Геология России

ВВЕДЕНИЕ 1. СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ ПО ГЕОФИЗИЧЕСКИ ДАННЫМ 2. ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ ГОРНО-СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ (ГЕОСИНКЛИНАЛИ, ГОРНО-СКЛАДЧАТЫЕ СООРУЖЕНИЯ) 3. ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ПЛАТФОРМ
4. ПОГРАНИЧНЫЕ СТРУКТУРЫ ПЛАТФОРМ И СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ 5. ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ОКЕАНОВ 6. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ РОССИИ 7. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГРАНИЦЫ, ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ, ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ФУНДАМЕНТА, ПЕРЕХОДНОГО КОМПЛЕКСА И ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА) 8. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ФУНДАМЕНТА) 9. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ В ПЛИТНУЮ СТАДИЮ, ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА, ФОРМАЦИОННЫЕ КОМПЛЕКСЫ) 10. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ВЕНДСКО-НИЖНЕДЕВОНСКИЙ КОМПЛЕКС) 11. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (СРЕДНЕДЕВОНСКО-ВЕРХНЕТРИАСОВЫЙ КОМПЛЕКС) 12. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (НИЖНЕЮРСКО-КАЙНОЗОЙСКИЙ КОМПЛЕКС) 13. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ СТРУКТУР, ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ) 14. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГРАНИЦЫ, ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ, ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ФУНДАМЕНТА, ПЕРЕХОДНОГО КОМПЛЕКСА И ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА) 15-16. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ФУНДАМЕНТА) 17. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ В ПЛИТНУЮ СТАДИЮ, СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА, ФОРМАЦИОННЫЕ КОМПЛЕКСЫ) 18. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (РИФЕЙСКИЙ, ВЕНДСКО-КЕМБРИЙСКИЙ И ОРДОВИКСКО-СИЛУРИЙСКИЙ КОМПЛЕКСЫ) 19. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ДЕВОНСКО-НИЖНЕКАМЕННОУГОЛЬНЫЙ И СРЕДНЕКАМЕННОУГОЛЬНЫЙ-СРЕДНЕТРИАСОВЫЙ КОМПЛЕКСЫ) 20. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ВЕРХНЕТРИАСОВО-МЕЛОВОЙ И КАЙНОЗОЙСКИЙ КОМПЛЕКСЫ, ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ) 21. ЕНИСЕЕ-САЯНО-БАЙКАЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 22. ТИМАНО-ПЕЧЕРСКАЯ ПЛИТА 23. УРАЛО-ПАЙХОЙ-НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 24. ТАЙМЫРО-СЕВЕРОЗЕМЕЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 25. АЛТАЕ-САЯНСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 26. МОНГОЛО-ОХОТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 27-28. ЗАПАДНО-СИБИРСКАЯ ПЛИТА 29. ВЕРХОЯНО-ЧУКОТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 30. СИХОТЭ-АЛИНЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 31. КОРЯКСКО-ТАЙГОНОССКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 32. ОЛЮТОРСКО-КАМЧАТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ 33. САХАЛИН 34. КУРИЛЬСКИЕ И КОМАНДОРСКИЕ ОСТРОВА 35. СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН
ВВЕДЕНИЕ Геология России изучает геологическое строение отдельных районов страны: их стратиграфию, структурные элементы и оценку перспектив полезных ископаемых. Региональная геология тесно связана с исторической и общей геологией, структурной геологией и петрографией. Изучение этой дисциплины требует умения читать и разбираться в тектонических геологических картах. Основными задачами геологии России являются: 1) Изучение геологического строения отдельных областей России и ближнего зарубежья 2) Установление истории и закономерностей их геологического развития 3) Выявление геологических условий распространения и формирования полезных ископаемых Все исследования проводятся комплексно и включают следующие моменты: 1) Определение стратиграфической последовательности и возраста 2) Изучение литологического состава и условий 3) Изучение интрузивных и эффузивных магматических образований, метаморфических пород и тектоники 4) Определение этапов формирования геологического строения территории 5) Изучение месторождений полезных ископаемых и геологических обстановок их размещения 6) Обобщение результатов комплексного изучения геологического строения территории и выявление приуроченности полезных ископаемых к различным литолого-стратиграфическим комплексам 7) Выявление связи формирования полезных ископаемых с влиянием различных факторов и процессов 8) Предоставление научного прогноза вероятности распространения полезных ископаемых в пределах изучаемого района
1. СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ ПО ГЕОФИЗИЧЕСКИ ДАННЫМ Земля разделена на 3 геосферы: земную кору, мантию и ядро. Ядро – центральная, наиболее глубокая геосфера. Средний радиус 3500 км, в то время как радиус Земли – 6378 км. Ядро делится на внешнее (жидкое) и внутреннее (твердое). Внешнее ядро имеет плотность 10 г/см3, в то время как внутреннее – 12,5 г/см3. Температура в центре ядра 5000 °C, давление 361 МПа. Граница между мантией и внешним ядром находится на глубине 2900 км, называется границей Вихерта-Гутенберга. Мантия располагается между земной корой и ядром в пределах 35-2900 км. Граница между мантией и земной корой называется границей Мохоровичича. Мантия делится на верхнюю и нижнюю. Нижняя мантия распространена на глубинах 670-700 км, граница между ней и верхней мантией определена по скачку скорости сейсмических волн. Верхняя сложена ультраосновными породами типа перидотита, ее плотность 3,3 г/см3, скорость сейсмических волн 8-9 км/с. Внутри верхней мантии на глубине 100-150 км располагается слой вязкого вещества – астеносфера, с которой связаны тектоника, магматизм и другие эндогенные процессы. Земная кора – верхняя каменная оболочка Земли. Она сложена магматическими, метаморфическими и осадочными породами. Мощность земной коры от 7-8 км. Выделяют два типа земной коры: океанический и континентальный. Кроме того выделяют еще два переходных типа земной коры: субконтинентальную и субокеаническую. Континентальная кора развита в пределах материков, характеризуется полным разрезом в пределах которого выделяется три слоя: осадочно-вулканогенный, гранитно-метаморфический и базальтовый. Осадочно-вулканогенный слой сложен горизонтально и полого залегающими терригенными карбонатами, хемогенными и осадочно-вулканическими породами. Толщина слоя до 25 км, плотность пород 1,7-2,55 г/см3, скорость продольных сейсмических волн 3,5-5 км/с. Гранитно-метаморфический слой сложен гранитоидами и метаморфическими образованиями, интрузивами кислого, среднего и основного состава. Выходит на поверхность в щитах и складчатых областях. Толщина слоя 10-20 км, плотность пород 2,65-2,75 г/см3, скорость продольных волн 5,5-6,3 км/с. Базальтовый слой или гранит-базитовый сложен глубоко метаморфизованными породами гранулитовой фации и интрузивами основного и ультраосновного состава. Толщина слоя 15-20 км, плотность пород 2,9-2,95 г/см3, скорость продольных волн 6,5-7,3 км/с. Между подошвой осадочного и кровлей гранитного слоев выделяется граница со скоростью продольных волн 6,2 км/с. Между подошвой гранитного и кровлей базальтового слоев выделяется граница Конрада, здесь скорость продольных волн 6,8 км/с. Между подошвой базальтого и верхней мантией – граница Мохоровичича, скорость волн 8,2 км/с. Океаническая кора развита в пределах дна Мирового океана. Отличается от континентальной коры более простым строением (нет гранитного слоя) и меньшей мощностью (5-12 км). В ее составе выделяется также три слоя: осадочный, базальтовый и габбро ультрабазитовый. Осадочный слой образован рыхлыми морскими осадками. Мощность до 1,5 км, скорость продольных волн 2,4 км/с.
Базальтовый слой образован базальтовыми лавами с подушечной отдельностью. Мощность 1-2 км, скорость продольных волн 4-6 км/с. Габбро ультрабазитовый слой образован основными породами насыщенными ультраосновными интрузиями (габбро, пироксениты). Мощность 5 км, скорость продольных волн 6,4-7 км/с. Под этим слоем находится мантия.
Кора субокеанического типа развита в пределах котловин, окраин и внутриконтинентальных морей. Отличается от океанической коры большей мощностью осадочного слоя (10-20 км). Кора субконтинентального типа характерна для окраинных морей и островных дуг. Отличается от континентальной коры меньшей мощностью (25-30 км) и не четкой границей между гранитным и базальтовым слоем. По степени тектонической активности в земной коре выделяют 2 типа участков: платформы – устойчивые, малоподвижные участки земной коры; и геосинклинали – чрезвычайно подвижные зоны.



2. ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ ГОРНО-СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ
(ГЕОСИНКЛИНАЛИ, ГОРНО-СКЛАДЧАТЫЕ СООРУЖЕНИЯ) Геосинклиналь – длинный (десятки и сотни километров) относительно узкий и глубокий прогиб земной коры, возникающий на дне морского бассейна, обычно ограниченный разломами и заполненный мощными толщами осадочных и вулканических пород. В результате длительных и интенсивных тектонических деформаций превращается в сложную складчатую структуру — часть горного сооружения. По степени развития магматизма выделяют два типа геосинклинальных зон: эвгеосинклинали («вулканические») и миогеосинклинали («невулканические»). Эвгеосинклинали закладываются над глубинным разломом и представляют собой глубокий прогиб с интенсивным проявлением эндогенных процессов (Восточный Урал). Миогеосинклинали закладываются в приплатформенной части и являются менее активными (Западный Урал). Геосинклинали закладываются либо на океанической земной коре (в базальтовом слое), либо на континентальной (также в базальтовом слое) в результате ее раздвига с обнажением при этом базальтового слоя или верхней мантии. В развитии геосинклинали выделяют два этапа: главный и орогенный. В каждом этапе выделяется две по две стадии. В главном этапе это стадия начального погружения и собственно геосинклинальная стадия. В орогенном этапе – ранняя и поздняя орогенная стадии. Главный этап (геосинклинальный) начинается стадией начального погружения в условиях растяжения литосферных плит. Геосинклиналь в это время представляет собой углубляющийся морской бассейн, с эвгеосинклинальной и миогеосинклинальной зонами, разделенными геоантиклинальным поднятием. Наиболее активна эвгеосинклинальная зона. Формирующие ее глубинные разломы обычно достигают мантии и служат путями проникновения базальтовой магмы. Узкий и очень глубокий прогиб, возникающий вдоль разломов, заполняется морскими осадками. На стадии начального погружения в эвгеосинклинали господствует региональный метаморфизм в условиях высоких давлений (12∙10x - 13∙10x Па) и температур (850-900 °C). Образуются эклогитовые, жадеитовые и глаукофановые породы. В миогеосинклинали на стадии начального погружения формируется аспидная формация (глинистые сланцы и песчано-глинистые породы) умеренной мощности, магматические породы обычно отсутствуют, степень метаморфизма низкая и проявляется в образовании мусковит-хлоритовых и биотит-хлоритовых пород. Стадия начального погружения заканчивается складчатостью, охватывающей эвгеосинклиналь. Орогенный этап начинается ранней стадией. На месте эвгеосинклинали и осевой геосинклинали воздымается молодое гранитизированное складчатое сооружение. Компенсируя крупные воздымания, на месте миогеосинклинали между платформой и складчатым сооружением закладывается краевой прогиб, над срединными массивами возникают межгорные впадины. Орогенный этап сопровождается складчатостью с образованием крупных и шарьяжей. Возникает сложно построенное складчатое сооружение с резко расчлененным горным рельефом. Метаморфизм на поздней стадии угасает. Постепенно складчатое сооружение утрачивает тектоническую активность, подвергается активным процессам эрозии и денудации и после разрушения горных систем превращается в основанием платформ. Главнейшие геологические события, связанные с завершающей складчатостью, происходили на рубеже архея и раннего протерозоя (беломорская складчатость), в конце раннего протерозоя (карельская складчатость), в конце позднего протерозоя (байкальская складчатость), в конце среднего кембрия (салаирская складчатость), в ордовике (каледонская складчатость), в карбоне-перми (герцинская слкдачатость), во второй половине мезозойской эры (мезозойская складчатость), в четвертичном периоде в конце неогена (альпийская складчатость).
3. ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ПЛАТФОРМ Платформы представляют собой ядра материков и занимают большие части их площади, порядка млн. км2. Они слагаются типичной континентальной корой мощностью 35-45 км. Литосфера в пределах платформ имеет мощность до 200 км и более. Платформы бывают изометричные и полигональные. Значительные площади в их пределах покрыты осадочным чехлом мощностью 3-5 км, в наиболее глубоких прогибах – 10-12 км и до 20 км. На участках не покрытых осадочным чехлом на поверхность выступает фундамент платформы, сложенный метаморфическими и интрузивно-магматическими породами с преобладанием гранитов. Платформы характеризуются равнинным рельефом с низменностями и плоскогорьями. Некоторые их части могут быть покрыты мелким эпиконтинентальным морем (Бальтийское, Белое). Платформы характеризуются низкой скоростью современных вертикальных движений, слабой сейсмичностью, отсутствием или редким проявлением вулканической деятельности, пониженным тепловым потоком. Платформы подразделяются на крупные площади выхода на поверхность докембрийского фундамента – щиты и крупные площади, покрытые осадочным чехлом – плиты. Щиты занимают крупные территории с поперечником часто более 1000 км. На протяжении истории они были устойчивы к поднятию и денудации, хотя временами ненадолго покрывались полностью или частично мелким морем (Балтийский щит в кембрии и селуре). Менее крупные и более длительное время занятые морем выступы фундамента называются массивами (Анабарский). В пределах плит различают следующие структурные элементы второго порядка: антеклизы, синеклизы и авлакогены. Антеклизы – крупные пологие поднятия фундамента сотни километров в поперечнике. Глубина залегания фундамента и соответственно мощность осадочного чехла в их сводовых частях обычно не превышает 1-2 км. Осадочный чехол сложен мелководными или континентальными отложениями с перерывами в осадконакоплении. Часто антеклизы осложнены сводами (Татарский свод Волго-Уральской антеклизы). Антеклизы встречаются как на древних, так и на молодых плитах. Синеклизы – крупные пологие почти плоские впадины фундамента с глубиной его залегания до 3-5 км. Характеризуются более полным и глубоководным разрезом осадочного чехла. Синеклизы имеют обширные размеры, изометричные очертания и отлогие крылья. На гондванских платформах синеклизы не выражены и представляют собой изолированные впадины, окружающие выходы фундамента. Выделяют два особых типа синеклиз, приуроченных соответственно к низменностям и плоскогорьям.
Авлакогены – линейные грабен прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров, при ширине десятки километров, ограниченные разломами и выполненные мощной толщей осадков и вулканитов. Глубина залегания фундамента достигает 10-12 км. Являются древней и погребенной разновидностью континентальных рифтов. Часть авлакогенов со временем переходит в синеклизы, другая часть превращается в интрократонные складчатые зоны (валы), этот процесс называется тектонической инверсией.
Валы – платформенные структуры третьего порядка, развитые либо в осевых частях авлакогенов, либо в их бортах. Это пологие линейные поднятия протяженностью несколько десятков километров. Состоят из одного или нескольких рядов более мелких антиклинальных структур локальных поднятий. Высота валов не более первых десятков метров. Флексура – тектоническая структура третьего порядка в виде ступенеобразного перегиба слоев горных пород. Отражает глубинное строение разлома. Развивается на склонах антеклиз и синеклиз (Жигулевская флексура). Структурные элементы платформ низшего порядка – это локальные поднятия, соляные купола, гляциодислокации и др., осложняющие синеклизы, антеклизы и авлакогены.
4. ПОГРАНИЧНЫЕ СТРУКТУРЫ ПЛАТФОРМ И СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ Взаимоотношение платформенных и геосинклинальных областей обычно выражается тремя тектоническими формами: краевыми швами, краевыми прогибами, и реже – вулканическими поясами. Тектоническая форма перехода зависит от особенностей процесса превращения геосинклинальной зоны в складчатую область. Чисто морфологически, краевой шов прослеживается на границе геосинклинальной области и крупного выступа (щита) платформы и представляет собой узкую зону глубинных разломов, уходящих на сотни километров вглубь земной коры (каревой шов между Балтийским щитом и Норвежскими каледонидами). Вулканические пояса закладываются на краевых частях молодой платформы и опоясывающей ее геосинклинали, находящейся в начальной стадии развития. Они характеризуются субсеквентным магматизмом и глыбовой тектоникой. При соприкосновении погруженного участка платформы с геосинклинальной системой возникает краевой прогиб. Краевые прогибы накладываются на внешний край платформы и на окраинную часть геосинклинальной системы, поэтому они отличаются резкой ассиметричностью поперечного сечения и имеют складчатое и платформенное крылья с соответствующими дислокациями. Для краевых прогибов характерны определенные формации осадочных пород: флишеподобные молассы, барьерные рифы, соленосные, угленосные и континентальные молассы. В них широко развиты месторождения нефти, угля и солей.
5. ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ И ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ОКЕАНОВ В пределах дна Мирового океана развита океаническая кора. Она отличается от континентальной коры более простым строением (нет гранитного слоя) и меньшей мощностью (5-12 км). В ее составе выделяется три слоя: осадочный, базальтовый и габбро ультрабазитовый. Осадочный слой образован рыхлыми морскими осадками. Мощность до 1,5 км, скорость продольных волн 2,4 км/с. Базальтовый слой образован чередованием базальтовых лав с осадочными породами. Мощность 1-2 км, скорость продольных волн 4-6 км/с. Габбро ультрабазитовый слой образован основными породами насыщенными ультраосновными интрузиями (габбро, пироксениты). Мощность 5 км, скорость продольных волн 6,4-7 км/с. Под этим слоем находится мантия. Под океанами астеносфера имеет мощность 300-350 км, что в два раза толще, чем под континентами. Залегает она на глубине 50-60 км, что вдвое выше, чем под континентами. Ограниченное развитие в пределах океанов имеет земная кора субконтинентального и субокеанического типов. Кора субокеанического типа развита в пределах котловин, окраин и внутриконтинентальных морей. Отличается от океанической коры большей мощностью осадочного слоя (10-20 км). Кора субконтинентального типа характерна для окраинных морей и островных дуг. Отличается от континентальной коры меньшей мощностью (25-30 км) и не четкой границей между гранитным и базальтовым слоем. На дне Мирового океана выделяют следующие структурные элементы: подводные окраины материков, переходные области, ложе океана и срединно-океанические хребты. Подводные окраины материков являются продолжением материковых структур, погруженных на небольшую глубину в области шельфовых морей. Обычно они являются продолжениями платформ (Баренцево море). Выделяют три типа подводных континентальных окраин: атлантический, андский и зондский. Они различаются характером переходной зоны от континента к океану. Атлантический (пассивный) тип окраин. Характерен для Атлантического, Северного Ледовитого и части Индийского океанов. Характеризуется спокойной обстановкой. В этом типе выделяют область шельфа, континентальный склон и материковое подножие. Андский (активный) тип. Характерен для восточного побережья Тихого океана. Непосредственный переход от молодых горных сооружений к ложу океана через глубоководный желоб. Зондский (активный) тип. Характерен для западного побережья Тихого океана. Переход к ложу океана характеризуется наличием островных дуг, окраинных морей и глубоководным желобом. Эти системы отождествляют с современными геосинклиналями. Окраинные моря резко ассиметричны. Со стороны материка дно погружается постепенно, максимальные глубины располагаются возле островной дуги. Островные дуги – сооружения с еще незавершенной складчатостью, вдоль которых расположены цепочки действующих вулканов, извергающих преимущественно андезитовую лаву. Глубоководные желоба – узкие (2-5 км) и глубокие (8-11 км) впадины, связанные с глубинными разломами, пологопадающими под материк на глубину до 700 км (зоны Беньофа-Заварицкого). Они служат структурной грацией между материками и океанами, на которой происходит смена земной коры, континентальной и океанической. Глубоководные желоба испытывают сжатие. Ложе океанов включает океанические платформы – талассократоны – с изометричными впадинами и валообразными поднятиями. Океанические платформы иногда осложнены вулканическими сооружениями: гайотами – потухшими вулканами, не выстуающими над уровнем моря, и поднятиями, связанными с вулканами и поднимающимися со дна моря на высоту 9-10 км. В 60-х годах XX века в океанах была открыта планетарная система срединно-океанических хребтов протяженностью 80 тыс. км. Вдоль оси хребтов обычно протягиваются узкие (5-25 км) и глубокие ущелья с крутыми склонами – рифтовые зоны, окаймленные системой глыб. Для рифтовых зон характерны ультраосновные и основные породы, активный вулканизм и сейсмичность с мелкими очагами. К ним приурочены интенсивные тепловые потоки и рассолы, в которых концентрация многих элементов в 1000 раз больше, нежели в океанической воде. Рифтовые зоны океанов испытывают растяжение. Система срединно-океанических хребтов пересечена серией поперечных (трансформных) разломов, продолжающихся в соседние структурные элементы и на континенты.

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

7. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГРАНИЦЫ, ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ, ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ФУНДАМЕНТА, ПЕРЕХОДНОГО КОМПЛЕКСА И ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА) Кристаллические щиты: 1) Балтийский (AR) 2) Украинский (AR) Краевые прогибы: 1) Предкарпатский (KZ) 2) Преддобрудженский (KZ) 3) Предуральский (C1-P1) Антеклизы: 1) Воронежская (D3) 2) Белорусская (PR-D3) 3) Волго-Камская. Она включает в себя следующие структуры: Своды: а) Токмовский (C3-P2KZ) с Окско-Цнинским валом (C3) б) Татарский (P2KZ) с Тумазинским валом (P2KZ) и Мелекесской впадиной (N2) в) Жигулевско-Пугачевский (C-P2) с Жигулевским валом (C) г) Пермско-Башкирский (P1-P3U-KZ) с Уфимским валом (P1A-AR) д) Коми-Пермяцкий погребенный (C-P) с Колвинским и Камско-Вишерским валами Валы: а) Вятский б) Оренбургский (C-P) Впадины: а) Верхнее-Камская Прогибы: а) Ульяно-Саратовский (P1-P2) б) Большекинельская система (D3) Синеклизы: 1) Московская (V-C2-T1-K1) с Мезеньской (PZ1) и Среднерусской (T1-K1) впадинами 2) Балтийская (D3fm-P2) 3) Прикаспийская (PZ-MZ-KZ) с Астраханским (P1kg) и др. соляными сводами 4) Украинская (MZ-KZ) Авлакогены и прогибы: 1) Пачелмский (PR-PZ) 2) Припятский (PR-PZ) 3) Днепрово-Донецкий (PR-PZ) Впадины: 1) Причерноморская (N1) 2) Львовская (PZ1) Седловины: 1) Латвийская (D3fr) Разломы: 1) Главный Восточно-Европейский Восточно-Европейская платформа занимает большую часть Европейской России и Украины, Белоруссии, Прибалтики, а также территории Финляндии, Швеции, Дании, Норвегии, Польши и Румынии. Восточная граница платформы проходит по Предуральскому прогибу, начиная от Полюдова Камня до Кара-Тау и до междуречья Урала и Сакмары. На юге платформа граничит с эпигерцинскими плитами: Скифской и Туранской. На юго-западе Восточно-Европейская платформа граничит с альпийским Предкарпатским краевым прогибом. На северо-западе граница платформы проходит вдоль подножий каледонских складчатых областей Скандинавии. Северная граница платформы соприкасается с байкальской складчатой системой, включающей Тимман, полуострова Канин, Рыбачий и Варангер. В строении Восточно-Европейской платформы выделяется древний дорифейский (карельский, более 1600 млн. лет) складчатый кристалличнский фундамент и спокойно залегающий на нём осадочный (эпикарельский) чехол. Кристаллический фундамент Восточно-Европейской платформы сложен глубокометаморфизованными архейскими и нижнепротерозойскими образованиями. Он обнажается в Балтийском и Украинском щитах и в пределах Воронежской антеклизы. Архей северной части Кольского полуострова – Кольский комплекс (как и беломорский) сложен глубокометаморфизованными породами – гнейсами и амфиболитами. Среди них встречаются магнетитовые сланцы и кварциты. Архейские породы подвержены интенсивной мигматизации и гранитизации. Их абсолютный возраст 2700-3300 млн. лет. На Украинском щите архей обнажается в Приднепровском, Подольском и Конотопском массивах, где он представлен гнейсами, мигматитами, амфиболитами днепровского и белозерского комплексов. Породы гранитизированы и мигматизированы, в них встречаются скопления графита и железитсых кварцитов. Абсолютный возраст 2700-3600 млн. лет. На Воронежской антеклизе фундамент залегает на небольшой глубине. Архей сложен интенсивно метаморфизованными, в разной степени гранитизированными фемическими вулканогенными образованиям – гранат-биотит-плагиоклазами, амфибол-биотит-плагиоклазовыми гнейсами, покровами метабазитов (обоянский и михайловский комплексы). Породы прорваны интрузиями основного и кислого состава с абсолютным возрастом 2600-2900 млн. лет. Нижнепротерозойские складчатые комплексы слагают узкие прогибы и зоны опускания между поднятыми блоками архейского фундамента. Нижний протерозой сложен комплексом гнейсов, образовавшихся при метаморфизме осадочных глинисто-песчанистых пород, а также кислых и средних вулканических пород. Мощность 8-10 км. Кроме того, породы докембрийского фундамента вскрыты скважинами во многих синеклизах Русской плиты, где их состав аналогичен докембрийским образованиям щитов. Строение осадочного чехла. В истории геологического развития платформы и в формировании осадочного чехла выделяется несколько этапов, которые характеризуются сменой структурного плана и набора формаций в комплексах отложений. Выделяются три комплекса: вендско-нижнедевонский, среднедевонско-верхнетриасовый, нижнеюрско-кайнозойский. Время формирования этих комплексов отвечает этапам каледонской, герцинской и альпийской складчатости. В составе осадочного чехла участвуют отложения от верхнего протерозоя (рифея) до антропогена. Самые древние породы чехла (нижний и средний рифей), представленные уплотнёнными глинами и песчанистыми кварцитами, присутствуют в Бугско-Подольской и Камско-Уфимской депрессиях, а также в Финляндии (иотний), Швеции и Норвегии (спарагмит) и других районах. В большинстве глубоких впадин и авлакогенов осадочные толщи начинаются средне- или верхнерифейскими отложениями (глины, песчаники, диабазовые лавы, туфы), в Днепровско-Донецком авлакогене – среднедевонскими породами (глины, песчаники, лавы, каменная соль), в Прикаспийской синеклизе возраст нижних частей осадочного чехла неизвестен. Осадочные толщи чехла нарушены местами пологими изгибами, куполообразными (своды) и удлинёнными (валы) поднятиями, а также сбросами.
8. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ФУНДАМЕНТА) В строении Восточно-Европейской платформы выделяется древний дорифейский (карельский, более 1600 млн. лет) складчатый кристалличнский фундамент. Фундамент выступает только на северо-западе (Балтийский щит) и юго-западе (Украинский щит) платформы. На остальной большей по размерам площади, выделяемой под названием Русской плиты, фундамент покрыт чехлом осадочных отложений. В западной и центральной части Русской плиты, лежащей между Балтийским и Украинским щитами, фундамент относительно приподнят и залегает неглубоко, образуя Белорусскую и Воронежскую антеклизы. От Балтийского щита их отделяет Балтийская синеклиза (протягивающаяся от Риги в юго-западном направлении), а от Украинского щита – система грабенообразных впадин Днепровско-Донецкого авлакогена, включающая Припятский и Днепровский грабены и заканчивающаяся на востоке Донецким складчатым сооружением. К юго-западу от Белорусской антеклизы и к западу от Украинского щита, вдоль юго-западной границы платформы, простирается окраинная Бугско-Подольская депрессия.
Восточная часть Русской плиты характеризуется более глубоким залеганием фундамента и наличием мощного осадочного чехла. Здесь выделяются две синеклизы – Московская, простирающаяся на северо-восток почти до Тимана, и ограниченная разломами Прикаспийская (на юго-востоке). Их разделяет сложно построенная Волго-Камская антеклиза. Её фундамент расчленён на выступы (Токмовский, Татарский и др.), разделённые грабенами-авлакогенами (Казанско-Сергиевский, Верхнекамский). С востока Волго-Камская антеклиза обрамлена окраинной глубокой Камско-Уфимской депрессией. Между Волго-Камской и Воронежской антеклизами располагается большой и глубокий Пачелмский авлакоген, сливающийся на севере с Московской синеклизой. В пределах последней на глубине обнаружена целая система грабенообразных впадин, имеющих северо-восточное и северо-западное простирание. Крупнейшие из них – Среднерусский и Московский авлакогены. Здесь фундамент Русской плиты погружён на глубину 3-4 км, а в Прикаспийской впадине фундамент имеет наиболее глубокое залегание (16-18 км).
В строении фундамента платформы участвуют смятые в складки сильно метаморфизованные осадочные и магматические породы, на больших пространствах превращённые в гнейсы и кристаллические сланцы. Выделяются площади, в пределах которых эти породы имеют очень древний архейский возраст, старше 2500 млн. лет (массивы Беломорский, Украинско-Воронежский, юго-западной Швеции и др.). Между ними расположены карельские складчатые системы, сложенные породами нижне- и среднепротерозойского возраста (2600-1600 млн. лет). В Финляндии и Швеции им отвечают свекофеннские складчатые системы, а в западной Швеции и южной Норвегии несколько более молодая - дальсландская. В целом фундамент платформы, за исключением западной окраины (дальсландская и готская складчатые системы), образовался к началу позднего протерозоя (ранее 1600 млн. лет). Формирование фундамента происходило в течение всего архея, раннего и среднего протерозоя (3500-1600 млн. лет). 1650 млн. лет или рифей – начало формирования авлакогенов. Нижний рифей сложен песчано-алевролито-глинистыми образованиями (Камско-Бельский, Абдулинский авлакогены). Мощность его 3-5 км. Средний рифей, как и верхний, также представлен песчано-алевролито-глинистыми образования. Мощность среднего рифея от 0,5-1,5 км до 2-3 км (Солигалечский-Яренский), верхнего рифея – 0,5-3 км. Нижний венд сложен песчано-алевролито-глинистыми образованиями и тиллитами (Пачелмский, Оршанский, Волынский). Среднерусский авлакоген является самой крупной и сложной системой растяжения, сформированной в позднем рифее к концу доплитного этапа развития Восточно-Европейской платформы. Днепрово-Донецкий авлакоген. Сложен девонско-юрскими отложениями. Девонская система. Средний девон сложен маломощными песчаниками и аргиллитами прибрежного генезиса, верхний девон – вулканогенно-осадочной серией. Терригенные отложения прорваны в конце девона штоками и дайками щелочных пород. Мощность среднего и верхнего девона 500-700 м. По данным бурения верхний девон имеет мощность от 1-2 км на поперечных поднятиях и до 4-5 км в частных впадинах. В Припятской впадине девонские отложения представлены терригенно-сульфатно-карбонатными и соленосными осадками с прослоями горючих сланцев. Общая мощность верхнего девона в Припятской впадине составляет 2-4,5 км. Каменноугольная система. Мощность карбона не превышает 0,5-1 км, в восточной части Днепрово-Донецкой областипри этом достигая 10-18 км. В Донбассе образуется три неравные по стратиграфическому объему и мощности части. Турнейский и нижневизейский ярусы сложены мелководной толщей (около 0,5 км), верхнвизейский до середины верхнего карбона – паралическая угленосная серия с частым переслаиванием сероцветных терригенных отложений. Верхняя часть верхнего карбона и гжельскоий ярус – безугольная пестроцветная терригенная толща (до 1 км). Пермская система. Донецкий бассейн представлен чередованием терригенных, карбонатных и сульфатных пород, соленосной толщей. Общая мощность нижней перми на западной окраине Донбасса достигает 2-2,5 км, а в Днепрово-Донецкой и Припятской впадинах сокращается до первых сотен метров. Триасовая система. Красноцветные песчано-конгломератовые толщи татарского яруса нижнего триаса несогласно залегают на пермских отложениях. Юрская система. Батский ярус Донбасса сложен толщей туфов и туфобрекчий мощностю 0,3-0,5 км. В позднем девоне происходит погружение Днепрово-Донецкого авлакогена, образование Донбасса на востоке на дорифейском метаморфическом фундаменте Украинского щита. На рубеже девона и карбона прекращается грабенообразование и в течение карбона происходит общее погружение, амплитуда которого постепенно возрастала к востоку от 0,5-1 км в Припятском сегменте до 3-5 км в Днепровском и до 10-18 км в Донецком сегменте. В каменноугольный период Донецкий бассейн представлял собой глубоко вдававшийся с востока между поднятиями Украинского щита и Воронежской антеклизы залив, периодически осушавшийся и вновь затоплявшийся морскими водами. Основной этап рифтогенеза был между поздним франом (370 млн. лет) и концом девона (360 млн. лет).
9. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ В ПЛИТНУЮ СТАДИЮ, ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА, ФОРМАЦИОННЫЕ КОМПЛЕКСЫ) Строение осадочного чехла. В истории геологического развития платформы и в формировании осадочного чехла выделяется несколько этапов, которые характеризуются сменой структурного плана и набора формаций в комплексах отложений. Выделяются три комплекса: вендско-нижнедевонский, среднедевонско-верхнетриасовый, нижнеюрско-кайнозойский. Время формирования этих комплексов отвечает этапам каледонской, герцинской и альпийской складчатости. В составе осадочного чехла участвуют отложения от верхнего протерозоя (рифея) до антропогена. Самые древние породы чехла (нижний и средний рифей), представленные уплотнёнными глинами и песчанистыми кварцитами, присутствуют в Бугско-Подольской и Камско-Уфимской депрессиях, а также в Финляндии (иотний), Швеции и Норвегии (спарагмит) и других районах. В большинстве глубоких впадин и авлакогенов осадочные толщи начинаются средне- или верхнерифейскими отложениями (глины, песчаники, диабазовые лавы, туфы), в Днепровско-Донецком авлакогене – среднедевонскими породами (глины, песчаники, лавы, каменная соль), в Прикаспийской синеклизе возраст нижних частей осадочного чехла неизвестен. Осадочные толщи чехла нарушены местами пологими изгибами, куполообразными (своды) и удлинёнными (валы) поднятиями, а также сбросами. В первую половину раннего венда структурный план соответствовал позднерифейскому времени, отложения накапливались в пределах авлакогенов. Затем условия осадконакопления и структурные поля стали изменяться. Узкие прогибы расширились, на северо-западе платформы возникает субширотный Балтийский прогиб – Балтийская палеосинеклиза. Он занимал территорию Московской синеклизы, Мовийской седловины, Балтийскую и Львовскую впадины, Припятский прогиб. Обширный прогиб образовался западнее Украинского щита – Днестровский прогиб. Погружение испытывали и восточные районы платформы, а также центральная часть Прикаспийской впадины. Приподнятыми оставались Балтийский щит и Украинско-Воронежский массив. В позднем венде начинают формироваться огромные прогибы – синеклизы.
Мелководное море существовало только на западе платформы преимущественно во время раннего кембрия и занимало территорию Балтийского палеопрогиба и распространялось в сторону Литвы, Калининграда и Балтийского моря. Похожая ситуация наблюдалась и в течение ордовика и силура.
В среднедевонскую эпоху начинает формироваться новый структурный план, сохранившийся в общих чертах почти до конца палеозоя и характеризовавший герцинский этап развития платформы, в течение которого преобладали погружения, особенно в восточной ее половине, а тектонические движения отличались значительной дифференцированностью. Балтийский щит испытывал восходящие движения, а на юге платформы в среднем девоне образовался или регенерировался Днепровско-Донецкий авлакоген, расчленивший юго-западную часть Украинско-Воронежского массива на южную половину (Украинский щит) и северную (Воронежскую антеклизу). Максимальные погружения испытывали Прикаспийская синеклиза, Днепровско-Донецкий, Припятский и Днестровский прогибы. Северо-восточная часть Сарматского щита, в очертаниях современной Волго-Камской антеклизы вместе с Московской синеклизой, также была охвачена опусканием. В каменноугольный период сохранился примерно тот же структурный план, который сложился к концу девонского времени. Области максимальных прогибаний находились в пределах Восточно-Русской впадины, тяготея к Уральской геосинклинали. На западе платформы формировалась Польско-Литовская, а на востоке — Восточно-Русская впадина, которая в отличие от девонского времени приобрела четко выраженную меридиональную ориентировку. В пермский период структурный план платформы в целом наследует таковой каменноугольного периода. Во второй половине пермского периода на платформе происходят поднятия, индуцированные орогеническими движениями в замыкающейся Уральской геосинклинали. Область накопления осадков приобретает еще более четкую меридиональную ориентировку, явно тяготея к Уралу. По восточной границе платформы с растущими горными сооружениями Урала в пермское время закладывается Предуральский краевой прогиб, в процессе своего развития как бы «накатывавшийся» на платформу. Начало поздней перми ознаменовалось регрессией моря. Поднятия в конце перми вновь сменились опусканиями. В начале триаса Восточно-Русская впадина распалась на несколько изолированных впадин. Начала оформляться Волго-Камская антеклиза. Для юрских и меловых отложений характерна сероцветность, указывающая на гумидность климата. В палеогене климат был очень теплый и влажный (субтропический), в конце палеогена и начале неогена было похолодание. На протяжении неогена климат на Русской равнине постепенно становился более прохладным. В миоцене широко распространились широколиственные леса. Поздний плиоцен характеризуется таежными ландшафтами. В четвертичное время на Восточно-Европейской равнине было пять ледниковых эпох. Основной областью формирования центра оледенения являлась территория Балтийского щита. На месте доледниковой денудационной равнины у южного края тающего ледникового щита образовалось Балтийского море (13-10 тыс. лет назад). В неоген-четвертичное время происходили общие слабые поднятия. В чехле Русской плиты над некоторыми авлакогенами возникли плакантиклинали и цепочки брахиморфных поднятий, а также флексуры и разломы (Сухонский, Вятский, Окско-Цнинский валы, Доно-Медведицкий вал, надвиги на северном борту Донецкой складчатой зоны и Жигулевский вал).
10. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (ВЕНДСКО-НИЖНЕДЕВОНСКИЙ КОМПЛЕКС) Вендские отложения представлены конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Встречаются мергели известняки и доломиты. Распространены отложения в Приднестровье, на востоке Балтийской синеклизы, в Приуралье. Мощность вендских отложений первые сотни метров, в восточных районах платформы достигает 500 и более метров. Отложения кембрийской системы тесно связаны с вендом и представлены нижним отделом. В пределах Балтийского палеопрогиба развиты отложения нижнего кембрия, которые распространены далеко на запад и отделяют две структуры друг от друга – Балтийский щит и Белорусское поднятие. Возможно присутствие среднего и верхнего кембрия в осевой части Балтийского палеопрогиба. Мощность кембрия в Балтийском палеопрогибе по данным бурения 100-250 метров. Обнажения кембрия имеются в отложениях Финского залива. Бурением скважин кембрийские отложения прослеживаются до Котласа и до Баренцева моря. Затем граница их распространения поворачивает к югу и западу, проходя севернее Мянека. Другая область – район Приднестровского прогиба. Нижнекембрийские отложения повсеместно представлены морскими фациями мелкого эпиконтинентального моря – это песчаники и алевролиты, синие глины. Ордовикская система. Трансгрессивно залегает на западе Балтийской синеклизы, на юго-западной и юго-восточной окраинах Русской плиты. Балтийская синеклиза сложена раннеордовикскими песчаниками и глинами с прослоями фосфоритов, средне- и позднеордовикскими мелководными известняками и доломитами. Мощность ордовика на западе синеклизы 200, на востоке – 500 м. В Приднестровье в ордовике образовались маломощные терригенно-карбонатные отложения. Силурийская система. Развита там же, где и ордовик. Представлена мелководно-морскими карбонатными отложениями – известняками, доломитами, мергелями мощностью 200-300 м в Эстонии и до 1000 м в Литве и Калининградской области. В Приднестровье также представлен карбонатный разрез силура мощностью 500 м (пржидольский ярус). У юго-западной границы платформы мощность силура сильно возрастает, и карбонатные отложения сменяются граптолитовыми сланцами. С верхним силуром тесно связаны отложения нижней части нижнего девона, распространенные на западе и юго-западе Русской плиты и представленные регрессивной красноцветной алеврито-глинисто-карбонатной лагунно-озерной толщей. На протяжении всего каледонского цикла проявлялся магматизм и внедрялись щелочно-ультраосновные и карбонатитовые интрузии (Швеция и Южная Норвегия, Кольский п-ов).
11. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (СРЕДНЕДЕВОНСКО-ВЕРХНЕТРИАСОВЫЙ КОМПЛЕКС) Девонские отложения распространены на Русской плите очень широко, обнажаясь на поверхности в Прибалтике и Белоруссии (Главное девонской поле), на северных склонах Воронежской антеклизы (Центральное девонское поле), вдоль юго-восточной окраины Балтийского щита, в Приднестровье и вдоль южных окраин Донбасса. В остальных местах девон вскрыт тысячами скважин и под покровом более молодых отложений выполняет Днепровско-Донецкий прогиб, Московскую синеклизу, впадины западных районов плиты, повсеместно развит в пределах Волго-Уральской антеклизы и в Прикаспийской впадине. Девон чрезвычайно разнообразен в фациальном отношении, а максимальные мощности отложений превышают 2 км. В восточных районах преобладают фации открытого моря, а в западных — лагунные и лагунно-континентальные. Девонские отложения представлены песчаниками и глинами, известняками, мергелями и доломитами, ангидритами, гипсами и солями.
Отложения карбона распространены на плите весьма широко, отсутствуя лишь на Балтийском и Украинским щитах, в Прибалтике, на Воронежской и Белорусской антеклизах. Во многих местах, где эти отложения перекрыты более молодыми породами, они вскрыты скважинами. Среди крупнейших отрицательных структур каменноугольного периода можно назвать Днепровско-Донецкий прогиб. Наибольшим распространением в карбоне пользуются карбонатные осадки, а в подчиненном количестве находятся песчано-глинистые. Мощность карбона 500-1000 м.
Пермская система. Как и в каменноугольное, время максимальная мощность пермских отложений наблюдается на востоке. Пермские отложения широко распространены в пределах платформы, обнажаются на востоке, юго- и северо-востоке. В Прикаспийской впадине пермские отложения известны в соляных куполах, по данным бурения и геофизики они имеют мощность в несколько километров. На западе Русской плиты пермь известна в Польско-Литовской и в Днепровско-Донецкой впадинах. Нижняя пермь хорошо изучена в Московской синеклизе и Волго-Уральской области. Пермские отложения представлены в основном терригенными породами, лишь местами распространены известняки и доломиты. Осадконакопление в раннем триасе происходило на значительно меньшей площади. Отложения нижнего триаса залегают местами с размывом на более древних породах, шире всего они распространены на поверхности в северо-восточной части Московской синеклизы. Они развиты в Прикаспийской, Днепровско-Донецкой и в Польско-Литовской впадинах. Повсеместно, кроме Прикаспия, нижний триас представлен песчаниками, глинами, мергелями, редко озерными известняками. Верхний триас представлен красноцветными песчано-глинисто-мергельными породами. Общая мощность триаса в Прикаспийской впадине превышает 2 км. Длительность герцинского этапа составляет примерно 150 млн. лет и охватывает время от среднего девона до позднего триаса включительно. Суммарная мощность осадков колеблется от 0,2-0,3 до 10 км и более (в Прикаспийской впадине). Начало этапа сопровождалось перестройкой структурного плана, энергичными тектоническими движениями, дроблением фундамента и широким проявлением щелочно-базальтового ультраосновного, щелочного и траппового вулканизма. Структурный план на протяжении герцинского этапа изменялся слабо и области поднятий к концу этапа постепенно разрастались, но в целом на платформе преобладали погружения, особенно в начале этапа, что резко отличает его от каледонского. С середины этапа ориентировка прогибов была меридиональной и области прогибаний оттеснялись на восток, что обусловлено влиянием герцинской геосинклинали Урала. В конце этапа была сформирована Русская плита в границах, близких к современным, и сформированы основные структуры, в том числе и локальные. Нижние части разреза герцинского комплекса слагаются преимущественно терригенными отложениями, местами соленосными. В середине разреза широким распространением пользуются карбонатные толщи, в верхах снова сменяющиеся терригенными, красноцветными, реже соленосными отложениями. В конце герцинского этапа начался рост соляных куполов в Украинской и Прикаспийской впадинах. В течение всего этапа климат оставался жарким, то влажным, то более засушливым.
12. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (НИЖНЕЮРСКО-КАЙНОЗОЙСКИЙ КОМПЛЕКС) Юрские отложения представлены в Прикаспийской, Украинской, Московской, Мезенской синеклизах, в Польско-Литовской, Львовской, Причерноморской впадинах, в депрессии на Токмовском своде (Ульяновско-Саратовская синеклиза) и в Воронежской антеклизе. Нижнеюрские отложения – трансгрессивно залегающие мелководно-морские сероцветные песчано-алеврито-глинистые, иногда с железистыми и карбонатными прослоями и конкрециями сидеритов. Среднеюрские – континентальные осадки, с прослоями и линзами железняков, бурых углей и огнеупорных глин. На юге верхнеюрские отложения представлены карбонатными фациями (органогенные, в том числе коралловые известняки, мергели) мощностью первые сотни метров; на севере – глинистыми фациями (фосфорит, пирит, с прослоями горючих сланцев) мощностью десятки-сотни метров. Меловая система. Нижний мел на Русской плите представлен сероцветными терригенными отложения, верхний мел – карбонатными и кремнистыми отложениями. Меловые отложения распространены в Ульяно-Саратовском прогибе и Мезеньской впадине, Украинской и Московской синеклизах, Воронежской антеклизе. Нижний мел – мелководно-морские, прибрежные и отчасти континентальные песчано-глинистые осадки. Неоком и аптский ярус выражены континентальными осадками – каолиновыми глинами и кварцевыми песчаниками с прослоями бурых углей. Верхнеальбский и сеноманский ярусы представлены зеленовато-серыми известковистыми глауконит-кварцевыми песками, рыхлыми песчаниками с фосфоритовыми конкрециями мощностью до нескольких десятков метров. Сенон и туронский ярус сложены белыми и светло-серыми мергелями, известняками, писчим мелом, меньше кремнистыми породами (опоки, трепелы). Мощность верхнего мела десятки – 600 м. Палеогеновая система. Для палеогена Русской плиты характерны два типа разрезов: южный (Причерноморье) и северный (Украинский щит, Ульяно-Саратовский прогиб, Украинская и Польско-Литовская синеклизы). Палеоцен и эоцен южного типа сложен фораминиферовыми известняками, мергелями, глинами мощностью 500 м. Олигоцен – нижний миоцен (майкопская серия) представлен глинами, алевролитами и песчаниками с конкрециями сидерита и пирита, бедными органическими остатками (застойные условия сероводородного заражения) мощностью 500-1000 м. Эоцен северного типа на Украинском щите развит на каолиновой коре выветривания по породам фундамента и представлен континентальными лимническими песчано-глинистыми осадками с прослоями и линзами бурых углей. Верхний эоцен - прибрежные и мелководно-морские осадки (пески, мергели, трепелы). Олигоцен сложен глауконитовыми песками и глинами, поздний олигоцен-миоцен – континентальными и прибрежными кварцевыми песками, каолиновыми и пестроцветными глинами с остатками субтропической и листопадной флоры. Общая мощность 300-500 м. Разрез северного типа Ульяно-Саратовского прогиба представлен палеоценовыми и эоценовыми породами. Это грубообломочные кремнистые отложения (опоки, трепелы, диатомиты), глины, мергели, песчаники. Осадки мелководные, прибрежные и частично континентальные (с остатками растений). Общая мощность 200-300 м. Верхний эоцен и олигоцен отсутствуют Неогеновая система. Отложения распространены на юге и юго-западе Русской плиты (Причерноморье и Прикаспий), малое распространение они получили в бассейнах Днепра, Дона, Волги и Камы, и в Южном Приуралье. Отложения неогена – это мелководные пористые известняки-ракушечники (раковины пелеципод, реже гастропод), водорослевые известняки, оолитовые известняки, глауконитовые пески и рыхлые песчаники, алевролиты, глины. Глубоководные фации – глины, мергели, диатомиты. Континентальные – кварцевые пески, бурые угли, красноцветные глины.
На Украинской синеклизе и в средней части Украинского щита миоцен представлен континентальными и мелководными кварцевыми и железистыми песками и глинами с прослоями бурых углей полтавской серии. Миоцен Башкирского Приуралья – аллювиальные и озерно-болотные терригенные отложения, мощные пласты бурых углей (до 50-100 м). Средний и верхний миоцен – плиоцен сложен маломощными аллювиальными, дельтовыми, лиманными, эстуарными и мелководными осадками (Окско-Донская низменность до Волго-Донского водораздела).
Четвертичная система. На Восточно-Европейской равнине было пять ледниковых эпох. Основной областью формирования центра оледенения являлась территория Балтийского щита. В связи с развитием оледенения широко распространены ледниковые осадки. В южной части Русской равнины формировались плейстоценовые лёссы и лёссовидные суглинки.
13. ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА (КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ СТРУКТУР, ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ) В западной и центральной части Русской плиты, лежащей между Балтийским и Украинским щитами, фундамент относительно приподнят и залегает неглубоко, образуя Белорусскую и Воронежскую антеклизы. От Балтийского щита их отделяет Балтийская синеклиза (протягивающаяся от Риги в юго-западном направлении), а от Украинского щита – система грабенообразных впадин Днепровско-Донецкого авлакогена, включающая Припятский и Днепровский грабены и заканчивающаяся на востоке Донецким складчатым сооружением. К юго-западу от Белорусской антеклизы и к западу от Украинского щита, вдоль юго-западной границы платформы, простирается окраинная Бугско-Подольская депрессия. Восточная часть Русской плиты характеризуется более глубоким залеганием фундамента и наличием мощного осадочного чехла. Здесь выделяются две синеклизы – Московская, простирающаяся на северо-восток почти до Тимана, и ограниченная разломами Прикаспийская (на юго-востоке). Их разделяет сложно построенная Волго-Камская антеклиза. Её фундамент расчленён на выступы (Токмовский, Татарский и др.), разделённые грабенами-авлакогенами (Казанско-Сергиевский, Верхнекамский). С востока Волго-Камская антеклиза обрамлена окраинной глубокой Камско-Уфимской депрессией. Между Волго-Камской и Воронежской антеклизами располагается большой и глубокий Пачелмский авлакоген, сливающийся на севере с Московской синеклизой. В пределах последней на глубине обнаружена целая система грабенообразных впадин, имеющих северо-восточное и северо-западное простирание. Полезные ископаемые фундамента Восточно-Европейской платформы: железные руды (Криворожский бассейн, Курская магнитная аномалия, Кируна), руды никеля, меди, титана, слюды, пегматиты, апатит и др. Осадочный чехол содержит залежи горючего газа и нефти (Волго-Уральская антеклиза, Припятская впадина, Прикаспийская синеклиза), месторождения каменных и калийных солей (Камское Приуралье, Припятская впадина и др.), ископаемого угля (Львовский, Донецкий, Подмосковный бассейн), фосфоритов, бокситов, месторождения строительного сырья (известняки, доломиты, глины и др.), а также залежи пресных и минеральных вод.
14. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГРАНИЦЫ, ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ, ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ФУНДАМЕНТА, ПЕРЕХОДНОГО КОМПЛЕКСА И ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА) Кристаллические щиты: 1) Алданский (AR) со Становым мегаблоком (AR-PR) и Чульманской (J-K), Токинской (J-K), Юдомо-Майской (R-Є2) впадинами 2) Анабарский (AR) с Попигайской астроблемой (K-P) Краевые прогибы: 1) Устьенисейско-хатангский (J1-K2) 2) Анабаро-Ленский (J1-K2) с Нордвикскими соляными куполами (D-J) 3) Предверхоянский (J1-K2) с Китчанским поднятием (T-J) 4) Ангаро-Ленский (Є1) Антеклизы и моноклизы: 1) Анабарская (PR-D). Включает: Своды: а) Оленекский (PR-Є2) б) Мунский (Є2) Валы-грабены: а) Мархинский (Є3) б) Уджинский (PR-Є1) Впадины: а) Оленекская (Є3) 2) Алданская (R-Є) с Березовской впадиной (Є2-D) 3) Приенисейская или Восточноенисейская (Є-D) 4) Непско-Ботуобинская (Є-O) с Непским сводом (Є3) и Марковским валом (Є) 5) Ангаро-Ленская ступень (Є-O) 6) Турухано-Норильская гряда горстовых поднятий (PR-D) Синеклизы: 1) Тунгусская (C-T) 2) Вилюйская (J2-K) с Хапчагайским мегавалом, Кемпендяйской впадиной (K2) и Кемпендяйскими соляными куполами (D-J) 3) Саяно-Енисейская или Тасеевская (O-D) Прогибы, впадины: 1) Ангаро-Вилюйский наложенный (J1) 2) Иркутский (J1-2) 3) Каннская (J1-2) Сибирская платформа, одна из крупных древних (дорифейских) платформ, расположенная в средней части Северной Азии. На северо-востоке и востоке платформа граничит с Верхояно-Чукотской мезозойской складчатой областью, от которой она отделяется Предверхоянский краевым прогибом и Сета-Дабанским антиклинорием Южно-Верхоянской складчатой области. На юго-востоке к платформе примыкает Монголо-Охотская складчатая область. С юго-востока, юго-запада и с запада платформу дугообразно огибает Урало-Монгольский подвижный пояс. Западная граница платформы проводится вдоль долины Енисея и с западного края Турухано-Норильской зоны. Северная граница проводится по северному крылуУстьенисейско-хатанского прогиба и далее к востоку до дельты р. Лены по Лено-Анабарской впадине. В строении Сибирской платформы выделяются архейско-протерозойский складчатый кристаллический фундамент и спокойно залегающий на нём рифейско-фанерозойский осадочный чехол. Фундамент выступает на поверхность на севере (Анабарский массив и Оленёкское поднятие), юго-востоке (Алданский щит) и на юго-западе (Прибайкальское и Восточно-Саянское краевые поднятия и Канский выступ); на остальной территории платформы фундамент перекрыт чехлом осадочных отложений мощностью до 10—12 км и разбит на систему блоков, опущенных на различную глубину. Общая мощность земной коры (до поверхности Мохоровичича) варьирует от 25—30 км (в Вилюйской и Тунгусской синеклизах) до 40—45 км (на Алданском щите и в краевых поднятиях фундамента на юге). Алданский щит и Анабарский массив, разделённые под покровом осадочного чехла Урикско-Вилюйским позднедокембрийским авлакогеном, образуют Восточный мегаблок фундамента платформы. Часть фундамента, расположенная между Восточным мегаблоком и юго-западными краевыми поднятиями (Прибайкальским, Восточно-Саянским, Каннским выступами), образует Западный мегаблок. Системой субмеридиональных и субширотных разломов он разделён на более мелкие блоки. Вдоль субширотных Ангарских разломов, к востоку от байкалид Енисейского кряжа он разбит Иркинеево-Чадобецким рифейским авлакогеном на северную Тунгусскую и южную Канско-Ангарскую части, различающиеся по возрасту пород фундамента. В строении фундамента участвуют смятые в складки сильно метаморфизованные архейские и протерозойские кристаллические породы (гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты, чарнокиты, мраморы и др.), абсолютный возраст которых исчисляется от 2,3 (Анабарский массив) до 3,7 (Канский выступ) млрд. лет.
В составе осадочного чехла участвуют отложения, имеющие возраст от верхнего докембрия до антропогена. Наиболее распространены породы рифея, кембрия и ордовика, представленные обломочными, карбонатными и соленосными толщами; они слагают Анабарскую и Алданскую антеклизы, Ангаро-Ленский прогиб, Канско-Ангарскую впадину и другие платформенные структуры. Самую обширную синеклизу – Тунгусскую – выполняют терригенно-угленосные отложения карбона и перми, туфогенные породы верхней перми и триаса; в изобилии, особенно на окраинах синеклизы, представлены основные изверженные породы — траппы, образующие силлы, дайки, жилы (долериты, габбро-долериты) и покровы (плато-базальты). Юрские отложения выполняют Иркутский (Черемховский) прогиб и ряд других впадин, юрские и меловые — приурочены к Енисейско-Хатангскому и Ленскому прогибам, Вилюйской синеклизе; в последней развиты также кайнозойские отложения. Для северо-востока платформы характерны интрузивные ультращелочные породы (меймечиты и др.) и кимберлиты, образующие алмазоносные трубки.
Породы чехла, в целом залегающие относительно спокойно, в отдельных районах в различной степени дислоцированы и разбиты сбросами. Складчато-разрывные дислокации, как правило, усиливаются к окраинам платформы, особенно на юго-востоке – в Ангаро-Ленском прогибе.
15-16. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ФУНДАМЕНТА) Юго-восточную часть платформы занимает обширный выступ архейско-протерозойского фундамента, называемый Алданово-становым щитом. Выступ фундамента в северной части платформы называется Анабарским массивом. Верхнепротерозойско-фанерозойский платформенный осадочный чехол слагает огромную Лено-Енисейскую плиту, на которой нижняя часть разреза в основном приурочена к ряду авлакогенов, заложенных в рифее и частично активизировавшихся в девоне. Система авлакогенов подразделяет платформу на две неравные части – Алданский и Ангаро-Анабарский мегаблоки. Алданово-становой щит имеет сложный рельеф поверхности фундамента, обусловленный блоковыми подвижками в мезозое и кайнозое с внедрением многочисленных мезозойских интрузий. С востока, юга и запада щит граничит по разломам с протерозойскими, мезозойскими и палеозойскими складчатыми зонами. В его юго-западной части граница становится неопределенной. Северная граница щита скрывается под рифейскими или вендско-кембрийскими отложениями осадочного чехла. Щит состоит из двух сводово-глыбовых поднятий – Алданского на севере и Станового на юге, разделенных широкой до 100 км зоной разломов. На большей части площади Алданского поднятия поверхность метаморфического фундамента воздымается до 2 км. В ряде осложняющих его структуру впадин она опускается до отметок 4 км ниже уровня моря. Вдоль южного края Алданского блока вытянута субширотная цепочка грабенообразных впадин, таких как Чульманская, Токинская, которые заполнены континентальными отложениями юры и мела. На западную окраину Алданского поднятия в конце неогена-антропогена была наложена грабенообразная Чарская впадина. В Становом поднятии фундамент приподнят до 2 км. Его юго-западная часть разбита разломами на ряд горстов и грабенов. Анабарский выступ архейского фундаменты, находящийся в северной части платформы, на протяжении венда и кембрия участвовал в погружении совместно со смежными частями Лено-Енисейской плиты и лишь позднее стал испытывать воздымания, приобретя при этом морфологические признаки щита. На северо-восточном крыле платформы находится Оленекский выступ нижнепротерозойского фундамента. Юго-восточная часть Лено-Енисейской плиты, лежащая к северу от Алдано-станового щита, осложняется Алданской моноклизой, которая характеризуется очень пологим погружением к северу. Она сложена вендом и кембрием мощностью до 1 км. На северо-востоке платформы находится обширная и сложно построенная Анабарская антеклиза. На ее северной части расположены Анабарский и Оленекский выступы фундамента. В южной части платформы вдоль ее границы с Байкальской областью простирается широкая (до 300 км) полоса распространения кембрийских и ордовикских отложений, так называемая, Ангаро-Ленская ступень. Фундамент в ней залегает на глубинах 2-3 км, а северо-западнее, в Тунгусской и Тасеевской синеклизах, фундамент опущен ниже 4 км. В крайней юго-западной части Ангаро-Ленской зоны располагается Иркутская впадина, выполненная юрскими отложениями. К западу от Ангаро-Ленской ступени находится Тасеевская синеклиза, которая выполнена верхнерифейскими и вендскими отложениями молассового типа. В юго-западной части Тасеевской синеклизы находится Каннская впадина, в которой залегает континентальный девон, несогласно перекрытый угленосной юрой. Самая обширная и своеобразная впадина Сибирской платформы – Тунгусская синеклиза. С востока она ограничена Анабарской антеклизой, с запада – Турухано-Норильской зоной. На севере она уходит под верхнемезозойский чехол Устьенисейско-хатангского прогиба. Кровля фундамента в южной части синеклизы опущена на глубины до 5-7 км, а в северной части – до 8-12 км. Плитный комплекс синеклизы включает отложения венда, кембрия (в том числе соленосные толщи нижнего отдела), ордовика, нижнего силура, а в северо-западной части присутствуют также верхний силур, девон и нижний карбон. Турухано-Норильская зона дислокаций, ограничивающая Тунгусскую синеклизу с запада, включается в состав условно. Возможно, что она как и сооружения Енисейского кряжа принадлежит к северной части Енисее-Саяно-Байкальской складчатой области. Южная часть зоны выражена Туруханским антиклинальным поднятием, в ядре которого обнажается складчатый рифей. На восточном крыле обнажаются несогласно перекрывающие его вендские и палеозойские отложения. На севере зоны находится Туруханское антиклинальное поднятие, которое разделяется на Играскую западную зону, сложенную в ядре рифеем, и восточную Хантайско-Рыбинскую, сложенную породами от кембрия до перми. Эти две зоны разделяет широкая Норильская синеклиза, выполненная нижнетриасовым трапповым комплексом. В Устьенисейско-хатангской впадине, отделяющей Сибирскую платформу от складчатого сооружения Таймыра, под маломощными четвертичными осадками залегают меловые и юрские отложения мощностью 5 км. Восточным продолжением этой впадины служит Анабаро-Ленская впадина, в которой юрско-нижнемеловой комплекс несогласно залегает на пермско-триасовых отложениях. К доплитному (перехожному) комплексу Сибирской платформы относятся породы нижнего, среднего и верхнего рифея. Доплитный комплекс чехла Сибирской платформы приурочен к авлакогенам (Туруханскому, Иркинеевскому, Уринскому и др.), но в менее полном и мощном виде распространен на некоторых прилегающих к авлакогенам участках Сибирской платформы, а также в перикратонных прогибах. Нижний рифей (Котуйский, Уджинский авлакогены и др.) сложен конгломератами, песчаниками, алевролитами и базальтами, пирокластикой щелочного состава. Они перекрываются доломитами и тонкообломочными породами. Общая мощность до 0,5-1 км. В Учурском и Юдомо-Майском авлакогенах развиты кварцевые, аркозовые и терригенно-карбонатные отложения с прослоями туфогенного материала мощностью до 3 км.
Средний и верхний рифей распространен шире нижнего рифея. На северо-западе в Турухано-Норильской антиклинальной зоне развиты кварцитовидные песчаники, алевролиты и аргиллиты, сменяющиеся вверху доломитами и известняками со строматолитами мощность 3-4 км. В районе Игарки распространены покровы спилитов, порфиритов и горизонты туфов и туфобрекчий. На севере Котуйского, Уджинского, Оленекского авлакогенов – лавы и силы базальтов и трахибазальтов, туфобрекчии, туфы и туффиты субщелочного и щелочного существенно калиевого состава с песчаниками и алевролитами в нижней, и доломитами и известняками в верхней частях разреза. На юге Иркинеевский и Уринский авлакогены заполнены кварцевыми глауконитовыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, их верхи содержат известняки и доломиты мощностью до 3-4 км. На юго-востоке в Учуро-Майской плите мощность рифея до 2-2,5 км, а еще восточнее в Юдомо-Майском авлакогене, разделявшем в рифее Алданский щит и Охотский массив с архейским фундаментом, даже до 4-10 км.
На рубеже между рифеем и юдомием на Учуро-Майской плите и в северо-восточной части Алдано-Станового щита происходило внедрение интрузивных тел щелочно-ультраосновного состава от крупных массивов центрального (кольцевого) типа (Ингилийский массив) до мелких некков и даек.
17. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ В ПЛИТНУЮ СТАДИЮ, СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА, ФОРМАЦИОННЫЕ КОМПЛЕКСЫ) В составе осадочного чехла участвуют отложения, имеющие возраст от верхнего докембрия до антропогена. Наиболее распространены породы рифея, кембрия и ордовика, представленные обломочными, карбонатными и соленосными толщами; они слагают Анабарскую и Алданскую антеклизы, Ангаро-Ленский прогиб, Канско-Ангарскую впадину и другие платформенные структуры. Самую обширную синеклизу – Тунгусскую – выполняют терригенно-угленосные отложения карбона и перми, туфогенные породы верхней перми и триаса; в изобилии, особенно на окраинах синеклизы, представлены основные изверженные породы — траппы, образующие силлы, дайки, жилы (долериты, габбро-долериты) и покровы (плато-базальты). Юрские отложения выполняют Иркутский (Черемховский) прогиб и ряд других впадин, юрские и меловые — приурочены к Енисейско-Хатангскому и Ленскому прогибам, Вилюйской синеклизе; в последней развиты также кайнозойские отложения. Для северо-востока платформы характерны интрузивные ультращелочные породы (меймечиты и др.) и кимберлиты, образующие алмазоносные трубки. Породы чехла, в целом залегающие относительно спокойно, в отдельных районах в различной степени дислоцированы и разбиты сбросами. Складчато-разрывные дислокации, как правило, усиливаются к окраинам платформы, особенно на юго-востоке – в Ангаро-Ленском прогибе. Плитный комплекс Сибирской платформы – толщи юдомия (венда), палеозоя, мезозоя и в незначительной мере кайнозоя. Выделяются следующие формационные комплексы осадочного чехла Сибирской платформы: рифейский, вендско-кембрийский, ордовикско-силурийский, девонско-нижнекаменноугольный, среднекаменноугольный-среднетриасовый, верхнетриасово-меловой и кайнозойский. Общий ход геологического развития Сибирской платформы: 1) В архее и начале протерозоя образовалась большая часть фундамента Восточно-Сибирской платформы. 2) В конце протерозоя (венд) и начале палеозоя платформа периодически опускалась и покрывалась мелководным морем, в результате чего образовался мощный осадочный чехол. Отложения накапливались в мелководных лагунных водоемах с усиленным поступлением терригенного материала с Енисейского кряжа и Восточного Саяна. Климат был жаркий и засушливый. 3) В ордовикском периоде основные погружения платформы были в Вилюйской, Тунгусской и Тасеевской синеклизах. Ордовик от силура отделяет почти повсеместный перерыв. Климат был жаркий, влажность существенно изменялась во времени, о чем свидетельствуют неоднократные смены красно- и пестроцветных сульфатоносных отложений сероцветными, с фосфоритами, глауконитом и осадочными железными рудами гематит-гетитового состава. В конце силура усилилась аридность климата. В ордовике и силуре Алдано-становой щит, Алданская моноклиза и Анабарская антеклиза вовлечены в поднятие. 4) В начале девона юдомские и нижнепалеозойские отложения в Ангаро-Ленской зоне смяты в систему линейных гребневидных складок, они сорваны со своего основания и смещены к северо-западу. На протяжении девона произошла смена аридного климата гумидным, а затем новая аридизация. Произошла вспышка кимберлитового магматизма. Аридная климатическая обстановка, существовавшая до конца девона, сменилась в карбоне гумидным режимом, благоприятствовавшим углеобразованию. 5) В конце палеозоя закрылся Палеоуральский океан, консолидировалась кора западно-Сибирской равнины, и она вместе с Восточно-Сибирской и Восточно-Европейской платформой образовали единый континент. Начало магматических процессов на западе Сибирской платформы: на границе перми и триаса произошла мощнейшая вспышка траппового магматизма. Аридизация климата в конце Перми. 6) В мезозое некоторые части платформы были покрыты эпиконтинетальными морями. Климат был умеренно теплый, влажный. Со среднего триаса большая часть платформы, кроме ее северной и северо-восточной окраин, испытывала общее слабое воздымание. В конце триаса произошли складчатые деформации в Иркинеевском и Турухано-Норильском авлакогенах, а также в Енисейско-хатангском прогибе. На рубеже триаса и юры происходило изменение структурного плана платформы. Области погружения переместились на восток, где начала формироваться Вилюйская синеклиза, открывавшаяся в сторону Предверхоянского прогиба. На северо-востоке продолжал образовываться Анабаро-Ленский прогиб. В ранней юре в центральной части платформы существовал весьма пологий Ангаро-Вилюйский прогиб, а на западе и юго-западе в юре прогибались Каннская и Иркутская впадины. Тектоническая и магматическая активизация проявлялась на юго-востоке платформы в пределах Алданского щита. В позднеюрское время там происходило формирование базальтовых даек, а также внедрение гранитоидных кислых и щелочных интрузий, с которыми связано открытие месторождений золота. Магматической активизацией была охвачена и зона Станового прогиба. 7) На границе мела и палеогена на платформе произошел рифтогенез и новая вспышка магматизма, в том числе карбонатитового и кимберлитового.
18. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (РИФЕЙСКИЙ, ВЕНДСКО-КЕМБРИЙСКИЙ И ОРДОВИКСКО-СИЛУРИЙСКИЙ КОМПЛЕКСЫ) Нижний рифей (Котуйский, Уджинский авлакогены и др.) сложен конгломератами, песчаниками, алевролитами и базальтами, пирокластикой щелочного состава. Они перекрываются доломитами и тонкообломочными породами. Общая мощность до 0,5-1 км. В Учурском и Юдомо-Майском авлакогенах развиты кварцевые, аркозовые и терригенно-карбонатные отложения с прослоями туфогенного материала мощностью до 3 км. Средний и верхний рифей распространен шире нижнего рифея. На северо-западе в Турухано-Норильской антиклинальной зоне развиты кварцитовидные песчаники, алевролиты и аргиллиты, сменяющиеся вверху доломитами и известняками со строматолитами мощность 3-4 км. В районе Игарки распространены покровы спилитов, порфиритов и горизонты туфов и туфобрекчий. На севере Котуйского, Уджинского, Оленекского авлакогенов – лавы и силы базальтов и трахибазальтов, туфобрекчии, туфы и туффиты субщелочного и щелочного существенно калиевого состава с песчаниками и алевролитами в нижней, и доломитами и известняками в верхней частях разреза. На юге Иркинеевский и Уринский авлакогены заполнены кварцевыми глауконитовыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, их верхи содержат известняки и доломиты мощностью до 3-4 км. На юго-востоке в Учуро-Майской плите мощность рифея до 2-2,5 км, а еще восточнее в Юдомо-Майском авлакогене, разделявшем в рифее Алданский щит и Охотский массив с архейским фундаментом, даже до 4-10 км.
На рубеже между рифеем и юдомием на Учуро-Майской плите и в северо-восточной части Алдано-Станового щита происходило внедрение интрузивных тел щелочно-ультраосновного состава от крупных массивов центрального (кольцевого) типа (Ингилийский массив) до мелких некков и даек.
Вендская система. Залегает с перерывом, а местами и с угловым несогласием, на верхнерифейских или более древних образованиях. В низах преобладают маломощные терригенные толщи (от конгломератов и гравелитов до серо- и красноцветных песчаников, алевролитов, аргиллитов), на севере платформы – прослои туффитов и местами потоки щелочных базальтов. В верхах венда залегает юдомская свита мощностью 0,2-0,5 км, представленная доломитами и известняками. В Иркутском амфитеатре развиты многочисленные прослои ангидритов и солей. Кембрийская система. Покрывает почти всю Лено-Енисейскую плиту. В ней широко развита фауна – археоциаты, гастроподы, брахиоподы, черви, первые трилобиты. Преобладают карбонатные и галогенные осадки морского и лагунного генезиса мощностью от 0,5-1 км на северо-востоке до 3-3,5 км на юго-западе платформы. Верхняя часть среднего и верхний кембрий сложены пестроцветными толщами песчаников, алевролитов, аргиллитов, мергелей и доломитов с прослоями ангидрита, гипса и галита в нижней части. Мощность 0,5-1 км. Ордовикская система. Развита менее широко, чем кембрий (запад Лено-Енисейской плиты, Иркутский амфитеатр, запад Вилюйской синеклизы). Осадков нормально-морские и отчасти лагунные серо- и пестроцветные, залегающие согласно на верхнем кембрии. Преобладают карбонаты (органогенные, оолитовые известняки, доломиты, мергели), в меньшей степени развиты терригенные породы (аргиллиты, алевролиты, песчаники, изредка гравелиты и мелкогалечные конгломераты), еще меньше – сульфаты (ангидриты, гипсы). Мощность ордовика от 0,3 до 1,5 км. Фауна – брахиоподы, мшанки, трилобиты, гастроподы, пелециподы, кораллы, граптолиты. Силурийская система. Силурийские отложения распространены в тех же областях, что и ордовикские, но на меньшей площади. Они развиты в Тунгусской и на западе Вилюйской впадин. Условия образования близкие к ордовику. Преобладают мелководные карбонаты (известняки, доломиты, мергели), в меньшей мере развиты терригенные (аргиллиты, граптолитовые сланцы, реже алевролиты, песчаники, гравелиты), а в верхах силура имеются также сульфатные породы мощностью от 0,2-0,3 км на юге до 0,8-1 км на севере Тунгусской синеклизы. Фауна – кораллы, мшанки, брахиоподы, трилобиты, граптолиты. Крупный седиментационный цикл: низы – трансгрессивно залегающие терригенные толщи, середина – карбонаты, верхи – мелководные красноцветные карбонатно-сульфатные осадки.
19. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ДЕВОНСКО-НИЖНЕКАМЕННОУГОЛЬНЫЙ И СРЕДНЕКАМЕННОУГОЛЬНЫЙ-СРЕДНЕТРИАСОВЫЙ КОМПЛЕКСЫ) Девонская система. Отложения развиты в северной части Тунгусской и западной части Вилюйской синеклизы и в Канско-Тасеевской впадине. Преобладают морские, преимущественно пестроцветные терригенно-карбонатные, лагунные гипсо- и соленосные и континентальные красноцветные терригенные образования, а также вулканогенные толщи основного и субщелочного состава мощностью от сотен метров до 5-6 км. Фауна – брахиоподы, гастроподы, ракообразные, рыбы и наземные растения. Каменноугольная и пермская системы. Развиты в Тунгусской синеклизе, Канско-Тасеевской впадине и в западной части Вилюйской синеклизы. Преобладают отложения турнея и визея – трансгрессивно мелководно-морские известняки, в верхней части с прослоями глин и песчаников мощностью 0,2 км. Средний и поздний карбон до ранней и поздней Перми сложены сероцветными терригенными угленосными отложениями тунгусской серии (песчаниками, алевролитами и аргиллитами с прослоями и линзами гравелитов, конгломератов и глинистых известняков, каменных углей) мощностью от 0,2-0,5 до 1-1,2 км. Флора – кордаиты, каламиты, папоротниковые. Фауна – остракоды, пелециподы. Верхняя пермь (верхнетатарский подъярус) представлена пестроцветными неугленосными терригенными и туфогенными отложения мощностью 0,3-0,7 км. Флора – ксерофиты. Распространены покровы базальтов. Триасовая система. Развита в Тунгусской синеклизе и Енисейско-хатангском прогибе. Предсталвена вулканогенными образованиями с интрузивными телами, и в значительно меньшей мере осадочными толщами, распространенными на северо-восточной окраине платформы (в Лено-Хатангской впадине, Предверхоянском краевом прогибе и Вилюйской впадине), где они в основном погребены под отложениями юры и мела. В Оленекской антиклинальной зоне на побережье моря Лаптевых обнажается полный разрез всех трех отделов триаса мощностью до 0,7-1 км, представленный морскими сероцветными песчано-алеврито-глинистыми отложениями, в нижней части с прослоями туффитов, с остатками пелеципод, аммоноидей, фораминифер.
20. СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА (ВЕРХНЕТРИАСОВО-МЕЛОВОЙ И КАЙНОЗОЙСКИЙ КОМПЛЕКСЫ, ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ) Морские отложения триаса распространены по северной периферии Оленекского поднятия, в Анабаро-Ленском прогибе, где среди терригенных пород (галечников, аргиллитов, песчаников, алевролитов) мощностью до 1 км выделяются все 3 отдела триаса. Крайне мелководно-морские условия в Анабаро-Ленском прогибе обусловлены вторжением моря из Верхоянской геосинклинали, располагавшейся непосредственно к востоку. Юрская система. Отложения занимают на платформе значительные пространства, присутствуют в районах Вилюйской синеклизы, в Предверхоянском, Анабаро-Ленском, Ангаро-Вилюйском прогибах, Каннской и Иркутской впадинах, а также в глубоких грабенообразных впадинах Алданского щита. В Анабаро-Ленском прогибе юра представлена всеми 3 отделами в морских фациях. Отложения состоят из глин, конгломератов, песчаников, алевролитов, аргиллитов с фауной аммонитов и белемнитов. В Предверхоянском прогибе и Вилюйской синеклизе распространены как морские, так и континентальные отложения. В восточных районах платформы в ранней юре накапливались континентальные песчаные толщи. Отложения средней юры представлены континентальными песчано-алевролитовыми и песчано-глинистыми осадками. Верхняя юра представлена континентальными угленосными и песчаными толщами. Общая мощность юры в этих районах достигает 1000 м, а в пределах впадин Алданского щита – 4,5 км, здесь развиты континентальные угленосные толщи. В Ангаро-Вилюйском прогибе юрские отложения маломощные (до 200 м), преимущественно континентальные песчаные породы нижнего отдела. В Каннской и Иркутской впадинах разрез континентальной юры достигает 1,4 км, основная часть разреза сложена среднеюрскими отложениями. Меловая система. Отложения распространены только на востоке и севере платформы. Присутствует в Устьенисейско-хатангском, Анабаро-Ленском и Предверхоянском прогибах, в Вилюйской синеклизе а также во впадинах Алданского щита. В северных районах меловые отложения представлены морскими мелкозернистыми песчаниками, которые к краям прогибов заменяются более грубыми песчаными породами. В Вилюйской синеклизе мел сложен континентальными озерно-аллювиальными отложениями песчаников, песков, алевролитов и аргиллитов. В нижнемеловых отложениях наблюдаются пласты угля.
Кайнозойский комплекс. Палеогеновые и неогеновые отложения ограничено присутствуют в краевых участках платформы. На юго-востоке Вилюйской синеклизы они представлены континентальными отложениями мощностью до 400 м и сложены гравелитами, песками, песчаниками с примесью углистого детрита и пластами легмитовых углей. На юго-западе платформы распространены аллювиальные, озерные и элювиальные отложения мощностью до 60 м.
На севере Анабарского массива располагается Попигайская астроблема – кольцевая структура, имеющая в плане округлую форму с диаметром 100 км. Структура находится в области погружения архейских гнейсов. Внутри кольцевого кратера выделяется еще один кратер диаметром 75 км. Внутренняя часть структуры выполнена брекчиями, состоящими из раздробленных вмещающих пород, испытавший ударный метаморфизм и частичное плавление. Развиты туфоподобные породы, возникшие в результате распыления расплавленных при взрыве частиц пород фундамента, а также таматиты – массивные стекловатые породы, слагающие покровы, дайки и инъекционные тела. Материалом для этих пород явились расплавленные при взрыве гнейсы, сланцы, кварциты данного региона. Раздробленные породы развиты до глубин 1,5-2,5 км. Возраст кратера – позднемеловой-палеогеновый. Четвертичные отложения широко распространены на платформе и представлены различными генетическими типами. В северо-западной части развиты ледниковые отложения, жнее они сменяются перигляциальными и озерными осадками. Наиболее полные разрезы четвертичных отложений находятся во впадинах и долинах крупных рек. В северо-западной половине платформы установлены два оледенения – средне- и верхнеплейстоценовое. Полезные ископаемые. К породам фундамента платформы приурочены месторождения железных руд, слюды (флогопита), пьезокварца, апатита; к породам осадочного чехла – проявления нефти (Ангаро-Ленская ступень), месторождения горючих и битуминозных сланцев, газа (западная часть Устьенисейско-хатангского прогиба), угля (Ленский угольный бассейн, Тунгусский угольный бассейн, Иркутский угольный бассейн), каменной соли (г. Иркутск), гипса, железных руд, фосфоритов, марганца, россыпного золота и др.; с породами трапповой формации связаны месторождения магнетитовых руд (Ангаро-Илимская группа месторождений, Камышевский Байкитик, Тынокит и др.), никелевых и медных руд (Норильский рудный район), благородных металлов, графита, исландского шпата (траппы Тунгусской синеклизы); имеются месторождения редких металлов и алмазов (западная Якутия) связанные с кимберлитами.
21. ЕНИСЕЕ-САЯНО-БАЙКАЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Антиклинории и горсты: 1) Чуйский (AR-PR2) * 2) Нечерский (AR-PR2) * 3) Енисейский мегаантиклинорий (AR-PR2) * 4) Байкало-Окинский (AR-PR2) ** 5) Бирюсинский (AR-PR2) ** 6) Канский (AR-PR2) ** 7) Протеросаяна (AR-PR2) ** 8) Муйский (AR-PR2) ** Синклинории и синклинорные зоны: 1) Бодайбинский (PR2) * 2) Баргузино-Витимская (AR-Є3) ** 3) Джидинский 4) Селенгино-Уда-Витимская (PZ2) Массивы: 1) Хамардабанский (AR-PR2) 2) Сангиленский (AR-PR2) Впадины: 1) Рыбинская (D-J) 2) Гусино-Озерска (J-K) 3) Улан-Удинская (J-K) 4) Хилокская (J-K) 5) Читино-Иногдинская (J-K) 6) Байкальская (N-Q) 7) Верхнеангарская (N-Q) 8) Чарская (N-Q) 9) Баргузинская (N-Q) 10) Муйская (N-Q) * – миогеосинклинальная зона, ** – эвгеосинклинальная зона Енисее-Саяно-Байкальская складчатая область подразделяется на Енисее-Присаянскую и Байкальскую мегаплатформенные области. Енисее-Присаянская система слагается из двух докембрийских складчато-глыбовых сооружений, разделенных среднепалеозойской Рыбинской впадиной добайкальского цикла – это Енисейский мегаантиклинорий и Присаянское сооружение. Граница Енисее-Присаянской системы с Урало-Монгольским поясом проходит от озера Байкал до г. Красноярска по главному Восточно-Саянскому разлому, а севернее г. Красноярск – граничит с Западно-Сибирской плитой вдоль долины реки Енисей. Енисейский мегаантиклинорий представляет собой область шириной до 200 км. Он состоит из двух главных элементов: Енисейского мегаантиклинория и Каннского выступа. Их разделяет субширотная зона Нижне-Анарского глубинного разлома. Присаянское складчато-глыбовое сооружение морфологически выражено сравнительно узкой зоной от 50 км на юге до 150 км на севере с низко- и среднегорным рельефом. На востоке граничит с Сибирской платформой по Бирюсинскому разлому, частично скрытому под чехлом нижнепалеозойских и юрских отложений. На юго-востоке Прибайкалья граница проходит по очень пологому Анюрскому надвигу, по которому Присаянское сооружение надвинуто на юрские отложения Иркутской впадины. Западная граница проходит по прямолинейному главному Восточно-Саянскому глубинному разлому. Основу структуры Присаянского сооружения составляют кулисообразные низко расположенные Байкало-Окинская, Бирюсинская и Протеросаянская горстообразные глыбы докембрийского метаморфического фундамента. Байкало-Окинскую и Бирюсинскую глыбы разделяет диагональный Уритско-Ийский грабен-синклинорий, выполненный мощными метаморфизованными образованиями верхнего архея, нижнего протерозоя и рифея. Западную зону Присаянского сооружения образуют горсты. Байкало-Окинский горст сложен глубоко метаморфизованными и гранитизированными породами нижнего архея, мощностью более 7 км. Бирюсинский горст-антиклинорий сложен метаморфическими отложениями архея и нижнего протерозоя. Антиклинорий Протеросаяна располагается прямо к западу от главного Восточно-Саянского разлома. В отдельных местах этого антиклинория сохранились рифейские геосинклинальные тощи мощностью до 15 км, сложенные в низах метаморфическими породами (гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами), в верхах – доломитами, известняками, зелеными сланцами, основными эффузивами и мраморами. Все эти отложения пронизаны гранитоидными интрузиями возрастом 550-450 млн. лет. Между Бирюсинским и Канским докембрийскими сооружениями располагается Рыбинская впадина, выполненная континентальными молассами среднего и верхнего девона, мощностью до 2-3 км, а также маломощными угленосными отложениями нижней и средней юры. Полезные ископаемые. В Канском антиклинории в отложениях нижнего кембрия распространены мусковитовые и редкометалльные пегматиты с касситеритом и вольфрамитом. В третьей части Енисейского кряжа в отложениях верхнего рифея открыто Горевское гидротермально-метасоматическое месторождение свинцово-цинковых руд. Месторождение железных руд открыто в восточной части Енисейского кряжа. Месторождения бокситов открыты в палеогеновых и миоценовых отложения хна южных окраинах Енисейского кряжа. Магнетитовые руды выявлены в нижнем архее Байкало-Окинского антиклинория. В Рыбинской впадине – бурые угли. Палеозойские редкометалльные месторождения, а также алмазоносные кимберлитовые трубки и дайки открыты в Уритско-Ийском грабене, разделяющем Байкало-Окинский и Бирюсинский антиклинории.

22. ТИМАНО-ПЕЧЕРСКАЯ ПЛИТА Кристаллические щиты: 1) Тимано-Канинское поднятие (PR-P) Валы: 1) Печоро-Кожвинский (D-P2)
2) Колвинский (J3) Впадины: 1) Ижма-Печерская (T-K) 2) Денисовская (T-K) 3) Хорейверская (T-K) Тимано-Печерская плита расположена к северо-востоку от Русской плиты. Собственно Печерская плита имеет вид треугольника. С запада она ограниченная Тимано-Канинским поднятием, с востока Пай-Хоем и Северным Уралом. На севере плита открывается в Баренцево море. Она покрыта мощным чехлом четвертичных отложений. Геологическое строение плиты изучено благодаря геофизическим исследованиям и бурению. Тимано-Печерская плита имеет четкое двухэтажное строение. Нижний этаж слагает преимущественно байкальский фундамент, верхний – осадочный чехол, образованный пологозалегающими палеозойскими, мезозойскими и кайнозойскими отложениями. Крупным выступом байкальского фундамента на поверхность является Тимано-Канинское поднятие. Верхний протерозой. На отдельных участках Тимано-Канинского поднятия и п-ова Канин обнажается верхнепротерозойский комплекс сложно дислоцированных и регионально метаморфизованных пород. В нем выделяется нижний и средний рифей, сложенный флишоидной кварцито-сланцевой формацией мощностью 6000 м, и верхний рифей – венд, представленные песчано-глинистой карбонатной формациями с верхнерифейскими акритархами, строматолитами и онколитами мощностью 2500-3500 м. Породы прорваны интрузиями кислого и основного состава, возраст которых 500-600 млн. лет. Известны ультраосновные щелочные породы (пикриты) и кимберлитовые трубки. Кембрийские и ордовикские отложения на Тимано-Печерской плите неизвестны. Их отсутствие связано с длительным континентальным перерывом после байкальской складчатости. Континентальные отложения представлены красноцветными терригенно-карбонатными отложениями с раннепалеозойскими остракодами. Силурийская система. В Тиммане и на п-ове Канин силурийские отложения залегают с резким угловым несогласием на байкальском фундаменте и представлены коралловыми известняками и терригенными породами. Их мощность 75 м. Девонские отложения представлены преимущественно средним и верхним отделами, которые залегают с размывом на различных горизонтах силура или на байкальском фундаменте. На юго-восточном Тиммане эйфельский ярус сложен карбонатными породами с кораллами и брахиоподами. Живетский ярус с псилофитами представлен песчано-глинистой толщей мощностью 120 м. Франский ярус начинается карбонатно-глинистой или вулканогенно-осадочной толщей: песчаниками, гравелитами, глинами, туфами, туффитами и пластовыми жилами диабазов. Франские траппы прослеживаются вдоль восточного склона Тиммана от Ухты до Баренцева моря на расстоянии около 600 км. В средней, а иногда и в нижней части франского яруса выделяется «доманиковый горизонт» из битуминозных кремнистых известняков и горючих сланцев с обильной фауной гониатитов. Заканчивается ярус обычно карбонатными породами, его общая мощность более 1000 м. Фаменский ярус сложен мелководной толщей доломитов с прослоями ангидрита и гипса с наличием брахиопод, мощность 500 м. Пощность девонских отложений резко возрастает в Печорской плите – свыше 4000 м. Каменноугольная система. Залегает несогласно на девонских отложениях. Сложена карбонатными породами мощностью 200-300 м. На п-ове Канин представлены в основном средний и верхний отделы. Пермская система. Нижнепермские отложения Тиммана образуют единый комплекс с каменноугольными отложения и представлены карбонатными породами: известняками и доломитами с обильной фауной швагерин. В кунгурском ярусе в известняках встречаются прослои гипса и ангидрита. Мощность нижнепермских отложений до 40 м. Верхняя Пермь представлена красноцветной толщей песчаников, алевролитов, мергелей с фауной остракод и ганоидных рыб. Общая мощность отложений пермской системы 500-600 м. Триасовая система. На Тиммане триасовые отложения представлены конгломератами с костями позвоночных, глинами, желваками мергеля. Мощность 20 м. Юрская система. В Тимано-Печерском районе отсутствуют нижне- и среднеюрские отложения. Верхняя юра сложена морской песчано-глинистой толщей с бореальной фауной мощностью 150 м. В волжском ярусе встречаются горючие сланцы. Меловая система. Нижний мел между Тиманом и Печерой представлен всеми ярусами и характеризуется бореальной фауной. Волонжинский ярус образован глинами и песчаниками с фосфоритами и фауной мощностью до 60 м. Готтеривский и барремский ярусы сложены глинами с гипсом и редкими растительными и животными остатками, их мощность 20 м. Более молодые отложения (аптский, альбский ярусы и верхний мел) в Печорской впадине и на п-ове Канин известны лишь в валунах. Кайнозойские отложения. Они покрывают значительную территорию северного Тимана и п-ова Канин и образованы песчано-глинистыми породами и галечниками мощность 20-100 м. Четвертичные отложениями представлены моренами, озерными и морскими осадками. Тиман – многоступенчатый горст, ограниченный с обеих сторон разломами мантийного заложения. Мощность сложно дислоцированных рифейских образований, выходящих в отдельных участках Тимана на поверхность (Четласская ступень) достигает 10 км. Ниже располагается гранитный слой, который становится все тоньше в восточном направлении и достигает 3 км. Под ним залегает базальтовый слой мощностью 20-22 км. Печорская синеклиза четко разделяется на две части: западную с маломощным гранитным слоем и умеренной мощностью осадочного чехла, и восточную – без гранитного слоя и с большой мощностью осадочного слоя и многочисленными интрузиями основного и ультраосновного состава. Западная часть синеклизы имеет миогеосинклинальное строение, восточная – эвгеосинклинальное. Фундамент Печорской плиты – сложно простроенная складчатая система северо-западного простирания. Современная структура поверхности фундамента свидетельствует о сложной переработке жесткой глыбы на окраинах. Осадочный чехол Тимана – ассиметричная многоступенчатая структура. Западные ступени в ней более узкие и пологие, восточные – более широкие и крутые. Ступени сочленяются флексурами и моноклиналями. Осадочный чехол Печорской плиты отличается линейными структурными формами, преимущественно северо-западной ориентировки. В нем выделяются крупные впадины: на западе – Ижма-Печорская, на востоке – Хорейверская. Центральная часть Хорейверской впадины развилась на Большеземельском выступе. С запада и востока она окружена валами, разделенными прогибами, на западе – Печеро-Кожвинским и Колвинским валами, между которыми находится Денисовский прогиб, на востоке – валами Сорокина и Чернова, разделенными Морбюсским прогибом. Валы осложнены локальными поднятиями. Общий ход геологического развития. Печорская плита занимает северо-западную часть Урало-Монгольского пояса, в которой ведущая роль принадлежит байкальской складчатости. Начальные стадии развития плиты происходили на коре океанического типа. В результате байкальской складчатости сформировался гранитно-метаморфический слой. Впоследствии он вошел в фундамент плиты. После байкальской складчатости территория испытывала длительный континентальный перерыв (в течение кембрия и ордовика), была поставщиком обломочного материала в окружающие бассейны. Каледонская складчатость не оставила явных следов, т.к. осадки этого времени распространены ограничено. В это время, вероятно, опустилась восточная часть территории и заложилась Печорская плита. Не герцинском этапе сформировался структурный план осадочного чехла. В раннефранскую эпоху развитие плиты сопровождалось расколами фундамента и трапповым магматизмом, продолжалось интенсивное погружение Печорской плиты. Глыбовая структура Тимана и Печорская плита окончательносформировались в мезозое и кайнозое.
Главные полезные ископаемые Печорской плиты – нефть и газ. Нефтегазоносность в Тимано-Печорском районе приурочена к широкому диапазону отложений – от силура до татарского яруса включительно. Основная нефтеносная толща – терригенный комплекс среднего и верхнего девона (эйфельский – нижняя часть франского яруса). Газоносная толща – карбонатный комплекс карбона и нижней перми. Основные месторождения добычи нефти – Усинское, Ухтинское, Ярегское (шахтовое). Оснвные месторождения по добычи газа сосредоточены в Нарьян-Марском районе – Васильевское, Лаявожское. Кроме того, в шахтах Ярегского месторождения имеется титан, в девонских и каменноугольных отложениях Среднего Тимана выявлены месторождения латеритных бокситов (Верхневотыквинское, Верхнешугорское).

23. УРАЛО-ПАЙХОЙ-НОВОЗЕМЕЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Поднятия (горст-антиклинали): 1) Чернова (S-P1) 2) Чернышева (O-P) 3) Полюдова Кряжа (O-C) 4) Кара-Тау (PR-C) Впадины: 1) Каратаихинская (P1-T) 2) Воркутинская (P1-P2) 3) Верхнепечерская (P1-P2) 4) Уфимо-Соликамская (P1-P2) 5) Бельская (P1-P2) 6) Карская (P) * Антиклинории: 1) Уралтаусский (R-C1) * 2) Башкирский (R) * 3) Харбейский (R-Є) * 4) Пайхойско-Южно-Новоземельский (O-C1) * 5) Северо-Новоземельский (O-C1) * Синклинории: 1) Зилаирский (D3-C1) * 2) Урало-Тобольский (PR-C1) ** 3) Тагильский (O-D) 4) Магнитогорский (S-C1) 5) Аятский или Кустанайский (O-C1) с грабенами Челябинского типа (J) ** 6) Кармакульский (P) * Глубинные разломы: 1) Главный Уральский 2) Восточно-Уральский Зоны складчатости: 1) Западно-Уральская (O-P) * * – миогеосинклинальная зона, ** – эвгеосинклинальная зона Складчатое сооружение Урала длиной 2200 км и шириной от 100 до 400 км протягивается меридионально с севера на юг. На западе Урал отделяется от Восточно-Европейской платформы Предуральским краевым прогибом, на востоке – граничит с Западно-Сибирской плитой. На севере продолжением Урала является авлакогеосинклинальная зона Пайхоя и Новой Земли. На юге Урал смыкается с Донецко-Североустюрской метаплатформенной областью. В строении Уральской складчатой области выделяется Предуральский краевой прогиб и герцинское складчатое сооружение, которое, в свою очередь, делится на западную миогеосинклинальную мегазону и восточную эвгеосинклинальную. В восточной мегазоне широко развит вулканизм. Эти мегазоны разделяются Главным Уральским разломом. Предуральский краевой прогиб протягивается вдоль западного блока Урала и состоит из нескольких удлиненных впадин с глубиной залегания фундамента 5-12 км. Самой южной является Бельская впадина, которая вливается в Прикаспийскую синеклизу, а от более северной Уфимо-Соликамской впадины она отделяется поперечным горстовым поднятием Кара-Тау. Кара-Тау сложен вендом, рифеем и палеозоем. В свою очередь, Уфимо-Соликамская впадина отделяется от Верхнепечорской впадины складчато-блоковым поднятием Полюдов Кряж. В Полярно-Уральской части краевого прогиба расположена Воркутинская впадина. Ее отделяет и обрамляет гряда Чернышева, сложенная породами силура, девона и карбона. Гряда Чернова отделяет Каратаихинскую впадину от Воркутинской. Западная мегазона представлена Башкирским и Уралтаусским антиклинориями и Салаирским синклинорием. Башкирский антиклинорий сложен мощным комплексом терригенно-карбонатных отложений рифея и несогласно залегающим на нем вендом. Еще выше также несогласно залегают карбонатные отложения силура, девона и карбона плитного типа. Зилаирский синклинорий выполнен терригенно-карбонатными толщами ордовика, силура и среднего девона, которые восточнее замещаются мощной граувакковой толщей зилаирской серии (верхний девон – нижний карбон) и все это перекрывается верхне- и среднекаменноугольным флишем. Уралтаусский антиклинорий сложен средне- и верхнерифейскими осадочно-вулканогенными образованиями. Зона Главного Уральского разлома отделяет Уралтаусский антиклинорий от Магнитогорского синклинория, входящего в восточную мегазону. Вся западная мегазона развивалась на древней континентальной коре. В восточной мегазоне дорифейская континентальная кора подверглась сильной диструкции в раннем и среднем палеозое, приведшей к новообразованиям в некоторых ее зонах коры океанического типа. Восточная зона на Южном Урале состоит из Магнитогорского и Кустанайского синклинориев, которые разделяются Урало-Тобольским антиклинорием. Магнитогорский синклинорий представляет собой сложно построенный прогиб шириной до 100 км, выполненный ордовикско-каменноугольными вулканогенно-осадочными толщами. Урало-Тобольский антиклинорий прослеживается от южного окончания Урала до Среднего Урала, а его северное продолжение трассируется под мезозойско-кайнозойским осадочным чехлом далеко на север. На самом юге Урало-Тобольский антиклинорий называется Мугоджарским, здесь он наиболее приподнят и сложен гнейсами, амфиболитами, сланцами и кварцитами раннего докембрия. Кустанайский грабен-синклинорий выполнен несогласно залегающими на каледонском складчатом фундаменте терригенно-карбонатными толщами верхнего девона (турнейская и визейско-серпуховская вулканогенные серии). Западная мегазона Среднего Урала состоит из Центрально-Уральской зоны, служащей продолжением южной зоны, сложенной мелководными терригенно-карбонатными отложениями от ордовика до кембрия. Центрально-Уральская зона поднятий сложена рифейскими, вендскими и ордовикскими отложениями. Зона Главного Уральского разлома представлена на Среднем и Северном Урале платиноносным поясом, состоящим из крутопадающих к востоку и надвинутых к западу пластинообразных тел серпентинизированных ультрабазитов, габброидов и амфиболитов. На северном продолжении Магнитогорского синклинория на Среднем и Северном Урале лежит Тагильский синклинорий, в котором вулканизм завершился в селуре, девон выражен осадочными толщами, а карбон отсутствует. В Центрально-Уральской антиклинорной зоне из-под слабо метаморфизованного вулканогенно-осадочного рифейско-вендского комплекса выступают два поднятия, сложенные дорифейскими метаморфитами. Это Кажинское поднятие в южной части Полярного Урала и Харбейский антиклинорий в северной его части. Пайхой-Новоземельская складчатая зона служит северным продолжением Урала. Она выражена невысокой горой Пай-Хой, о-вом Вайгач, южным и северным о-вами Новой Земли. Тектонически эта зона считается продолжением западной миогесинклинальной зоны Урала. В Пайхой-Новоземельской складчатой зоне выделяется рифейско-нижнекаменноугольный комплекс и несогласно перекрывающий его комплекс терригенных и карбонатных отложений среднего и верхнего палеозоя и триаса. В структуре зоны выделяется три сегмента. Главной структурой южного сегмента является Пайхойский антиклинорий, сложенный отложениями ордовика и карбона. Слои смяты в складки и надвинуты на Каратаихинскую впадину, заполненную пермской и триасовой молассой. На северо-востоке антиклинорий граничит с Карской впадиной, выполненной пермскими молассами. Эта впадина представляет из себя кольцевую структуру, предположительно являющуюся астроблемой позднекарбонового возраста. На севере на о. Вайгач залегают рифейско-вендские отложения, на которых несогласно залегают терригенно-карбонатные ордовикско-каменноугольные отложения. Севернее о. Вайгач находится Кармакульский синклинорий, выполненный пермскими отложениями. Северо-Новоземельский сегмент сложен ордовикско-каменноугольными толщами с выступами дорифейского фундамента. Крайнюю северо-восточную часть о. Новая Земля слагает пологозалегающий силур. Вся эта зона уходит на восток под воды Карского моря и возможно соединяется с Северо-Таймырской складчатой зоной.
Полезные ископаемые. На Урале известно и разрабатывается множество месторождений. Среди них месторождения железа в Башкирском антиклинории, магнетитовых руд (горы Магнитная и Благодать), титаномагнетита (Качканарское, Первоуральское). На Южном Урале известны месторождения хромита, никеля и кобольта (Актюбинское, Орско-Халиловское), на Среднем Урале – платина, осмий и иридий (Уфалейское). В Магнитогорском синклинории в отложениях девона известны месторождения марганца. В Тагильском и Магнитогорском синклинориях в вулканогенных формациях силура и девона открыты месторождения медно-колчеданных и медно-цинковых руд. В девонских отложениях Тагильского синклинория имеются залежи бокситов. С кварцевыми жилами в гранитоидных массивах восточной мегазоны Урала связаны месторождения золота (Березовское). В серпентинитовых массивах – месторождения асбеста и талька. В кунгурских отложениях распространены гранит и калийные соли.
Каменный уголь добывают в Воркутинском каменноугольном бассейне. С Предуральским краевым прогибом связаны месторождения нефти в Пермском крае и Башкирии. К месторождениям Пайхой-Новоземельской зоны относятся марганец, встречающийся в нижнепермских отложениях. В девонских базальтах обнаружены проявления меди, серебра, цинка. В пермских отложениях Каратаихинской впадины имеются залежи угля. К зонам разломом приурочена флюоритовая минерализация.
24. ТАЙМЫРО-СЕВЕРОЗЕМЕЛЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Срединные массивы: 1) Восточно-Карский (AR) Зоны: 1) Северо-Таймырская (PR) 2) Северо-Земельская (PR-D) 3) Южно-Таймырская или Быррангская (C-T) Краевые прогибы: 1) Предтаймырский (Хатанго-Пясинский и Ленно-Анабарский прогибы) (C-T) Эта область занимает п-ов Таймыр и архипелаг Северная Земля, состоящий из четырех покрытых ледниковыми шапками островов. В структуре области 3 продольных мегазоны. Граница области с Сибирской платформой условно проводится по южной границе Устьенисейско-хатангского прогиба (Предтаймырского), который выположен пологозалегающими юрско-меловыми маломощными отложениями. Северное крыло этого прогиба залегает несогласно напластованию, которое представляет собой смятый в линейные складки комплекс палеозойских и триасовых образований Южно-Таймырской мегазоны. Севернее простирается Северо-Таймырская мегазона, состоящая из Восточно-Карского и Северо-Таймырского массивов. Эта мегазона сложена докембрийскими метаморфизованными породами, породами нижнего и верхнего кембрия, а также гранитоидами разного возраста. Мегазона продолжается на север вплоть до юго-восточной части Северной Земли. К северу от Северо-Таймырской мегазоны располагается Северо-Земельская мегазона, занимающая острова архипелага. Северо-Земельская мегазона представлена отложениями ордовика, силура, девона, подверженным в герцинскую или киммерийскую эпоху полого складчатым деформациям. Этот комплекс отложений рассматривается как слабо деформированный чехол погребенного Северо-Земельского мегаплатформенного массива. Полезные ископаемые. В Южно-Таймырской зоне известны крупные месторождения каменных углей, приуроченные к отложениям татарского яруса нижней перми. К пластовым интрузиям нижнетриасовой трапповой формации в той же зоне относятся медно-никелевые месторождения. В зонах разрывных нарушений и в рудоносных жилах, пронизывающих палеозойские отложения Южно-Таймырской мегазоны обнаружены свинцово-цинковые и ртутные месторождения. С субщелочными массивами триасового возраста связаны вольфрамовые месторождения. С позднепротерозойскими гранитоидами Северо-Таймырской мегазоны связаны обширные поля мусковитовых пегматитов.
25. АЛТАЕ-САЯНСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Антиклинории: 1) Кузнецкого Алатау (PR-Є1) 2) Катуньский (PR-Є1) 3) Западно-Саянский (PR-Є1) 4) Куртушибинский (Є1) 5) Холзунско-Чуйский (PR) 6) Горно-Алтайский (PR-Є) 7) Салаирский (PR-C) 8) Рудно-Алтайский (PR-C) 9) Томь-Колыванский (PR-C) Синклинории: 1) Западно-Саянский (O-D) 2) Анюйско-Чуйский (O-D) Впадины: 1) Северо-Минусинская и Южно-Минусинская (D-C1) 2) Тувинская (D-C1) (с Улугхемским бассейном (J)) 3) Кузнецкая (PR-C) 4) Зайсанская (KZ) Зоны: 1) Иртыш-Зайсанская (PR-C) Алтае-Саянская складчатая область расположена в южной Сибири и представляет из себя сооружение палеозойского возраста. Она занимает территорию между герцинидами центрального Казахстана и Саяно-Енисейскими байкалитами. На юге складчатая структура протягивается в Монголию, на севере она опущена под осадочный чехол Западно-Сибирской плиты. В пределах складчатой структуры выделяются области салаирской, каледонской и герцинской складчатости. Салаирские складчатые сооружения характеризуются следующими структурно-формационными комплексами: геосинклинальным (отложения R-Є1,2), орогенным (Є3-O1), платформенным (O2-Q). В каледонских складчатых сооружениях выделяются комплексы: геосинклинальный (V-O1), орогенный (O2-P), платформенный (MZ-KZ). Герцинские складчатые сооружения включают: геосинклинальный (Є-C1), орогенный (C-P) и платформенный (MZ-KZ) комплексы. После докембрийского этапа развития важнейшим для оформления структуры Алтае-Саянской области был салаирский этап. В V-Є1 на докембрийском фундаменте закладываются многочисленные эвгеосинклинали в Кузнецком Алатау, Западно-Саянской, Салаирской и Томь-Колыванской зонах. Эти геосинклинали заполнены спилито-порфировой формацией с офиолитовой ассоциацией. В результате салаирского тектогенеза закончился геосинклинальный режим в Кузнецком Алатау и наступил орогенный этап развития. В каледонкий этап развития геосинклинальный режим локализуется в зонах геосинклинальных прогибов предыдущего этапа, т.е. в Западно-Саянской, Салаирской зонах и в Горно-Алтайской зоне. Прогибы сохранили относительную подвижность. В них в течение PZ1 накапливались мощные толщи флишевой формации. В результате каледонской складчатости геосинклинальные прогибы замкнулись (в конце O1 – в Горном Алтае, в конце S1 – в Западных Саянах). Заключительный этап развития каледонидов в девонском периоде характеризуется образованием на разновозрастном складчатом основании крупных межгорных наложенных впадин – Северо-Минусинской, Южно-Минусинской и Тувинской. Каледонский этап в Алтае-Саянской складчатой области отличается неполнотой геосинклинального цикла, что сказалось в слабом проявлении гранитизации на завершающем этапе складчатости и в отсутствии краевых прогибов. На ранних стадиях герцинского этапа происходит замыкание геосинклинальной системы в Салаире и ее причленение к каледонским складчатым сооружениям. На поздних стадиях герцинского этапа в конце C1 заканчивается геосинклинальный режим в Рудном Алтае и Томь-Колыванской зоне. Герцинская складчатость сопровождалась интенсивным гранитным магматизмом. На границе каледонидов и герцинидов сформировался Кузнецкий прогиб, заполненный мощной угленосной формацией.
В мезозойский этап развития Алтае-Саянская складчатая страна имела платформенный режим, происходили лишь глыбовые движения, при которых прогибы вновь погружались. С этими движениями связано накопление в межгорных впадинах и в Кузнецком прогибе юрских угленосных отложений. Некоторое обновление испытывали зоны глубинных разломов, по которым изливались базальтовые лавы.
В кайнозойское время продолжались дифференцированные глыбовые движения. В результате оформился тот сложный рельеф, который наблюдается в настоящее время. Движения новейшего времени подчинялись тенденциям, возникшим в предыдущие этапы. Полезные ископаемые. Месторождения скарново-магнетитовых руд выявлены в Кузнецком Алатау, Западном Саяне, Восточном Саяне, на Алтае. Месторождения полиметаллов обнаружены в девонских эффузивных толщах Рудного Алтая. В этих полиметаллических месторождениях содержатся сульфиды цинка, свинца и меди, серебро и кадмий. Марганцевые руды связаны с кембрийскими отложениями Кузнецкого Алатау. Коренные месторождения связаны с интрузиями диоритов нижнего палеозоя. Важнейшие золотоносные районы – Салаирский, Томский, Хакасский, Калбинский. Медные руды содержатся в отложениях верхнего девона и нижнего карбона в Иртыш-Зайсанской зоне. В этой же зоне обнаружены месторождения вольфрама, молибдена, олова. Ртутно-рудные пояса связаны с глубинными разломами – Салаирским, Западно-Саянским и др. В Томь-Колыванском антиклинории находится Колыванское месторождение касситерита. Месторождения хризотил асбеста связаны с офиолитовыми поясами: Кузнецкого Алатау, Западно-Саянским, Западно-Тувинским. Асбест находится в змеевиках, для которых материнскими породами являются гарцбургиты. В Кузнецком прогибе расположен Кузнецкий каменноугольный бассейн. В Томь-Колыванской складчатой области расположен Горповский каменноугольный бассейн, в котором угленосные толщи вязаны с карбоном. Значительные скопления углей известны в Минусинской (Черногорское месторождение) и Тувинской (Улугхемское) впадинах.
26. МОНГОЛО-ОХОТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Массивы: 1) Аргуньский (PR-Є-P1) 2) Буреинский (PR-Є-P1) 3) Агинское поднятие (PR-Є-P1) Антиклинории: 1) Тукурингро-Джагдинский (PR-C3) Синклинории: 1) Амуро-Зейский (J-K) 2) Газимурский (J-K) Прогибы и впадины: 1) Верхнезейская (N2) 2) Удский (J-K) 3) Буреинский (J-K) 4) Зейско-Буреинская (K2-N2) Глубинные разломы: 1) Главный Монголо-Охотский В Монголо-Охотской складчатой области выделяются следующие структурно-формационнные комплексы: 1) Комплекс основания, сложенный докембрийским, салаирским и каледонским фундаментом 2) Главный герцинский геосинклинальный комплекс (S-D-C1) 3) Герцинский орогенный комплекс (PZ2-T1) 4) Комплекс регенерации тектонической подвижности (T2-J-K1) 5) Платформенный комплекс (K2-миоцен) 6) Комплекс новейшей активизации (плиоцен-Q) Архей – нижний протерозой. Докембрийский фундамент обнажается в Буреинском массиве, где он имеет архейский возраст и представлен гранулитовым комплексом из гнейсов, магматитов, кристаллических сланцев и амфиболитов (Манчжурский комплекс). Породы прорваны гранитами. Нижний протерозой сложен гнейсами и кристаллическими сланцами, метаморфизованными в амфиболитовой фации. Верхний протерозой. Рифей – венд. Во второй половине рифея начинается салаирский этап развития и средний рифей представлен типичной офиолитовой ассоциацией. В Буреинском массиве это ультрабазиты, габбро и основные эффузивы в сочетании с кремнистыми сланцами. Верхний рифей сложен территгенной формацией: филлитами, кварцитами и основными эффузивами. Венд представлен карбонатными отложениями с подчиненной рудоносной формацией. Кембрийские отложения представлены лишь нижним отделом, который сложен диабазами, порфирито-диабазами, лавобрекчиями, кремнистыми сланцами, песчаниками с прослоем известняков. Мощность 2000 м. В конце нижнего кембрия происходит салаирская складчатость, не захватившая глубокие прогибы. Отсутствие средне- и верхнекембрийских отложений свидетельствует о континентальном перерыве после салаирской складчатости. Ордовикская система. В Приаргунье к ордовику условно относят толщу карбонытных пород и углисто-глинистых сланцев мощностью 2500 м. Отложения силура представлены различными формациями в зависимости от сложного структурного плана территории. В Агинском поднятии это вулканогенно-осадочные образования верхнего силура (кварцево-серицитовые сланцы и эпидот-соссюритовые породы), мощностью 2000 м. В Тукурингро-Джагдинском антиклинории это типичные миогеосинклинальные образования, кварциты и алевролиты полного разреза мощностью 1500 м. В Буреинском массиве силурийские отложения образованы красноцветными кварцитами, песчаниками и сланцами с прослоями туфов, туфопесчаников и покровами диабазовых порфиритов общей мощностью 4000 м. Девонская система. Наиболее полный разрез девонской системы в Тукурингро-Джагдинском антиклинории, где она представлены терригенными и карбонатными породами мощностью 2500-3000 м. В восточной части Монголо-Охотской складчатой области в Удском прогибе и на Шантарских островах девонские отложения представлены полным разрезом, сложенным грубообломочными терригенными породами, эффузивами, туфами и яшмами. Каменноугольная система. Эта система представлена в основном нижнекаменноугольными отложениями. В Восточном Забайкалье они образованы песчаниками и окремнелыми глинистыми сланцами. В Агинском поднятии подобные терригенные породы содержат пластовые залежи диабазов и ортофиров, вулканические туфы. В Приохотье карбон сложен морскими, терригенными и вулканическими породами. Пермские отложения несогласно залегают на нижнекаменноугольных и на большей части территории представлены континентальными отложениями. Мощность 2000-4000 м. Верхний триас обнажается в верховьях Амура, в Удском прогибе, в Восточном Забайкалье. Всюду он трансгрессивно залегает на палеозойских отложениях, представлен мощной (до 2000 м) однообразной песчано-сланцевой толщей с фауной карнийского и норийского ярусов. Юрская система и нижний отдел меловой системы. В западной части территории в Восточном Забайкалье нижняя и средняя юра сложены прибрежно-морскими отложениями, среди которых преобладают песчано-сланцевые свиты с прослоями конгломератов мощностью до 3500 м. Верхнеюрские отложения резко несогласно залегают на нижне- и среднеюрских и по характерному литологическому составу и условиям залегания объединяются с нижнемеловыми отложениями (единый цикл осадконакопления). Они образованы толщей базальных конгломератов, грубозернистыми песчаниками и алевролитами, а также магматическими образованиями – базальтами, андезитами, липаритами, туфами и агломератами общей мощностью 4000 м. Это типичные континентальные толщи с растительными остатками, выполняющие крупные депрессии в рельефе.
Верхний отдел меловой системы. С позднемеловой эпохи на территории Монголо-Охотской складчатой области устанавливается относительно спокойный платформенный режим. В Востоном Забайкалье в это время изливались эффузивы от кислых (липариты, фельзиты, туфы), соответствующих верхнему мелу, до основных (андезито-базальты, базальты) в кайнозое. В верхнем Приамурье широко развиты слабо дислоцированные верхнемеловые вулканогенные образования различного состава, покрывающие резко дислоцированные докембрийские, палеозойские и мезозойские отложения. Они обычно выполняют наложенные мульды или приурочены к крупным разломам. Верхнемеловые вулканогенные образования сложены конгломератами, переслаивающимися с покровами основных и средних эффузивов: базальтов, андезитов, порфиритов. Верхняя часть сложена кислыми эффузивами. Максимальная мощность толщи 1500 м.
Верхнемеловые и палеогеновые отложения широко развиты в Зейско-Буреинской впадине, где они представлены континентальной толщей рыхлых песков, глин, конгломератов с прослоями лигнитов. Неогеновые и нижнечетвертичные отложения известны в Амуро-Зейском синклинории и в Верхнезейском прогибе. Это аллювиально-озерные осадки с плиоценовой и нижнечетвертичной пыльцой. Средне- и верхнечетвертичные отложения представлены аллювиальными галечниками и моренами. Современные четвертичные отложения сложены аллювием пойм, торфяниками, эоловыми делювиальными отложениями. Общий ход геологического развития. В результате докембрийских складчатостей в архее образовался единый Сибирско-Китайский кратон. В раннем протерозое он был расчленен Монголо-Охотской геосинклиналью. В развитии геосинклинали в позднем протерозое и в раннем палеозое выделяют байкальский, салаирский и каледонский этапы. Главным и наиболее значительным был салаирский этап. На гетерогенном основании, образованном байкалитами, салаиридами и каледонидами, в силуре закладывается герцинский геосинклинальный прогиб. В конце раннего карбона Монголо-Охотская геосинклиналь закрывается и с позднего палеозоя начинается ее герцинское орогенное развитие. В результате герцинской складчатости на территории Дальнего Востока образовалась огромная раннегерцинская складчатая система, соединившая Сибирскую и Китайскую платформы в единый материк. В позднем триасе, юре и раннем мелу отмечается тектоническая активизиция, выразившаяся в заложении геосинклинальных прогибов и интенсивной гранитизации. Лишь с позднего мел здесь устанавливается спокойный платформенный тектонический режим. Новейшая активизация в плиоцене – четвертичном периоде проявилась в погружении впадин на фоне растущих хребтов. Полезные ископаемые. В Монголо-Охотской складчатой области развиты преимущественно рудные полезные ископаемые. В Буреинском массиве известно месторождение магнетитовых кварцитов (Кимканское), связанное с рифейскими отложениями. Рудоносная толща включает железные и марганцевые руды. В Зее-Селемджинском районе открыто Гаренское месторождение магнетитовых руд, аналогичное Кимканскому. К числу известных месторождений Восточного Забайкалья относится Шерловогорское месторождение молибдена, вольфрама, сурьмы, ртути и мышьяка, связанное с мезозойскими гранитами. Среди вольфрамовых месторождений известны Антоновогорское, Спокойное, Белухинское. Молибденовые месторождения – Шахматинское, Штокверковое. С мезозойской металлогенией связаны сурьмяные и мышьяковистые месторождения Забайкалья. Издавна в Восточном Забайкалье известны коренные и россыпные месторождения золота (Балей, Дарасуй). С зонами меридиональных мезозойских разломов связаны месторождения флюоритов (Восточно-Забайкальский флюоритовый пояс). Широкое развитие имеет каменный уголь, связанный с нижнемеловыми и палеогеновыми отложениями. Наиболее известные месторождения каменного угля – Буреинское, Угловское буроугольное, Артемовское и Таврическое. В Зейско-Буреинской впадине возможно наличие нефти и газа.
27-28. ЗАПАДНО-СИБИРСКАЯ ПЛИТА Своды: 1) Сургутский 2) Нижневартовский 3) Каймысовский 4) Танамский 5) Северный (P2) 6) Средне-Васюганский Синеклизы (впадины): 1) Ханты-Мансийская 2) Надымская 3) Омская Мегавалы (валы): 1) Александровский 2) Медвежий (P2) 3) Уренгойский (P2) 4) Малохетский (K1-2) Авлакогены (тафрогены): 1) Колтогорско-Уренгойский Седловина: 1) Кустанайская Западно-Сибирская плита на поверхности сложена четвертичными отложениями и местами континентальным палеогеном и неогеном. На востоке она граничит с Сибирской платформой, на юге – с палеозойскими сооружениями Центрального Кавказа, Алтая и Салаирско-Саянской области, на западе – со складчатой системой Урала. Плита имеет четкое двухэтажное строение. Нижний этаж – гетерогенный дислоцированный фундамент, преимущественно герцинский, частично каледонский, байкальский и добайкальский. Верхний этаж – переходный комплекс и осадочный чехол, представленные неметаморфизованными полого залегающими мезо- и кайнозойскими отложениями мощностью до 7000 м и более. В пределах плиты выделяются области относительно неглубокого залегания фундамента (выходов фундамента на поверхность нет) и области его глубоко погружения. Выделяется главнейший глубинный разлом – Западно-Сибирская рифтовая зона (Колтогорско-Уренгойский тафроген). В разрезе плиты выделяются следующие структурно-формационные комплексы: фундамент (AR-PR-PZ), переходный комплекс (T-J1), осадочный чехол (J2-Q). Фундамент. В северной части Западно-Сибирской плиты в фундаменте широко развиты байкалиты и добайкальские образования. Они сложены гнейсами и кристаллическими сланцами, прорваны крупными массивами гранитоидов и гранодиоритов с абсолютным возрастом 735-750 млн. лет. Кембрий и ордовик представлены вулканогенно-осадочными породами: андезито-порфиритами, туфами, чередующимися с аргиллитами и алевролитами. Наиболее широко развиты погребенные герциниды. Они сложены дислоцированными углисто-глинистыми сланцами и вулканогенными породами докембрия – нижнего карбона. В них врезаны впадины, выполненные слабодислоцированными терригенными толщами С2-P. Каменноугольные породы погребенных герцинид часто прорваны гранитными интрузиями. Современная поверхность фундаменты плиты расчленена на выступы и впадины. В Восточном Зауралье фундамент залегает на глубине 1-3 км, в Кулундинской впадине – 2-3 км. Наиболее близко к поверхности (100-200 м) фундамент подходит в северной части Тургайского прогиба, где он образует Кустанайскую седловину. Переходный комплекс сложен осадочными и осадочно-вулканогенными континентальными образованиями грабенообразных впадин фундамента. По формационному типу и условиям залегания он соответствует начальным стадиям развития платформ. Возраст переходного комплекса в разных впадинах неодинаковый: во впадинах Восточного Зауралья – T3-J1, в грабенах Западно-Сибирского рифта – T1-T2, во впадинах на юге плиты – J1-J2. Существуют впадины смешанного заполнения.
Триасовая и юрская системы представлены двумя сериями. Нижняя (T1-T2) сложена вулканогенно-осадочными породами (кайнотипными базальтами и их туфами, конгломератами, брекчиями, песчаниками) мощностью 1500 м. Верхняя (T3-J1) сложена осадочными породами, преимущественно угленосными мощностью 2500 м (аналоги пород Челябинского яруса Восточного Урала).
Абсолютный возраст магматических пород переходного комплекса 195-240 млн. лет, т.е. триасовый. В северной и центральной частях плиты переходный комплекс выполняет Западно-Сибирский рифт. От других грабенов плиты он отличается особенно широким развитием магматических пород и большой их мощностью (более 400 м). Осадочный чехол начинается среднеюрскими, а чаще верхнеюрскими отложениями. В нем выделяются два структурных яруса: нижний охватывает отложения от средней и верхней юры до нижнего олигоцена включительно, верхний – от среднего олигоцена до четвертичных отложений. Оба яруса образованы терригенными отложениями. Нижний структурный ярус осадочного чехла начинается среднеюрскими отложениями. Среднеюрские отложения на западном, восточном и южном обрамлениях плиты представлены континентальными осадками, преимущественно угленосными или пестроцветными общей мощностью от 110 до 500 м. Во внутренних частях плиты они переходят в прибрежно-морские. В позднеюрскую эпоху широкая морская трансгрессия охватила почти всю современную территорию Западно-Сибирской плиты. Верхняя юра отделяется от подстилающих отложений хорошо выраженным несогласием, представлена морскими осадками мощностью 300 м. Морской бассейн был вытянут в меридиональном направлении почти симметрично по отношению к Западно-Сибирскому рифту. Меловая система. К ней относятся лагунные красноцветные песчано-глинистые отложения с пресноводными остракодами и остатками харовых водорослей, а в центральном и восточном районах плиты – морские песчано-глинистые толщи. В альбско-атское время и верхнемеловую эпоху направление движения блоков изменяется, относительно опущенным становится западный блок и на нем развиваются морские отложения. В восточном блоке развиваются континентально-прибрежные и угленосные отложения. В туронских отложениях на востоке плиты известны своеобразные оолитовые железняки, образующие железорудную провинцию. Морские коньяк-сантонские отложения центральных частей плиты, представленные глинистыми опоковидными породами с прослоями трепелов и доломитов, с ядрами иноцерамов, ростров белемнитов и многочисленных радиолярий, восточнее переходят в континентальные толщи (в Приенисейской части плиты). Кампан-маастрихтские отложения в западных и центральных частях плиты представлены морскими фациями из зеленовато-серых карбонатных глин с прослоями мергелей и алевролитов. Общая мощность меловых отложений около 2000 м. Палеогеновая система. В палеоцене – нижнем олигоцене относительно опущенным оставался западный блок плиты, здесь представлены морские отложения, преимущественно темно-серые и черные глины с прослоями песчаников мощностью 25-45 м, с фауной фораминифер и радиолярий. В восточной и южной частях плиты они переходят в континентальные отложения. Эоценовые отложения в западной части плиты сложены преимущественно зеленовато-серыми глинами, чередующимися с опоками и кварцево-глауконитовыми песчаниками и алевролитами мощностью 95-245 м, с фауной радиолярий, фораминифер и диатомовыми водорослями, а также сравнительно богатым комплексом моллюсков. На востоке морские отложения переходят в более мелководные, прибрежно-морские. В период формирования нижнего структурного яруса осадочного чехла в зоне Западно-Сибирского рифта существовали магматические очаги, поставлявшие пирокластический материал. В Ларьякской опорной скважине в валанжинских отложениях обнаружено большое скопление пеплового материала, прослоев туфов и туффитов. В кампан-маастрихт-датских отложениях выявлены мощные туфы с обломками основных эффузивов, «микробомбами» и лапиллями. Аналогичные образования встречены в разрезе Тазовской опорной скважины. На окраинах Западно-Сибирской плиты в осадочном чехле пирокластический материал встречается значительно реже. Верхний структурный ярус. Западно-Сибирская плита – уникальная область терригенного осадконакопления. Фации нижнего структурного яруса – результат трансгрессии Бореального бассейна. В северной и центральной частях развиты сравнительно глубоководные отложения, по направлению к периферии они сменяются более мелководными и на окраинах – прибрежными осадками. После нижнего олигоцена морской бассейн покидает Западно-Сибирскую плиту, поэтому верхний структурный ярус осадочного чехла сложен терригенными континентальными отложениями. Кроме этой общей закономерности наблюдается изменение фаций в зависимости от движения блоков по разные стороны Западно-Сибирского рифта. Средний и верхний олигоцен сложен кварцевыми песками, алевролитами с прослоями бурых углей и лигнитов с мощностью 100-200 м и пресноводной фауной. В Кустанайской седловине в Павлодарском Прииртышье в низах среднего олигоцена встречаются залежи оолитовых железных руд. Неогеновая система. Осадки миоцена – нижнего плиоцена обычно объединяют в единый комплекс озерно-болотных, речных и делювиальных отложений. В их составе преобладают зеленые, темно-коричневые и пестроцветные ожелезненные глины, супеси и пески. Четвертичная система. Отложения распространены весьма широко. Они покрывают почти всю плиту, их мощность колеблется от 5 до 250 м. Среди них широко развиты ледниковые отложения. В позднем плиоцене – раннем плейстоцене опущенным был восточный блок, т.к. здесь преобладают озерно-болотные, делювиальные и пролювиальные отложения. В среднем плейстоцене Западно-Сибирская плита наклонилась на севере в результате опускания Карского моря. Пирокластический материал не встречается выше палеоценовых и эоценовых отложений, что свидетельствует об угасании очагов Западно-Сибирского рифта. Тектоника. Средняя мощность земной коры Западно-Сибирской плиты 40 км, под Западно-Сибирским рифтом – 30 км. В северной и центральной частях плиты располагается жесткий древний блок – Иртыш-Надымский байкальский массив, на протяжении которого к югу развиты погребенные каледониды западной части Центрального Казахстана. Эта полоса относительно жестких древних структур ограниченная на западе Восточно-Уральским, а на востоке Колтогорско-Уренгойским разломами. Граница между байкалитами и каледонидами проходит по Демьянскому разлому. С запада и востока байкальско-каледонский центральный блок фундамента плиты ограничен герцинидами: на западе – Палео-Уралом, на востоке – Обь-Зайсанской зоной позднепалеозойской складчатости. Для погребенных уралид характерны полосовое гравимагнитное поле и структуры строго уральской ориентировки. Среди них выделяется ряд антиклинальных и синклинальных зон, служащих продолжение Южно-Уральских структур, сложенных эвгеосинклинальными формациями нижнего и среднего палеозоя. Обь-Зайсанская зона герцинид прослеживается в меридиональном направлении от Семипалатинска то низовьев Таза. Она продолжает в фундаменте плиты герциниды восточной части Центрального Казахстана, Алтая и Томь-Колыванской складчатой области. На восточной окраине плиты в фундаменте выделяется Приенисейская зона байкалит, являющаяся продолжением байкалит западного ограничения Сибирской платформы.
К переходному этапу развития плиты приурочено рифтообразование. Оно охватило в первую очередь Иртышь-Надымский байкальский массив, в теле которого по старым и вновь образованным разломам возникли многочисленные грабены. Центрально положение занимает возникший над Колтогорско-Уренгойским разломом Западно-Сибирский рифт, в котором образовались крупные грабены: Муромцевский, Колтогорский, Уренгойский. С запада к нему присоединились грабены, образующие плотную сетку от Демьянского разлома до Ямала (Ярсомовский, Цынгалинский, Североямальский). В узких грабенах породы смяты в крутые складки и нарушены разрывами, в мелких и пологих грабенах породы залегают более спокойно и лишь в прибортовых частях сильно дислоцированы.
В мезо-кайнозойском чехле структуры I, II и III порядков. Валы и поднятия осложнены большим количеством более мелких изолированных тектонических структур третьего порядка. По морфологии локальных структур Западно-Сибирская плита разделяется на две части: внешний пояс и внутреннюю зону. Граница между ними проходит по изогипсе 2500 м. Внешний прибортовой пояс представлен мало выразительными унаследованными расплывчатыми структурами: выступами, структурными носами, моноклиналями амплитудой менее 300 м. Во внутренней зоне большинство структур связано с тектоно-магматическими грабенами переходного комплекса и концентрируется в прибортовых зонах последних. Рифтовая зона пересекает Западно-Сибирскую плиту в центральной части и делит ее пополам. В западной половине плиты преобладают восточные румбы общих уклонов поверхности, в восточной – западные. Таким образом, рифт – основная стержневая зона плиты. На юге в ней выделяется один разлом, севернее зона представлена двумя параллельными разломами, которые первоначально прослеживаются на расстоянии 50 км друг от друга, а затем расстояние между ними постепенно увеличивается до 300 км. В период формирования фундамента на месте рифта находился Колтогорско-Уренгойский глубинный разлом. Рифтовая зона осложняется широтными трансформными разломами с горизонтальным смещением 5-15 км. Поэтому рифт выражен кулисообразно расположенными грабенами: Муромцевским, Уренгойским, Средне-Васюганским, Североямальским. Во время формирования осадочного чехла над рифтом возникла наиболее глубокая осевая зона плиты. В мезо-кайнозое рифт контролировал распределение и границы суши и моря, области денудации и аккумуляции. Морские бассейны были вытянуты вдоль рифта и часто были разными к западу и востоку от него. Так, в меловое время опущенная была западная часть плиты, поднятой – восточная. В позднем плиоцене – раннем плейстоцене – наоборот. Общий ход геологического развития. В истории геологического развития западно-Сибирской плиты выделяется три этапа: геосинклинальный, закончившийся на большей части плиты в верхнем палеозое, переходный, завершившийся в раннем мезозое, и продолжающийся платформенный. В результате байкальского, каледонского и герцинского тектонических этапов и магматизма между Восточно-Европейской и Сибирской платформами возникла огромная гетерогенная страна, положение складчатых цепей в которой определял жесткий добайкальский или байкальский массив на севере. На ранних этапах развития в ней существовала зона структурной неоднородности, совпадающая с Колтогорско-Уренгойским разломом. В начале мезозоя над Колтогорско-Уренгойским разломом и на прилежащей территории формируется сложная сеть тектоно-магматических грабенов. Излияния базальтов по площади и объему были грандиозными. Отторжение из мантии и внедрение в земную кору колоссального количества мантийного вещества, утонение земной коры, потеря массы и энергии привели к деструкции территории. В результате обламывания, разрушения и перерождения в предверхнеюрскую эпоху огромная территория между Уралом и Сибирской платформой опустилась, возник огромный седиментационный бассейн. В конце нижнего олигоцена море покинуло Западно-Сибирскую плиту и она превратилась в огромную озерно-аллювиальную равнину. В среднем и позднем олигоцене и в неогене северная часть плиты испытала воздымание, которое в четвертичное время сменилось опусканием. В результате северная часть Западно-Сибирской плиты неоднократно захватывалась морскими трансгрессиями, четвертичные оледенения вызывали подпруживание текущих на север рек и образование крупных заболоченных бассейнов в средней части Западно-Сибирской низменности. В настоящее время эта плита – одна из крупнейших равнин мира. Северная часть Западно-Сибирской плиты продолжает опускаться, о чем свидетельствуют огромные эстуарии: Байдарская, Обская, Тазовская, Гыданская губы и Енисейский залив. Общий ход геологического развития плиты с активно развивающейся центральной рифтовой зоной, деструкцией жесткой древней массы и опусканием колоссальных пространств напоминает не дошедший до конца процесс океанизации. Эта особенность подчеркивается феноменальным развитием заболоченности. Полезные ископаемые. В Кустанайской седловине Тургайского прогиба выявлено Соколовско-Сарбайское скарновое железорудное месторождение, связанное с контактом каменноугольных отложений и палеозойских гранитоидов. Железные руды связаны и с палеогеновыми отложениями. Мощность руд 5-15 м. В юго-восточной части Западно-Сибирской плиты расположены юрские угленосные бассейны (Чулымо-Енисейский, Красноярский). Они известны и в Кустанайской седловине. Почти половина всей заболоченной территории плиты содержит торфяники. Здесь известно более 4000 месторождений торфа и сконцентрировано 30% его мировых запасов. Также здесь расположен нефтегазоносный бассейн. Нефтяные и газовые месторождения приурочены к локальным поднятиям, осложняющим валы. Сейчас выявлено более 150 месторождений нефти и газа. Газовые месторождения расположены в северо-западной, северной и юго-восточной частях плиты. На Западно-Сибирской плите имеется много соляных озер.
29. ВЕРХОЯНО-ЧУКОТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Срединные массивы: 1) Колымский (AR-PR) 2) Омолонский (AR-PR) 3) Охотский (AR-PR) 4) Чукотский (AR-PR) Горсты и поднятия: 1) Верхоянский (PR-C) 2) Чукотский (T-J) 3) Анюйский (T-J) 4) Сете-Дабанский (PR-C) 5) Полоусненский (PR-C) 6) Тас-Хаяхтахский (PR-C) 7) Приколымский (PR-C) 8) Момский (PR-C) Синклинории и синклинорные зоны: 1) Яно-Колымская (T) 2) Иньяли-Дебинский (J1-J2) Межгорные впадины: 1) Ольджойская (J1-J3) 2) Олойская (J-K) 3) Зырянская (J3-N2) 4) Туляганская (J-K1) 5) Чаунская (J-K) Краевые прогибы: 1) Предверхоянский (J1-K) Вулканический пояс: 1) Охотско-Чукотский или Охотско-Чаунский (K1-K2) * * – является эвгеосинклинальной зоной Верхояно-Чукотская складчатая область простирается от р. Лены на западе до р. Анадырь на востоке. На юге она граничит с Вилюйской впадиной и Алданским щитом, на севере омывается морями Лаптевых и Восточно-Сибирским.
В строении Верхояно-Чукотской складчатой области принимают участие следующие структурно-формационные комплексы: 1) Комплекс основания, включающий докебрий – средний палеозой 2) Мезозойский геосинклинальный комплекс, сложенный средним карбоном – средней юрой 3) Мезозойский орогенный комплекс, включающий верхнюю юру – нижний мел
4) Платформенный комплекс, сложенный верхним мелом – миоценом 5) Комплекс новейшей активизации По характеру геологического развития в области можно выделить западную Яно-Колымскую и восточную Чукотскую миогеосинклинальные зоны, разделенные Приколымским краевым швом. На западе, на границе с Сибирской платформой, выделяется Предверхоянский краевой прогиб, он выполнен верхнеюрско-нижнемеловой угленосной толщей. Восточнее Предверхоянского краевого прогиба в Яно-Колымской зоне располагается крупная коленообразно изогнутая Верхоянская антиклинорная зона, сложенная пермскими и нижнетриасовыми отложениями верхоянского комплекса. Ось антиклинорной зоны ундулирует и в местах подъема обнажаются древние ядра, образующие антиклинории: Хараулахский, Орулганский, Сете-Дабанский. Они сложены нижним и средним палеозоем. Восточнее Верхоянской антиклинорной зоны расположены крупные синклинорные зоны, образующие огромную дугу, огибающую Колымский массив и обращенную выпуклостью на юго-запад, в сторону Вилюйской синеклизы: на юге – Индигиро-Колымская, на западе – Янская, на севере – Ольджойская синклинорные зоны. Их мощность 4000-5000 м. На фоне синклинорных зон выделяется Иньяли-Дебинский глубоко прогнутый синклинорий. Мощность триасово-юрского комплекса в нем достигает 8 км. За синклинорными зонами следуют горст-антиклинории. В центральной части Верхояно-Чукотской складчатой области расположен Колымский срединный массив. Он имеет сложную внутреннюю структуру, интенсивно переработанную мезозойскими движениями и магматизмом. Массив сложен интенсивно дислоцированным дорифейским фундаментом, перекрытым рифейским – позднемезозойским чехлом сокращенной мощности (2000-3000 м). В юго-западной части на Колымский массив наложена Зырянская впадина, выполненная юрско-нижнемеловой угленосной формацией, залегающей на больших пространствах почти горизонтально или смятой в пологие широкие складки. В южной части области расположен Охотский срединный массив – обломок древней платформы с неглубоким залеганием фундамента. В строении массива участвуют два структурных яруса: нижний – докембрийский сложнодислоцированный фундамент, и верхний – породы верхоянского комплекса и меловые эффузивы. В восточной части территории находится Чукотская миогеосинклинальная зона, включающая Чукотско-Юконский и Омолонский срединные массивы, Анюйский и Чукотский антиклинории, сложенные верхоянским комплексом. На крайнем северо-востоке Чукотки находится Чукотский срединный массив, разобщенный на две части зоной глубинных разломов, где широко развиты мезозойские гранитоиды. Он до сих пор активно развивается, здесь активно происходят землетрясения. Омолонский срединный массив отделен от Колымского глубоким Приомолинским прогибом, выполненным осадочно-эффузивным средним триасом – нижней юрой. Сам массив – област ьширокого распространения докембрийских метаморфических образований, перекрытых красноцветными и вулканогенными девоном, триасом и юрой. В северной части на Омолонкий массив наложена Олойская впадина, напоминающая Зырянскую, но выполненная юрскими и меловыми осадочно-эффузивными отложениями. Анюйский и Чукотский антиклинории сложены интенсивно дислоцированными палеозойским и мезозойским комплексами, между которыми прослеживаются перерыв и складчатость. Общий ход геологического развития. С раннего докембрия до нижнего карбона на большей части территории развивалась Верхояно-Колымская платформа. В конце байкальского тектонического этапа в ее структуре обособились Колымский и Чукотский массивы, а в конце каледонского этапа – Омолонский массив. В течение нижнего и среднего палеозоя происходит раздробление и усложнение внутренней структуры срединных массивов. В раннем карбоне между Сибирской и Гиперборейской платформами и жесткими срединными массивами закладывается Верхояно-Чукотская геосинклиналь с типичным миогеосинклинальным характером развития, с резкой редуцированностью начальных геосинклинальных этапов. В конце юры – начале мела происходит замыкание геосинклиналей и завершающая складчатость. Мезозойская складчатость и сопровождающий ее магматизм сформировали Яно-Колымскую и Чукотскую складчатые системы, очень интенсивно переработали окраины срединных массивов, усложнив складчато-глыбовые сооружения Полоусненского, Тас-Хаяхтахского и Приколымского поднятий. В результате мощного мезозойского тектогенеза замкнулась Верхояно-Чукотская геосинклиналь, вновь сформировавшиеся складчатые структуры причленились к более древним складчатым сооружениям и платформам. На орогенном этапе развития формируется Предверхоянский краевой прогиб и развиваются крупные межгорные впадины, выполненные молассами. С верхнего мела в Верхояно-Чукотской складчатой области наступают условия близкие к платформенным: нивелируется рельеф, формируются коры выветривания и поверхности выравнивания. Значительные геологические события произошли в новейшее время: грандиозные опускания и формирование материковой отмели на севере, опускание и затопление большей части Охотского массива, оживление глубинных разломов, сопровождавшееся сейсмичностью и образованием вулканических очагов, формирование среднегорного рельефа. Полезные ископаемые. Во внешней зоне Тихоокеанского рудного пояса выделяются три рудных района: Адыча-Янский, Аллах-Юнский, Индигиро-Колымский. В Адыча-Юнском районе сложная металлогения, доминирует оловоносность. В Аллах-Юнском районе промышленное значение имеет золото. В Индигиро-Колымском районе оруденение весьма разнообразное: известны месторождения золота, олова, вольфрама, сурьмы и висмута. Открыты месторождения ртути, связанные глубинными разломами. Есть месторождение каменного угля в Предверхоянском краевом прогибе. Мало освоен Зырянский каменноугольный бассейн, в котором пласты каменного угля приурочены к нижнеюрским отложениям. В платформенной части Предверхоянского прогиба обнаружены газоконденсатные месторождения.
30. СИХОТЭ-АЛИНЬСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Массивы: 1) Ханкайский (PR) Антиклинории: 1) Центральный Сихотэ-Алиня (PR-T) ** Синклинории: 1) Главный Сихотэ-Алиня (J-K2) * 2) Амгуньский (J-K2) ** 3) Горюнский (J-K2) ** Вулканические пояса: 1) Западно-Сихотэ-Алиньский (K-N1) 2) Окраинный-Сихотэ-Алиньский (K-N1) Впадины: 1) Ханкайская (N2) 2) Хабаровская (K1-N2) Разломы: 1) Центрально-Сихотэ-Алиньский * – миогеосинклинальная зона, ** – эвгеосинклинальная зона Докембрий известен в Центральном антиклинории Сихотэ-Алиня и в Ханкайском массиве. Архей – нижний протерозой. Наиболее древние архейские образования, выступающие в Ханкайском массиве, представлены гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами, графитовыми сланцами, магнетитовыми кварцитами. Протерозой залегает несогласно на архее и сложен метаморфическими сланцами мощностью свыше 3000 м.
Верхний протерозой – рифей. На протерозойских образованиях с угловым несогласием и значительным перерывом в осадконакоплении залегает сложный комплекс карбонатно-терригенных рифейских отложений. В верхней части рифея, в бассейне р. Кабарга, залегает рудоносная свита, сложенная железистыми кварцитами и кремнисто-углистыми сланцами с тонкими прослоями основных эффузивов. Мощность рифейских отложений 3000 м.
Кембрийские отложения обнажаются в Ханкайском массиве, неразрывно связаны с рифеем и представлены лишь нижним отделом. Преобладают известково-глинистые и кремнисто-глинистые сланцы и органогенные известняки мощностью 1000 м. В докембрии и раннем палеозое в Ханкайском массиве внедрялись граниты (Шмаковский и Гродековский плутоны). Кроме нижнекембрийских отложений на отдельных участках залегает грубообломочная серия конгломератов, песчаников и андезитов, условно отнесенная к среднему и верхнему кембрию. Но на большей части территории средне- и верхнекембрийские, ордовикские и силурийские отложению отсутствуют, что указывает на существование консолидированной платформы или крупного массива, испытавшего в раннем палеозое континентальный перерыв. Девонская система. В Спасском районе Ханкайского массива девонские отложены сложены пестроокрашенными глинистыми сланцами, песчаниками, конгломератами и эффузивами мощностью до 3000 м. Каменноугольная система. В Дальнегорском районе карбон представлен полным разрезом и сложен кремнистыми и песчано-глинистыми породами с прослоями известняков мощностью до 4000 м. В Южном Приморье нижний карбон образован песчано-глинистой толщей с прослоями угля мощностью 1000 м. Средний карбон отсутствует, верхний сложен песчано-конгломератовыми породами с растительными остатками мощностью 800-900 м. Проявилась судетская фаза складчатости. Пермские отложения развиты в Сихотэ-Алиньском антиклинории. Нижнепермские отложения сложены диабазовыми порфиритами и их туфами, кремнистыми сланцами, яшмами и песчаниками с линзами известняков мощностью 2500-5000 м, с редкой фауной фораминифер и растительных остатков. Верхнепермские отложения представлены спилитами, диабазами, туфами и туфобрекчиаями, чередующимися с конгломератами и песчаниками мощностью 7000 м. В Южном Приморье в пермских отложениях развита угленосная свита. В конце перми произошла герцинская складчатость, которая не вызвала изменений в структурном плане. Триасовая система. Обнажается в главном синклинории Сихотэ-Алиня и в Нижнеамурской синклинальной зоне. Нижне- и среднетриасовые отложения Сихотэ-Алиня образованы терригенными породами – песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами с богатой фауной аммонитов, пелеципод, брахиопод, кораллов, губок. Мощность 1400-1800 м. Верхний триас представлен морскими и континентальными фациями. Морская фация известна в Дальнегорске, где на контакте триасовых известняков с молодыми интрузиями известны рудные скарны. Континентальная фация сложена угленосными отложениями монгугайской свиты. Она несогласно перекрывает толщи нижнего и среднего морского триаса и состоит из песчаников и сланцев с прослоями антрацита. Среди континентальных отложений прослеживаются морские. Общая мощность верхнего триаса 1600-1700 м. Рэтские отложения отсутствуют. Юрская система. Отложения тесно связаны с верхнетриасовыми, выполняют синклинальные структуры – Нижнеамурскую и другие, а также обнажаются в Сихотэ-Алине, где разрез юрских отложений начинается морскими песчано-глинистыми толщами среднего лейаса, несогласно залегающими на триасовых отложениях. Начиная с ааленского яруса в юрских отложениях появляются вулканогенные фации: андезитовые порфириты и их туфы. Мощность аалена 1000-3000 м. Байосские и датские отложения в Сихотэ-Алине сложены эффузивными образованиями основного и среднего состава. Среднеюрские гранитные интрузии известны на северной и восточной окраинах Ханкайского массива, где они прорывают нижнеюрские отложения, а галька этих отложений встречается базальных конгломератах верхней юры. Верхнеюрские отложения представлены толщей песчано-глинистых пород и конгломератов. Меловая система. Отложения выполняют в основном синклинальные структуры. В Сихотэ-Алине геосинклинальный режим задержался дольше, чем в Верхояно-Чукотской складчатой области. В Дальнегорском синклинории дисцлоцированы не только нижнемеловые, но и частично верхнемеловые отложения. Нижнемеловые отложения образованы толщей песчаников, алевролитов и глин с фауной валанжинского, аптского и альбского ярусов. Мелководные морские отложения иногда заменяются континентальными и переходят в угленосные толщи (Партизанская угленосная свита). Мощность нижнего мела 1800-3900 м. Верхнемеловые отложения представлены толщей туфогенных песчаников и алевролитов с иноцерамовой фауной мощностью 2000 м. Эти отложения дислоцированы и отвечают заключительным стадиям геосинклинального развития Сихотэ-Алиньской складчатой области. Заканчиваются верхнемеловые отложения почти недислоцированными, залегающими резко несогласно на более древних образованиях. Они сложены туфами и лавами порфиритов, формировались в орогенный период развития. Прорывающие их верхнемеловые интрузии гранитов – типичные послескладчатые образования, приуроченные к разрывным нарушениям, пересекающим складчатые структуры. Палеогеновая система. Обнажаются в Сихотэ-Алине, в Нижнеамурской и других синклинальных зонах. Они представлены или эффузивами различного состава мощностью до 300 м, или пресноводными континентальными угленосными осадками. В районе г. Владивосток палеогеновая угленосная толща имеет промышленное значение. Неогеновая система. Неогеновые отложения обнажаются в Угловском месторождении бурого угля. Миоценовые отложения образованы пресноводно-континентальными толщами песчаников, сланцев, лигнитов, пепловых туфов с остатками растений мощностью 600 м. Плиоценовые отложения слагают водоразделы рек и представлены галечниками, песками и туфами мощностью 100 м. Четвертичная система. В начале периода произошли излияния базальтов. Среднечетвертичные отложения слагают высокие террасы, верхнечетвертичные отложения представлены моренами горно-долинных ледников Сихотэ-Алиня, покровными суглинками, делювиальными шлейфами, глинами и песками низких террас. Современные отложения образованы аллювием пойм и торфяниками. Общий ход геологического развития. В докембрии и раннем палеозое на месте Сихотэ-Алиньской складчатой области находился древний кристаллический массив. В девоне в результате раздробления массива образовался геосинклинальный прогиб, в котором формировались вулканогенные и флишевые формации девона – перми. Местами в верхнем палеозое происходила герцинская складчатость, однако она не имела решающего значения, и геосинклиналь продолжала развиваться. Лишь в позднем мелу в Сихотэ-Алине произошло замыкание геосинклиналей и проявилась завершающая складчатость. Такое запаздывание мезозойской складчатости в Сихотэ-Алине по сравнению с Верхояно-Чукотской складчатой областью может быть объяснено соседством его с тектонически активной зоной Тихого океана. Это побудило отнести Сихотэ-Алинь к области ларамийской складчатости.
Орогенный этап развития начался в сантонское время. В платформенную стадию развития во впадинах мезозойского рельефа отлагались маломощные угленосные и эффузивные формации. В кайнозойское время в Сихотэ-Алине образовались простые пологие складки, опускания и расколы, по которым изливались и выбрасывались огромные количества лав и туфов. На востоке области сформировался вулканический пояс
Полезные ископаемые. Область богата рудными полезными ископаемыми, связанными с мезозойским магматичеким циклом. В пределах мезозойской складчатой области выделено три рудных пояса: западный палеозойский, центральный мезозойский и восточный кайнозойский. Западный пояс содержит оловорудные месторождения, в которых касситерит ассоциируется с турмалином, топазом и флюоритом. К центральному поясу приурочены золоторудные месторождения. В восточном поясе обособляются золото-вольфрамово-оловянная и оловянная подзоны. Среди месторождений оловянной подзоны известно Дальнегорское геденбергит-сульфидно-полиметаллическое, приуроченное к скарновой зоне между триасовыми известняками и кайнозойскими интрузиями. Рудными минералами являются галенит, сфалерит, геденбергит. Издавна известны месторождения каменного и бурого угля, приуроченные к мезозойским и кайнозойским отложениям. Наиболее известны Партизанское и Утесное месторождения, приуроченные к нижнемеловым отложениям. Угловское буроугольное, Артемовское и Таврическое месторождения приурочены к палеогену. Шельфовая зона содержит перспективные нефтяные месторождения.
31. КОРЯКСКО-ТАЙГОНОССКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Массивы: 1) Тайгоносский (AR-PR) Антиклинории: 1) Майнский (O-K1) 2) Западно-Корякский (K1) 3) Восточно-Корякский (PR-K1) 4) Хатырский (C-K1) Синклинории: 1) Пенжинский (P3) 2) Таловский (K2) Впадины: 1) Анадырская (N1-2) Все структуры относятся к эвгеосинклинальной зоне К этой области относятся Корякское нагорье (исключая территорию, прилегающую к Олюторскому заливу), Анадырская низменность и п-ов Тайгонос. На западе и северо-западе она граничит Охотско-Чукотским окраинным вулканическим поясом, на северо-востоке ограничивает Анадырский залив, на востоке – Берингово море, на юге и юго-востоке она соприкасается с Олюторско-Камчатской кайнозойской складчатой областью. В строении Корякско-Тайгоносской складчатой области принимают участие следующие структурно-формационные комлпексы: 1) Древнее основание 2) Герцинский геосинклинальный и орогенный комплекс (ордовик – пермь) 3) Квазиплатформенный чехол (верхний триас – средняя юра) 4) Ларамийский геосинклинальный комплекс (верхняя юра – Маастрихтский ярус верхнего мела) 5) Ларамийский орогенный комплекс (датский ярус верхнего мела – эоцен), неоген-четвертичные отложения В области соприкасаются два типа коры: континентальная кора дорифейского возраста Тайгоносского массива и не завершившая становление континентальная кора Корякской области. Граница между ними проходит в районе Анадырского разлома. Для континентальной коры характерен мощный гранитный слой, обнажающийся в Авековском блоке Тайгоносского массива. Корякская складчатая область характеризуется четко выраженной линейностью антиклинориев и синклинориев. Ее составляют такие крупные антиклинории как Мургальский, Таловско-Майнский, Ваяжский, Центрально-Корякский, Хатырский, разделенные Пенжинским, Парапольским, Великочеренским и др. синклинориями. Линейность складчатых структур, широкое развитие офиолитовых поясов, отсутствие гранитных массивов, отсутствие верхних моласс свидетельствуют о том, что складчатая область сложена океанической корой, и стадия развития континентальной земной коры еще не завершилась. Общий ход геологического развития. К началу рифея в Корякско-Тайгоносской складчатой области обособились два блока: Тайгоносский континентальный и Корякский океанический. В раннем палеозое (ордовике) на океанической коре была заложена геосинклиналь, закрывшаяся в позднем палеозое и испытавшая квазиплатформенное развитие в позднем триасе – средней юре. В результате деструкции сформировавшейся коры переходного типа в поздней юре произошло раскрытие меланократового фундамента и заложена ларамийская геосинклиналь. К концу альпийского времени значительная часть геосинклинали закрылась, образовалась суша, начался орогенный период развития, который продолжается и в настоящее время, о чем свидетельствую постоянно формирующиеся аллювиальные и морские террасы. Поднятия происходят в условиях сильного сжатия, о чем свидетельствую современные и новейшие надвиги. Полезные ископаемые. С глубинными разломами связаны месторождения ртути и известны в полосе, протяженностью до 1500 км. Она проходит через все Корякское нагорье вдоль Камчатского п-ова. С офиолитовыми поясами связаны промышленные скопления хромита, асбеста, талька. В юго-западной части Корякского нагорья и на юге Камчатки обнаружены газо-гидротермальные месторождения серы, приуроченные к кальдерам древнечетвертичных стратовулканов. В районе Угольной бухты Анадырского залива известны мелкие месторождения угля палеогенового возраста. Эксплуатирующихся месторождений нефти нет, перспективными являются Анадырская впадина и Хатырский прогиб. В Пенжинском синклинории в меловых и верхнеюрских отложениях известны твердые битумы.
32. ОЛЮТОРСКО-КАМЧАТСКАЯ СКЛАДЧАТАЯ ОБЛАСТЬ Антиклинории: 1) Южно-Камчатский (PR-N1) 2) Восточно-Камчатский (K-N) Синклинории: 1) Западно-Камчатский (N1-2) * миогеосинклинальная зона 2) Центрально-Камчатский (N1-2) 3) Олюторский (верхний палеоген – N1) Впадины: 1) Центрально-Камчатская (N2-Q) К типичным островным и полуостровным дугам относятся Олюторско-Камчатская складчатая область и Курильские о-ва. Это зона наиболее активных современных тектонических движений. Древним ядром, вокруг которого образовалась область, является Малкинское. Наиболее широко на Камчатке развиты меловые и кайнозойские осадочные и эффузивные породы. Более древние образования обнажаются в Малковском горстовом поднятии. Докембрий и палеозой. В Малкинском горсте древние отложения известны под названием ганальского комплекса. Его нижняя часть – предположительно докембрийская – сложена гнейсами и слюдяными сланцами, верхняя – условно палеозойская – состоит из серий зеленокаменных пород, филлитов, эпидот-роговообманковых пород, порфиритов, туфобрекчий, прорезанных интрузиями и жилами гранит-порфиров, кварцевых порфиров и диабазов. Общая мощность 15 км. Мезозойские отложения. На Камчатке они обнажаются в Валагинском хребте, поэтому и получили название валагинского комплекса. Нижняя часть комплекса, соответствующая триасу и средней юре, сложена сланцами и песчаниками мощностью 2500 м с фауной. Отложения напоминают верхоянский комплекс, свидетельствуют об относительно спокойном тектоническом режиме. Начиная с поздней юры формируется геосинклинальный прогиб с характерной зональностью на западной и восточной Камчатке. На востоке развита вулканогенно-сланцевая формация. Верхнеюрские и нижнемеловые отложения на Восточной Камчатке представлены кремнистыми, порфиритовыми и диабазовыми туфами мощностью 2500 м. Альб, сеноман, турон и сенон сложены сланцами и песчаниками с фауной мощностью 600 м, инъецированными секущими и пластовыми жилами диоритов, диабазов и порфиритов. В верхах сенона особенно развиты вулканогенные породы – порфириты, их туфы и туфобрекчии. Общая мощность валагинского комплекса до 11 км. В позднемеловое время формируется офиолитовая ассоциация.
На территории Центральной Камчатки в Срединном хребте в позднемеловую эпоху сформировался ряд интрузивных массивов габбро-норит-кортландитового комплеса (массив Кувалорог и др.). На западной Камчатке верхнемеловые отложения представлены морскими терригенными породами умеренной мощности (до 5 км). Меловые отложения обнажаются на островах Малой Курильской гряды, где они называются «формация Шикотан». Они сложены эффузивно-туффогенным комплексом – базальтами, шаровыми лавами, туфопесчаниками, туфоконгломератами, в верхней части разреза смещающимися преимущественно осадочными породами – песчаниками, известняками, туфами, туффитами с фауной. Мощность мела – 500-700 м.
Палеогеновая и неогеновая системы. В палеогеновых и неогеновых отложениях сохраняется фациальная зональность. На западном побережье Камчатки они представлены преимущественно осадочными породами, на восточном побережье в них широко развиты осадочно-эффузивные образования. На западной Камчатке в раннем палеогене проявилась ларамийская складчатость, которая для этой части территории была завершающей и вызвала резкое несогласие между верхнемеловыми и палеогеновыми отложениями. Палеоцен – нижний олигоцен сложены песчано-глинистыми толщами с прослоями конгломератов и углей. Вышележащие отложения сложены терригенными породами и туфами. В разрезе прослежены несогласия перед нижним и верхним миоценом. Плиоцен представлен конгломератами с прослоями бурых углей. На западной Камчатке в неогене и четвертичном периоде была спокойная, стабильная обстановка. В конце палеогена – начале миоцена на Камчатке возник Центрально-Камчатский вулканический пояс, закончивший свое развитие в раннем – среднем плейстоцене. Он расположен в центральной части полуострова, является типичным наложенным образованием, сложен андезито-базальтами, липарито-дацитами, трахибазальтами и их туфами. В плиоцене подверглись складчатости Олюторская зона и Центральная Камчатка. На восточной Камчатке олигоценовые и миоценовые отложения представлены песчано-глинистыми, туфогенными и эффузивными породами. В отличие от западной Камчатки, где доминируют континентальные отложения, на востоке развиты морские прибрежные отложения. В плиоцене выделяется толща, известная нефтепроявлениями. Она сложена туфогенными песчаниками, туфами и туффитами. В позднем плиоцене или раннем плейстоцене закладывается Восточно-Камчатский вулканический пояс, продолжающий активно развиваться. На Курильских островах палеоген фаунистически не доказан. Отложения неогена образуют складчатое основание о-вов Большой Курильской дуги. Они подразделяются на миоценовые и плиоценовые. Миоценовые отложения представлены туфогенными и пирокластическими породами с прослоями аргиллитов и алевролитов и покровами андезито-базальтов мощностью 4500 м. Плиоценовые отложения отличаются от резко дислоцированных отложений миоцена более спокойным характером залегания. Сложены они туфогенными песчаниками, диатомитами, гравелитами, конгломератами с галькой и валунами андезитов, андезито-базальтов и базальтов. В них встречается диатомовая флора, близкая к современной. Мощность плиоцена 100-150 м. Четвертичная система. Четвертичные отложения представлены мощной толщей эффузивных и туфогенных, а также осадочных пород. В Центрально-Камчатском прогибе к нижнечетвертичным отложениям относятся синие диатомовые глины, к среднечетвертичным – туфогенные пески с пыльцой холодофильной растительности, потоками базальтов и андезитов, к верхнечетвертичным – озерная толща и конгломераты с линзами бурых железняков. Современные четвертичные отложения образованы аллювием пойм, торфяниками, шлаковыми базальтовыми конусами. Вулканические породы максимально развиты на восточном побережье Камчатки и на Курильских о-вах. Тектоника. Складчатое сооружение Камчатки состоит из трех крупных антиклинориев – Тигильского, Средино-Камчатского и Восточно-Камчатского, разделенных прогибами. На восточном побережье Камчатки прослеживается узкий Курильско-Камчатский прогиб, для которого характерна напряженная тектоника, крупные новейшие расколы и высокая сейсмичность. На продолжении восточных зон Камчатки располагаются Курильские о-ва. Курильская островная дуга – поднятие антиклинального типа состоит из двух островных дуг: внутренней – Большой Курильской гряды, и внешней – Малой Курильской гряды (о-ва Танфильева, Зеленый, Полонского, Шикотан). Ее продолжением на северо-востоке является подводный хребет Витязя. Курило-Камчатская зона по степени проявления современного вулканизма самая активная в Тихоокеанском кольце. Цепь действующих и потухших вулканов тянется от о. Хоккайдо через Большие Курильские о-ва к Восточной Камчатке. Западнее параллельно этой линии прослеживается цепочка подводных вулканов и гор. Из полезных ископаемых известны разнообразные угли (от бурых до коксующихся, каменных и антрацитов), связанные с палеогеновыми отложениями. Имеются руды золота, серебра, ртути, полиметаллов; самородная сера; разнообразные строительные материалы. Встречаются многочисленные минеральные (углекислые, азотные и др.) и термальные (с температурой до 100°C) воды в виде гейзеров, кипящих озёр, грязевых вулканов и т.д. Приуроченные они главным образом к Восточному хребту.
33. САХАЛИН Сахалинская область кайнозойской складчатости состоит из следующих структурных элементов: антиклинорий – Восточно-Сахалинский (PZ-N1); грабен – Центрально-Сахалинский (N1-2); синклинорий – Западно-Сахалинский (K2-N1). Древним ядром является Сусунайский массив. Антиклинорий является эвгеосинклинальной зоной, синклинорий – миогеосинклинальной. Остров Сахалин условно относится к островным дугам. Его строение связано с Сихотэ-Алиньской складчатой областью и с северными структурами Японии. На о. Сахалин широко развиты меловые и кайнозойские отложения. Более древние образования обнажаются лишь в древних массивах. Палеозой – нижний мезозой. Эти отложения обнажаются в Восточно-Сахалинском антиклинории и в Сусанайском хребте. Они сложены зеленокаменной спилито-кератофировой формацией в ассоциации с кремнистыми породами и известняками мощностью 2500 м. Они также заключают диабазы, порфириты и офиолитовые тела. В известняках встречаются морские ежи, криноидеи, радиолярии, фораминиферы, указывающие на пермско-триасовый возраст пород. Абсолютный возраст серпентинитов из верхней зеленокаменной толщи 206 млн. лет, что соответствует верхнему триасу. Меловая система. Отложения залегают несогласно на палеозой – триасовых образованиях. На восточном Сахалине в меловых породах наряду с терригенными отложениями присутствуют основные и средние эффузивы, линзы красных яшм и известняков. В поле развития верхнемеловых отложений развита офиолитовая ассоциация, представленная серпентинитовым меланжен и комплексом основных и ультраосновных пород (Шельтинский и Березовский массивы). Образование офиолитов связано с ларамийской складчатостью. На западе Сахалина верхнемеловые отложения сходны с синхронными разрезами Сихотэ-Алиня. Они представлены туфогенными песчаниками, конгломератами, углнесоными отложениями и туфами среднего и кислого состава. Мощность верхнемеловых отложений превышает 5000 м.
Палеогеновая и неогеновая системы. Отложения существенно различаются на западе и востоке острова. На востоке преобладают морские, мелководные, частично континентальные угленосные отложения общей мощностью до 10000 м. На западе – осадочно-эффузивные формации, близкие к отложениям окраинного магматического пояса в Сихотэ-Алине. Западный Сахалин – часть внешнего прогиба, расположенного между континентом и островом. Наиболее глубокая его часть прилегает к Сахалину, где предполагается наибольшая мощность отложений (до 15 км). На западном борту прогиба мощности сокращаются, а палеогеновые отложения в западном направлении выклиниваются.
Миоценовые отложения западного Сахалина сложены кремнистыми алевролитами, туфогенными песчаниками, туффитами, туфоконгломератами и туфобрекчиями андезитового и дацитового, реже базальтового состава с линзами опок. В верхней части миоценовых отложений преобладают морские терригенные породы. Плиоценовые образования представлены как морскими, так и континентальными отложениями. С ними связаны базальтовые и андезитовые лавы, а в некоторых случаях щелочные основные гипабиссальные интрузии. Тектонические движения в конце плиоцена определили современный облик острова. Четвертичная система. Широко развиты морские отложения. Морские террасы прослеживаются на высотах 100, 60, 40 и 20 м. Им соответствуют речные террасы, сложенные главным образом галечниками. На западном побережье Сахалина известны четвертичные базальты. Тектоника. Восточно-Сахалинский антиклинорий имеет сложное складчато-глыбовое строение. В его южной части обнажается древнее ядро, сложенное палеозойскими – раннемезозойскими отложениями, интенсивно дислоцированными в сжатые линейные складки северо-западного простирания. Верхнемеловые отложения дислоцированы слабее, но в том же структурном плане. Кайнозойские отложения дислоцированы слабо, за исключение надразломных структур. Широко развиты брахиантиклинальные складки. Крылья складок осложнены разрывами, обусловившими чешуйчатое строение. Восточно-Сахалинский антиклинорий и Западно-Сахалинский синклинорий разделены Центрально-Сахалинским грабеном. Выполняющие его неогеновые и четвертичные отложения смяты в пологие складки. На севере Сахалина развит наложенный прогиб с большой мощностью неогеновых отложений, дислоцированных преимущественно в пологие брахискладки. Восточный Сахалин сейсмичен. Из полезных ископаемых первое место по промышленному значению занимают нефть, газ и уголь. Месторождения нефти и газа приурочены к неогеновым отложениям северной части (Эхабинское, Катанглийское и др.); угленосность связана с палеогеновыми отложениями, к которым приурочены месторождения разнообразных углей (Вахрушевское, Новиковское и др.). Известны месторождения золота (Лангерийский район), рудопроявления ртути и платины.
34. КУРИЛЬСКИЕ И КОМАНДОРСКИЕ ОСТРОВА К типичным островным дугам относятся Курильские и Командорские о-ва. Курильские о-ва. Архипелаг на границе Охотского моря с Тихим океаном. Расположен между о. Хоккайдо и п-овом Камчатка. Включает более 30 крупных и множество мелких о-вов и скал. В лавах вулканов обнаружены ксенолиты – обломки метаморфических пород (амфиболиты, пироксен-амфиболовые кристаллические сланцы), которые, по-видимому, слагают фундамент о-вов. Из полезных ископаемых известны месторождения серы и термальных вод, а также рудопроявления ртути, меди, олова, золота. Частые, иногда сильные, землетрясения. В современной геосинклинальной зоне Курильских о-вов выделяется Курильский (N1-2) антиклинорий и Курило-Камчатский глубоководный желоб. Антиклинорий является миогеосинклинальной зоной, желоб – эвгеосинклинальной. Меловая система. Меловые отложения обнажаются на островах Малой Курильской гряды, где они называются «формация Шикотан». Они сложены эффузивно-туффогенным комплексом – базальтами, шаровыми лавами, туфопесчаниками, туфоконгломератами, в верхней части разреза смещающимися преимущественно осадочными породами – песчаниками, известняками, туфами, туффитами с фауной. Породы мела смяты в относительно простые складки, осложненные разломами. Мощность мела – 500-700 м. Палеогеновая и неогеновая системы. На Курильских островах палеоген фаунистически не доказан. Отложения неогена образуют складчатое основание о-вов Большой Курильской дуги. Они подразделяются на миоценовые и плиоценовые. Миоценовые отложения представлены туфогенными и пирокластическими породами с прослоями аргиллитов и алевролитов и покровами андезито-базальтов мощностью 4500 м. Плиоценовые отложения отличаются от резко дислоцированных отложений миоцена более спокойным характером залегания. Сложены они туфогенными песчаниками, диатомитами, гравелитами, конгломератами с галькой и валунами андезитов, андезито-базальтов и базальтов. В них встречается диатомовая флора, близкая к современной. Мощность плиоцена 100-150 м. Тектоника. На продолжении восточных зон Камчатки располагаются Курильские о-ва. Курильская островная дуга – поднятие антиклинального типа состоит из двух островных дуг: внутренней – Большой Курильской гряды, и внешней – Малой Курильской гряды (о-ва Танфильева, Зеленый, Полонского, Шикотан). Ее продолжением на северо-востоке является подводный хребет Витязя. Курило-Камчатская зона по степени проявления современного вулканизма самая активная в Тихоокеанском кольце. Цепь действующих и потухших вулканов тянется от о. Хоккайдо через Большие Курильские о-ва к Восточной Камчатке. Западнее параллельно этой линии прослеживается цепочка подводных вулканов и гор. Командорские о-ва. Группа из четырёх о-вов на границе Тихого океана и Берингова моря, в 200 км к востоку от п-ова Камчатка. Являются частью Алеутской складчатой дуги. Наиболее древние палеозойские породы известны только в пределах экзотических глыб. В них среди магматических и метаморфических пород обнаружена флора каменноугольно-пермского возраста. Вулканиты Андриановских о-вов относят к мезозойским отложениям. Обнажаются на о-вах кайнозойские вулканогенные породы. Палеогеновая система. Наиболее древние вулканогенные породы – эоценовые. Они представлены толщей шаровых лав и основных пирокластов, переслаивающихся с туфобрекчиями и туфопесчаниками мощностью 2,5 км. Среди обломков туфобрекий встречаются габбро, амфиболиты и яшмы. Выше несогласно залегает комплекс вулканогенных пород олигоцена-миоцена, сложенный эффузивами щитовых вулканов, туфами и туфодиатомами мощность до 1 км. Неогеновая система представлена плиоценовыми отложениями, сложенными потоками лав, грязевыми потоками и автокластическими брекчиями мощностью 300 м. Среди пород часто встречается обуглившаяся древесина. Магматизм. Алеутская дуга – область молодого вулканизма. В ее пределах известно 75 вулканов, из них 36 действующих, расположенных вдоль северного вогнутого края дуги. Наиболее древние щитовые раннеплиоценовые – раннечетвертичные вулканы, более молодые – стратовулканы. Вулканические продукты варьируют от оливиновых базальтов до риолитов, преобладает андезитовый состав. Цепочка вулканов связана с системой глубинного разлома, наиболее активного в восточной части дуги и, особенно, на стыке дуги и материка. На западных о-вах Алеутской дуги (Командорских и др.) современного вулканизма нет. Помимо эффузивных пород на о-вах развиты интрузивные образования: массив кварцевых диоритов доолигоценового возраста, крупный массив плагиогранитов олигоценового возраста и интрузии биотитовых диоритов плиоценовго возраста. Эти образования известны на о. Медном. Об офиолитовом основании Алеутской дуги свидетельствуют включения в вулканитах глыб серпентинитов и яшм с мезозойскими радиоляриями.
Тектоника. Алеутская дуга прослеживается на протяжении 1740 км от п-ова Камчатка до Аляски. По данным сейсморазведки, Алеутский хребет – шов утолщенной океанической коры, на который наложена цепь вулканов. Мезозойский комплекс Алеутских о-вов собран в складки с углами наклона 10-20°. В кайнозойском комплексе Командорских о-вов складчатые дислокации не установлены. О-ва отличаются высокой сейсмичностью. Перегиб шельфа начинается с глубин 100-120 м. Со стороны Тихого океана он вдвое шире, перегиб здесь отмечается на глубинах 150-180 м. Фронтальный склон Командорских о-вов круто опускается в желоб и сопровождается нарушениями сбросо-оползневого типа. В сводовой части о-вов развиты сбросо-сдвиговые дислокации, тыловой склон осложнен вытянутыми линейными грабенами.

35. СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН В Северном Ледовитом океане выделяются два суббассейна, резко отличающихся геологическим строением: Евразийский и Амеразийский. Граница между ними проходит в зоне подводного хребта Ломоносова. К Евразийскому суббассейну относятся: Баренцево, Карское и море Лаптевых с о-вами Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля, о-ва Карского моря (Визе, Ушакова, Уединения и др.). К Амеразийскому суббассейну относятся: Восточно-Сибирское и Чукотское моря с о-вами Новосибирского архипелага (Ляховские, Анжу, Де-Лонга), Врангеля и Геральда. Амеразийский суббассейн считается более древним и менее активным, Евразийский – молодым и более активный. На ранних этапах развития внутреннюю структуру океана определяли две платформы – Баренцевоморская и Гиперборейская, принадлежавшие различным сегментам Земли – атлантическому и тихоокеанскому, со специфическими законами геологического развития. Между ними располагался, глубоко проникающий в земную кору и мантию раздел. Раздвиговые процессы и растяжения в зоне раздела разрушили прилегающие платформы, а в центральной части создали «настоящий океан», к которому относится хребет Гаккеля и сопряженные с ним впадины Нансена и Амундсена. Если хребет Гаккеля относится к категории срединно-океанических хребтов, то впадины Нансена и Амундсена лишь условно можно считать талассогенами. Подтверждением раздвиговых процессов и глубокой переработки района служат отторженцы континентальной коры среди океанической. Большое значение в структуре южной части Северного Ледовитого океана имеют зоны меридиональных глубинных разломов, над которыми развивались желоба Франц-Виктория, Св. Анны, Воронина. Желоб Св. Анны ортогонально причленяется к хребту Гаккеля, а на юге сливается с Западно-Сибирским рифтом. В Арктике эта зона разделяет два блока с различными динамическими параметрами очагов землетрясения. В западном блоке напряжения сжатия находятся в плоскости запад-восток, напряжения растяжения – в плоскости север-юг. В восточном блоке картина противоположная. Меридиональные глубинные разломы прорезают материковый склон, материковую отмель и определяют конфигурацию многих Арктических о-вов. В Северном Ледовитом океане широко развиты окраины материков (74,6%). Шельф занимает 50,3%, в других океанах около 8,6%. В Северном Ледовитом отсутствует переходная зона. Ложе является наименьшей частью дна (22,4%), срединно-океанические хребты занимают 3% площади океана. Северный Ледовитый океан в 13 раз меньше Тихого. Фактически, по геологическим особенностям он вовсе не является океаном. Общий ход геологического развития. Развитие океана было сложным и многоэтапным. Евразийский суббассейн возник в результате раскола Евразии 60-67 млн. лет назад, и последующего отодвигания хребта Ломоносова. Для него характерны крайне низки скорости спрединга (в хребте Гаккеля 3-7 мм/год). Формирование Амеразийского суббассейна относится к юрскому периоду (150-180 млн. лет). Единственным прямым указанием на возраст суббассейна служит находка верхнемеловых осадков в хребте Менделеева, которая позволяет предположить его минимальный возраст 70 млн. лет. Активное разрастание дна Северного Ледовитого океана началось в палеогене и продолжается до сих пор. В дорифейское время в Арктике сформировались две крупные платформы: Баренцевоморская на западе и Гиперборейская на востоке. Граница между платформами проходила в зоне структурной неоднородности на месте современного хребта Гаккеля. В конце каледонского этапа закрывается Грампианская геосинклиналь и образуются каледонские складчатые цепи, остатки которых наблюдаются на о-вах Западный Шпицберген и Медвежьем. В Урало-Монгольском поясе происходят поднятия и образуются области каледонской складчатости, в том числе Северная Земля. Таким образом, к Баренцевоморской платформе в конце раннего палеозоя с запада и востока причленялись каледониды. В тихоокеанском сегменте Земли каледонская складчатость не проявилась и Гиперборейская платформа изменений не претерпела. В конце позднего палеозоя к Баренцевоморской платформе на юго-западе причленяется значительная территория герцинид на месте современного Карского моря. В настоящее время от арктических герцинид осталась только Новая Земля. С Гиперборейской платформой на юге и востоке граничит Тихоокеанский пояс. Герцинская складчатость не привела к закрытию геосинклинали, только в конце нижнего карбона имели место восходящие движения. В мезозое началась крупнейшая перестройка структурного плана Арктики. В начале мезозоя активизируются глубинные разломы в зоне сочленения Баренцевоморской и Гиперборейской платформ, западнее и восточнее о. Врангеля, на о-вах Де-Лонга и Котельном. Расколотые разломами, утратившие целостность платформы в результате крупных горизонтальных срывов потеряли устойчивость и подверглись глубокой избирательной переработке и распаду, причем переработка не была одновременной: в конце мезозоя она охватила Гиперборейскую платформу, в кайнозое – Баренцевоморскую. В конце юрского – начале мелового периода воздымается Верхояно-Чукотская складчатая система, образуется впадина Бофорта. В конце мелового периода возникают впадины Макарова и Толля, разделенные хребтом Ломоносова. Таким образом, в конце мезозоя начала формироваться восточная часть Северного Ледовитого океана. В конце мела и в палеогене в рифтовой зоне хребта Гаккеля продолжались раздвиг и разрушение континентальной и рождение океанической коры, сопровождавшиеся основным магматизмом. Вследствие раздвиговых процессов и оттока сиалических масс возникли примыкающие к хребту Гаккеля впадины Нансена и Амундсена с корой субокеанического типа. Следовательно, в палеогене начала формироваться западная часть Северного Ледовитого океана. Одновременно углубились впадины и значительно погрузились хребты и выступы восточной Арктики. В конце плейстоцена уровень моря был на 100 м ниже современного. Береговая линия Лаптево-Чукотского шельфа проходила в районе нынешней стометровой изобаты. В результате бореальной трансгрессии образовался современный шельф с затопленными низовьями долин Оби, Енисея, Колымы и др. рек. В позднем плейстоцене произошло оледенение. Современные ледники широко развиты в западной Арктике (Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля) и слабо – в восточной (о-ва Де-Лонга).
В настоящее время наибольшей активностью обладает хребет Гаккеля, о чем свидетельствую развитие рифтового ущелья, магматизм и сейсмичность.