Геологiчна iсторiя росiйськоï платформи в пiзньому палеозоï

Среднедевонський-Верхнетриасовий комплекс.
У среднедевонськую епоху починає формуватися новий структурний
план, що зберiгся загалом майже до кiнця палеозою й що характеризував
герцинський етап розвитку платформи, протягом якого переважали
занурення, особливо в схiднiй ïï половинi, а тектонiчнi рухи
вiдрiзнялися значноï дифференцированностью. Балтiйський щит
випробовував висхiднi рухи, а на пiвднi платформи в середньому девонi
утворився або регенерувався Днепровсько-Донецький авлакоген, що
розчленував пiвденно-захiдну частину Украïнсько-Воронезького масиву
на пiвденну половину (Украïнський щит) i пiвнiчну (Воронезьку
антеклизу) . Не виключена можливiсть бiльше раннього рифейського
закладення цiєï структури, як показують данi ГСЗ. Максимальнi
занурення випробовували Прикаспiйська синеклиза, Днепровсько-Донецький,
Прип'ятський i Днiстровський прогини. Пiвнiчно-схiдна частина
Сарматського щита — в обрисах сучасноï Волго-Уральськоï
антеклизи разом з Моськовськоï синеклизой — також була
охоплена опуськанням. Ця велика западина, що виникла в девонi, була
названа А. Д. Архангельським Схiдно-Росiянцi, Енергiйно прогиналася й
захiдна частина платформи. На загальному тлi спадних рухiв тiльки
невеликi дiлянки випробовували вiдносне пiдняття.
Девонськi вiдкладення поширенi на Росiйськiй плитi дуже широко,
оголюючись на поверхнi в Прибалтицi й Бiлорусiï (Головне
девонськоï поле) , на пiвнiчних схилах Воронезькоï антеклизи
(Центральне девонське поле) , уздовж пiвденно-схiдноï окраïни
Балтiйського щита, у Надднiстрянщину й уздовж пiвденних окраïн
Донбасу. В iнших мiсцях девон розкритий тисячами шпар i пiд покривом
бiльше молодих вiдкладень виконує Днепровсько-Донецький прогин,
Моськовську синеклизу, западини захiдних районiв плити, повсюдно
розвинений у межах Волго-Уральськоï антеклизи й у Прикаспiйськiй
западинi. Девон надзвичайно рiзноманiтний у фацiальному вiдношеннi, а
максимальнi потужностi вiдкладень перевищують 2 км.
Починаючи з ейфельського й особливо живетського столiть середнього
девону палеогеографiчна обстановка рiзко змiнилася, значнi простори
Росiйськоï плити стали випробовувати занурення. Оськiльки
трансгресiï в основному поширювалися зi сходу на захiд, то в
схiдних районах переважають фацiï вiдкритого моря, а в захiдних
— лагуновi й лагунно-континентальнi Середньо-Верхнедевонськие
вiдкладення особливо детально розчленованi в Прибалтицi, у центральних i
схiдних районах Росiйськоï плити, у Волго-Уральськiй областi.
У районi Головного девонського поля присутнi вiдкладення ейфельського,
живетського, франського й фаменського ярусiв. Вiдкладення ейфельського й
живетського ярусiв з розмивом залягають на бiльше древнiх породах i
представленi червоноколiрною товщею пiщаникiв i глин а в середнiй
частинi — мергелiв i вапнякiв з лiнзами солi (0,4 км) . Бiльша
частина франського ярусу ськладається вапняками, доломiтами й
мергелями (0,1 км) . Верхи франського й весь фаменський яруси
представленi пiщано-глинистими, мiсцями пестроцветними вiдкладеннями
(0,2 км) . Червоно й пестроцветние вiдкладення середнього й верхнього
девону Головного поля формувалися в умовах вирiвняних прибережних
окраïнних рiвнин морського басейну. У Центральному девонському полi
безпосередньо на породах фундаменту залягають ейфельськие пiщано-глинясто-
карбонатнi вiдкладення з мiнливою потужнiстю (вiд 0 до 0,2 км) . Вище
розташовуються малопотужнi глинясто-карбонатнi вiдкладення живетського
ярусу, що перемiняються франськими пестроцветними галечниками,
пiщаниками, глинами (близько 0,15 км) . Верхня частина франського й весь
фаменський яруси представленi карбонатною товщею вапнякiв, рiдше
мергелiв з тонкими глинистими прослоями (близько 0,2 км) . Загальна
потужнiсть девону в Центральному полi досягає 0,5 км. Таким чином,
у нижнiй i середнiй частинах розрiзу переважають пiщано^-глинистi, а у
верхньоï — карбонатнi вiдкладення. До пiвночi, убiк
Моськовськоï синеклизи. девонськi вiдкладення близькi до таким
Центрального поля, але збiльшуються в потужностi (до 0,9 км) , значну
роль починають грати лагуновi утворення: ангiдриди, гiпси, солi й iншi.
Схiдне, у Волго-Уральськiй областi, розрiз середньо-верхнедевонських
вiдкладень у цiлому вiдрiзняється вiд вищеописаних бiльше
глибоководними, чисто морськими фацiями. У жйветськом столiттi
вiдродився Казансько-Сергiєвський авлакоген, у зв'язку iз чим у
ньому проявлявся вулканiзм. Вiдкладення живетського ярусу, що залягають
iз розмивом на малопотужних ейфельських вiдкладеннях, представленi в
основному темними бiтумiнозними глинистими вапняками (0,2 км) .
Залегающие вище франськие вiдкладення в низах ськладаються пiськами,
глинами й — пiщаниками. часто насиченими нафтою. Потiм вони
поступово перемiняються товщею глин, мергелiв i вапнякiв, iнодi
бiтумiнозних, потужнiстю до 0,3 км. У середньому-пiзньому девонi у Волго-
Уральськiй областi сформувалися вузькi грабени — Камсько-
Кинельськие прогини. Саме в них у найбiльш глибоких зонах накопичувалися
так званi доманиковие шари. По краях грабенов iснували ланцюжка
биогермов. Доманиковие шари (середня частина франського ярусу)
представленi тонкослоистими глинами, вапняками й кременистими породами,
у них вiдзначене пiдвищений змiст бiтумiв, що утворилися за рахунок
величезних мас водоростей, що ськапливались у застiйних глибоководних
зниженнях морського дна. Доманиковие шари вважаються однiєï з
головних нефтепроизводящих свит Волго-Уральськоï областi.
Фаменський ярус ськладний доломiтами, рiдше мергелями й вапняками (до
0,4 км) , що накопичувалися в умовах мiлководдя в результатi наростання
регресiï, що почалася ще в позднефранськое час. Сумарна потужнiсть
девонських вiдкладень на сходi Волго-Уральськоï областi
перевищує 1,5 км.
На заходi Росiйськоï плити девон розкритий шпарами бiля Львова й
представлений всiма трьома вiддiлами, загальною потужнiстю бiльше 1 км.
Нижнiй девон ськладається червоно — i пестроцветними пiщано-
глинистими вiдкладеннями з панцирними рибами, у середньому девонi
бiтумiнозними доломiтами, що перемiняються, iз прослоями пiщаникiв, а у
верхньому — вапняками й доломiтами. Таким чином, що iснував у
ранньому палеозоï Волго-Камський щит у середньому девонi
роздрiбнився, а в пiзньому — випробував занурення.
Особливий iнтерес представляють девонськi вiдкладення вiдродженого Днепровсько-
Донецького авлакогена, де вони утворять потужну товщу в його центральнiй
частинi, швидко виклинивающуюся до бортiв. Середнiй девон (починаючи з
живетського ярусу) i низи верхнього представленi соленосною товщею
потужнiстю бiльше 1 км. Крiм кам'яних солей у нiй зустрiчаються прошаруй
ангiдритiв, гiпсiв, глин. У численних соляних куполах на поверхню
виносяться уламки вапнякiв, що мiстять фауну франського ярусу.
Фаменський ярус ськладається дуже строкатими по ськладу й
фациально мiнливими вiдкладеннями: карбонатно-сульфатними глинами,
мергелями, пiщаниками й т. д. На крайньому заходi, у Прип'ятському
грабене у фаменськом ярусi, присутнi лiнзи й товщi калiйних солей. У
межсолевих вiдкладеннях девону виявленi родовища нафти. Сумарна
потужнiсть девонських вiдкладень перевищує 2 км.
Формування Днепровеко-Донецького авлакогена супроводжувалося
вулканiзмом. Так, у районi Чернiгiвського виступу шпарами розкритi
оливиновие й лужнi базальти, трахiти i ïхнi туфи, близько 0,8 км
потужнiстю. Очевидно, шпара потрапила у центр великого вулкана. Прояв
лужного базальтового вулканiзму мало мiсце й у Прип'ятському грабене.
Франський столiття — це час роздроблення фундаменту авлакогена.
Вулканiти верхнього девону вiдомi й по пiвденних окраïнах Донбасу,
у басейнах рiк Кальмиус i Волноваха. Поряд з пiщаниками, конгломератами,
вапняками й аргиллита в цьому районi розвиненi оливиновие й лужнi
базальти, трахиандезито-базальти, лимбургити, авгитити й iн. Вище
з'являються трахилипарити i ïхнi туфи. Потужнiсть осадового й
вулканогенного девону перевищує 0,5 км. Верхнедевонськие покриви
толеитових базальтiв виявленi на пiвденно-схiдних схилах
Воронезькоï антеклизи. У соляних куполах Днепровеко-Донецького
прогину часто попадаються уламки лужних базальтiв, що вказують на
широкий розвиток у ньому вулканiзму. Шпари розкрили верхнедевонськие
базальти й на Волго-Уральськоï антеклизе.
У пiзньому девонi на Кольськiм пiвостровi вiдбувалося впровадження
кiльцевих iнтрузiй лужних порiд (Ловозерський, Хибинський i iншi масиви)
. Отже, протягом середнього й пiзнього девону в багатьох районах
платформи мав мiсце магматизм, продукти якого пiдроздiляються на типовi
траппи, а також щелочно-ба-зальтовие й щелочно-ультраосновние, що
тяжiють до зон великих розламiв. Девонський перiод на Схiдно-
Європейськiй платформi ознаменувався iстотноï
‘перебудовою структурного плану, роздробленням схiдноï
ïï частини й закладенням ряду авлакогенов. Раннедевонськая
епоха була часом майже повсюдних у живетськом столiттi трансгресiя
досягло максимуму в раннефаменськое час, пiсля чого вiдбулося
ськорочення морського басейну, його обмiлiння й створилася ськладна
картина розподiлу фацiй з перевагою лагунових. Диференцiйованi
тектонiчнi рухи супроводжувалися лужним, основним, щелочно-
ультраосновним i трапновим магматизмом. На початку пiзнього девону в
Предуралье сформувалися вузькi (1-5 км) , але протяжнi (100-200 км)
грабени, що свiдчать про роздроблення кори.
У кам'яновугiльний перiод зберiгся приблизно той же структурний план, що
зложився до кiнця девонського часу. Областi максимальних прогинань
перебували в межах Схiдно-Росiйськоï западини, тяжiючи до
Уральськоï геосинклiналi. Вiдкладення карбону поширенi на плитi
досить широко, отсутствуя лише на Балтiйськом i Украïнським щитах,
у Прибалтицi, на Воронезькiй i Бiлоруськоï антеклизах. У багатьох
мiсцях, де цi вiдкладення перекритi бiльше молодими породами, вони
розкритi шпарами. Серед найбiльших негативних структур кам'яновугiльного
перiоду можна назвати Днепровсько-Донецький прогин; на заходi платформи
формувалася Польсько-Литовська, а на сходi — Схiдно-Росiйська
западина, що на вiдмiну вiд девонського часу придбала чiтко виражене
меридiональне орiєнтування. Тиман випробовував вiдносне пiдняття.
На пiвденно-сходi платформи продовжувала прогинатися Прикаспiйська
западина. У зв'язку з важливим практичним значенням кам'яновугiльних
вiдкладень ïхня стратиграфiя розроблена дуже докладно.
Найбiльшим поширенням у карбонi користуються карбонатнi опади, а в
пiдпорядкованiй кiлькостi перебувають пiщано^-глинистi, Розподiл фацiй у
кам'яновугiльних вiдкладеннях характеризується великою ськладнiстю
через палеогеографiчну обстановку, що швидко мiнялася, i примхливостi
обрисiв берегових лiнiй водойм. Класичним розрiзом карбону вважаються
розрiзи пiвденних окраïн Моськовськоï синеклизи, де
видiляються всi три вiддiли й всi яруси, крiм башкирського. Карбон
починається тут турнейським ярусом, що залягає мiсцями з
незначною перервою на верхньому девонi. Нижня частина турне представлена
вапняками iз прослоями глин (30 м) , а верхня — глинами й пiськами
(10-12 м) . У результатi пiдняттiв, що охопили платформу в ранньому
вiзi, вiдкладення визейського ярусу налягають iз розмивом на нижележащих
товщах, причому величина цiєï перерви збiльшується в
захiдному напрямку, але розмив був рiзний у рiзних мiсцях, досягаючи
перших десяткiв метрiв. Нижня частина й низи середньоï частини
визейського ярусу ськладаються переслаивающимися континентальними
рiчковими, озерними й болотними вiдкладеннями: глинами, пiськами,
пiщаниками, рiдше вапняками, мергелями рiзко мiнливоï потужностi,
вiд перших десяткiв метрiв до 0,4 км. Iз цими вiдкладеннями зв'язанi
прошаруй кам'яного й бурого вугiль (потужнiсть вугленосного обрiю 5-10
м) , що утворять родовища Пiдмоськовного басейну (лимничеськая
вугленосна формацiя) . У межах Волго-Уральськоï областi з
нижневизейськими пiщаними товщами зв'язанi родовища нафти. На пiвночi
плити у Тихвiна, до цих же вiдкладень присвяченi боксити й вогнетривкi
глини. Мiсцями зустрiчаються поклади озерних залiзних руд. Формування
вугленосних порiд вiдбувалося в умовах великих низинних рiвнин, у
дельтах повiльно поточних по нiй рiк. Саме у визейськом столiттi вперше
почалося iнтенсивне вуглеутворення. Широкий розвиток терригенних порiд у
ранневизейськое час обумовлений пiдняттями по пiвнiчно-захiднiй i
захiднiй периферiï Росiйськоï плити.
У середньому й пiзньому вiзi й на початку серпуховського столiття
величезнi простори плити були зайнятi мiлководним морем, у якому
вiдкладали вапняки й доломитизированние вапняки, що досягають 0,25 км
потужностi в схiдних районах. Наприкiнцi серпуховського столiття знову
вiдбувається пiдняття й вiдкладення башкирського ярусу в центрi й
на пiвднi Моськовськоï синеклизи вiдсутнi, але вони присутнi на
схiд, де представленi на заходi малопотужною пачкою глин, пiськiв i
пiщаникiв прибережно-морського й континентального походження. На схiд
вони замiщаються вапняками (0,25 км) . У поздне-башкирський час пiдняття
охоплюють центральну частину плити й низи моськовського ярусу
представленi малопотужними (до 70 м) пiщаниками, глинами, мiсцями
сульфатними, червоноколiрними, що вiдклалися в лагунових, дельтових i
континентальних умовах (верейський обрiй) . Iнша частина моськовського
ярусу ськладається в низах мергелями, вапняками й доломiтами iз
прослоями глин i пiськiв, а вище — чистими вапняками. Потужнiсть
середнього карбону збiльшується вiд 0,1 км на заходi до 0,4-0,5 км
на сходi. Верхнiй карбон ськладний вапняками (0,1-0,4 км) , у яких
домiшка терригенного матерiалу наростає до заходу. Таким чином,
кам'яновугiльнi вiдкладення центральних районiв Росiйськоï плити
характеризуються переважно карбонатними породами, лише в нижньому вiзi й
у низах моськовського ярусу зустрiчаються пiщано-глинистi товщi, що
фiксують собою розмиви. Максимальнi потужностi карбону досягають у
Моськовськоï синеклизе 0,4 км, а на сходi й пiвденно-сходi плити
перевищують 1,5 км.
Розрiз карбону на заходi плити, у Львiвсько-Волинськiм вугленосному
басейнi, вiдрiзняється вiд вищеописаного тем, що в нижньому вiзi
поширенi вапняки, а вугiлля з'являються у верхньому вiзi й у
башкирському ярусi середнього карбону, причому вугленосна товща
досягає 0.4 км, а сумарна потужнiсть карбону — 1 км.
Кам'яновугiльнi вiдкладення Донбасу, ськладчасте спорудження якого
вдасться в тiло платформи й, по сутi, не належить ïй, рiзко
вiдрiзняються вiд таких же за вiком вiдкладень, як Днiпровського
прогину, так i iнших районiв Росiйськоï плити. Безсумнiвно, що
Донбас тiсно пов'язаний з геосинклiнальними структурами пiвнiчноï
частини Ськiфськоï плити. По простяганню вiн переходить у Днепровсько-
Донецький авлакоген, але внутрiплатформною структурою не є. Для
того щоб яснiше уявити собi вiдмiнностi Донбасу i його тектонiчну
позицiю, ми розглянемо його тут, у роздiлi про платформу, хоча,
строго говорячи, це варто було б зробити в главi про палеозойську
Ськiфську плиту.
Винятковий iнтерес являють собою кам'яновугiльнi вiдкладення Донбасу, що
володiють величезноï (бiльше 20 км) потужнiстю й повнотою розрiзу.
Вiдкладення нижнього карбону в ськладi турнейського ярусу й нижнього
вiзi, з рiзким розмивом залягають на докембрийських i девонських
вiдкладеннях, представленi доломiтами й вапняками потужнiстю не бiльше
0,5 км. Але починаючи з верхнього вiзi картина рiзко мiняється й
на змiну вапнякам приходить колосальна товща параличеськой
вугленосноï формацiï верхнього вiзi — нижньоï
частини верхнього карбону. Ця продуктивна товща ськладена що чергуються
прослоями пiщаникiв, алевролiтiв, аргиллитов, вапнякiв i вугiль, причому
на частку вапнякiв доводиться не бiльше 1%, а на частку вугiль —
1,1-1,8%. Весь iнший обсяг товщi представлений алевролiтами, аргиллитами
(до 85%) i в меншому ступенi — пiщаниками (до 45%) . Незважаючи на
те що шари вапнякiв не перевищують 1- 3 м потужностi, вони видерживаются
на великiй вiдстанi i є прекрасними обрiями, що маркiрують.
Вiдкладення верхнього вiзi й намюра досягають 3 км потужностi,
середнього карбону — 6 i верхнього — 3 км. Iз другоï
половини верхнього карбону вугленоснiсть швидко падає, з'являються
красноцвети й розрiз вiнчається континентальними пiщано-глинистими
строкато-кольоровими вiдкладеннями верхiв верхнього карбону —
араукариевой свитою зi ськам'янiлими стовбурами араукарiй.
Таким чином, низи нижнього карбону представленi морськими фацiями, верх
нижнього, середнiй i верхнiй — морськими, лагуновими й
континентальними. Сумарна потужнiсть карбону перевищує 10- 12 км,
а схiдне м. Шахти досягає 20 км. Для кам'яновугiльних вiдкладень
характерна ритмiчнiсть, що є наслiдком пульсуючих тектонiчних
рухiв, пiд час яких пiдняття чергувалися з опуськаннями. До заходу
вугленоснiсть швидко ськорочується, так само як i загальна
потужнiсть карбону, що не перевищує на заходi Днепровсько-
Донецького прогину 0,3-0,5 км, але в центральних частинах сягаюча 12,5
км. До башкирського столiття включно в цих районах переважають морськi
умови опадонакопичення, а починаючи з моськовського столiття —
континентальнi. Вугленоснi товщi Донбасу являють класичний приклад
параличеськой формацiï, що утворилася у швидко мiнливiй
палеогеографiчнiй обстановцi, коли неглибоке море поступалося мiсцем
лагунi або навiть прибережнiй зонi. I таке чергування умов вiдбувалося
сотнi разiв. Перiоди вуглеутворення характеризувалися вологим i жарким
клiматом, а в iнший час вiн був бiльше сухим, але також печенею.
Для кам'яновугiльного перiоду необхiдно пiдкреслити ясно виражене
меридiональне орiєнтування головних прогинiв. Схiднi областi
Росiйськоï плити поринали набагато iнтенсивнiше захiдн i
центральних, i там панували умови вiдкритого, хоча й неглибокому
морському басейнi. Хвилi пiдняттiв, що мали мiсце в пiзньому турне
— ранньому вiзi, пiзньому вiзi, у раннебашкирськое й
раннемоськовськое час лише короткочасно переривали — стiйке
занурення плити. Позднекаменноугольная епоха характеризувалася
повiльними пiдняттями, у результатi яких море мiлiло й у жаркому сухому
клiматi накопичувалися доломiти, гiпси й ангiдрити. Але найбiльшою
своєрiднiстю вiдрiзнявся ранневизейськое час, пiд час якого
iснували досить розчленований рельєф, украй ськладна фацiальна
обстановка й гумидний клiмат, що сприяли нагромадженню вугiль i бокситiв
на пiвночi.
У пермський перiод структурний план платформи в цiлому успадковує
такий кам'яновугiльного перiоду. Особливо тiсна литологичеськая зв'язок
iснує мiж верхнiм карбоном, ассельським i сакмарським ярусами
нижнiй пермi. У другiй половинi пермського перiоду на платформi
вiдбуваються пiдняття, iндукованi орогеничеськими рухами в Уральськiй
геосинклiналi, що замикається. Область нагромадження опадiв
здобуває ще бiльш чiтке меридiональне орiєнтування, явно
тяжiючи до Уралу. По схiднiй границi платформи зi зростаючими гiрськими
спорудженнями Уралу в пермський час заставляється Предуральський
крайовий прогин, у процесi свого розвитку як би накативавшийся на
платформу. Як i в кам'яновугiльний час максимальна потужнiсть пермських
вiдкладень спостерiгається на сходi. Пермськi морськi вiдкладення
характеризуються досить бiдною фауною, що обумовлено пiдвищеною або
зниженою солонiстю басейнiв того часу. Пермськi вiдкладення широко
поширенi в межах платформи, оголюються на сходi, юго — i
пiвнiчному сходi. У Прикаспiйськiй западинi пермськi вiдкладення вiдомi
в соляних куполах, за даними буравлення й геофiзики вони мають
потужнiсть у кiлька кiлометрiв. На заходi Росiйськоï плити перм
вiдома в Польсько-Литовськiй i в Днепровсько-Донецькоï западинах.
Нижня перм добре вивчена в Моськовськоï синеклизе й Волго-
Уральськоï областi. Ассельськие й сакмарськие вiдкладення
представленi в нижнiй частинi розрiзу вапняками й доломiтами, подекуди
терриген-ними породами, а у верхньоï — пiщаниками,
алевролiтами, глинами, прослоями гiпсiв i ангiдритiв. У районi Оксько-
Цнинського вала потужнiсть вiдкладень сакмарського ярусу не
перевищує 0,1 км, збiльшуючись в Ишимбаевськом Приур'алье до 0,2-
0,3 км. Уже в ассельськом столiттi на границi iз Предуральським крайовим
прогином, у зонi крутих флексур починають рости мшанковие,
гидроактиниевие й iншi рифи, що утворять довгий ланцюжок, витягнутий з
пiвночi на пiвдень. Особливо енергiйно рифовi будiвлi формувалися в
артинський столiття. На заходi плити артинськие вiдкладення обмеженi
районом сучасного Оксько-Цнинського вала й представленi доломiтами,
ангiдритами й гiпсами, iнодi з пiщано-глинистими прослоями. Потужнiсть
вiдкладень артинського-ярусу з 20-40 м збiльшується на сходi до
0,25 км. Кунгурськие вiдкладення ще бiльш обмеженi у своєму
поширеннi й не проникають на захiд вiд меридiана Куйбишева. Вони
ськладенi також доломiтами (у низах розрiзу) , ангiдритами, глинами,
мергелями й гiпсами,. що накопичувалися в умовах величезноï лагуни,
у яку лише перiодично вторгалося море, Соленоснi товщi, настiльки широко
розвиненi в Предуральськом крайовому прогинi, у кунгурських вiдкладеннях
плити майже повнiстю вiдсутнi, але володiють, очевидно, великою
потужнiстю (3 км) у Прикаспiйськiй западинi.
Початок пiзнiй пермi ознаменувалося регресiєю моря, i нижня
частина казанського ярусу представлена дуже строкатоï по ськладу
товщею порiд: червоноколiрними конгломератами, галечниками, пiщаниками,.
глинами, мергелями (уфимськая звита) . Знос матерiалу вiдбувався з
Уралу, вiдкладала типова червоноколiрна континентальна товща з дуже
характерними мiдистими пiщаниками, що утворилися за рахунок руйнування
корiнних родовищ мiдi на Уралi. Iнша частина казанського ярусу у вузькiй
меридiональнiй смузi представлена. морськими вапняками й лагуновими
доломiтами й мергелями. До сходу вони замiщаються потужною
червоноколiрною континентальною товщею — з лiнзами конгломератiв i
галечмиков. Потужнiсть вiдкладень казанського ярусу на сходi становить
сотнi метрiв, а на заходi ледь досягає перших десяткiв.
Вiдкладення татарського ярусу верхнiй пермi розвиненi тiльки на
пiвнiчному сходi й сходi платформи, мiсцями залягають на нижележащих
вiдкладеннях з перервою й представленi сложнопостроенной строкато-
кольоровою континентальною товщею опадiв, серед яких переважають по-
рiзному пофарбованi мергелi, а також глини,. пiськи, пiщаники.
Всi цi вiдкладення накопичувалися за рахунок численних рiк, якi текли
через всю платформу, образуя на заходi товщi дельтових вiдкладень, у
яких ще в минулому столiттi на берегах Пiвнiчноï Двiни була
виявлена багата фауна хребетних — амфiбiй i рептилiй. Потужнiсть
вiдкладень татарського ярусу на сходi досягає 0,6-0,7 км.
Надзвичайно бiльшу роль грають пермськi вiдкладення в будовi
Прикаспiйськоï западини. Починаючи вiд Татарського зводу Волго-
Уральськоï антеклизи в пiвденному напрямку потужнiсть пермських
вiдкладень поступово наростає. На широтi Бугуруслана карбонатно-
глинистi морськi вiдкладення нижнiй пермi досягають приблизно 0,3- 0,5
км потужностi. У прибережно-морських вiдкладеннях казанського ярусу
з'являються лiнзи кам'яних солей. У пiвденному напрямку вiдкладення
замiщаються пiщано-глинистими континентальними фацiями. Рiзке збiльшення
потужностi пермських вiдкладень вiдбувається в зонi
Перикаспийських дислокацiï. Верхнепермськие вiдкладення, що
заповнюють простори мiж численними соляними куполами, як показали
результати сейсморозвiдки, мають потужнiсть не менш 4 км. Очевидно,
сумарна потужнiсть колосальноï товщi пермських вiдкладень становить
близько 8 км. Дотепер не зовсiм ясно, тiльки чи кунгурськая сiль
присутня в цьому районi? Можливо, що тут є й бiльше древнi
соленоснi товщi, зокрема верхнедевонськие, Надзвичайно потужна (до 3 км)
товща пермських вiдкладень розвинена в захiдних районах Донбасу, в
Артемiвськiй i Хальмиусськой западинах, а в пiвнiчно-захiдному напрямку,
вона ськорочується в потужностi до 0,3 км. У Донбасi в пiдставi
пермських вiдкладень, що лежать на араукаритовой свитi верхнього
карбону, розташовується товща строкатих мiдистих пiщаникiв,
червонуватих загiпсованих глин i алевролiтiв. Вище по розрiзi
терригенние породи перемiняються переважно вапняками й доломiтами, на
яких розташовується соленосна (краматорська) товща, що
ськладається iз що чергуються прослоев глин, мергелiв,
алевролiтiв, кам'яноï солi й ангiдритiв. Над соленосною товщею з
незгодою залягають континентальнi строкато-кольоровi пiщано-
конгломератовi вiдкладення. Вiкове розчленовування цього
сложнопостроенного розрiзу проводиться умовно, i вiдкладення вище
соленосноï товщi (пiщано^-конгломератовi) уважаються
верхнепермськими, хоча, можливо, вони належать уже нижньому трiасу.
У раннепермськое час прогин Великого Донбасу, затиснутий мiж
кристалiчними масивами Воронезькоï антеклизи й Украïнського
щита, пiддався iнтенсивноï ськладчастостi, що охопила, однак, лише
центральну частину прогину, тодi як ïï борта випробували
тiльки слабкi деформацiï й придбали форму пологих моноклиналей
(мал. 1) . Ськладчастiсть досить швидко загасає в захiдному
напрямку, по простяганню прогину. Донбас характеризується
розвитком — лiнiйних, досить протяжних (сотнi кiлометрiв)
ськладок, що заповнюють весь простiр, загальний малюнок ськладок досить
простiй. Поширено широкi, плоськi синклiналi й вузькi антиклiналi,
уськладненi взбросами й насуваннями. За даними В. С. Попова, по
пiвнiчнiй окраïнi Донбасу видiляються зони дрiбноï
ськладчастостi й насувань, по пiвденноï — ськидань, а
центральна зона прогину зайнята великими лiнiйними ськладками.
На заходi замикання прогину виражене Артемiвськоï й Кальмиусськой
западинами. Малопотужнi пермськi вiдкладення (до 0,1 км) , представленi
пiщаниками, вапняками, гiпсами й ангiдритами, вiдомi й на крайньому
заходi платформи: у межах Польсько-Литовськоï западини. Пермський
перiод на Схiдно-Європейськiй платформi характеризувався ськладною
палеогеографiчною обстановкою, частою мiграцiєю мiлководних
морських басейнiв спочатку нормальноï солоностi, потiм
солоноватоводних, i, нарештi, приобладанием континентальних умов
наприкiнцi пiзнiй пермi, коли майже вся платформа вийшла з-пiд рiвня
моря й лише на сходi й пiвденно-сходi опадонакопичення ще тривало.
Пермськi, особливо верхнепермськие, вiдкладення перебувають у тiсному
зв'язку з молассами Предуральського крайового прогину. Нижнiй вiддiл
пермськоï системи литологичеськи рiзко вiдрiзняється вiд
верхнього й представлений переважно карбонатними породами, у верхах
розрiзу сильно загiпсованими. Потужнiсть нижнепермських вiдкладень не
виходить за межi перших сотень
профiль через Донбас
Метрiв i зростає лише на схiд. Верхня перм повсюдно
ськладається терригенними породами, лише в пiвнiчно-схiдних
районах казанський ярус представлений вапняками й доломiтами. Потужнiсть
верхнепермських вiдкладень також становить першi сотнi метрiв, але рiзко
зростає на сходi й у Прикаспiйськiй западинi. Клiмат пермського
перiоду був печенею, часом субтропiчним, але в цiлому характеризувався
значною сухiстю. На пiвночi переважали умови гумидного клiмату помiрних
широт. У пермський час мало мiсце прояв магматизма на Кольськiм
пiвостровi, де формувалися ськладнi масиви нефелiнових сиенитов —
Хибинський i Лов-Озерський. Вiдкладення трiасовоï системи тiсно
пов'язанi з вiдкладеннями татарського ярусу верхнiй пермi. Пiдняття
наприкiнцi пермi знову змiнилися опуськаннями, але опадонакопичення в
ранньому трiасi вiдбувалося на значно меншiй площi. Схiдно-Росiйська
западина розпалася на кiлька iзольованих западин. Початку оформлятися
Волго-Уральська антеклиза. Вiдкладення нижнього трiасу залягають мiсцями
з розмивом на бiльше древнiх породах, ширше всього вони поширенi на
поверхнi в пiвнiчно-схiднiй частинi Моськовськоï синеклизи. Вони
розвиненi в Прикаспiйськоï, Днепровсько-Донецькоï й у Польсько-
Литовськоï западинах. Повсюдно, крiм Прикаспия, нижнiй трiас
представлений строкато-кольоровий континентальноï ветлужськой
серiєю, ськладеноï пiщаниками, глинами, мергелями, рiдко
озерними вапняк.
Простежується трохи ритмiчно побудованих пачок, що починаються
бiльше грубим i закiнчуються тонким матерiалом. Великi крейди прiснi
басейни часто мiняли своï обриси. Уламковий матерiал приносився зi
сходу, iз що руйнуються палеоуральських гiр, а також з Балтiйського й
Украïнського щитiв i зростаючих Воронезькоï, Волго-
Уральськоï й Бiлоруськоï антеклиз. Поточнi рiки повiльно
розносили його по низиннiй рiвнинi. Потужнiсть пестроцветов ветлужськой
серiï на пiвнiчному сходi становить 0,15 км, у районi Галича
— 0,3, у Прибалтицi — близько 0,3, а в Днепровсько-Донецькiй
западинi збiльшується до 0,6 км. У середньому трiасi майже вся
територiя платформи була охоплена пiдняттями, крiм Прикаспiйськоï
западини Є данi про наявнiсть вiдкладень середнього трiасу в Днепровсько-
Донецькiй западинi. Верхнiй трiас у виглядi малопотужних глинистих
вiдкладень iз прослоями пiщаникiв вiдомий у Днепровсько-Донецькiй
западинi й у Прибалтицi.
Особливий iнтерес представляє розрiз вiдкладень трiасу в
Прикаспiйськiй западинi, де вiн розповсюджений на всiй ïï
площi й має велику потужнiсть. У центральних частинах западини
нижнiй трiас залягає згiдно на вiдкладеннях татарського ярусу, але
в ïï крайових дiлянках у пiдставi трiасу спостерiгається
розмив. Важливою особливiстю розрiзу нижнього трiасу є присутнiсть
у ньому морських вiдкладень — глин iз прослоями вапнякiв, що
мiстять фауну амонiтiв, що свiдчить про трансгресiю моря з пiвдня.
Знаменитий розрiз морських вiдкладень нижнього трiасу був уже давно
описаний на горi Велике Богдо. Очевидно, трансгресiï були
перiодичний i короткочасними, тому що нижнiй трiас в основному ськладний
континентальними кварцовими пiщаниками, красноцветнимй i строкато-
кольоровими глинами, мергелями. Данi буравлення вказують на присутнiсть
i середнiй трiас потужнiстю до 0,8 км, ськладеного вапняками й
доломiтами, а в низах i верхах розрiзу — терригенними-породами.
Верхнiй трiас представлений красноцветнимй песчано-глинистомергельними
породами. Загальна потужнiсть трiасу в Прикаспiйськiй западинi
перевищує 2 км.
Пiвнiчнiше Горького розташовується Пучежськая структура, швидше за
все астроблема, дiаметром у першi сотнi метрiв, у якiй нормально лежачi
шари карбону — нижнього трiасу перемiняються потужноï
глибовой брекчией з уламками кристалiчних порiд фундаменту. У брекчии
знайденi слiди импактних (ударних) текстур. Вся брекчия незгiдно
перекривається среднеюрськими вiдкладеннями.
Клiматичнi умови в трiасовий перiод були аридними, однак у
раннетриасовую епоху вологiсть була пiдвищеноï в порiвняннi з
татарським столiттям. У пiзньому трiасi клiмат стає гумидним. У
цiлому трiасовi вiдкладення характеризуються ськладним набором
континентальних фацiй: рiчкових, озерних, пролювiальних. Морськi —
розвиненi тiльки на крайньому пiвденно-сходi. Переважне фарбування.
порiд червона, бура, жовтогаряча. Головнi особливостi герцинського етапу
розвитку Схiдно-Європейськоï платформи полягають у
наступному.
Тривалiсть герцинського етапу становить приблизно 150 млн. рокiв i
охоплює час вiд середнього девону до пiзнього трiасу включно.
Сумарна потужнiсть опадiв коливається вiд. 0,2-0,3 до 10 км i
бiльше (у Прикаспiйськiй западинi) .
Початок етапу супроводжувалося перебудовою структурного плану,
енергiйними тектонiчними рухами, дробленням фундаменту й широким проявом
луго-базальтового ультраосновного — лужного й траппового
вулканiзму.
Структурний план протягом герцинського етапу змiнювався' слабко й
областi пiдняттiв до кiнця етапу поступово розросталися, але в цiлому на
платформi переважали занурення, особливо на початку етапу, що рiзко
вiдрiзняє його вiд каледонського.
Iз середини етапу орiєнтування прогинiв було меридiональноï й
областi прогинань вiдтиськувалися на схiд, що обумовлено впливом
герцинськой геосинклiналi Уралу.
Наприкiнцi етапу була сформована Росiйська плита в границях, близьких до
сучасних, i сформованi основнi структури, у тому числi й локальнi.
Нижнi частини розрiзу герцинського комплексу ськладаються переважно
терригенними вiдкладеннями, мiсцями соленосними, У серединi розрiзу
широким поширенням користуються карбонатнi товщi, у верхах знову
перемiняються терригенними, червоноколiрними, рiдше соленосними
вiдкладеннями. Наприкiнцi герцинського етапу почався рiст соляних
куполiв в Украïнськiй i Прикаспiйськiй западинах.
Протягом усього етапу клiмат залишався печенею, те вологим, те бiльше
посушливим.
Список використаноï лiтератури.
1. Белоусов В. П. Основи геотектонiки
2. Короновський Н. В. Короткий курс регiональноï геологiï СРСР