ГЛАВНАЯ          НАВЕРХ

 

ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА

История выделения

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

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

Границы платформы

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

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

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

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

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

толщи Тимана, занимает и западную половину Печорской низменности, а восточная ее половина обладает уже другим, полосовым знакопеременным магнитным полем, сходным, по данным Р. А. Гафарова и А. К. Запольного, с аномальным полем зон развития вулканогенноосадочных рифейских толщ Северного и Полярного Урала¹. Северо-восточнее Тимана фундамент Тимано-Печорской эпибайкальской плиты, представленный эффузивно-осадочными и метаморфическими породами рифея — венда (?), вскрыт рядом глубоких скважин.

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

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

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

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

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

Соотношение фундамента и чехла

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

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

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

Рельеф фундамента и современная структура платформы

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

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

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

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

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

 

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

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

 

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

Строение фундамента платформы

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Таблица 2

Схема расчленения образований фундамента Восточно-Европейской платформы

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

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

1 — протоплатформенный комплекс (ятулий, суйсарий, велсий) PR₁²; 2 — протоорогенный комплекс (сумий, сариолий) PR₁¹; 3 — протогеосинклинальный комплекс (лопий, суомий?) AR₁²; 4 — комплекс основания (беломориды и более древние) AR₁¹

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Строение платформенного чехла

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

НИЖНИЙ ЭТАЖ
(РИФЕЙ — НИЖНИЙ ВЕНД)

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

33

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

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

ВЕРХНИЙ ЭТАЖ ПЛАТФОРМЕННОГО ЧЕХЛА
(ВЕНД — КАЙНОЗОЙ)

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Среднедевонский-верхнетриасовый комплекс. В среднедевонскую эпоху начинает формироваться новый структурный план, сохранившийся в общих чертах почти до конца палеозоя и характеризовавший герцинский этап развития платформы, в течение которого преобладали погружения, особенно в восточной ее половине, а тектонические движения отличались значительной дифференцированностью (рис. 10). Балтийский щит испытывал восходящие движения, а на юге платформы в среднем девоне образовался или регенерировался Днепровско-Донецкий авлакоген, расчленивший юго-западную часть Украинско-Воронежского массива на южную половину (Украинский щит) и северную (Воронежскую антеклизу). Не исключена возможность более раннего, рифейского (?) заложения этой структуры, как показывают данные ГСЗ. Максимальные погружения испытывали Прикаспийская синеклиза, Днепровско-Донецкий, Припятский и Днестровский прогибы. Северо-восточная часть Сарматского щита — в очертаниях современной Волго-Уральской антеклизы вместе с Московской синеклизой — также была охвачена опусканием. Эта обширная впадина, возникшая в девоне, была названа А. Д. Архангельским Восточно-Русской. Энергично прогибалась и западная часть платформы. На общем фоне нисходящих движений только небольшие участки испытывали относительное поднятие.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Особенности структуры и глубинного строения
Восточно-Европейской платформы

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

1 — сенон-турон; 2 — альб-секоман; 3 — апт; 4 — неоком; 5 — юра; 6 — сбросы имеют различную форму и размеры, достигающие в плане 10000 км² (Челкар, Санкебой и др.).

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Полезные ископаемые

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

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

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

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

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

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

Апатиты и алюминий. Хибинские апатитовые месторождения, связанные с девонскими и пермскими щелочными интрузиями, расположенные на Кольском полуострове, — одни из самых крупных в мире. Содержание P₂O₃ в руде превышает 25%. Эти же нефелиновые сиениты являются сырьем для получения алюминия.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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