano, uscì quasi completamente dai suoi limiti. Questo fenomeno è associato a movimenti piegati e orogenici che hanno inghiottito le geosincline che incorniciano la piattaforma dell'Europa orientale. A nord della piattaforma, come risultato dei movimenti caledoniani, si è formato il sistema di pieghe della Scandinavia e della Scozia nel sito della geosinclinale del Grampiano. In altre depressioni geosinclinali, sebbene i movimenti tettonici si siano verificati con intensità diverse, non hanno portato alla cessazione del regime geosinclinale. Nonostante il fatto che l'area di sedimentazione sulla piattaforma sia nettamente diminuita, l'intensità della subsidenza è aumentata.

Durante Devoniano antico Il piatto russo era caratterizzato da un alto standing, solo le sue estreme regioni occidentali e orientali leggermente abbassate, dove si trovano depositi sottili di questa età. A est, possono includere depositi sabbiosi-argillosi di colore rosso e arenarie di quarzo puro molto caratteristiche della Formazione Takatin fino a 80 m di spessore.A ovest, nelle depressioni polacco-lituane e Lvov, depositi sabbioso-argillosi di colore rosso sono noti anche pesci corazzati del Devoniano inferiore. Nella regione di Lviv, il loro spessore raggiunge 0,4 km, ma di solito è inferiore. Questi depositi del Devoniano inferiore di colore rosso sono l'età e l'analogo litologico dell '"antica arenaria rossa" dell'Europa occidentale.

conclusioni. Così, durante il vendiano, il cambriano, l'ordoviciano, il siluriano e il primo devoniano, i sollevamenti dominarono l'intera piattaforma dell'Europa orientale, che, a partire dal Cambriano, coprì gradualmente un'area crescente. La subsidenza è stata più stabile nella parte occidentale della piattaforma, nelle depressioni baltiche e pridnestroviane. Nel tardo Siluriano - primo Devoniano, nella regione baltica, si formarono faglie inverse, in alcuni punti grabens, e sorsero sollevamenti di inversione di piattaforma orientati nella direzione sublatitudinale. In questo momento, che corrisponde all'epoca caledoniana dello sviluppo delle regioni geosinclinali che circondano la piattaforma, il clima era caldo o caldo, il che, insieme a bacini marini poco profondi, ha contribuito allo sviluppo di una fauna abbondante e diversificata.

Complesso del Devoniano medio-Triassico superiore. Nel Medio Devoniano iniziò a formarsi un nuovo impianto strutturale, che si conservò in termini generali quasi fino alla fine del Paleozoico e caratterizzò la fase ercinica dello sviluppo della piattaforma, durante la quale prevalse la subsidenza, soprattutto nella sua metà orientale, e i movimenti tettonici si sono distinti per una significativa differenziazione (Fig. 10). Lo scudo baltico ha subito movimenti ascendenti e nel sud della piattaforma nel medio devoniano si è formato o rigenerato l'aulacogeno di Dnieper-Donetsk, dividendo la parte sud-occidentale del massiccio ucraino-Voronezh nella metà meridionale (scudo ucraino) e nella metà settentrionale (Voronezh anteclisse). La possibilità di un'origine precedente, Riphean (?) di questa struttura, come mostrato dai dati DSS, non è esclusa. La sineclisi del Caspio, le depressioni di Dnieper-Donetsk, Pripyat e Dniester hanno subito il massimo cedimento. Anche la parte nord-orientale dello scudo sarmato - nei contorni della moderna anteclisse Volga-Urali insieme alla sineclisse di Mosca - era coperta da cedimenti. Questa vasta depressione, sorta nel Devoniano, fu chiamata Russia orientale da A. D. Arkhangelsky. Anche la parte occidentale della piattaforma si è abbassata vigorosamente. Sullo sfondo generale dei movimenti al ribasso, solo piccole aree hanno registrato un relativo rialzo.

Depositi devoniani sono molto diffusi sulla placca russa, essendo esposti in superficie nel Baltico e in Bielorussia (campo Devoniano Principale), sulle pendici settentrionali dell'anteclisse di Voronezh (campo Devoniano Centrale), lungo il margine sud-orientale dello Scudo Baltico, in Transnistria e lungo la periferia meridionale del Donbass. In altri luoghi, il Devoniano è scoperto da migliaia di pozzi e, sotto la copertura di depositi più giovani, riempie la depressione del Dnepr-Donetsk, la sineclisi di Mosca, depressioni nelle regioni occidentali del piatto, si sviluppa ovunque all'interno dell'anteclisse del Volga-Urali e nella depressione del Caspio. Il Devoniano è estremamente vario in termini di facies, e lo spessore massimo dei depositi supera i 2 km.

A partire dall'Eifeliano e in particolare dall'Età Givetiana del Medio Devoniano, la situazione paleogeografica è cambiata radicalmente, aree significative della placca russa hanno iniziato a subire cedimenti. Poiché le trasgressioni si diffondono prevalentemente da est a ovest, nelle regioni orientali prevalgono le facies di mare aperto, mentre in quelle occidentali prevalgono le facies lagunare e lagunare-continentale. I depositi devoniani medio-superiori sono particolarmente dettagliati nel Baltico, nelle regioni centrali e orientali della placca russa, nella regione del Volga-Urali.

Nell'area del campo Devoniano Principale sono presenti depositi degli stadi Eifeliano, Givetiano, Frasniano e Famenniano. I depositi degli stadi Eifeliano e Givetiano con erosione giacciono su rocce più antiche e sono rappresentati da uno strato di arenarie e argille di colore rosso,

E nella parte centrale - marne e calcari con lenti saline (0,4 km). La maggior parte della tappa frasniana è composta da calcari, dolomie e marne (0,1 km). Le cime del Frasniano e dell'intero Famenniano sono rappresentate da depositi sabbioso-argillosi, in alcuni punti variegati (0,2 km). I depositi rossi e variegati del Devoniano Medio e Superiore del Campo Principale si sono formati in condizioni di pianure marginali costiere livellate del bacino marino.

Nel Devoniano centrale, depositi sabbiosi-argillosi-carbonatici dell'Eifel di spessore variabile (da 0 a 0,2 km) giacciono direttamente sulle rocce del basamento. Al di sopra si trovano sottili depositi argilloso-carbonatici dello stadio givetiano, sostituiti da ciottoli variegati del Frasniano, arenarie e argille (circa 0,15 km). La parte superiore del Frasniano e l'intero stadio Famenniano sono rappresentati da calcari carbonatici, meno spesso marne con sottili intercalari argillosi (circa 0,2 km). Lo spessore totale del Devoniano nel campo centrale raggiunge 0,5 km. Pertanto, i depositi sabbioso-argillosi predominano nella parte inferiore e media della sezione e i depositi carbonatici predominano nella parte superiore. A nord, verso la sineclise di Mosca, i depositi devoniani sono vicini a quelli del campo centrale, ma aumentano di spessore (fino a 0,9 km), le formazioni lagunari iniziano a svolgere un ruolo significativo: anidridi, gessi, sali e altri.

A est, nella regione del Volga-Urali, la sezione dei depositi del Devoniano medio-superiore nel suo insieme differisce da quelli sopra descritti in facies più profonde, prettamente marine. Nell'era di Givetian, l'aulacogene di Kazan-Sergievsky fu rianimato, in connessione con il quale si manifestò il vulcanismo. I depositi dello stadio givetiano, giacenti con erosione su sottili depositi Eifeliani, sono rappresentati principalmente da calcari argillosi bituminosi scuri (0,2 km). I sovrastanti depositi frasniani nelle parti inferiori sono composti da sabbie, argille e arenarie, spesso sature di petrolio. Poi vengono gradualmente sostituiti da uno strato di argille, marne e calcari, talvolta bituminosi, spesso fino a 0,3 km. Nel Devoniano medio-tardo, si formarono stretti graben nella regione del Volga-Urali: le depressioni di Kama-Kinel. Fu in loro che i cosiddetti strati Domanik si accumularono nelle zone più profonde. Catene di bioerme esistevano lungo i bordi dei graben. Gli strati Domanik (la parte centrale del Frasniano) sono rappresentati da argille, calcari e rocce silicee a strati sottili, contengono un contenuto maggiore di bitume, formatosi a causa delle enormi masse di alghe che si accumulavano nelle depressioni stagnanti di acque profonde del fondale marino. Gli strati di Domanik sono considerati una delle principali formazioni produttrici di petrolio della regione del Volga-Urali.

Lo stadio Famenniano è composto da dolomie, meno spesso marne e calcari (fino a 0,4 km), accumulati in acque poco profonde a seguito di un aumento della regressione iniziato già nel Tardo Frasniano. Lo spessore totale dei depositi devoniani nell'est della regione Volga-Ural supera 1,5 km.

Nella parte occidentale della placca russa, il Devoniano era esposto da pozzi vicino a Lvov ed è rappresentato da tutte e tre le sezioni, con uno spessore totale di oltre 1 km. Il Devoniano inferiore è composto da sedimenti sabbiosi-argillosi rossi e variegati con pesci corazzati, nel Devoniano medio sono sostituiti da dolomie bituminose con intercalari di arenarie e nel Devoniano superiore da calcari e dolomie. Pertanto, lo scudo Volga-Kama, che esisteva all'inizio del Paleozoico, fu frammentato nel Devoniano medio e alla fine subì un cedimento.

Di particolare interesse sono i depositi devoniani del rinato Dnieper-Donetsk aulacogen, dove formano una fitta sequenza nella sua parte centrale, che si incunea rapidamente ai lati. Il Devoniano medio (a cominciare dal Givetiano) e le parti inferiori del Devoniano superiore sono rappresentate da una sequenza salifera spessa più di 1 km (Fig. 11, I). Oltre ai sali di roccia, contiene strati intermedi di anidrite, gesso e argille. In numerose cupole saline vengono portati in superficie frammenti di calcari contenenti la fauna del palcoscenico frasniano. Lo Stadio Famenniano è composto da depositi molto variegati e faccialmente variabili: argille carbonato-solfato, marne, arenarie, ecc. All'estremo ovest, nel Graben di Pripyat nello stadio Famenniano, sono presenti lenti e sequenze di sali potassici (Fig. 11 , II).

Depositi di petrolio sono stati trovati nei depositi intersalini del Devoniano. Lo spessore totale dei depositi devoniani supera i 2 km.

La formazione dell'aulacogen Dnieper-Donetsk è stata accompagnata dal vulcanismo. Quindi, nell'area della sporgenza di Chernigov, i pozzi hanno scoperto olivina e basalti alcalini, trachiti e i loro tufi, spessi circa 0,8 km. A quanto pare, il pozzo "ha colpito" al centro di un grande vulcano. La manifestazione del vulcanismo basaltico alcalino ha avuto luogo anche nel Pripyat graben. L'età frasniana è il tempo della frammentazione della fondazione dell'aulacogeno. I vulcani del Devoniano superiore sono noti anche dalla periferia meridionale del Donbass, nei bacini dei fiumi Kalmius e Volnovakha. Insieme ad arenarie, conglomerati, calcari e fanghi, in quest'area si sviluppano basalti olivinici e alcalini, basalti trachiandesitici, limburiti, augititi e altri, mentre più in alto compaiono le trachipariti ei loro tufi. Lo spessore del Devoniano sedimentario e vulcanico supera 0,5 km. Coperture devoniane superiori di basalti tholeiitici sono state trovate sulle pendici sud-orientali dell'anteclisse di Voronezh. Nelle cupole saline del trogolo Dnieper-Donetsk si incontrano spesso frammenti di basalti alcalini, che indicano lo sviluppo diffuso del vulcanismo in esso. I pozzi hanno anche scoperto basalti del Devoniano superiore nell'anticlisse Volga-Urali.

Nel tardo devoniano sulla penisola di Kola furono introdotte intrusioni ad anello di rocce alcaline (Lovozero, Khibiny e altri massicci). Conseguentemente, durante il Medio e Basso Devoniano, si sono verificati magmatismo in molte zone della piattaforma, i cui prodotti sono suddivisi in tipiche trappole, oltre che alcalino-basaltiche e alcalino-ultrabasiche, tendenti a zone di grandi faglie.

conclusioni. Il periodo devoniano sulla piattaforma dell'Europa orientale è stato caratterizzato da una significativa ristrutturazione del piano strutturale, dalla frammentazione della sua parte orientale e dall'inizio di una serie di aulacogeni. L'era del primo devoniano fu un periodo di elevazioni quasi universali. Durante l'Eifeliano si verificò un cedimento locale. La trasgressione iniziata nel Givetiano raggiunse il suo apice nell'Antico Famenniano, dopodiché il bacino marino si contrasse, divenne poco profondo e si creò un complesso schema di distribuzione delle facies con una predominanza di lagune. Movimenti tettonici differenziati sono stati accompagnati da magmatismo alcalino, basico, alcalino-ultrabasico e trap. All'inizio del tardo devoniano, nella Cis-Urali si formarono dei grabens stretti (1–5 km) ma estesi (100–200 km), a indicare la frammentazione della crosta.

IN periodo carboniferoè stato conservato approssimativamente lo stesso piano strutturale, che si era sviluppato alla fine del periodo devoniano. Le aree di massima deflessione si trovavano all'interno del bacino della Russia orientale, gravitante verso la geosinclinale degli Urali. I depositi carboniferi sono molto diffusi sul piatto, essendo assenti solo sugli scudi baltici e ucraini, nel baltico, sulle anteclisi di Voronezh e bielorusso. In molti punti in cui questi depositi sono ricoperti da rocce più giovani, sono stati penetrati da pozzi. Tra le più grandi strutture negative del periodo Carbonifero, si può citare il trogolo Dnepr-Donetsk; a ovest della piattaforma si formò la depressione polacco-lituana e, a est, la depressione della Russia orientale, che, contrariamente all'epoca devoniana, acquisì un orientamento meridionale chiaramente espresso. Timan ha sperimentato un relativo miglioramento. Nel sud-est della piattaforma, la depressione del Caspio ha continuato ad abbassarsi. In connessione con l'importante significato pratico dei depositi del Carbonifero, la loro stratigrafia è stata elaborata in modo molto dettagliato.

I sedimenti carbonatici sono i più diffusi nel Carbonifero, mentre i sedimenti sabbioso-argillosi sono in quantità subordinata. La distribuzione delle facies nei depositi del Carbonifero è caratterizzata da una grande complessità dovuta alla rapida evoluzione della situazione paleogeografica e ai contorni stravaganti delle coste dei corpi idrici. Le sezioni dei margini meridionali della sineclise di Mosca, dove si distinguono tutte e tre le divisioni e tutte le fasi, ad eccezione del Bashkirian, sono considerate la sezione classica del Carbonifero. Il Carbonifero inizia qui con lo stadio Tournaisiano, che si verifica in luoghi con una leggera interruzione nell'Alto Devoniano. La parte inferiore del tour è rappresentata da calcari con intercalari di argille (30 m), e la parte superiore - da argille e sabbie (10-12 m). Come risultato dei sollevamenti che hanno inghiottito la piattaforma nel primo Visiano, i depositi dello stadio Visiano si sovrappongono all'erosione sugli strati sottostanti e l'entità di questa rottura aumenta nella direzione occidentale, ma l'erosione era diversa in luoghi diversi, raggiungendo poche decine di metri. La parte inferiore e le parti inferiori della parte mediana dello stadio visiano sono composte da depositi continentali fluviali, lacustri e palustri intercalati: argille, sabbie, arenarie, meno spesso calcari, marne di spessore fortemente variabile, da poche decine di metri a 0,4 km. Questi depositi sono associati a strati intermedi di carbone nero e lignite (lo spessore dell'orizzonte carbonifero è di 5-10 m), che formano i depositi del bacino della regione di Mosca (formazione carbonifera limnica). All'interno della regione del Volga-Urali, i giacimenti petroliferi sono associati agli strati sabbiosi del Basso Visiano. A nord della placca, vicino a Tikhvin, le bauxiti e le argille refrattarie sono confinate negli stessi depositi. In luoghi ci sono depositi di minerali di ferro lacustre. La formazione delle rocce carbonifere è avvenuta nelle condizioni di vaste pianure basse, nei delta dei fiumi che scorrevano lentamente lungo di essa. Fu nel secolo visiano che iniziò per la prima volta la formazione intensiva del carbone. L'ampio sviluppo di rocce terrigene nel primo periodo visiano era dovuto ai sollevamenti lungo la periferia nord-occidentale e occidentale della placca russa. Nel Medio e Tardo Visiano e all'inizio dell'Età Serpukhov, vaste distese della placca erano occupate da un mare poco profondo, in cui si depositavano calcari e calcari dolomitici, che raggiungevano uno spessore di 0,25 km nelle regioni orientali. Alla fine del Serpukhoviano, si verifica nuovamente il sollevamento e i depositi dello stadio baschiro sono assenti al centro ea sud della sineclise di Mosca, ma sono presenti a est, dove sono rappresentati a ovest da una sottile unità di argille, sabbie e arenarie di origine litoranea-marina e continentale. A est sono sostituiti da calcari (0,25 km). Nella tarda epoca baschiriana, i sollevamenti coprono la parte centrale del piatto e le parti inferiori del palcoscenico di Mosca sono rappresentate da arenarie sottili (fino a 70 m), argille, in alcuni punti solfato, di colore rosso, depositate in laguna, delta e condizioni continentali (orizzonte Verei). Il resto dello Stadio di Mosca è composto da marne, calcari e dolomie con intercalari di argille e sabbie nelle parti inferiori e calcari puri nella parte superiore. Lo spessore del Medio Carbonifero aumenta da 0,1 km a ovest a 0,4-0,5 km a est. Il Carbonifero superiore è composto da calcari (0,1-0,4 km), in cui cresce verso ovest una mescolanza di materiale terrigeno.

Pertanto, i depositi carboniferi delle regioni centrali del piatto russo sono caratterizzati principalmente da rocce carbonatiche, solo nella Vis inferiore e nella parte inferiore dello stadio di Mosca sono presenti strati sabbiosi-argillosi che fissano l'erosione. Lo spessore carbonifero massimo raggiunge 0,4 km nella sineclise di Mosca, e ad est e sud-est le placche superano 1,5 km.

La sezione del Carbonifero ad ovest della placca, nel bacino carbonifero di Lvov-Volyn, differisce da quella sopra descritta in quanto i calcari sono comuni nella Vis inferiore e i carboni compaiono nella Vis superiore e nello stadio Bashkiro del Carbonifero medio, con lo strato carbonifero che raggiunge 0,4 km, e lo spessore totale Carbonifero - 1 km.

I depositi carboniferi del Donbass, la cui struttura ripiegata sporge nel corpo della piattaforma e, di fatto, non gli appartiene, differiscono nettamente dai depositi della stessa età, sia nella depressione del Dnepr che in altre regioni della placca russa . Non c'è dubbio che il Donbass sia strettamente connesso con le strutture geosinclinali della parte settentrionale della placca scitica. Lungo lo sciopero, passa nell'aulacogen di Dnieper-Donetsk, ma non è una struttura intrapiattaforma. Per immaginare più chiaramente le differenze del Donbass e la sua posizione tettonica, la considereremo qui, nella sezione sulla piattaforma, anche se, a rigor di termini, ciò dovrebbe essere fatto nel capitolo sulla placca scita paleozoica.

Di eccezionale interesse sono i depositi carboniferi del Donbass, che hanno uno spessore enorme (più di 20 km) e completezza della sezione. I depositi del Carbonifero inferiore nello stadio Tournaisiano e della Morsa inferiore, con una forte erosione che si verifica sui depositi Precambriano e Devoniano, sono rappresentati da dolomie e calcari con uno spessore non superiore a 0,5 km. Ma a partire dalla Morsa superiore, il quadro cambia radicalmente e i calcari vengono sostituiti da uno spessore colossale della formazione paralitica carbonifera della Morsa superiore, la parte inferiore del Carbonifero superiore. Questo strato produttivo è composto da strati alternati di arenarie, siltiti, argille, calcari e carboni, con i calcari che rappresentano non più dell'1% ei carboni per l'1,1-1,8%. Il resto della sequenza è rappresentato da siltiti, mudstones (fino all'85%) e, in misura minore, arenarie (fino al 45%). Nonostante gli strati calcarei non superino 1 - 3 m di spessore, si mantengono a grande distanza e costituiscono ottimi indicatori di orizzonti. I depositi di Wiese superiore e Namurian raggiungono uno spessore di 3 km, Carbonifero medio - 6 e Superiore - 3 km. Dalla seconda metà del Carbonifero superiore, il contenuto di carbone diminuisce rapidamente, compaiono fiori rossi e la sezione è coronata da depositi variegati continentali sabbioso-argillosi del Carbonifero superiore - la suite di araucaria con tronchi di araucaria pietrificati.

Così, i fondali del Carbonifero Inferiore sono rappresentati da facies marine, mentre quelli superiore, inferiore, medio e superiore sono marini, lagunari e continentali. Lo spessore totale del Carbonifero supera i 10-12 km, e ad est di Shakhty raggiunge i 20 km. I depositi del Carbonifero sono caratterizzati dal ritmo, che è il risultato di movimenti tettonici pulsanti, durante i quali i sollevamenti si alternavano a cedimenti. A ovest, il contenuto di carbone sta rapidamente diminuendo, così come lo spessore totale del Carbonifero, che non supera 0,3-0,7 km a ovest della depressione Dnepr-Donetsk, ma raggiunge i 12,5 km nelle parti centrali. Fino all'età Bashkir compresa, queste aree sono dominate da condizioni di sedimentazione marina e, a partire dall'età di Mosca, continentali. Gli strati carboniferi del Donbass sono un classico esempio di formazione paralitica formatasi in un contesto paleogeografico in rapida evoluzione, quando il mare poco profondo lasciava il posto a una laguna o addirittura a una zona costiera. E questa alternanza di condizioni è avvenuta centinaia di volte. I periodi di formazione del carbone erano caratterizzati da un clima umido e caldo, mentre il resto del tempo era più secco, ma anche caldo.

conclusioni. Per il Carbonifero, è necessario sottolineare l'orientamento meridionale chiaramente espresso degli avvallamenti principali. Le regioni orientali del piatto russo affondarono molto più intensamente di quelle occidentali e centrali, e vi prevalevano le condizioni di un bacino marino aperto, anche se poco profondo. Le ondate di rialzi che hanno avuto luogo nel tardo tour - visto anticipato, visto tardivo, all'inizio del Bashkirian e all'inizio del periodo di Mosca hanno interrotto solo brevemente il costante cedimento del piatto. Il tardo Carbonifero fu caratterizzato da lenti sollevamenti, a seguito dei quali il mare divenne poco profondo e dolomiti, gesso e anidrite si accumularono in un clima caldo e secco. Ma il primo periodo visiano fu il più caratteristico, durante il quale c'era un rilievo piuttosto sezionato, un'impostazione di facies estremamente complessa e un clima umido che contribuì all'accumulo di carbone e bauxite nel nord.

IN Permiano la planimetria strutturale della piattaforma nel suo complesso eredita quella del periodo Carbonifero. Esiste una relazione litologica particolarmente stretta tra il Carbonifero Superiore e gli stadi Asseliano e Sakmariano del Permiano Inferiore. Nella seconda metà del Permiano si verificano sollevamenti sulla piattaforma, indotti da movimenti orogenici nella geosinclinale degli Urali di chiusura. L'area di accumulo delle precipitazioni acquista un orientamento meridionale ancora più netto, gravitando chiaramente verso gli Urali. Lungo il confine orientale della piattaforma con le crescenti strutture montuose degli Urali, nel periodo Permiano, la depressione marginale Cis-Ural fu posata, nel processo del suo sviluppo, come se "rotolasse" sulla piattaforma. Come nel Carbonifero, lo spessore massimo dei depositi del Permiano si osserva ad est. I sedimenti marini del Permiano sono caratterizzati da una fauna piuttosto povera, dovuta all'aumento o alla diminuzione della salinità dei bacini dell'epoca. I depositi del Permiano sono diffusi all'interno della piattaforma e sono esposti a est, sud-est e nord-est. Nel bacino del Caspio, i depositi del Permiano sono noti nelle cupole saline, che secondo i dati di perforazione e geofisica hanno uno spessore di diversi chilometri. Nell'ovest della placca russa, il Permiano è conosciuto nelle depressioni polacco-lituane e Dnepr-Donets.

Perm inferiore ben studiato nella sineclisi di Mosca e nella regione del Volga-Urali. I depositi di Assel e Sakmara sono rappresentati nella parte inferiore della sezione da calcari e dolomie, in alcuni punti da rocce terrigene, e nella parte superiore da intercalari di arenarie, siltiti, argille, gessi e anidrite. Nell'area dell'onda Oka-Tsninskiy, lo spessore dei depositi dello stadio Sakmara non supera 0,1 km, aumentando negli Ishimbayevsky Cis-Urali a 0,2-0,3 km. Già nell'Asseliano, al confine con l'avanfossa marginale Cis-Ural, nella zona delle ripide flessioni, iniziarono a crescere briozoi, idroattinici e altri scogli, formando una lunga catena tesa da nord a sud. Le strutture della barriera corallina si sono formate in modo particolarmente vigoroso nell'Artinskiano. Ad ovest della placca, i depositi artiniani sono limitati dalla regione del moderno rigonfiamento Oka-Tsna e sono rappresentati da dolomie, anidrite e gesso, talvolta con intercalari sabbiosi-argillosi. Lo spessore dei depositi dello stadio Artinsk aumenta da 20-40 m a est a 0,25 km. I depositi di Kungur sono ancora più limitati nella loro distribuzione e non penetrano a ovest del meridiano di Kuibyshev. Sono inoltre composti da dolomie (in fondo alla sezione), anidrite, argille, marne e gessi, che si sono accumulati in un'enorme laguna, solo periodicamente invasa dal mare. Gli strati salini, così ampiamente sviluppati nell'avanfossa marginale Cis-Ural, sono quasi del tutto assenti nei depositi di Kungur della placca, ma sembrano avere uno spessore elevato (3 km) nel bacino del Caspio.

Inizio del tardo Permiano era segnato dalla regressione del mare, e la parte inferiore dello stadio kazaniano è rappresentata da uno strato roccioso molto variegato: conglomerati di colore rosso, ciottoli, arenarie, argille, marne (suite Ufimskaya). La demolizione del materiale è avvenuta dagli Urali, si è depositato un tipico strato continentale di colore rosso con arenarie rameose molto caratteristiche formatesi a causa della distruzione dei depositi primari di rame negli Urali. Il resto dello stadio kazaniano in una stretta fascia meridionale è rappresentato da calcari marini e dolomiti e marne lagunari. Ad est sono sostituiti da una fitta sequenza continentale di colore rosso con lenti di conglomerati e ciottoli. Lo spessore dei depositi del palcoscenico kazaniano a est è di centinaia di metri, mentre a ovest raggiunge a malapena poche decine. I depositi dello stadio tataro del Permiano superiore si sviluppano solo a nord-est e ad est della piattaforma, in alcuni punti sovrastano con una rottura i depositi sottostanti e sono rappresentati da una sequenza sedimentaria continentale variegata di complessa struttura, tra cui marne variamente colorate , così come predominano le argille, le sabbie e le arenarie. Tutti questi sedimenti si sono accumulati a causa di numerosi fiumi che scorrevano attraverso l'intera piattaforma, formando strati di sedimenti deltizi a ovest, in cui nel secolo scorso è stata scoperta una ricca fauna di vertebrati - anfibi e rettili sulle rive della Dvina settentrionale. Lo spessore dei depositi del palcoscenico tartaro a est raggiunge 0,6-0,7 km.

Un ruolo estremamente importante è svolto dai depositi del Permiano nella struttura del bacino del Caspio. A partire dall'arco tartaro dell'anteclisse Volga-Urali in direzione sud, lo spessore dei depositi del Permiano aumenta gradualmente. Alla latitudine di Buguruslan, carbonato-argilloso

Riso. 12. Cupola di sale Mashevsky nella depressione di Dnieper-Donetsk:

1 - Salgemma di Perm; 2 - salgemma devoniano; 3 - zona breccia

i depositi marini del Permiano inferiore raggiungono circa 0,3-0,5 km di spessore. Lenti di salgemma compaiono nei depositi costieri-marini dello stadio kazaniano. A sud i depositi sono sostituiti da facies continentali sabbioso-argillose. Un forte aumento dello spessore dei depositi del Permiano si verifica nella zona delle dislocazioni peri-caspiche. I depositi del Permiano superiore che riempiono gli spazi tra numerose cupole saline, come dimostrano i risultati dell'esplorazione sismica, hanno uno spessore di almeno 4 km. Apparentemente, lo spessore totale del colossale spessore dei depositi del Permiano è di circa 8 km. Fino ad ora, non è del tutto chiaro se in quest'area sia presente solo il sale Kungur? È possibile che esistano anche strati salini più antichi, in particolare il Devoniano superiore.

Uno spessore estremamente spesso (fino a 3 km) di depositi del Permiano si sviluppa nelle regioni occidentali del Donbass, nelle depressioni di Artemov e Kalmius, e in direzione nord-ovest, all'interno della depressione del Dnepr-Donetsk, si riduce di spessore a 0,3 km. Nel Donbass, alla base dei depositi del Permiano, adagiati sulla suite araucaritica del Carbonifero superiore, è presente una sequenza di variegate arenarie cuprifere, argille gessose rossastre e siltiti. Più in alto nella sezione, le rocce terrigene sono prevalentemente sostituite da calcari e dolomie, su cui si trova uno strato salino (Kramatorsk), costituito da strati alternati di argille, marne, siltiti, salgemma e anidrite (Fig. 12). I depositi di conglomerati sabbiosi variegati continentali giacciono con discordanza sopra lo strato salino. La suddivisione per età di questa sezione complessa è effettuata in modo condizionale e i depositi al di sopra degli strati salini (conglomerati sabbiosi) sono considerati Permiano superiore, sebbene possano già appartenere al Triassico inferiore.

Nel Permiano inferiore, la depressione del Grande Donbas, inserita tra i massicci cristallini dell'anteclisse di Voronezh e lo scudo ucraino, subì un'intensa piegatura, che tuttavia ricopriva solo la parte centrale della depressione, mentre i suoi lati subirono solo lievi deformazioni e presero la forma di monocline leggermente inclinate (Fig. 13). Il piegamento si attenua piuttosto rapidamente in direzione ovest, lungo l'attacco del trogolo. Il Donbass è caratterizzato dallo sviluppo di pieghe lineari, molto lunghe (centinaia di chilometri) che riempiono l'intero spazio; lo schema generale delle pieghe è abbastanza semplice. Sono molto diffuse le sinclinali larghe e piatte e le anticlinali strette complicate da faglie inverse e sovraspinte. Secondo V. S. Popov, lungo il margine settentrionale del Donbass si distinguono zone di piegatura fine e spinte, faglie lungo il margine meridionale e la zona centrale della depressione è occupata da grandi pieghe lineari. A ovest, la chiusura del trogolo è espressa dalle depressioni di Artemovskaya e Kalmiusskaya. Depositi sottili del Permiano (fino a 0,1 km), rappresentati da arenarie, calcari, gessi e anidrite, sono noti anche nell'estremo ovest della piattaforma all'interno della depressione polacco-lituana.

conclusioni. Il periodo Permiano sulla piattaforma dell'Europa orientale è stato caratterizzato da un complesso assetto paleogeografico, da frequenti migrazioni di bacini marini poco profondi, prima di normale salinità, poi di acque salmastre e, infine, dalla predominanza di condizioni continentali alla fine del tardo Permiano, quando quasi tutta la piattaforma è emersa da sotto il livello del mare e solo ad est e sud-est è continuata la sedimentazione. I depositi del Permiano, in particolare del Permiano superiore, sono strettamente correlati ai molassi dell'avanfossa marginale Cis-Ural. La sezione inferiore del sistema Permiano differisce litologicamente nettamente da quella superiore ed è rappresentata principalmente da rocce carbonatiche, fortemente gessose nella parte superiore della sezione. Lo spessore dei depositi del Permiano inferiore non supera le poche centinaia di metri e aumenta solo verso est. Il Permiano superiore è ovunque composto da rocce terrigene, solo nelle regioni nord-orientali lo stadio kazaniano è rappresentato da calcari e dolomie. Anche lo spessore dei depositi del Permiano superiore ammonta a poche centinaia di metri, ma aumenta nettamente ad est e nel bacino del Caspio. Il clima del periodo Permiano era caldo, a volte subtropicale, ma generalmente caratterizzato da una notevole siccità. Al nord prevalevano le condizioni di un clima umido delle latitudini temperate. Nel Permiano si verificò una manifestazione di magmatismo nella penisola di Kola, dove si formarono complessi massicci di sieniti nefelina: Khibiny e Lovozero.

Depositi triassici sono strettamente correlati ai depositi della fase tatariana del Permiano superiore. I sollevamenti alla fine del Permiano furono nuovamente sostituiti da cedimenti, ma la sedimentazione nel Triassico inferiore ebbe luogo su un'area molto più piccola. La depressione della Russia orientale si è rotta in diverse depressioni isolate. L'anteclisse Volga-Urali iniziò a prendere forma. I depositi del Triassico inferiore si trovano in luoghi con erosione su rocce più antiche; sono più ampiamente distribuiti sulla superficie nella parte nord-orientale della sineclisi di Mosca. Sono sviluppati nelle depressioni caspiche, Dnepr-Donetsk e polacco-lituane. Ovunque, ad eccezione del Mar Caspio, il Triassico inferiore è rappresentato da un continente variegato serie Veluga composto da arenarie, argille, marne e raramente calcari lacustri. Si possono rintracciare diversi pacchetti costruiti ritmicamente, iniziando con materiale più grossolano e finendo con materiale sottile. Vasti bacini d'acqua dolce poco profondi cambiavano spesso forma. Il materiale clastico è stato portato dall'est, dal crollo delle montagne Paleo-Urali, nonché dagli scudi baltici e ucraini e dalle crescenti anteclissi di Voronezh, Volga-Urali e bielorusso. I fiumi che scorrevano lentamente lo trasportavano attraverso la bassa pianura. Lo spessore dei fiori variegati della serie Vetluzh nel nord-est è di 0,15 km, nella regione di Galich - 0,3, negli stati baltici - circa 0,3, e nella depressione di Dnieper-Donetsk aumenta a 0,6 km. Nel Triassico medio, quasi l'intero territorio della piattaforma era coperto da rialzi, ad eccezione del bacino del Caspio. Ci sono prove della presenza di depositi del Triassico medio nella depressione del Dnepr-Donetsk. Il Triassico superiore sotto forma di sottili depositi argillosi con intercalari di arenarie è noto nella depressione del Dnepr-Donetsk e nel Baltico.

Di particolare interesse è la sezione dei depositi triassici nel bacino del Caspio, dove è distribuito su tutta la sua area ed è molto denso. Nelle parti centrali della depressione, il Triassico inferiore poggia in modo conforme sui depositi dello stadio tataro, ma nelle sue parti marginali si osserva erosione alla base del Triassico. Una caratteristica importante della sezione del Triassico inferiore è la presenza di sedimenti marini in essa - argille con intercalari calcarei contenenti fauna ammonitica, che indicano la trasgressione del mare da sud. La famosa sezione di sedimenti marini del Triassico inferiore è stata descritta molto tempo fa sul monte Bolshoye Bogdo. Apparentemente le trasgressioni erano periodiche e di breve durata, poiché il Triassico inferiore è composto principalmente da arenarie quarzifere continentali, argille rosse e variegate e marne. I dati di perforazione indicano la presenza del Triassico medio fino a 0,8 km di spessore, composto da calcari e dolomie, e nelle sezioni inferiore e superiore - rocce terrigene. Il Triassico superiore è rappresentato da rocce sabbiose-argillose-marnose di colore rosso. Lo spessore totale del Triassico nel bacino del Caspio supera i 2 km.

A nord di Gorky si trova la struttura Puchezhskaya, molto probabilmente un astroblema, con un diametro di poche centinaia di metri, in cui gli strati normalmente giacenti del Carbonifero - Triassico inferiore sono sostituiti da potenti brecce a blocchi con frammenti di rocce basali cristalline. Nella breccia sono state trovate tracce di trame da impatto (shock). L'intera breccia è ricoperta in modo discordante da depositi del Giurassico medio.

Le condizioni climatiche nel periodo Triassico erano aride, ma nel primo Triassico l'umidità era più alta che nell'era tartara. Nel tardo Triassico il clima diventa umido. Nel complesso, i depositi triassici sono caratterizzati da un insieme complesso di facies continentali: fluviale, lacustre, proluviale. Marino - sviluppato solo nell'estremo sud-est. Il colore predominante delle rocce è rosso, marrone, arancione.

conclusioni. Le caratteristiche principali della fase ercinica nello sviluppo della piattaforma dell'Europa orientale sono le seguenti.

La durata della fase ercinica è di circa 150 milioni di anni e copre il periodo dal Devoniano medio al Triassico superiore compreso.

Lo spessore totale delle precipitazioni varia da 0,2-0,3 a 10 km o più (nel bacino del Caspio).

L'inizio della fase è stato accompagnato da una ristrutturazione dell'impianto strutturale, vigorosi movimenti tettonici, schiacciamento del basamento e un'ampia manifestazione di vulcanismo alcalino-basalto ultrabasico - alcalino e trap.

Il piano strutturale durante la fase ercinica è cambiato poco e le aree di sollevamento sono cresciute gradualmente entro la fine della fase, ma in generale sulla piattaforma ha prevalso il cedimento, soprattutto all'inizio della fase, che la distingue nettamente dal caledoniano.

Dal centro del palcoscenico, l'orientamento degli avvallamenti era meridionale e le aree degli avvallamenti erano spinte verso est, a causa dell'influenza della geosinclina ercinica degli Urali.

Alla fine della fase, la placca russa si è formata entro confini vicini a quelli moderni e si sono formate le strutture principali, comprese quelle locali.

Le parti inferiori della sezione del complesso ercinico sono costituite prevalentemente da depositi terrigeni, talvolta salini. Al centro della sezione sono diffusi gli strati carbonatici, nella parte superiore sono nuovamente sostituiti da depositi terrigeni, di colore rosso, meno spesso salini. Alla fine della fase ercinica, iniziò la crescita delle cupole saline nelle depressioni ucraine e caspiche.

Per tutto il periodo il clima è rimasto caldo, a volte umido, a volte più arido.

Giurassico Inferiore - Complesso Cenozoico. Nel medio e tardo Triassico e nel primo Giurassico, i sollevamenti hanno dominato la piattaforma dell'Europa orientale. Nel Giurassico medio l'impianto strutturale fu ristrutturato, la subsidenza ricoprì gradualmente vaste aree della Placca Russa. La trasgressione raggiunse il suo apice nel mezzo del tardo Giurassico, quando si formò un'ampia e piatta depressione meridionale, che collegava l'Artico e i mari del sud. Nel Cretaceo inferiore le aree di subsidenza diminuirono leggermente e all'inizio del Cretaceo superiore si verificò un cambiamento nel piano strutturale e le avanfosse, concentrandosi solo nella metà meridionale della piattaforma, acquisirono un orientamento latitudinale. All'inizio della fase alpina sorsero nuove aree di depressione: le depressioni di Ulyanovsk-Saratov, del Mar Nero e dell'Ucraina, quest'ultima ereditando la depressione di Dnieper-Donetsk, che cessò di svilupparsi come aulacogeno già nel Visean, catturando le aree adiacenti di l'anteclisse di Voronezh e lo scudo ucraino. Le aree di subsidenza erano separate tra loro da relativi sollevamenti (Fig. 14). Le aree di distribuzione dei depositi giurassici, cretacei e cenozoici nel sud della piattaforma sono strettamente correlate ai depositi coevi della copertura della placca epipaleozoica scitica, che incorniciano la piattaforma da sud, e sono state influenzate dalle geosincline alpine. Nel Pliocene e nel Quaternario si attivarono movimenti tettonici in tutta la piattaforma.

Depositi giurassici diffuso sulla piattaforma nelle depressioni polacco-lituana, ucraina, del Mar Nero, del Caspio e di Ulyanovsk-Saratov. Nell'estremo sud c'era un'enorme pianura costiera bassa. I depositi del Giurassico inferiore sono noti nella depressione ucraina, dove sono rappresentati da uno strato carbonifero limnico, costituito da arenarie e intercalari di lignite, nonché depositi marini sabbioso-argillosi spessi fino a 0,4 km. Nella regione del Volga di Saratov, nei bacini del Mar Nero e del Caspio, il lias è rappresentato da depositi continentali sabbiosi-argillosi monotoni e sottili con intercalari carboniosi.

Nel Giurassico medio iniziò la subsidenza, che copriva una parte significativa del piatto russo. Il mare trasgredisce da sud-est e da nord e penetra nelle depressioni di Ulyanovsk-Saratov e Ucraina, dove sono noti depositi marini sabbioso-argillosi con uno spessore di

Fino a centinaia di metri, e solo nel Donbass le sabbie e le argille scure del Medio Giura raggiungono 0,5 km. Nella depressione polacco-lituana, il Giurassico medio comprende rocce sabbioso-argillose di origine continentale, in parte costiero-marina, spesse fino a 40 m.

Riso. 14. Le principali strutture della piattaforma dell'Europa orientale nella fase di sviluppo alpino (secondo M. V. Muratov, con integrazioni):

1 - zone di stabili ascensori; 2 - Abbeveratoi del tardo Giurassico; 3 - aree di debole subsidenza nel Giurassico e nel Cretacico; 4 - Abbeveratoi del tardo Cretaceo; 5 - Abbeveratoi del Paleogene; 6 - ercinidi; 7 - Caledonidi; 8 - geosincline; 9 - spessore totale del deposito, km; 10 - depressioni a forma di graben; 11 - deboli deformazioni piegate. I - sineclisi polacco-lituano; II - Depressione del Mar Nero; III - Depressione ucraina; IV - Depressione di Ulyanovsk-Saratov; V - Sineclisi del Caspio

Nel Giurassico superiore, quasi tutta la parte orientale e centrale della Placca Russa è inondata dal mare a causa della crescita dei cedimenti già delineatisi nel Giurassico medio. A sud della depressione ucraina, in cui sono noti depositi marini del Giurassico superiore, esisteva un'area di rialzi sublatitudinali, dove sono assenti depositi del Giurassico superiore. Sebbene l'anteclisse di Voronezh fosse coperta dal mare, ha subito un relativo sollevamento per tutto il tempo, che ha provocato lo spessore e la superficialità insignificanti dei sedimenti del Giurassico superiore al suo interno. L'Artico e il Mare del Sud erano collegati da un ampio stretto a est della placca, ma questa connessione non era costante e veniva interrotta di volta in volta. Il massimo della trasgressione si verifica nella prima metà del Giurassico superiore - Età del Volga inferiore. I sedimenti del Giurassico superiore sono dominati da sedimenti di acque poco profonde, rappresentati da argille scure, sabbie varie, tra cui glauconite con noduli di fosforite, che in alcuni punti raggiungono accumuli industriali. Ci sono anche scisti bituminosi (Syzran), formati nelle condizioni di bacini limosi stagnanti a causa delle alghe (sapropeliti). Nel bacino del Caspio, i giacimenti di petrolio e gas sono associati ai depositi del Giurassico superiore. Accanto ai depositi marini si sviluppano in alcuni luoghi anche depositi continentali: sabbie e argille lacustri e fluviali, meno spesso marne. Depositi carbonatici e variegati accumulati a sud e sud-ovest della placca nel Giurassico superiore. Nella regione del Volga, lo spessore dei depositi giurassici raggiunge 0,2 km e nella regione della depressione caspica - 3 km o più. I depositi terrigeni del Giurassico superiore di colore grigio sono noti dalla Terra di Francesco Giuseppe nell'Artico.

I depositi dello stadio del Volgiano inferiore del Giurassico superiore sono caratterizzati dalla maggiore diversità litologica, in cui si sviluppano ampiamente argille di colore prevalentemente scuro, sabbie, fosforiti, scisti bituminosi, marne e calcari silicei. Il clima del periodo Giurassico era caldo e umido e arido nel sud e nel sud-ovest del piatto. Alla fine del Primo Volgiano, la subsidenza si indebolisce e la regressione raggiunge il suo massimo nel Tardo Volgiano. Così, alla fine del tardo Giurassico, il piatto russo fu coperto da un sollevamento generale.

Depositi cretacici sono ampiamente utilizzati sulla piattaforma. Il Cretaceo inferiore e il Cenomaniano sono rappresentati da rocce sabbiose-argillose, mentre il resto del Cretaceo superiore è carbonatico. Tra l'up e l'album c'è stata una ristrutturazione del piano strutturale. I depositi prealbici ereditarono le strutture del tardo Giurassico e si accumularono nelle regioni orientali e centrali della placca russa, formando un'ampia fascia meridionale. I depositi dell'Albiano e del Cretaceo superiore sono confinati nella zona latitudinale a sud della placca, gravitante verso la fascia alpino-mediterranea.

I depositi del Cretaceo inferiore sono spazialmente e litologicamente strettamente correlati al Giurassico superiore. Nella zona meridionale dal bacino del Caspio al bacino di Pechora si sviluppano depositi terrigeni di colore grigio marino, la cui caratteristica è la presenza di un gran numero di noduli di fosforite. Nelle depressioni ucraine e polacco-lituane sono comuni depositi continentali sabbioso-argillosi del Cretaceo inferiore e nella regione del Mar Nero si sviluppano depositi marini dell'Albiano. I depositi del Cretacico inferiore hanno spessori di poche decine, raramente di qualche centinaio di metri, raggiungendo valori significativi solo nella depressione caspica, dove sono rappresentati da uno spesso (0,5-0,8 km) strato di variegato continente sabbioso-argilloso e depositi marini. Gli orizzonti petroliferi, in particolare l'Emba meridionale, sono associati agli stadi barremiano e albiano. In altre zone è caratteristica la predominanza di varie argille: micacee, sabbiose, carboniose. Ovunque (Stadio Valanginiano) sono presenti sabbie, spesso glauconiti con fosforiti, che formano un orizzonte diffuso (Ryazaniano). È interessante notare che questo orizzonte è composto da noduli di fosforite sia primari che ridepositati da depositi giurassici. Nel corso superiore del fiume Vyatka questo orizzonte (0,5-0,7 m) è in fase di sviluppo. I fosforiti scompaiono dalla sezione del Cretaceo inferiore sopra l'Hauteriviano. Sulla terra di Franz Josef sono noti depositi e trappole sabbioso-argillose del Cretaceo inferiore: davanzali, dighe, coperture di basalti toleptiani. Questa è la provincia trappola più giovane dell'URSS.

I depositi del Cretaceo superiore sono diffusi nella metà meridionale della piattaforma, dove raggiungono uno spessore di centinaia di metri, soprattutto nelle depressioni caspiche, ucraine e polacco-lituane. Nelle regioni più settentrionali, ad esempio, nella sineclise di Mosca e nell'anteclisse di Voronezh, i depositi del Cretaceo superiore sono sottili o completamente erosi. Il mare del tardo Cretaceo non era isolato come il primo Cretaceo e aveva collegamenti costanti con i bacini dell'Europa occidentale. Il Cretaceo superiore è rappresentato da rocce carbonatiche: calcari, marne, gesso bianco scrivente, meno spesso fiaschi e tripoli. Sono presenti anche sabbie e arenarie, spesso glauconiti, contenenti noduli di fosforiti.

I depositi della fase cenomaniana, ancora strettamente legati all'albume, sono rappresentati in tutte le aree da sabbie glauconiti grigio-verdastre e arenarie con concrezioni fosforitiche. Solo nella depressione polacco-lituana le cime del Cenomaniano sono rappresentate da calcari sabbiosi e marne. Nei depositi del Cretaceo superiore, i fosforiti sono ampiamente distribuiti in tutta la sezione, ma i fosforiti dello stadio cenomaniano, che vengono estratti nelle regioni di Kursk e Bryansk, sono della massima importanza. I fosforiti si sviluppano nelle zone marginali di grandi depressioni, scomparendo verso il loro centro. I depositi degli stadi turoniano, coniaciano, santoniano, campano e, in misura minore, maastrichtiano e danese sono rappresentati da calcari e marne, oltre che da gesso bianco scrivente. Sezioni classiche dei depositi del Cretaceo superiore si trovano nelle regioni di Ulyanovsk e Saratov Volga. Lungo il margine meridionale della sineclise di Mosca e nella regione del Trans-Volga, la sezione dei depositi del Cretaceo superiore è incompleta, con numerose interruzioni. Sezioni molto più potenti (fino a 0,8-1 km) si trovano nelle depressioni ucraine, di Leopoli e del Caspio. La trasgressione dell'inizio del Cretacico superiore è stata sostituita nel Maastrichtiano da una regressione, e i depositi danesi, a causa di sollevamenti che hanno inghiottito la piattaforma, sono quasi del tutto assenti sul piatto, ad eccezione della regione del Caspio e dell'Ucraina bacini. Lo spessore dei depositi del Cretacico superiore è di poche centinaia di metri, superando solo in alcune zone 1 km.

Depositi cenozoici distribuito solo nella parte meridionale della piattaforma, il confine settentrionale dello sviluppo dei depositi del sistema Neogene si trova a sud rispetto al Paleogene, il che indica una riduzione dell'area di sedimentazione nel tempo e la crescita dei sollevamenti. I depositi marini lasciano gradualmente il posto a quelli costieri, lacustri.

Depositi del sistema Paleogene sviluppato nelle depressioni del Caspio, Ulyanovsk-Saratov, del Mar Nero e dell'Ucraina, nonché nell'area dello scudo ucraino, che discese nel periodo Paleogene. I depositi del Paleocene e dell'Eocene sono strettamente correlati tra loro e le loro aree di distribuzione sono vicine a quelle dei depositi del Cretaceo superiore. All'inizio del Paleocene, i sollevamenti interessavano ancora la piattaforma e quasi tutta, ad eccezione delle regioni del Caspio e del Volga, rimase un'area di erosione. Successivamente si verifica la subsidenza, che si estende anche alla parte sud-occidentale della piattaforma. La grande originalità dei depositi del Paleogene non consente loro di essere confrontati con le sezioni dell'Europa occidentale; ciò ha portato alla creazione di una serie di schemi stratigrafici locali, ad esempio, per la regione del Volga, la depressione ucraina, la regione del Mar Nero, ecc. .

I depositi paleogenici sono rappresentati da rocce sabbiose-argillose, in misura minore, carbonatiche. I palloni sono ampiamente sviluppati, in alcuni punti ci sono strati di lignite. Predominano le facies marine, tra le quali sono particolarmente importanti quelle manganesifere, ma sono presenti anche sabbie e argille continentali, prevalentemente lacustri e alluvionali. Lo spessore dei depositi del Paleogene varia in media da decine a poche centinaia di metri, aumentando fino a 1-1,3 km nella depressione caspica.

Ad est della piattaforma si sviluppano depositi paleocenici ed eocenici, mentre ad ovest, al contrario, sono più diffusi depositi eocenici ed oligocenici. Nella depressione di Ulyanovsk-Saratov, il Paleocene è rappresentato da arenarie, sabbie glauconite con fosforiti, fiaschi, tripoli e diatomiti (fino a 0,1 km). L'Eocene è composto da argille costiero-marine e continentali, siltiti, sabbie, arenarie, spesso glauconiti (0,2 km). I depositi dell'Eocene inferiore e medio sono prevalentemente distribuiti, mentre l'Eocene superiore, rappresentato da arenarie sottili con fosforiti, si trova solo localmente.

Nella depressione ucraina, il Paleocene è distribuito solo in alcuni punti. Al fondo della sezione si sviluppano rocce sabbioso-argillose e marne con intercalari di fosforiti (10-40 m). Nel tardo Paleocene, in condizioni di regressione, si accumularono depositi sabbiosi con intercalari di carbone. I depositi eocenici sono rappresentati da sabbie (quarzo, glauconite) e argille spesse fino a 0,1 km. Nell'est dello scudo ucraino, le unità di lignite (formazione limnica) fino a 25 m di spessore sono associate all'Eocene. I depositi di oligocene - sabbie, argille, fiaschi, diatomiti - coprono la parte meridionale dello scudo ucraino. Alla base dei depositi dell'Oligocene nella regione di Nikopol c'è un deposito di manganese.

La depressione del Mar Nero è dominata da sedimenti marini sabbioso-argillosi e carbonatici (Paleocene-Eocene), che hanno lasciato il posto a quelli continentali a nord. Più sviluppati sono i depositi eocenici (arenarie, marne, calcari, argille) e oligocenici (argille). Lo spessore totale è di 0,3-0,4 km. Vicino ad Arkhangelsk sono note lave di andesite basaltiche dell'Oligocene superiore con ferro nativo. L'età assoluta è di 27 ± 1,6 milioni di anni.

Depositi del sistema Neogene distribuito solo nelle aree più meridionali della piattaforma: nei Carpazi, nelle depressioni del Mar Nero e del Caspio, nonché nella regione del Medio Volga, nelle valli del Don e dell'Oka.

Miocene. A ovest, nella regione dei Carpazi, i depositi del Neogene giacciono direttamente sul Cretaceo e sono strettamente correlati ai depositi dell'avanfossa dei Carpazi. All'inizio del Miocene, la depressione subì un intenso cedimento, che provocò una profonda incisione delle valli fluviali che scorrevano nella depressione. I depositi del Miocene inferiore sulla piattaforma non sono noti. Solo le sabbie e le argille di quarzo e glauconite sottili (20-40 m) del Miocene medio si sviluppano nei tratti inferiori del Dnestr e del Dnepr. Nel Miocene medio, il bacino del Mar Nero si è fuso con il Mediterraneo, il che ha portato a un innalzamento del livello del mare e alla sua trasgressione sulla piattaforma. I depositi del Miocene medio sovrastano rocce più antiche con erosione e sono rappresentati da varie rocce terrigene e carbonatiche: argille, sabbie, calcari, gessi e anidrite. In Moldavia e Ucraina occidentale, questi includono massicci di scogliere composti da briozoi e alghe ed espressi in rilievo. Potenza - 35-40 m.

I depositi dello stadio sarmato (Miocene superiore) sono più ampiamente distribuiti nel sud-ovest della piattaforma, dove il loro spessore raggiunge 0,25 km. Sono rappresentati da calcari, scogli in alcuni punti, conchiglie, marne, sabbie e argille. L'enorme lago-mare sarmato desalinizzato aveva la dimensione massima nel medio Sarmato. Dopo la regressione nel tardo periodo sarmato, si verificano di nuovo cedimento e trasgressione, ma molto meno del sarmato. I depositi dello stadio meotico sono sviluppati nei tratti inferiori del Dniester, dell'insetto meridionale e del Dnepr. Sono rappresentati da sedimenti marini e continentali (calcare, roccia conchiglia, marna, argilla, sabbia) con uno spessore di 10-30 M. Nel sud della Moldavia ci sono scogliere di briozoi che si distinguono nel rilievo allo stesso modo di quelli sarmati. Pertanto, i depositi miocenici sono caratterizzati da una complessa variabilità di facies dovuta a ripetute trasgressioni e regressioni dei bacini marini, in cui la salinità è cambiata più volte.

Pliocene. I depositi pliocenici si sviluppano su una piattaforma nella depressione del Caspio e si estendono solo in una stretta fascia lungo la costa del Mar Nero, che per gran parte del Pliocene non ebbe alcun collegamento con il Mar Mediterraneo e solo nel Pliocene superiore, a causa della formazione di un sistema di grabens, ad esso connesso.

I depositi dello stadio pontiano giacciono con l'erosione su rocce più antiche e sono composti da calcare a conchiglia, che è stato a lungo utilizzato per la costruzione. Argille, sabbie, marne, ciottoli sono molto meno comuni. Lo spessore non supera i 10-20 m Durante il Miocene e Pliocene inferiore (nell'età del Ponto) esisteva un unico bacino ponto-caspico, che alla fine dell'età del Ponto si divise in due isolati. A questo proposito, lo sviluppo dei bacini del Caspio e del Mar Nero è andato diversamente. Quest'ultimo ha mantenuto nel Pliocene contorni vicini a quelli moderni, ei sedimenti di questo tempo sono rappresentati da sabbie sottili e argille. Nel bacino del Caspio, alla fine del primo Pliocene, si verificò una regressione che portò a una riduzione del mare alle dimensioni del bacino moderno del Caspio meridionale e, secondo E. E. Milanovsky, il livello dell'acqua scese a 0,5-0,6 km sotto il livello dell'oceano. Tale abbassamento della falda freatica provocò una profonda incisione di tutte le valli fluviali e l'estinzione della fauna pontiana. Nel Pliocene medio (l'età degli strati produttivi), il mare tornò gradualmente ai suoi confini precedenti, e all'inizio del Pliocene superiore, nell'era Akchagyl, si verificò una grande trasgressione, raggiungendo Kazan e Ufa nel Volga e Kama valli e nelle valli del Dnepr e del Don. Akchagyl è rappresentato da argille, sabbie, ciottoli, meno spesso marne, con uno spessore massimo fino a 0,2 km. La regressione del tardo Akchagyl all'inizio del secolo fu sostituita da una trasgressione meno estesa, che raggiunse approssimativamente Saratov e Uralsk. Lo spessore delle rocce sabbiose-argillose dello stadio Apsheron nella depressione del Caspio è di circa 0,5 km.

Sistema quaternario. I depositi di questo sistema sulla piattaforma sono rappresentati da diversi tipi genetici: glaciale, alluvionale, marino. Le formazioni glaciali sono state depositate a seguito di triple glaciazioni e sono rappresentate da strati di massi argillosi. Nel primo Pleistocene, il ghiacciaio Oka glaciazione ha raggiunto le regioni di Bielorussia, Mosca, Kaluga, Perm. Nel Pleistocene medio, il massimo Glaciazione del Dnepr si diffuse ancora più a sud, nelle valli del Don e del Dnepr, costeggiando la Russia centrale e l'altopiano del Volga, fino a circa 48° N. sh. Pleistocene superiore Glaciazione Valdai raggiunse la latitudine di Kalinin. Ogni glaciazione consisteva in diverse fasi di avanzamento e ritiro dei ghiacciai, fissate da orizzonti di depositi interglaciali. I centri di glaciazione erano situati in Scandinavia e Novaya Zemlya. A partire dalla glaciazione del Dnepr, le creste moreniche delle glaciazioni successive si trovano più a nord, fissando la riduzione della copertura glaciale e la sua completa scomparsa dall'era moderna. I ghiacciai sono completamente scomparsi tra il Dnepr e il Valdai e tra la prima e la tarda glaciazione del Valdai. Liberata dal pesante fardello della calotta glaciale, la Scandinavia sta ancora vivendo un rapido sollevamento, cercando di raggiungere l'equilibrio isostatico. Lungo la periferia dei ghiacciai a sud della piattaforma si sono accumulati argille di loess con uno spessore di poche decine di metri.

I depositi quaternari marini compongono una serie di terrazze sulle coste dei mari del sud e del nord; sono rappresentati da rocce e ciottoli sabbioso-argillosi. Le trasgressioni del Mar Caspio penetrarono lungo il Volga a nord nel Pleistocene inferiore e medio, fino a Syzran. In altre valli di grandi fiumi si sviluppa un complesso di terrazzi fluviali.

conclusioni. Il complesso alpino della piattaforma è rappresentato da sedimenti dal Giurassico inferiore al Quaternario compreso. La durata della formazione del complesso è approssimativamente pari a 190 milioni di anni. L'inizio della fase alpina è stato segnato da una significativa ristrutturazione del piano tettonico, espressa nella formazione di un'area stabile di sollevamento sul sito del bacino della Russia orientale. La stessa zona di sollevamento è sorta nella zona meridionale, approssimativamente da Voronezh a Stavropol. L'area di notevole cedimento, soprattutto a partire dalla seconda metà del Cretaceo, gravita verso la metà meridionale della piattaforma. Durante l'intera fase le aree di sollevamento si sono progressivamente espanse fino a ricoprire, nel Pliocene superiore, l'intero territorio della piattaforma. Nella parte inferiore del complesso alpino si sviluppano prevalentemente rocce terrigene, che nel Cretacico superiore furono sostituite esclusivamente da carbonatiche (formazione marnosa-cretacea), e poi, nel Cenozoico, nuovamente terrigene. Una caratteristica importante del palcoscenico sono le grandi glaciazioni che hanno inghiottito la metà settentrionale della piattaforma nel Quaternario.

Il magmatismo durante la fase alpina è stato praticamente assente, anche se recentemente si segnalano vulcanismo mesozoico sul versante meridionale del massiccio di Voronezh (effusivi con età di 74 Ma), presenza di dicchi di microdiorite nel Donbass (162-166 Ma) e la presenza di lave oligoceniche nei pressi di Arkhangelsk (27 ± 1,6 Ma).

Va sottolineato che durante la fase alpina pregiurassica, nel tardo Cretaceo, prima del Paleogene e nell'Anthropogene, si sono verificati movimenti tettonici di tipo inverso in alcuni aulacogeni ad est della piattaforma, che hanno creato molti rigonfiamenti e sollevamenti e nell'area del lago Ladoga, Onega, Kandalaksha Bay, piccoli graben associati a movimenti glacioisostatici.

Caratteristiche della struttura e struttura profonda
Piattaforma dell'Europa orientale

La struttura e lo spessore dei vari complessi all'interno della piattaforma sono tutt'altro che uguali, il che è una conseguenza dei movimenti dei singoli blocchi del basamento preripheano, avvenuti per lungo tempo e con direzioni diverse. Gli elementi tettonici più grandi della placca - anteclidi, sineclidi, depressioni e avvallamenti - sono ovunque complicati da strutture di ordine minore: volte, cenge, bastioni, flessioni, graben, cupole e altri, che si sono formati durante l'intera fase della piattaforma di sviluppo,

Riso. 15. Profilo schematico lungo lo sciopero del trogolo Dnieper-Donetsk (secondo V.K. Gavrish):

1 - strati sedimentari; 2 - Fondazione precambriana; 3 - guasti; 4 - superficie dei depositi di carbone

Riso. 16. Profilo geologico della parte occidentale della placca russa (secondo V. G. Petrov)

o nei suoi singoli momenti. Pertanto, parte delle strutture si esprime in tutti gli orizzonti della copertura sedimentaria, e parte si manifesta solo in certi strati rocciosi. Quasi tutte le strutture della lastra di diverse scale hanno ricevuto i propri nomi.

Si è già detto abbastanza sulle strutture del livello inferiore della copertura della piattaforma (aulacogens), e la loro struttura è mostrata in Fig. 10. Va solo sottolineato che questi non sono semplici graben, ma molto spesso un sistema di singoli graben e horst individuali, che si fondono in una depressione estesa con un fondo sezionato (Fig. 15, 16). Gli aulacogeni di Riphean sono sorti al di sopra delle antiche zone lineari mobili nel seminterrato, e molti di loro hanno continuato a vivere durante l'intero stadio di sviluppo della piattaforma (vedi Fig. 50). Va sottolineato che i sistemi aulacogeni sono paralleli alle geosincline che incorniciano la piattaforma. Un certo numero di aulacogeni, ad esempio il Dnieper-Donetsk, hanno un campo gravitazionale positivo, che indica l'innalzamento della superficie M, che è confermato dal DSS. Altri sono negativi, come Pachelma. Le anteclidi e le sineclidi sono complicate da numerose strutture più piccole di ordini diversi. Nella prima, le sporgenze isometriche della fondazione sono ampiamente sviluppate: volte, ad esempio, Tokmovsky, Tatarsky, Zhigulevsko-Pugachevsky e altre sull'anteclisse Volga-Ural, che a loro volta sono complicate da "nasi" strutturali, alberi,

Riso. 17. Profilo attraverso l'anteclisse di Voronezh lungo la linea Orel-Belgorod (secondo A.I. Mushenko)

flessioni, ecc., che si sono verificate su zone di faglia. Tra gli archi ci sono depressioni, ad esempio la Melekesskaya, che separa gli archi Tatar e Tokmovo. Le anteclisi Voronezh e Bielorussa hanno una struttura più semplice rispetto al Volga-Urali, ma sono incorniciate da faglie, sporgenze e aulacogeni. La natura della struttura

Riso. 18. Profili schematici attraverso i pozzi: I - Oksko-Tsninsky (secondo N. T. Sazonov); II - Dono-Medveditsky (secondo A.I. Mushenko)

la cupola e il fianco meridionale dell'anteclisse di Voronezh sono mostrati in Fig. 17. I pozzi sono uno degli elementi tettonici tipici della copertura. In alcuni casi, queste strutture sono lunghe diverse centinaia di chilometri e sono costituite da brachianticline in leggera pendenza che si sostituiscono a scaglioni (Vyatka swell). In altri, si tratta di pieghe asimmetriche associate a flessioni (rigonfiamento di Oksko-Tsninsky) (Fig. 18). In terzo luogo, esiste un sistema di brachifold che sono intricatamente combinati tra loro (rigonfiamenti di Kerensko-Chembarsky, Zhigulevsky, Dono-Medveditsky), spesso interrotti da faglie normali con una ripida (fino a 20-25°) e l'altra dolce (fino a 1-2°) ali. I pozzi appaiono più spesso sopra le faglie marginali degli aulacogeni di Riphean, lungo i quali si sono verificati movimenti ripetuti nel tempo del Fanerozoico: Oka-Tsninsky, Kerensky-Chembarsky, Vyatsky e altri.

Le sineclisi della placca russa sono anche complicate da pieghe flessionali, sporgenze, sporgenze e selle che separano alcune delle aree più abbassate (Fig. 19). Pertanto, la sella lettone con la sporgenza Loknovskiy separa la depressione baltica dalla sineclise di Mosca e collega l'anteclisse bielorussa e lo scudo baltico. Quest'ultimo è separato dalla sporgenza Bobruisk dal Pripyat aulacogen, e, a sua volta, dalla sporgenza Chernigov - dal Dnieper-Donetsk, ecc. I dolci pendii ribassati degli scudi baltici e ucraini, che sono allo stesso tempo il ali del sineclisio, sono disturbate da flessioni e gradini.

Riso. 19. Profilo geologico attraverso la parte centrale della sineclisi di Mosca (secondo Yu. T. Kuzmenko, con semplificazione). La schiusa mostra la breccia vulcanica. Al centro c'è l'aulacogeno della Russia centrale, espresso in superficie dall'ondata di Rybinsk-Sukhon

La depressione del Caspio ha una struttura complessa. È caratterizzato da uno spessore di sedimenti molto spesso (fino a 20-23 km) e da un cedimento acuto ea gradini del basamento lungo i suoi bordi, che si esprime nella struttura della copertura dalla zona delle flessioni caspiche e dal sistema di rigonfiamenti ad essa associati, caratterizzati da gradini gravitazionali (Fig. 20, 21, 22) . Negli orizzonti superiori della depressione è pronunciata la tettonica salina, dovuta alla presenza di molte cupole saline di tipo aperto e chiuso, che si fondono in profondità attraverso ponti in strette creste. Il letto di subsale si verifica a profondità fino a 10 km. Nella parte post-salina delle cupole chiuse si sviluppano faglie circolari e radiali che formano una struttura a "piastra spezzata". cupole di sale

Riso. 21. Schema della struttura della cupola salina di Makat (secondo N. P. Timofeeva e L. P. Yurova) e la sua sezione geologica (secondo G. A. Aizenshtadt):

1 - Senon-Turon; 2 - Alb-sekoman; 3 - azzeccato; 4 - neocom; 5 - Giura; 6 - le faglie hanno forme e dimensioni diverse, raggiungendo in pianta i 10.000 km2 (Chelkar, Sankeboy, ecc.).

Le stesse cupole, ma di sale dell'Alto Devoniano, sono ampiamente sviluppate negli aulacogeni di Dnieper-Donetsk e Pripyat. La crescita delle cupole è avvenuta per lungo tempo, il che si è riflesso in una diminuzione dello spessore dei depositi nelle parti arcuate delle strutture saline.

Pertanto, la copertura della piattaforma è caratterizzata dal piegamento dovuto al movimento dei blocchi di basamento lungo le faglie durante l'intero periodo fanerozoico e dall'alternanza di epoche di estensione e compressione generali.

Lo studio della struttura profonda della piattaforma con il metodo DSS è iniziato nel 1956. Da allora, questi studi hanno coperto lo scudo ucraino e l'aulacogeno del Dnepr-Donetsk, la depressione del Caspio, l'anteclisse del Volga-Urali e una serie di altre aree . Una delle conclusioni più importanti dell'applicazione del DSS è stata l'idea della natura stratificata eterogenea non solo della crosta terrestre, ma anche del mantello superiore all'interno della piattaforma dell'Europa orientale.

Riso. 22. Schema della struttura della zona marginale della sineclisi del Caspio nella regione del Volgograd Volga (secondo V.K. Aksenov et al.). L'ombreggiatura verticale mostra il sale Kungur

Lo spessore della crosta terrestre sulla piattaforma, secondo i dati DSS, varia da 24 a 54 km, con gli spessori maggiori installati su

Riso. 23. La struttura della crosta terrestre sullo scudo ucraino (secondo V. B. Sollogub e altri):

1 - strato granitico-metamorfico; 2 - strato granulitico-mafico; 3 - mantello superiore; 4 - guasti; AR - Massicci archeani; PR - aree di ripiegamento del primo proterozoico

Riso. 24. Profili DSS attraverso la depressione di Dnieper-Donetsk lungo le linee:

a - Zvenigorodka-Novgorod-Seversky; b - Piryatin-Tallaevka; c - Narichanka-Bogodukhov; d - Gemini-Shevchenko (secondo V. B. Sollogub e altri):
1 - copertura sedimentaria; 2 3 - strato granulitico-mafico; 4 - superficie M; 5 - difetti profondi; 6 - difetti superficiali

Scudo ucraino e nell'anteclisse di Voronezh, e il minimo, circa 22-24 km, nel bacino del Caspio e, possibilmente, anche nelle parti centrali della sineclise di Mosca, dove lo spessore della crosta non supera i 30 km. In tutte le altre regioni, ad eccezione di un certo numero di aulacogeni, la crosta ha uno spessore di circa 35-40 km: sull'anteclisse Volga-Urali - 32-40 km, all'interno del versante del Mar Nero - 40 km, fino a

Riso. 25. Sezione sismogeologica attraverso il Donbass lungo la linea Novo-Azovsk-Titovka (secondo M.I. Borodulin):

1 - bordi riflettenti; 2 - la superficie della fondazione prerifaiana; 3 - superficie M; 4 - difetti profondi; 5 - Velocità delle onde P-sismiche, km/s

39 km sullo Scudo baltico, 40-45 km negli Urali, ecc. In prima approssimazione, la crosta terrestre è suddivisa in "strati" granitici e granulitici, tuttavia, lo spessore di questi strati e il loro rapporto con il M superficie, così come con la superficie K, in diverse sezioni della piattaforma sono tutt'altro che identiche.

SU Scudo ucraino, nonostante lo spessore massimo della crosta all'interno della piattaforma (circa 55 km), lo strato di granito apparentemente non supera i 10 km, essendo in altri luoghi, ad esempio, nel massiccio del Belozersky, solo circa 5 km (Fig. 23). Di conseguenza, la maggior parte dello spessore della crosta ricade sullo strato granulitico-mafico. Un quadro simile si osserva anche nell'anteclisse di Voronezh, dove lo spessore massimo della crosta nelle parti marginali dell'anteclisse è di 50 km, e almeno 3/5 dello spessore ricade sullo strato granulite-mafico, cioè

Riso. 26. Struttura profonda della crosta terrestre nella regione del Pachelma aulacogen (secondo G. V. Golionko e altri). Numeri - Velocità delle onde P-sismiche, km/s. La superficie K ripete la topografia del basamento per circa 30 km. Lo spessore di questo strato aumenta verso il centro dell'anteclisse a causa della riduzione dello strato granitico.

L'aulacogeno di Dnepr-Donetsk è caratterizzato da un significativo assottigliamento della crosta dovuto alla riduzione dello strato granulite-mafico dovuto all'innalzamento della superficie M nella regione di Kharkov di 10 km. Questi rapporti sono più pronunciati nella parte nord-occidentale dell'aulacogeno, mentre verso sud-est gli spessori degli strati diventano prima uguali, e nel Donbass lo strato granitico è spesso quasi il doppio dello strato granulite-mafico (25-15 km) (Fig. 24; 25).

Anticlisse Volga-Urali, avente una crosta mediamente spessa 35-40 km, presenta strati granulite-mafici e granitici di uguale spessore, ma lo spessore massimo della crosta si osserva nelle zone di rilievi arcuati (Tokmovsky e altri), che complicano l'anteclisse (Fig. 26). Nella depressione del Caspio, la crosta terrestre ha uno spessore di 22-30 km e la suola della copertura della piattaforma giace in profondità

Riso. 27. Profilo sismo-geologico attraverso la sineclisi del Caspio lungo la linea Kamyshin-Aktyubinsk (secondo V. L. Sokolov, con modifiche):

1 - Cenozoico, Mesozoico e Permiano superiore; 2 - cupole di sale (sale Kungur); 3 - depositi di sottosale; 4 - strato granitico-metamorfico; 5 - strato intermedio; 6 - strato granulitico-mafico; 7 - superficie M; 8 - guasti; 9 - Velocità dell'onda P, km/s

18-25 km (Fig. 27). Nelle parti centrali del bacino, più profondamente incurvate, non esiste uno strato geofisico granitico della crosta terrestre e la copertura della piattaforma giace su uno strato granulite-mafico, dove la velocità delle onde è di 7,0-7,2 km/s. Queste aree corrispondono ai massimi gravitazionali di Aralsor e Khobdinsky. I dati sismici e di altro tipo suggeriscono che il complesso subsale della copertura della piattaforma, in alcuni punti fino a 15 km di spessore, comprende depositi del tardo Riphean (?), Ordoviciano, Devoniano, Carbonifero e Permiano, tuttavia, la maggior parte dello spessore di tutti i depositi che riempiono il bacino ricade ancora al Paleozoico superiore e al Triassico. Secondo R. G. Garetsky, V. S. Zhuravlev, N. V. Nevolin e altri geologi, un cedimento così intenso del bacino in quel momento è associato a un processo geosinclinale nella geosinclinale degli Urali e nelle regioni settentrionali della placca scitica (ercinidi sepolti della cresta Karpinsky ). Sullo scudo baltico, sono stati condotti studi DSS nella penisola di Kola e in Carelia. In quest'ultima regione, lo spessore della crosta è di 34-38 km e lo strato granitico rappresenta solo 10-15 km. Il profilo DSS submeridionale sulla penisola di Kola ha mostrato che lo spessore della crosta terrestre è di 35-40 km al centro della penisola, ma si assottiglia bruscamente (fino a 20 km) all'interno del Mare di Barents. La caratteristica più interessante della struttura della crosta è che corrisponde quasi tutta allo strato granulitico-mafico con velocità superiori a 6,6 km/s, mentre lo strato granitico ha uno spessore di pochi chilometri ed è praticamente assente in alcuni punti.

Entro i limiti del sinlinorio di Imandra-Varzugsky, riempito con uno strato di 10-13 chilometri di formazioni vulcanogeniche-sedimentarie del Proterozoico inferiore, queste ultime, secondo i dati del DSS, giacciono direttamente sullo strato granulite-mafico. Nel gennaio 1982, il pozzo ultra profondo Kola perforato in quest'area aveva già percorso più di 11 km, compreso il presunto confine di Konrad. Tuttavia, non sono stati rilevati "basalti" e il pozzo attraversa strati metamorfici acidi per tutti gli 11 km. I risultati più sensazionali di questo eccezionale lavoro includono il fatto della decompattazione delle rocce con la profondità, un aumento della loro porosità e un brusco salto nel gradiente geotermico a una profondità di oltre 3 km. Pertanto, i risultati della perforazione ultraprofonda apportano modifiche significative all'interpretazione dei dati geofisici e impongono una nuova interpretazione del contenuto del concetto di strato "granulite-mafico".

Minerali

Minerali associati alla fondazione, sono meglio studiati all'interno di scudi o anteclidi, dove sono ricoperti solo da un sottile strato di sedimenti o esposti direttamente in superficie.

Ferro. Il bacino del minerale di ferro metamorfogenico di Kursk si trova sul versante sud-occidentale dell'anteclisse di Voronezh ed è associato alle jaspiliti proterozoiche inferiori del gruppo di Kursk. I minerali più ricchi (Fe 60%) sono la crosta di alterazione delle quarziti ferruginose e sono composti da ematite e martite. Le stesse quarziti ferruginose con un contenuto di Fe di circa il 40% sono rintracciabili per centinaia di chilometri sotto forma di strati fino a 1,0-0,5 km di spessore. Le colossali riserve di minerali ricchi e poveri rendono il gruppo di questi depositi il più grande del mondo.

Il bacino del minerale di ferro di Krivoy Rog, il cui sviluppo è iniziato nel secolo scorso, è simile per tipologia a quello di Kursk ed è associato a depositi di nove orizzonti di quarziti ferruginose del Proterozoico inferiore che hanno subito disfacimento o trattamento idrotermale per formare ricchi minerali di ematite-martite (Fe fino al 65%). Tuttavia, i depositi di Krivoy Rog sono decine di volte inferiori a quelli di Kursk in termini di riserve.

Lo stesso tipo di depositi proterozoici sono noti nella penisola di Kola (Olenegorsk, Kostamuksha). I depositi di minerale di ferro magmatico - Enskoe, Kovdorskoe, Afrikanda (penisola di Kola) - forniscono materie prime allo stabilimento metallurgico di Cherepovets. Negli ultimi anni sono state scoperte anche quarziti ferruginose sull'anticlisse bielorussa.

Rame e Nichel. I corpi basici e ultrabasici del Proterozoico inferiore nella penisola di Kola sono associati a una serie di depositi di solfuro di rame-nichel (Pechengskoye, Monchegorskoye e altri), che sono i più grandi dell'URSS. I depositi di nichel sono anche associati alla crosta di alterazione delle rocce ipermafiche sullo scudo ucraino.

Stagno e molibdeno. I graniti proterozoici sulla penisola di Kola e sullo scudo ucraino sono associati a depositi idrotermali e metasomatici di contatto di stagno e molibdeno, il più grande dei quali è Pitkyaranta (Carelia).

Apatite e alluminio. I depositi di apatite di Khibiny associati alle intrusioni alcaline del Devoniano e del Permiano, situati nella penisola di Kola, sono tra i più grandi al mondo. Il contenuto di P 2 O 3 nel minerale supera il 25%. Le stesse nefeline sieniti sono materie prime per la produzione di alluminio.

Mica. Sullo scudo baltico sono noti depositi di mica, che si trovano nelle pegmatiti proterozoiche.

Grafite. Un certo numero di depositi di grafite si stanno sviluppando sullo scudo ucraino vicino alla città di Osipenko.

Minerali associati alla copertura della piattaforma. La piattaforma dell'Europa orientale all'interno dell'Unione Sovietica è ricca di vari minerali che formano depositi ben noti. I depositi del complesso caledoniano sono forse i meno ricchi di minerali, e il complesso ercinico e, in misura minore, il complesso alpino svolgono il ruolo industriale più importante.

Carbone. Il bacino del Donets, dove sono concentrate grandi riserve di carbone di alta qualità (antracite), ha ora notevolmente aumentato le sue riserve, poiché si è scoperto che gli strati carboniferi del Carbonifero sono tracciati a ovest e ad est dell'Open Donbass. Nel bacino Lvov-Volyn ci sono grandi depositi di carbone nei depositi del Carbonifero inferiore, lo spessore dei giacimenti di carbone raggiunge 1,5 m e l'estrazione viene effettuata a una profondità di 200-800 m.

Lignite. I giacimenti di lignite si trovano nella regione di Mosca (Novomoskovsk), dove sono confinati allo stadio inferiore di Visean; sullo scudo ucraino nei depositi di Paleogene vicino alla città di Slavyansk. Sull'anteclisse Volga-Urali, i depositi del Carbonifero inferiore sono associati a grandi depositi di carbone, con giacimenti di lavoro fino a 25 m, ma che si verificano a grande profondità (circa 1 km). Piccoli depositi di lignite nella stessa regione sono associati a depositi miocenici continentali.

scisto bituminoso. Nella regione baltica, un grande giacimento di scisto bituminoso è confinato ai depositi del Medio Ordoviciano, dove lo spessore degli strati raggiunge quasi i 3 m (le città di Kohtla-Järve e Slantsy). Lo scisto bituminoso del Baltico è di altissima qualità e le sue riserve sono molto grandi. Nell'ultimo decennio è stato scoperto un potente deposito di scisti bituminosi in Bielorussia (il villaggio di Starobin).

Nella regione del Volga, vicino a Syzran e in altri luoghi, tra i depositi del Giurassico superiore, sono presenti sottili strati di scisto bituminoso. Vengono sfruttati numerosi depositi (Obshchesyrtskoye nella regione di Saratov, Kashpirskoye vicino a Kuibyshev).

Olio e gas. I giacimenti di petrolio e gas sulla piattaforma dell'Europa orientale sono associati a depositi sia paleozoici che mesozoici. Un grande gruppo di giacimenti (circa 400) è attualmente noto all'interno della regione Volga-Ural, dove il primo petrolio commerciale fu ottenuto nel 1929 vicino a Chusovskie Gorodoki. Gli orizzonti petroliferi e gassosi più importanti sono i depositi terrigeni del Medio (Givetian) e principalmente del Devoniano superiore, nonché i depositi carbonatici del Carbonifero inferiore e medio. Di norma, gli orizzonti produttivi si verificano a profondità di 1,5-2 km e la maggior parte dei depositi è localizzata negli archi delle pieghe della piattaforma piatta. I depositi delle repubbliche socialiste sovietiche autonome tartare e baschiriche, la regione di Kuibyshev, l'Udmurtia forniscono petrolio economico e di alta qualità e si trovano in aree sviluppate. Giacimenti di petrolio e gas sono stati a lungo scoperti nei depositi del Permiano, principalmente nelle strutture della barriera corallina degli stadi Sakmara e Artinsk, negli anni '50 fu costruito il gasdotto Saratov-Mosca sulla base dei depositi di gas nei depositi del Carbonifero. Nella regione baltica, nella regione di Kaliningrad, ci sono più di 10 piccoli giacimenti petroliferi associati alle arenarie del Medio Cambriano. Il Pripyat aulacogen contiene diversi giacimenti petroliferi confinati al lato settentrionale della struttura e associati a calcari cavernosi e dolomie degli stadi Givetiano e Frasniano inferiore e con orizzonti intersalini dello stadio Famenniano. Nell'aulacogeno del Dnepr-Donetsk, piccoli depositi di petrolio e gas sono associati ai depositi del Carbonifero, del Permiano, del Triassico e del Giurassico. Il noto giacimento di gas di Shebelinsky è confinato alle arenarie della suite araukaritica del Carbonifero superiore e del Permiano inferiore.

I depositi del Permo-Triassico, del Giurassico medio e del Cretaceo sono associati a giacimenti di petrolio e gas nell'interfluenza dei fiumi Ural ed Emba nella depressione del Caspio, dove ci sono fino a 20 orizzonti di petrolio e gas. Recentemente, è stato dimostrato il potenziale industriale di petrolio e gas dei depositi di subsale (Permiano inferiore).

sale. I depositi di salgemma sono noti nella depressione del Caspio (regione di Orenburg) e nella depressione del Dnepr-Donetsk (Devoniano e Permiano). Nella metà occidentale della placca russa sono stati recentemente scoperti giganteschi strati di sale, compresi quelli di potassio. Sono localizzati nella depressione di Pripyat e sono di età devoniana superiore. I depositi scoperti di sali di potassio Starobinskoye e Petrikovskoye sono quasi uguali nelle riserve a Verkhnekamskoye.

Fosforiti. Oltre ai minerali di apatite-nefelina della penisola di Kola, le materie prime di fosfato sono associate a una serie di depositi di fosforite di tipo nodulare, confinati principalmente ai depositi mesozoici della copertura della piattaforma, sebbene siano noti anche depositi del Paleozoico inferiore nel Baltico - Kingisepp, Azeri e Maardu.

Nei depositi del Giurassico superiore si trovano grandi depositi di fosforiti nella regione di Mosca (Egorievskoe). I depositi nella regione di Kirov e nella depressione del Dnepr-Donetsk appartengono allo stadio valanginiano del Cretaceo inferiore. Piccoli depositi di fosforiti nella regione del Trans-Volga sono associati allo stadio cenomaniano e al Paleogene, vicino alla città di Volsk nella regione del Volga di Saratov. I fosforiti concrezionali vengono arricchiti e trasformati in fertilizzante - farina di fosforite.

Ferro. Nelle aree di Lipetsk e Tula, orizzonti di minerali di ferro palustre, minerale di ferro bruno, situati nei depositi dello stadio visiano inferiore del Carbonifero inferiore, sono noti sin dai tempi di Pietro il Grande.

Manganese. Un grande deposito laminare (fino a 5 m di spessore) di minerali di manganese - manganite, psilomelan, pirolusite - è stato scoperto dalla fine del secolo scorso sullo Scudo ucraino vicino a Nikopol, dove è confinato alla base dei depositi dell'Oligocene giacente direttamente sul basamento precambriano. Negli ultimi anni, nell'arco Volga-Urali è stato scoperto il deposito Tokmovskoye di minerali sedimentari di manganese.

Alluminio. I depositi di bauxite e i depositi lenticolari nei depositi di Visean si trovano nell'area di Tikhvin, nel lago Onega e nella regione di Mosca.

Titanio. Grandi placer di rutilo-zircone e rutilo furono scoperti negli anni '50 sul territorio dello Scudo ucraino nei depositi di Neogene (Samotkanskoye, Irshinskoye e altri depositi).

Oltre ai più importanti tipi di minerali sopra elencati, la piattaforma dell'Europa orientale contiene

Diverso Materiali di costruzione: calcari, marne, argille, sabbie utilizzate per la produzione di cemento, buta, ecc. Famose labradoriti di rivestimento, graniti rapakivi, marmi vengono estratti sugli scudi ucraini e baltici. Sabbie vetrose, argille refrattarie, zolfo, gesso, torba, acque minerali: tutto questo si trova in abbondanza sulla piattaforma più ricca in termini di minerali.

Piattaforma dell'Europa orientale

Piattaforma russa, piattaforma europea, una delle più grandi aree relativamente stabili della crosta terrestre, una delle piattaforme antiche (pre-Riphean). Occupa una parte significativa dell'Europa orientale e settentrionale, dalle montagne scandinave agli Urali e dai Barents al Mar Nero e al Mar Caspio. Il confine della piattaforma sul N.-E. e S. corre lungo il Timan Ridge e lungo la costa della penisola di Kola, e nel sud-ovest. - lungo la linea che attraversa la pianura mitteleuropea nei pressi di Varsavia per poi dirigersi verso S.-3. attraverso il Mar Baltico e la parte settentrionale della penisola dello Jutland.

Fino all'ultimo decennio, a V. p. nel nord-est. attribuito l'area della pianura di Pechora, la cresta di Timan, le penisole di Kanin e Rybachy, nonché la parte adiacente del fondo del Mare di Barents; su S.-Z. la piattaforma comprendeva la parte settentrionale dell'Europa centrale (la pianura dell'Europa centrale, il territorio della Danimarca, la parte orientale della Gran Bretagna e il fondo del Mare del Nord). Negli ultimi anni l'interpretazione della natura tettonica di queste aree è cambiata per il fatto che l'età del basamento al loro interno è stata determinata come Tardo Proterozoico. Alcuni ricercatori (M.V. Muratov e altri) iniziarono ad attribuire queste aree all'area del ripiegamento del Baikal delle cinture piegate adiacenti e quindi escluderle dai confini dell'antica piattaforma (pre-Riphean). Secondo un'altra opinione (A. A. Bogdanov e altri), la stessa fondazione pre-Riphean della piattaforma è stata solo parzialmente rielaborata dalla piegatura del Baikal, e su questa base le aree nominate continuano ad essere considerate come parte del V. p.

Nella struttura del V. p. La fondazione sporge solo a nord-ovest. (Baltic Shield) e Yu.-Z. Piattaforme (scudo ucraino). Sul resto dell'area più ampia, assegnata sotto il nome di Piatto Russo, la fondazione è ricoperta da una copertura di depositi sedimentari.

Nella parte occidentale e centrale della placca russa, situata tra gli scudi baltico e ucraino, il basamento è relativamente rialzato e poco profondo, formando le anteclisi bielorussa e Voronezh. Sono separati dallo Scudo baltico dalla sineclisi baltica (che si estende da Riga in direzione sud-ovest), e dallo Scudo ucraino da un sistema di depressioni simili a graben del Dnieper-Donetsk Avlakogenea, compresi i graben di Pripyat e Dnieper e che terminano in la struttura piegata V. Donetsk. A sud-ovest dell'anticlisse bielorussa e ad ovest dello Scudo ucraino, lungo il confine sud-occidentale della piattaforma, si estende la depressione marginale Bug-Podolsk.

La parte orientale della placca russa è caratterizzata da un basamento più profondo e da una spessa copertura sedimentaria. Qui spiccano due sineclisi (Vedi Syneclise) - Mosca, che si estende a nord-est. quasi a Timan, e il Mar Caspio delimitato da faglie (a sud-est). Sono separati dall'anteclisse Volga-Urali di costruzione complessa. La sua fondazione è divisa in sporgenze (Tokmovsky, Tatarsky, ecc.), Separate da aulacogene grabens (Kazan-Sergievsky, Verkhnekamsky). Da est, l'anteclisse Volga-Urali è incorniciata dalla profonda depressione marginale di Kama-Ufimskaya. Tra le anteclisi Volga-Ural e Voronezh si trova il grande e profondo Pachelma aulacogen, che si fonde con la sineclisi di Mosca a nord. All'interno di quest'ultimo, in profondità, è stato trovato un intero sistema di depressioni simili a graben, con un attacco a nord-est e nord-ovest. I più grandi sono gli aulacogeni della Russia centrale e di Mosca. Qui, le fondamenta del piatto russo sono sommerse a una profondità di 3-4 km, e nella depressione del Caspio, la fondazione ha l'occorrenza più profonda (16-18 km).

La struttura del basamento del V. p. comprende rocce sedimentarie e ignee altamente metamorfosate accartocciate in pieghe, che in vaste aree si sono trasformate in gneiss e scisti cristallini. Si distinguono aree all'interno delle quali queste rocce sono di età archeana molto antica, più vecchie di 2500 milioni di anni (massicci del Belomorsky, ucraino-Voronezh, Svezia sudoccidentale, ecc.). Tra di loro ci sono i sistemi di pieghe della Carelia, composti da rocce dell'età del Proterozoico inferiore e medio (2600-1600 Ma). In Finlandia e Svezia, corrispondono ai sistemi di pieghe svecofenniane, e nella Svezia occidentale e nella Norvegia meridionale, un po' più giovane, il Dalslandian. Nel complesso, la fondazione della piattaforma, ad eccezione del margine occidentale (i sistemi di pieghe dalslandiane e gotiche), si è formata all'inizio del tardo proterozoico (precedentemente 1600 Ma).

La copertura sedimentaria comprende sedimenti dal Proterozoico Superiore (Riphean) all'Antropogenico. Le rocce più antiche della copertura (Basso e Medio Riphean), rappresentate da argille compattate e quarziti sabbiose, sono presenti nelle depressioni Bug-Podolsk e Kama-Ufimsk, oltre che in Finlandia (Iotnium), Svezia e Norvegia (sparagmite) e altre regioni. Nelle depressioni e negli aulacogeni più profondi, gli strati sedimentari iniziano con depositi di Riphean medio o superiore (argille, arenarie, lave diabase, tufi), nell'aulacogen Dnieper-Donetsk - con rocce del Devoniano medio (argille, arenarie, lave, salgemma), in la sineclisi del Caspio, l'età della copertura sedimentaria delle parti inferiori è sconosciuta. Gli strati sedimentari della copertura sono disturbati in alcuni punti da lievi curve, sollevamenti a forma di cupola (volte) e allungati (rigonfiamenti), nonché faglie normali.

Ci sono due periodi principali nella storia di VP. Durante il primo di essi, che copriva l'intero Archeano, Primo e Medio Proterozoico (3500-1600 Ma), ebbe luogo la formazione di un basamento cristallino, durante il secondo - l'effettivo sviluppo della piattaforma, la formazione di una copertura sedimentaria e la struttura moderna (dall'inizio del tardo proterozoico all'antropogeno) .

Minerali del seminterrato: minerali di ferro (bacino di Krivoy Rog, anomalia magnetica di Kursk, Kiruna), nichel, rame, titanio, mica, pegmatiti, apatite, ecc. La copertura sedimentaria contiene depositi di gas combustibile e petrolio (anteclisse del Volga-Urali, depressione di Pripyat, Sineclisi del Caspio), depositi di roccia e sali di potassio (Kama Cis-Urali, depressione di Pripyat, ecc.), carbone fossile (Lviv, Donetsk, bacino di Mosca), fosforiti, bauxiti, depositi di materiali da costruzione (calcare, dolomite, argilla, ecc. .), nonché giacimenti di acque dolci e minerali.

Illuminato.: Shatsky N.S., Le caratteristiche principali della struttura e dello sviluppo della piattaforma dell'Europa orientale, “Izv. Accademia delle scienze dell'URSS. Serie geologica, 1946, n. 1; tettonica europea. Nota esplicativa alla carta tettonica internazionale dell'Europa, M., 1964; Tettonica dell'Eurasia. (Nota esplicativa alla carta tettonica dell'Eurasia, scala 1:5000000), M., 1966; Bogdanov A. A., Storia tettonica del territorio dell'URSS e dei paesi limitrofi, “Bollettino dell'Università statale di Mosca. Serie IV. Geologia, 1968, n. 1; Nalivkin D.V., Geologia dell'URSS, M., 1962.

MV Muratov.

Piattaforma dell'Europa orientale. Schema tettonico.

Grande enciclopedia sovietica. - M.: Enciclopedia sovietica. 1969-1978 .

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