Die Osteuropäische Plattform bildet das präkambrische Fundament Europas und bestimmt seine wichtigsten strukturellen und geomorphologischen Merkmale.

Die Plattform liegt zwischen gefalteten Strukturen unterschiedlichen Alters. Im Nordwesten wird es von den Caledonides – gefalteten Gebirgsformationen der atlantischen Mobilzone – begrenzt. Im Osten grenzt es an die hercynischen Faltstrukturen der Ural-Mobilzone. Hercynische Falten rahmen die Plattform im Westen ein. An die Osteuropäische Plattform grenzen von Süden her alpine Faltformationen der Mittelmeermobilzone an.

Für den größten Teil ihrer Grenzen hat die osteuropäische Plattform scharfe sekundäre Umrisse. Es ist mit den Caledonides verbunden, die durch eine tektonische Naht über die Plattform geschoben werden. Bei allen anderen Kontakten ist das kristalline Fundament der Plattform durch Störungen abgeschnitten. Seine Ränder sind stark in Richtung der Vortiefen eingetaucht, die die Plattform von den angrenzenden Bergstrukturen trennen.

Das heutige tektonische Relief der Osteuropäischen Plattform wird durch das oben diskutierte System von präkambrischen, paläozoischen und känozoischen Verwerfungen unterschiedlichen Alters bestimmt. Verwerfungen teilen das kristalline Fundament der Plattform in Blöcke, die ihre Hypsometrie bestimmen.

Eine wichtige Rolle in der Tektoorogenese der Plattformabdeckung der osteuropäischen Ebene spielen subtektonische Landformen - Salzstrukturen und Braunkohledome, die in vielen Provinzen des Landes verbreitet sind.

Von großer tekto-orogenetischer Bedeutung für die Osteuropäische Plattform sind auch verschachtelte subgeosinklinale Faltungsstrukturen, die einzigen Strukturen ihrer Art - der Donezk- und der Timan-Rücken.

In der Struktur der Gründung der Osteuropäischen Plattform werden unterschieden: der ukrainische kristalline Schild und die Volyn-Podolsk-Syneklise oder -Platte, der baltische Schild, der Voronezh-Anteclise, der masurisch-weißrussische Anteclise, die Dnjepr-Donezk-Senke und der Donezk-Kamm, die Schwarzmeer- und Kaspischen Depressionen, die Baltische Syneklise, der Lettische Sattel, die Orscha-Kresttsovsky-Senke, die Moskauer Syneklise, die Pachelmsky-Senke, die Sursko-Mokshinsky-Dünung, die Wolga-Ural-Anteclise, der Zhiguli-Bogen, die Kaspische Biegung, die Omutinsky-Senke, Cis-Ural-Senkensystem - Abdulinsky-Mulde, Osinskaya-Mulde, Omutinsky-Mulde, Pre-Timan-Mulde und Timan-Kamm, Petschora-Syneklise. Alle diese Elemente der Hypsometrie des kristallinen Grundgebirges sind auf der tektonischen Europakarte von 1964 identifiziert und in gewissem Maße mit der Verteilung geologischer Formationen und Elementen der modernen geomorphologischen Oberfläche verbunden.

Diese regionalen Strukturen sind gekennzeichnet: einige - Schilde - als Reliefbereiche eines Granitgrundgebirges, andere - Hochländer - als Bereiche mit überwiegend reflektiertem Relief und wieder andere - Tiefländer - als Bereiche mit einem typischen kumulativen Relief. Die zweite und dritte Kategorie strukturgeomorphologischer Regionen weisen eine dichte Plattformabdeckung auf. Dies weist auf das Vorherrschen von Abwärtsbewegungen in der tektonischen Entwicklung der Osteuropäischen Plattform ab dem frühen Paläozoikum hin. Sie identifizierten das Hauptmerkmal des tektonischen Reliefs, meist eine tief liegende Ebene, die es von anderen kontinentalen Plattformen in der östlichen Hemisphäre unterscheidet.

Innerhalb der osteuropäischen Plattform werden die ukrainischen und baltischen kristallinen Schilde unterschieden, die sich jeweils in den süd- und nordwestlichen Teilen der Plattform befinden.

Ukrainischer Kristallschild angrenzend an die Krim-Karpaten-Mobilzone, deren Lage ihren äußeren Rand widerspiegelt.

Der Schild erstreckt sich von Nordwesten nach Südosten des Flusstals. Goryn bis zum Asowschen Meer sind fast 1000 km entfernt. Seine Breite übersteigt an einigen Stellen 250 km. Die Verteilung des kristallinen Grundgebirges entspricht im Allgemeinen dem rechtsuferigen Dnjepr- und Asowschen Hochland.

Die Oberfläche der kristallinen Felsen des Schildes steigt an: im Norden - der Ovruch-Kamm - bis zu 315 m, im mittleren Teil - in der Bug-Region - bis zu 320 m und im Süden - das Asowsche Hochland - bis zu 327 m m über dem Meeresspiegel.

Zu den angrenzenden Vertiefungen hin nimmt die Oberfläche des Schildes zunächst allmählich ab, dann wird sie durch Verwerfungen abrupt abgeschnitten. In den abgesenkten Teilen sind die Blöcke des kristallinen Kellers bis zu einer Tiefe von 3-5 km und im axialen Teil der Dnjepr-Donezk-Senke mehr als 8 km untergetaucht. Die Randteile des Schildes haben die Form von zu den Vertiefungen hin geneigten Platten. Morphologisch ähneln sie Regalen und waren es in vielen Fällen auch. Zum größten Teil liegen an der Oberfläche seiner Ränder Meeresablagerungen an der Küste, wie am Westhang des ukrainischen Kristallinschilds in Podolsk zu sehen ist.

Die steilen begrabenen Hänge des kristallinen präkambrischen Grundgebirges sind von tiefen Schluchten und Tälern durchschnitten, ähnlich denen, die an den kontinentalen Hängen des Meeresbodens zu finden sind. Wie letztere haben die Täler an den Hängen des ukrainischen Kristallschildes und anderer Schilde einen komplexen, noch nicht vollständig aufgeklärten Ursprung. In diesem Fall spielten Tektonik und Flusserosion eine entscheidende Rolle bei der Bildung verschütteter Täler. Flusstäler wurden in Zonen tektonischer Störungen, hauptsächlich Verwerfungen, angelegt und entwickelt. Meeresabrieb, der sich in der Geschichte der geologischen Entwicklung des Schildes immer wieder erneuerte, als seine steilen Hänge Meeresküsten bildeten, hatte eine gewisse Bedeutung für die Entwicklung der Formen begrabener Täler.

Das Alter der Denudationsoberfläche des ukrainischen kristallinen Schildes ist sehr alt und variiert in verschiedenen Teilen davon. Die Überreste der ältesten Plattformabdeckung auf dem Schild werden durch die Ovruch-Formation dargestellt. Seine terrigen-vulkanogene Abfolge wird von einem tektonischen Trog eines älteren präkambrischen Grundgebirges ausgefüllt. Am Ende des Präkambriums war eine ähnliche Hülle offenbar bereits auf der osteuropäischen Plattform weit verbreitet. Aufgrund des Auftretens der Ovruch-Formation kann gefolgert werden, dass der ukrainische Kristallinschild als großer Teil der Osteuropäischen Plattform bis zum Ende des Präkambriums insgesamt bereits eine eingeebnete Oberfläche aufwies. Der Beginn der Denudationsausrichtung geht auf das späte Archaikum zurück - zu der Zeit, als das wüstenkristalline Plateau der Plattform aufgrund der Bildung von Verwerfungen des Krivoy Rog-Systems eine Blockstruktur anzunehmen begann.

Zwischen dem Abschluss der Bildung der Ovruch-Reihe und der nächsten Phase der Durchdringung des Schildes erfuhr der südwestliche Teil der Plattform erhebliche Hebungen, die ihm das Aussehen eines erhöhten Blocklandes verliehen. Seit dem Riphean, insbesondere im frühen Paläozoikum, kam es zu starken Verformungen des kristallinen Grundgebirges der Plattform. Ihre Folge war die Bildung tiefer Verwerfungen, die die Hauptmerkmale der modernen Tektoorogenese der Plattform umrissen. Als wichtigste strukturelle Elemente der frühpaläozoischen Einlagerung auf der osteuropäischen Plattform gelten Verwerfungen, die den baltischen Schild, das Timan-Hochland, die Pachelma-Senke, die Dnjepr-Donezk-Senke, die Westhänge des ukrainischen Kristallinschilds und begrenzen seine gesamten südwestlichen und südlichen Ränder. Dazu gehören auch die Errichtung der an die Plattform angrenzenden mobilen Zonen des Mittelmeers und des Urals innerhalb ihrer derzeitigen Grenzen, der Tiefsee des Schwarzen Meeres und des Kaspischen Meeres sowie der Moskauer Syneklise.

An den Westhängen des ukrainischen Kristallinschildes und dem gesamten Bereich der damals entstandenen Volyn-Podolsk-Syneklise-Platte wurden im Proterozoikum und frühen Paläozoikum und später Ablagerungen aus Schelfmeeren abgelagert. Der Elefant, leicht geneigt zum äußeren Rand der Plattform, behält diese Position für viele bei geologische Perioden. Die Verwerfungen, die den Schild von Westen und Osten begrenzten, waren Vulkangebiete. Die damals gebildeten Basalte nehmen an der Struktur des lokalen Reliefs teil. In der Dnjepr-Donezk-Senke wurden auch Bereiche mit Basaltdecke gefunden, die in beträchtlicher Tiefe vergraben waren.

Während des gesamten Paläozoikums, Mesozoikums und Paläogens erlebte der ukrainische kristalline Schild merkliche Blockbewegungen, die im Foyer einer allgemeinen Senkung oder Hebung auftraten. Die erhabenen Blöcke stellen Inseln dar. Sedimente wurden auf den abgesenkten Blöcken in Vertiefungen auf der Schildoberfläche abgelagert. Die verfügbaren Beweise deuten darauf hin, dass bereits in der kambrischen Zeit die Bewegung von Schildblöcken differenziert war. Reste der kambrischen Plattformabdeckung wurden in den Vertiefungen der Schildoberfläche in der Bug-Region und im Karbon - in der Boltysh-Senke - erhalten.

Seit der Epoche der Jura- und Kreideüberschreitungen sank der ukrainische Kristallschild anscheinend periodisch unter den Meeresspiegel. Die Ablagerungen aus dieser Zeit sind in Vertiefungen und alten verschütteten Tälern auf der Untergrundoberfläche erhalten. Zu Beginn des Paläogens war das Gebiet des Schildes über seine gesamte Länge ein stark befeuchtetes Land, das mit üppiger Vegetation bedeckt war. In seinen weiten Niederungen sammelte sich eine mächtige Braunkohleformation. In Reliefmulden abgelagerte Meeressedimente trugen zur allgemeinen Einebnung der Oberfläche bei. Während der Neogenzeit war das Territorium des ukrainischen Kristallschildes nur teilweise vom Meer bedeckt. Die Küstenlinie hat sich ständig verschoben und nähert sich der modernen. An der Grenze zwischen Neogen und Quartär kam es nach dem Kuyalnik-Zeitalter zu Schwankungen in der Lage der Küstenlinie modernes Niveau Meer oder leicht überschritten.

In der Struktur des Schildreliefs hinterließ die Meeresumwelt helle Spuren in Form eines abgestuften Sammelreliefs. Dies sind ebene Flächen, die sich über ein großes Gebiet erstrecken und durch schwach ausgeprägte Felsvorsprünge innerhalb der Lage alter Küsten begrenzt sind. Sie sind am deutlichsten in den sarmatischen, pontischen, kimmerischen und kujalnikischen Becken, in der baltischen Deltaebene sowie in den alten Euxinischen, Karangatischen und Asow-Schwarzmeer-Meeresterrassen erhalten, die im Tiefland des Schwarzen Meeres bekannt sind.

Die letzte Phase der Bildung überlagerter Elemente des Schildreliefs gehört zum Quartär. Nach dem Rückgang des Pegels des Kujalnizki-Beckens wurde die Entwicklung moderner Flusssysteme abgeschlossen. Im Pleistozän bildeten sich im Zusammenhang mit dem Vordringen des Eisschildes auf das Gebiet des Schildes eine Reihe von Abrieb- und Anhäufungsoberflächenformen, die je nach Position des Vereisungsrandes gruppiert wurden. Einen besonders bedeutenden Platz nehmen Landformen ein, die mit Moränen, fluvioglazialen Ablagerungen und Löss verbunden sind. Die postglaziale Geomorphogenese drückte sich in der Bildung von Flussterrassen, Talschluchtlandschaften und äolischen Lokalformen aus.

Das moderne geomorphologische Erscheinungsbild des Schildes ist über sehr lange Zeit entstanden. Es enthält Elemente unterschiedlichen Alters, in unterschiedliche Gradeüberarbeitet und modifiziert durch alte und moderne geologische Faktoren. Die Hauptmerkmale des Schildreliefs bilden: 1) Formen der Denudation des kristallinen Kellers; 2) strukturelle Ebenen; 3) wassergenetische und glacigene Überlagerungsformen der Oberfläche.

Das strukturelle Denudationsrelief des ukrainischen kristallinen Schildes hängt zusätzlich zu den zuvor erwähnten Faktoren von der Zusammensetzung der Gesteine, ihrem Vorkommen und strukturellen Beziehungen ab, die anschließend durch Verwerfungen gestört und durch Denudation geglättet werden.

Es gibt viele äußerst widersprüchliche Vorstellungen über die strukturellen Merkmale des Schildes und die Stratigraphie der konstituierenden sedimentär-metamorphen und magmatischen Komplexe. Die meisten verallgemeinernden Materialien enthalten nicht die erforderlichen historisch-strukturellen und petgenetischen Daten und sind für tekto-orogene Schlussfolgerungen noch unzureichend.

Auf dem Denudationsabschnitt des Schildes werden strukturelle und geomorphologische Elemente freigelegt, die gewissermaßen die Abfolge seiner Entstehung widerspiegeln. Die ältesten Formationen des Schildes sind Spilit-Keratophyr-Sequenzen, die in der Region Orekhovo-Pavlograd im unteren Dnjepr-Gebiet entwickelt wurden. Ihr Alter beträgt 3000-3500 Millionen Jahre (Tugarinov, Voitkevich, 1966). Die in diesem Gebiet exprimierten magnetischen Anomalien bestehen aus ultramafischem, metabasischem, kieselhaltigem Gestein, das mit Glimmerschiefern, eisenhaltigen Quarziten, die mit Schiefer und Gneisen eingebettet sind, eingebettet ist. Die mit diesen Lagerstätten verbundenen Eisenerzkonzentrationen befinden sich auf Inseln innerhalb der Anomaliezonen. Die charakteristischsten unter ihnen sind die Gebiete Tokmak-Mogila, Kamennaya Mogila und Pervomaisky im Becken von Kamyshevata, Salt usw.

Mafische und verwandte sedimentär-metamorphe Gesteine ​​sind unserer Meinung nach die ursprünglichen Formationen der kontinentalen Kruste, Insellandzentren, ähnlich wie moderne Inseln ozeanischer Inselbögen. Die Lage der Kieseleisenformation im zentralen und südöstliche Teile Der Schild entspricht auch den Regelmäßigkeiten der Lage der tektonischen Inselsysteme auf der Erdkruste des ozeanischen Typs.

Im modernen Relief bilden kieselsäurehaltige Eisenerzschichten aufgrund ihrer Stabilität Hochländer - große Hügel, normalerweise abgerundet. Ein Paradebeispiel Ein solches Relief kann als Tokmak-Grab im Asowschen Meer dienen.

Spätere Formationen sind Reihen sedimentär-metamorpher Schichten, die sich um die ältesten effusiv-sedimentären Formationen konzentrieren. Unter Bedingungen hochgradig Metamorphose Persönlichkeitsmerkmale Sedimentschichten werden eingeebnet und eingeebnet modernes Gebäude Schild sind hauptsächlich durch Gneise und Migmatiten vertreten. Schiefer und kristalline Kalksteine ​​sind von untergeordneter Bedeutung. Die Regelmäßigkeiten der Beziehungen zwischen kristallinen Schichten werden durch die anschließende Fragmentierung von Feldern durch Verwerfungen in Blöcke, Ergüsse mafischer Laven und den Denudationsschnitt von Blöcken auf verschiedenen stratigraphischen Ebenen verdeckt.

Das wichtigste strukturelle und geomorphologische Merkmal des ukrainischen kristallinen Schildes sind zahlreiche Plutone. Bei ihrer Lage ist ein bestimmtes Muster zu beobachten, das in der Konzentration der Intrusionen in Abhängigkeit von den baulichen Rahmenbedingungen besteht. Es werden drei Arten von Pluton-Tectoorogenese unterschieden. Die erste Kategorie umfasst relativ kleine Intrusionen von Granitoiden, die mit alten Bereichen der Bildung der kontinentalen Kruste in Verbindung stehen. Diese Art von Eindringlingen herrscht im südöstlichen Teil des Schildes in den unteren Regionen Dnjepr und Asow vor. Die Räume zwischen den antiken Gebieten sind von Gneis- und Migmatitfeldern besetzt. Letztere haben eine gefaltete, planantiklinale und plaxiklinale Struktur. G. I. Kalyaev (1965) hat eine Reihe von flachen Antiklinalen unter dem Namen Kuppeln herausgegriffen. Die wichtigsten sind: Saksagansky, Demurinsky, Krinichansky, Kamyshevakhsky, Pyatikhatsky Swell und Zaporozhye Antiklinale Hebung. Im strukturellen Feld von Gneisen und Migmatiten, einschließlich Plutonen, liegt die Zone Krivoy Rog, die von tiefen Verwerfungen begrenzt wird. Fehler sind mit lokaler submeridionaler Faltung verbunden. Die Falten werden manchmal durch anpassungsfähige Intrusionen von Granitoiden kompliziert. Dies ist die zweite Art von Schildplutonen.

Intrusionen des zweiten Typs, die mit Falten verbunden sind, sind immer von beträchtlicher Größe und heterogener Zusammensetzung. Sie sind am stärksten im zentralen Teil des Schildes in der mittleren Bug-Region, den Teterev- und Sluch-Becken. Die Grenze zwischen dem südöstlichen und dem zentralen sowie zwischen dem zentralen und dem nördlichen Volynblock des ukrainischen Kristallinschilds ist durch Verwerfungstektonik gekennzeichnet. Diese Störungen sind mit mächtigen diskordanten Plutonen des dritten Typs verbunden - Korostensky, Novomirgorodsky und einer Reihe anderer kleinerer Formationen. Dies sind die neuesten Plutonostrukturen innerhalb des Schildes.

Viele Eingriffe des Schildes nehmen an der Struktur teil moderne Entlastung. Wie am Beispiel der Granite des Flusses zu sehen ist. Kamenka, Steingräber im Asowschen Meer, Korostyschew-Granit usw., sie bilden felsige Hügel, die mit felsigen Hügeln gekrönt sind - Gräber mit charakteristischen Verwitterungsformen. Die Bereiche der felsigen Hochländer entsprechen im Allgemeinen der Form und Größe der Plutons.

Der kristalline Block von Volyn befindet sich im nördlichen Teil des Schildes im Becken der Flüsse Teterev, Sluch, Ubort und Uzha und ist durch Verwerfungen begrenzt. Die südliche tektonische Grenze verläuft schematisch in Richtung Kiew - Zhytomyr - Chudnov - Slavuta, was ungefähr mit der nördlichen Grenze der Verteilung von Migmatiten des Kirowograd-Komplexes zusammenfällt. Die angegebene Grenze ist auch die Grenze des Waldes (Polesskaya) und der Waldsteppe sowie die nördliche Grenze der Lössverteilung. Dies zeugt von der tektonisch stabilen Aktivität der erwähnten Strukturgrenze über einen sehr langen Zeitraum.

Die Oberfläche des kristallinen Grundgebirges des Volyn-Blocks weist eine ungleichmäßige Sedimentbedeckung auf. An Stellen von Struktur- und Denudationssenken, die hauptsächlich auf die Verbreitungsgebiete von Gneisen und Migmatiten beschränkt sind, gibt es eine Sedimentdecke mit einem kumulativen Relief. Eine solche Oberfläche haben die Krasnoarmeiskaya- (Pulinskaya-) Vertiefung, das Korostyshevsky-Braunkohlenbecken usw. Im gesamten Rest des Blocks ist die Plattformabdeckung durch eine unbedeutende Dicke gekennzeichnet, die nur die Schärfe der Umrisse von Kristallgestein glättet.

Positive Landschaftsformen werden durch Aufschlüsse des kristallinen Grundgebirges geschaffen. Die Beschaffenheit der Erhebungen wird durch die Zusammensetzung des Gesteins, aus dem sie bestehen, und die Aufbereitungsmethode in Abhängigkeit vom Denudationsfaktor bestimmt. Diese Regelmäßigkeiten werden im gesamten Gebiet des ukrainischen kristallinen Schildes und aller Schilde im Allgemeinen aufrechterhalten.

Im Becken des südlichen Bug, Ingulets, auf dem Asowschen Kristallmassiv und anscheinend an anderen Stellen, an denen der kristalline Keller durch Denudation auf der Ebene der Magmabildungszentren abgeschnitten ist, Kuppeltektonik von Kristallgesteinen, die zuerst von V. A. Ryabenko festgestellt wurde (1963), wird ausgesetzt. Kuppeln im Relief sind abgerundete Hügel mit geglätteten Vorsprüngen, die sich mehrere Meter oder zehn Meter über die Umgebung erheben. Diese Morphostrukturen werden besonders deutlich in der Berdichev-Region exprimiert.

Schluchten sind eine der häufigsten Landschaftsformen des ukrainischen kristallinen Schildes. Sie befinden sich in den meisten Fällen in Störungszonen. Dies sind vererbte Geländeelemente. In den Tälern von Teterev, Sluch, Uzh, Kamenka usw. sind bedeutende und zahlreiche Schluchten bekannt. Die grandioseste Schlucht aus Granit befindet sich im Dnjepr-Tal zwischen Dnepropetrowsk und Zaporozhye.

Die Verwitterungsformen sind auf dem ukrainischen kristallinen Schild außerordentlich vielfältig. Innerhalb der Verteilung von Granitmassiven überwiegen Haufen von Verwitterungseinheiten, begrenzt durch tektonische Risse. Oft nehmen sie bizarre Umrisse an. Im Verbreitungsgebiet der Dnjepr-Vereisung weist die Oberfläche kristalliner Gesteine ​​überall Spuren von Eiseinschlägen auf. In der Gegend von Korosten - Shchors sehen Aufschlüsse aus rotem Korosten-Granit wie geglättete Arenen aus, die mit Gletscherkratzern und -narben übersät sind und sich größtenteils von Nordnordwesten nach Südsüdosten erstrecken. In den Wassereinzugsgebieten haben Granitfelsen die Form von Schafsköpfen. Ihre steilen Felsvorsprünge erreichen eine Höhe von 2-3 m. Formen der Gletscherentblößung westlich von Korosten in der Nähe der Region Barashi-Yablonets sind besonders bezeichnend. Auf einer ziemlich großen Fläche haben durchgehende Aufschlüsse aus grauem Granit und Gneis die Form typischer geschweifter Felsen.

Südwestlich von Korosten bilden Granitoid-Aufschlüsse, die vom Gletscher geglättet wurden, separate abgerundete Hügel, die gelegentlich in der Sandebene verstreut sind. Die Gesteine ​​aus Labradorit sind durch geschichtete Seigerungen (Blöcke) mit leicht geglätteten Ecken gekennzeichnet. Charnockit-Aufschlüsse haben besondere Formen der Verwitterung. Sie sammeln sich in Form von Fragmenten unterschiedlicher Form und Größe an. Alkalische Eruptivgesteine ​​bilden während der Verwitterung abgerundete Blöcke, die zwischen losen Verwitterungsprodukten auftreten.

Eigentümliche geomorphologische Ensembles, die sich in den Gebieten des alten Vulkanismus gebildet haben. Sie nehmen die bedeutendsten Gebiete in der Verbindungszone des Asowschen Kristallmassivs und des Donezker Rückens sowie in der Störungszone ein, die den Schild und die Volyn-Podolsk-Platte abgrenzt. Am nördlichen Rand des Asowschen Massivs, im Becken des Wet Volnovakha und dem Teil des Kalmius-Tals neben seiner Mündung, bilden Vulkangesteine ​​​​Kämme entlang der Täler und Felsen an den Ufern der Flüsse. An einigen Stellen haben uralte Laven Fließstrukturen erhalten. In den an den Ufern befindlichen Basaltfelsen wird manchmal eine gut ausgeprägte prismatische Trennung beobachtet. Im Goryn-Becken, an den Westhängen des Schildes, erscheinen Basaltdeiche als kleine Hügel vor dem Hintergrund der geglätteten Oberfläche der Polissya-Ebene.

Das Verbreitungsgebiet der Eisenerzformation Krivoy Rog liegt innerhalb der Steppenakkumulationsebene. Vor dem Hintergrund der Ebene bilden die Felsen dieser Formation in den abfallenden Teilen Felsen, die sich durch eine dunkle Farbe und einen metallischen Glanz auszeichnen. Bemerkenswert unter ihnen ist der Adlerfelsen in Krivoy Rog - eines der wenigen erhaltenen Reliefmonumente dieser Art. Im Bereich der Ablagerungen der Krivoy Rog-Serie zeichnen sich Landschaften durch die Färbung von Eisenoxiden aus. Dies spiegelt sich in geografische Namen(zum Beispiel Zhovtiye Vody, Zheltorechensk).

In der Geomorphologie des ukrainischen Kristallschildes nimmt der Ovruch-Kamm einen besonderen Platz ein. An seinem Aufbau sind Sediment-Vulkangesteine, hauptsächlich Pyrophyllit-Schiefer und Quarzite, beteiligt. Entlang der Schichtungsflächen von Quarziten findet man oft Windschnitte, die auf den kontinentalen Ursprung dieser Gesteine ​​hinweisen. Die Ovruch-Serie füllt Vertiefungen in der Oberfläche des kristallinen Grundgebirges und hat ein leicht wahrnehmbares synklinales Vorkommen. Dies ist eine Struktur vom Typ Plaksincline, Mulde, die für die Plattformabdeckung charakteristisch ist.

Der Ovruch-Kamm überragt die angrenzenden Räume um mehr als 100 m und wird von steilen Hängen begrenzt. Der höchste Teil des Rückens ist frei von postkambrischen Ablagerungen. Die Absenkungen und Hangpartien des Kamms sind mit quartären Ablagerungen bedeckt, vertreten durch lakustrine, oft gebänderte Lehme und Lössfelsen mit einer Mächtigkeit von 20–30 m. Zahlreiche steilwandige Schluchten, die die gesamte Lössschicht durchschneiden, spielen eine wichtige Rolle in der Geomorphologie des Ovruch-Kamms. Riesige Schwemmfächer befinden sich an den Mündungen von Schluchten. An einigen Stellen verschmelzen sie mit ihren Rändern und bilden eine proluviale Terrasse, die an ihre Erhebung grenzt. In der Nähe des Südwesthangs des Kamms in der Norin-Aue sind auf einer kleinen Fläche Seifen aus paläogenem Sandstein verteilt. Riesige Blöcke davon schaffen ursprüngliche Merkmale der Landschaft, die überall dort zu finden sind, wo das Paläogen freigelegt ist. Sandsteinblöcke haben normalerweise eine glatte Oberfläche und sind mit einer dunklen Kruste bedeckt. Neben der Umgebung von Ovruch nehmen paläogene Sandsteine ​​an der Struktur des Reliefs in der Nähe des Gebiets teil. Eichhörnchen - Berg Tochilnitsa, Barashi - Berg Lisuha usw.

Die Zerstörungsprodukte des kristallinen Grundgebirges waren die Materialquelle für die Bildung von Sedimentgesteinen und damit verbundenen Mineralkonzentrationen. Bedeutende Massen von Verwitterungsprodukten während der geologischen Zeit, die einer wiederholten Verarbeitung unterzogen wurden, wurden in großer Entfernung von ihm entfernt, und nur ein unbedeutender Teil davon wurde innerhalb des Schildes befestigt. Praktisch wertvolle Mineralkonzentrationen konzentrieren sich insbesondere in Vertiefungen der Oberfläche des kristallinen Grundgebirges - tektonischen Vertiefungen, modernen und vergrabenen Tälern sowie an den Hängen des Schildes und in den Zonen flacher Ablagerungen epikontinentaler Meere, die wiederholt vorgerückt sind auf seinem Territorium.

Baltischer Schild. Im Nordwesten der Osteuropäischen Plattform ist das kristalline Grundgebirge über einen großen Bereich des Ostseebeckens von der Nordküste der Kola-Halbinsel bis zur Insel Bornholm in der Ostsee im Süden freigelegt.

Im gesamten Baltischen Schild gibt es tektonische Grenzen. Im Norden, vom Varanger-Fjord bis zum Weißen Meer, wird der Schild von einer tiefen Verwerfung durchschnitten, die das präkambrische Grundgebirge und die kaledonischen Strukturen begrenzt. Relikte präkambrischer Strukturen sind in Form der Rybachy- und Kildin-Inseln erhalten geblieben. Umrisse der Kola-Halbinsel des Verwerfungsursprungs. Nach NW verlaufende Verwerfungen erstrecken sich vom Schild nach Südosten in die osteuropäische Plattform. Der Ursprung und die Entwicklung der Kandalaksha-, Onega- und Mezen-Bucht sowie des Varanger-Fjords sind offensichtlich mit sublatitudinalen Störungen verbunden. Das Bad der Ostsee ist auch eine tektonische Senke. Sein Ursprung ähnelt dem Ursprung des Orsha-Kresttsovskiy-Trogs des Kellers der Osteuropäischen Plattform, mit dem das Becken der Ostsee laut Führung eine syntektonische Formation ist.

Die südwestliche Grenze des Baltischen Schildes ist ebenfalls verwerfungstektonischen Ursprungs. In diesem Teil begrenzt der Schild eine Verwerfung, die den äußeren Rand der Plattform abschneidet. Sie verläuft von Südosten nach Nordwesten in Richtung Torun-Koszalin, an der Küste der Ostsee, südlich von etwa. Bornholm, Ystad, im Süden Skandinaviens, Helspnger, auf ca. Seeland und durch die Halbinsel Jütland auf dem Breitengrad der Stadt Holstebro. Die Meerengen Öresund, Kattegat und Oslo befinden sich in Gräben an der Stelle versunkener Blöcke des Randbereichs der Osteuropäischen Plattform.

Im Westen grenzt der Baltische Schild an die Kaledoniden der Skandinavischen Berge. Die tektonische Naht in Form eines flachen Bogens verläuft von Nordosten nach Südwesten vom Oberlauf des Varangerfjords bis nach Laiswalm und Halgar im nördlichen Teil des Oslograbens. Von letzterem setzt sich die präkambrische Grenze des Baltischen Schildes in Sprottenrichtung nach Westen, Südwesten in Richtung des Buki-Fjords fort. Über die gesamte westliche Grenze hinweg werden die Massen der Caledoniden nach Osten gedrängt und überlappen den kristallinen Untergrund des Schildes. Die Überschiebungsfront ist durch Denudation stark zergliedert und ragt scharf in das Relief vor und ist von großer baulicher und geomorphologischer Bedeutung.

Der kristalline Untergrund der Osteuropäischen Plattform innerhalb des Baltischen Schildes ist auf eine beträchtliche Höhe angehoben und weist in vielen Bereichen ein bergiges Relief auf. In der Verteilung der Höhen seiner Oberfläche ist eine gewisse Regelmäßigkeit zu beobachten. Das Grundgebirge ist im nordwestlichen Teil und entlang der tektonischen Naht mit den Kaledoniden am höchsten. Die Oberflächenspuren des kristallinen Grundgebirges erreichen 1139 m auf dem Finnmarken-Plateau an der Nordwestküste des Sees. Sturaele-Tresk 2125 m, südlich des Flusstals. Jungen 580 m, Dalfjellgebirge 945 m, Gausta, Südnorwegen, 1889 m. Die Oberfläche des kristallinen Grundgebirges nimmt zur Ostsee hin ab.

Im südlichen Teil Finnlands steigt die Oberfläche des kristallinen Gesteins auf 105 m - Süd-Salpauselkä, auf 235 m - östlich von Vaza. Der östliche Teil des Baltischen Schildes hat im Vergleich zum westlichen eine relativ geringere Oberfläche. Die Höhenschwankung reicht hier von 0 an der Küste des Weißen Meeres bis zu 1189 m in den Khibiny-Bergen.

Die orografischen Elemente des östlichen Teils des Baltischen Schilds weisen einen konsistenten Nordwest-Streich auf. In dieser Richtung erstrecken sich die Höhen der Kola-Halbinsel Keiva und der "Tundra" Panskiye Lujarvik und anderer, der Kandalaksha- und Onega-Buchten des Weißen Meeres, des Windy Belt-Kamms, des Seestreifens - Onega, Segozero, Vygozero, Kuito, Topozero , die Erhebungen - West Karelian und Manselka. Die meisten Täler der unzähligen Seen des Schildes haben eine nordwestliche Ausdehnung.

Die Orographie des kristallinen Grundgebirges des Baltischen Schildes spiegelt bis zu einem gewissen Grad die Struktur und Zusammensetzung der Gesteine ​​wider, die an seiner Struktur beteiligt sind.

Die ersten Berichte über die Struktur des Baltischen Schildes finden sich in den Werken von O. I. Mushketov und A. D. Arkhangelsky. Moderne Ansichtenüber seine Struktur werden in den Arbeiten von X. Väyuryunen (1954), K. O. Kratz (1963), A. A. Polkanov und E. K. Gerling (1961) sowie in Erläuterungen zu International behandelt tektonische Karten Europa und Eurasien (Tektonik Europas, 1964; Tektonik Eurasiens, 1966).

Das Strukturfeld des Baltischen Schildes ist durch die Verteilung sedimentär-metamorpher Gesteine ​​unterschiedlichen Alters gekennzeichnet. Die ältesten von ihnen sind Gneise und Gneisgranite, deren Reliktmassive zwischen späteren Strukturformationen erhalten geblieben sind. Das Alter dieser Felsen beträgt 2500-3500 Millionen Jahre. Spätere Formationen von 1900-2000 und 2000-2500 Ma sind durch Biotit, Sillimanit-Staurolit, Amphibol-Gneise und Amphibolite mit Magnetit-Quarziten vertreten. Diese alten Formationen des Schildes sind mit magmatischen Gesteinen verbunden - Peridotiten, Gabbro-Labradoriten, Gabbro-Diabasen und Graniten.

Von den anderen Arten sedimentär-metamorpher Gesteine ​​auf dem Baltischen Schild sind Phyllite, Glimmer-, Grün-, Graphit-, Ton-, Schungit- und andere Schiefer, Tuffschiefer, Amphibolite und Amphibolschiefer, Quarzite, Konglomerate, Kalksteine ​​und Dolomite üblich. Stark deformierte sedimentär-metamorphe Schichten werden von magmatischen Gesteinen unterschiedlicher Zusammensetzung und unterschiedlichen Alters dominiert. Die am weitesten entwickelten unter ihnen sind Granite, Syenite und Quarzsyenite, Diorite, Gabbro, Peridotite, Nepheline-Gesteine, Diabas, Diabas-Tuffe usw.

Das Präkambrium des Baltischen Schildes ist in eine Reihe von stratigraphischen Sequenzen unterteilt, die durch scharfe Diskordanzflächen begrenzt sind.

Laut X. Väyrynen (1959, S. 53) auf dem Baltischen Schild innerhalb Finnlands sind die exponierten geologischen Körper „…typische tiefe Gesteine, die in einer Tiefe von vielen Kilometern (bis zu 10-15 km) abgekühlt sind. So können wir uns ein Bild vom Ausmaß der Erosion und der Menge an Material machen, die durch langsame Zerstörung und Transport durch fließendes Wasser aus diesem Bereich der Erde bewegt wurde, bevor die Erdoberfläche das heutige Niveau erreichte.

Die darüber liegenden Schichten wurden nicht nur über den Graniten abgetragen, sondern auch über den Schiefergürteln, die sich in Form von Flözen zwischen den Granitflächen schlängeln und teilweise auch größere Flächen bilden. Sie sind primäre Oberflächenformationen, aber sie wurden überall von größeren oder kleineren Granit- und anderen intrusiven Massen intrudiert, die die gleichen tiefen Felsen sind wie innerhalb großer Massive. Schiefer wurden unter dem Einfluss von eingedrungenen Graniten in Mischgneise umgewandelt. Dies weist auf die Inselbildung der kontinentalen Kruste des Baltischen Schildes hin.

Es gibt sechs Phasen in der Entwicklung der wichtigsten präkambrischen Strukturzone in Finnland. Laut H. Väyrynen manifestiert sich Tektonik in Form von plastischen Verformungen, wo Granite in die ältesten, frühen archaischen Schiefer eingedrungen sind. Die Axialebenen der Falten sind senkrecht oder steil geneigt, die Falten sind isoklinal. Graniteinbrüche sind nicht überschnitten, Injektionsgneise haben sich auch hier nicht gebildet, Granitadern sind selten; Sie sind geschichtet, mit scharfen Kontakten, oft mit Schiefer zusammengefaltet. Davon ausgehend schrieb X. Väyrynen (1959, S. 273), dass „die Erdkruste, auf der sich ursprünglich die Schieferschichten abgelagert hatten, vollständig unter ihnen aufschmolz“. Die Mächtigkeit der Sedimente der Erdkruste betrug nur wenige hundert Meter. Später, als sich eine dickere Kruste bildete, konzentrierte sich die Faltung auf separate Faltengürtel, die um starre Bereiche und zwischen den Faltgürteln liegende Granitbereiche flossen.

Die Struktur des kristallinen Grundgebirges spiegelt sich im Relief wider. Im Bereich des Ladogasees sind die Strukturen „jünger als die letzte Faltung dieser Schiefer, oft offen oder mit losen Materialrissen und Rissgürteln gefüllt, die im Relief deutlich erkennbar sind“ (Väyuryunen, 1959, S. 280 ).

Die Struktur des östlichen Teils des Baltischen Schildes innerhalb Kareliens ist mehrstöckig. Nach K. O. Kratz (1963) werden die Stockwerke unterschieden:

1) Granit-Gneis-Keller bestehend aus tief metamorphosierten archaischen Formationen; vor ihrem Hintergrund ragen früh- und spätproterozoische Faltformationen hervor;

2) metamorphe und stark deformierte geosynklinische Ablagerungen, die durch basische und saure Intrusionen intrudiert wurden; unteres Proterozoikum;

3) eine Schicht aus sanft gefalteten, schwach metamorphosierten subgeosynklinalen Ablagerungen; Mittleres Proterozoikum;

4) Plattform, nicht-metamorphe Ablagerungen aus dem oberen Proterozoikum und dem Paläozoikum.

Die Karelier werden als Teil der gefalteten Region des Proterozoikums betrachtet. Seine gefalteten Strukturen werden durch Denudation abgeschnitten und bleiben nur in synklinalen Strukturzonen erhalten. Zu letzteren gehört das relativ gut untersuchte Ladoga-Synclinorium. „Es zeichnet sich durch die Entwicklung dicker, stark dislozierter Schichten der Sortavala- und Ladoga-Reihe aus, die von Intrusionen von ultrabasischem, basischem und granitartigem Gestein durchschnitten werden. Die gefalteten Strukturen des Synklinoriums werden durch Blöcke kompliziert, die auf der modernen Oberfläche hervorstehen, die aus dem ältesten Granit-Gneis-Komplex und Massiven von Post-Ladoga-Granitoiden besteht.

Im Ladoga-Synclinorium gibt es mehr als ein Dutzend Blöcke, die aus alten Granitgneisen mit Relikten verschiedener Gneise und Amphibolite bestehen, die von klein bis groß sind, 120-150 km 2. … erscheinen diese Granit-Gneis-Massive als starre Kerne kuppelförmiger Antiklinalen in der Struktur gefalteter Schieferschichten, die darüber liegen“ (Kratts, 1963, S. 98, 102). Die Hebungen werden durch relativ schmale synklinale Zonen komplex gefalteter, tief metamorphosierter geosynklinaler Ablagerungen und tiefer Intrusionen des unteren Proterozoikums zusammengeschweißt. Dies ist eine typische antike Inselstruktur (Bondarchuk, 1969, 1970).

In der stark dislozierten präkambrischen Sequenz des Baltischen Schildes werden zwei unabhängige Strukturkomplexe unterschieden, die den Hauptepochen der Faltung entsprechen - dem Belomorian und dem Karelian. Die älteren samischen und späteren sveko-finnischen Formationen, erheblich überarbeitet, sind bei der Faltung stellenweise von untergeordneter Bedeutung. Das Alter des Saami-Faltkomplexes wird auf mindestens 2200 Millionen Jahre geschätzt. Es besteht aus sedimentär-metamorphen Gesteinen des geosynklinalen Typs. Diese Ablagerungen können in der Struktur der belomorischen und Granulit-Massive verfolgt werden.

Die belomorische Strukturstufe oder Belomorids besteht aus einer Reihe von archäischen Amphiboliten, Gneisen und Granitgneisen mit einer Gesamtdicke von 6000-8000 m. Diese Felsen sind in Falten zerknittert, die sich in nordwestlicher Richtung erstrecken. Belomoriden sind zwischen Massiven späterer Faltung in angrenzenden Gebieten erhalten geblieben weißes Meer, und in Südschweden.

Die Belomoriden der belomorischen Region haben eine sehr komplexe Struktur. Hier sticht (Tectonics of Europe, 1964) das zentrale, Ensko-Lukhsky, Synclinorium hervor. Es trennt die Kandalaksha- und Primorsky-Antiklinorien im Nordosten und die Keriysko-Kovdovorzsky-Antiklinorien im Südwesten. Die Hauptfalten werden durch kuppelförmige Antiklinalen und Quermulden kompliziert, die sich in nordöstlicher Richtung erstrecken. Im nördlichen Teil des belomorischen Massivs werden die Falten hauptsächlich nach Nordosten und im südlichen Teil nach Nordwesten umgeworfen. Die gefalteten Strukturen von Gneisen, die für höhere Abschnitte der Belomoriden charakteristisch sind, werden durch Tiefe ersetzt plastische Verformungen Strömungen.

Ein charakteristisches Merkmal der Struktur von Belomorides sind zahlreiche und vielfältige magmatische Formationen. In der Struktur von Belomorides sind die Belomorian- und Granulit-Massive besonders hervorzuheben. Von Nordosten und Südwesten schließen sich Karelier an, deren Artikulation an Verwerfungen vorbeiführt. Einträge basischer und saurer Zusammensetzung konzentrieren sich in der Kontaktzone. In den Störungszonen des Vetrenoy-Gürtels in Nordkarelien sind verschiedene Intrusionen bekannt. Verwerfungen trennen auch das belomorische Massiv vom Granulitmassiv im westlichen Teil. Letztere wird über die Karelier Lapplands nach Süden und Südwesten geschoben.

Karelier- Proterozoische gefaltete Formationen des Baltischen Schildes. Ihre Struktur wurde am gründlichsten in Karelien (Kratts, 1963) und Finnland (Väyuryunen, 1954) untersucht. Im westlichen Teil des Schildes sind offenbar Svecofennids und Gotids syntektonisch mit Karelids.

Gesteinskomplexe des Archaikums und des Proterozoikums sind an der Struktur der Kareliden beteiligt. Archäische Ablagerungen bilden das Fundament der Kareliden und sind großflächig von ihnen freigelegt. Sie werden durch Gneise, Granitgneise, Migmatiten und Amphibolite repräsentiert.

Proterozoische Formationen von Kareliden werden in drei Untergruppen unterteilt: untere, mittlere und obere. Die häufigsten sind die Schichten des unteren Proterozoikums, die durch stark metamorphe Ablagerungen repräsentiert werden. Sie werden in ausgedehnten synklinalen Zonen gesammelt, die sich in nordwestlicher Richtung erstrecken. Die Synklinalzonen trennen die antiklinalen Erhebungen, auf denen sich fast keine Ablagerungen des Unteren Proterozoikums befinden. Antiklinale Hebungen bestehen aus archaischen Formationen, die durch spätere magmatische Intrusionen, vorwiegend aus Granit, kompliziert wurden.

Das mittlere Proterozoikum besteht aus sedimentären, schwach metamorphosierten Schichten von Konglomeraten, Sandsteinen, Quarziten, Karbonat-Schiefer-Diabas-Formationen und Schiefer-Vulkangesteinen. Diese Sequenzen sind in sanften Falten gesammelt, die oft den Schlag der früheren proterozoischen Faltung erben.

Ablagerungen aus dem oberen Proterozoikum sind im südlichen Teil der Karelischen ASSR verbreitet. Sie werden durch Quarzit- und Sandsteinschichten repräsentiert und füllen sanfte Mulden. Die magmatischen Formationen des späten Proterozoikums sind weit entwickelt, die im nördlichen Teil der Republik von Rapakivi-Graniten, Doleriten und gabbroalkalischen Gesteinen dominiert werden.

Lassen Sie uns charakterisieren Gemeinsamkeiten tektonischer Aufbau der Kareliden nach K. O. Kratz (1963). Horst-antiklinale Erhebungen, die aus archaischen Formationen bestehen, überwiegen im modernen Schnitt durch das Gebiet. Zwischen diesen Anhebungen erstrecken sich schmal gefaltete synklinale Zonen, die aus geosynklinalen Schichten bestehen, die zu Falten zusammengedrückt sind.

Die wichtigsten Strukturelemente der Karelien (von Ost nach West) sind: die karelische Synklinalzone, die komplex mit dem Belomorian-Massiv gegliedert ist, das zentrale Karelische Massiv, die ostfinnische Synklinalzone, die im Norden an das Lappland-Massiv angrenzt, einschließlich die Ladoga-Mulde im Süden; im Südwesten artikuliert sich die Synklinalzone Ostfinnlands mit den Massiven Mittelfinnlands und Wyborgs; die synklinale Zone der North Norland Kareliden.

Die Struktur der Synklinalzone Mittelfinnlands ist sehr komplex. Neben Plutonen spielen große Verwerfungen eine wichtige Rolle in seiner Tektoorogenese.

Proterozoische Faltstrukturen im westlichen Teil Finnlands und Schwedens werden unter dem Namen Svecofenniden und im südlichen Teil Schwedens und Südostnorwegens als Gotiden unterschieden.

In Südwestfinnland artikulieren sich die Svecofenniden und Kareliden in der Region des Mittelfinnischen Massivs. Letzteres ist eine Struktur, die dem belomorischen Massiv ähnelt.

Die Struktur der Svecofenniden wird dominiert von Grauwackenschiefern, Leptiten, die metamorphisierte Vulkangesteine ​​sind, Vulkangesteine ​​mit einer Gesamtdicke von etwa 8000 m. Die Basis dieser Formationen ist unbekannt. Ein charakteristisches Merkmal von Sphecofenniden sind gefaltete, stark komprimierte Strukturen und plastische Fließstrukturen in Granitisierungszonen. Der Streichen der isoklinalen Falten ist überwiegend nordwestlich und ändert sich in den Bereichen der Artikulation mit Massiven.

Von Osten nach Westen und Süden sind die wichtigsten Strukturelemente der Svecofenniden: die Randzone der Svecofenniden von Nord-Norland, die sich mit den Kareliden im Osten artikuliert; im Süden umfasst es das Skellefte-Antiklinorium, im Süden wird es durch Verwerfungen begrenzt: die Synklinalzone der Svecofenniden in Zentral-Norland, die Randzone der Svecofenniden in Süd-Norland, im Südwesten angrenzend an das Värmland-Granitmassiv und im Süden einschließlich des Antiklinoriums von Svecofenniden und des Synklinoriums von Lake. Melaren, wonach sich die Svecofenniden mit den Gotiden artikulieren.

Die Gotiden bewohnen die gesamte präkambrische Region Südskandinaviens - Südschweden und den südöstlichen Teil Norwegens. Dieser gesamte Teil des Baltischen Schildes zeichnet sich durch eine sehr komplexe Struktur unterschiedlichen Alters und eine unterschiedliche Zusammensetzung stark deformierter Gesteine ​​aus. Vor allem in seiner Struktur sehr wichtig haben grandiose alte Fehler.

An der Struktur der Gotiden beteiligen sich Gneise, Granitgneise, Glimmerschiefer, kristalline Kalksteine, Quarzite, Konglomerate usw. In der Struktur des Präkambriums Südskandinaviens werden getrennte Regionen unterschieden, die durch Verwerfungen und Gräben submeridionaler Streichung begrenzt sind . Von besonderer tekto-orogener Bedeutung ist die Störungszone des Sees. Vetter, das sich von der Ostsee bis zu den Grenzen Norwegens und weiter nördlich bis zum See erstreckt. Weiblich. Östlich dieser Zone liegen: das Värmland-Granitmassiv, weiter südöstlich das Smaland-Granitmassiv und das im Süden daran angrenzende Blekinge Anticlinorium, bestehend aus Gneisen. Westlich der Vetter-Störungszone erstrecken sich fast in meridionaler Richtung Massive vorgotischer und grauer Gneise Südwestschwedens. Im Westen werden diese Strukturen vom Oslograben durchschnitten.

Westlich des Oslograbens erstreckt sich in Südnorwegen ein riesiges Gebiet aus Granitgneisen. In seinem östlichen Teil befindet sich das Kontsberg-Bamblé-Massiv, das aus sedimentär-metamorphen und magmatischen Gesteinen besteht. Südwestlich davon befindet sich der ebenso komplexe Komplex Granit Telemark. Im nördlichen Teil der Hauptregion des Präkambriums in Südnorwegen gibt es eine Abfolge gefalteter sedimentär-metamorpher Ablagerungen mit einer Mächtigkeit von etwa 4000 m.

Bei der Struktur des tektonischen Reliefs des kristallinen Grundgebirges des Baltischen Schildes spielen die Zusammensetzung und Struktur der antiken Plattformabdeckung eine wichtige Rolle. Seine Überreste sind in einigen Mulden an verschiedenen Stellen des Schildes erhalten geblieben. Üblicherweise bestehen die Relikte der Plattformabdeckung aus sedimentären, schwach metamorphosierten Gesteinen aus Iotnium und Cambrosilur.

In Westonega, Satakunta und anderen Gräben werden diese Ablagerungen durch potnische Quarzit-Sandsteine, Schiefer, Schluffsteine ​​usw. repräsentiert. Die jüngsten Ablagerungen des Präkambriums sind im Graben des Sees bekannt. Vättern, wo sie durch arkosische Sandsteine ​​und darüberliegende Schiefer dargestellt werden. Ablagerungen aus dem Kambrium-Ordovizium sind in den Gräben von Västergötland und Ostergötland (Region der Seen Vänern und Vättern) verbreitet. Dazu gehören Sandsteine, Quarzschiefer, bituminöse Kalksteine ​​usw.

In der Tektoorogenese des Baltischen Schildes sticht der Oslograben als eigenständiger Strukturkomplex hervor. Vom Oslofjord erstreckt sich der Graben nach Norden, nordöstlich der Quarzitdecke des skandinavischen Gebirges. Die Amplitude des Grabens entlang der Ostküste des Oslofjords beträgt 2000-3000 m. Er besteht aus Sandsteinen, Schiefer und Kalksteinen des Kambrium-Silur-Zeitalters. Im nördlichen Teil des Grabens bilden diese Ablagerungen Ost-Nordost-Falten, im südlichen Teil enthalten paläozoische Ablagerungen Intrusionen von alkalischen Gesteinen aus dem Perm. Zuvor waren die paläozoischen Ablagerungen eingeebnet, im frühen Perm wurden sie von kontinentalen Ablagerungen und Basaltplatten überlagert. Später folgte das Eindringen von Gängen und Plutonen von Monzonit-Larvikiten, Syenit-Nordmarkiten usw. Eigenschaften Die Strukturen dieses Grabens sind Calderen, die entlang von Ringverwerfungen und linear verlängerten Stufenverwerfungen gebildet werden.

skandinavisches Hochland. Caledoniden. Die skandinavischen oder kaledonischen Berge sind die älteste gefaltete Struktur im westlichen Teil des eurasischen Massivs der kontinentalen Kruste. Im Laufe der geologischen Entwicklungsgeschichte wurde die riesige Region der Kaledoniden in einzelne Blöcke aufgeteilt, von denen ein erheblicher Teil unter den Atlantik sank. Die erhaltenen Gebiete der Caledonides stellen die Grenze der Osteuropäischen Plattform an der Ostküste des Atlantischen Ozeans und Grönlands dar Kanadische Schilde- Im Westen. Bedeutende isolierte Gebiete der kaledonischen Strukturen sind die Inseln Svalbard, Jan Mayey, Bear, Färöer, deren tektonischer Zusammenhang mit den Randgebirgsstrukturen der Kaledoniden noch nicht klar genug ist.

Die kaledonische Grenze der osteuropäischen Plattform wird durch die Skandinavischen Berge und die Kaledonischen Berge (auf den Britischen Inseln) repräsentiert. Herkömmlicherweise umfasst diese Grenze auch die Svalbard Caledonides, die mit einem Fragment des präkambrischen Inselmassivs - Teil des Baltischen Schildes oder der hypothetischen Baronets Sea Plate - artikuliert sind. Bestandteile Präkambrische Struktur der Osteuropäischen Plattform. Die Festland- und Inselteile der kaledonischen Formationen weisen ähnliche Merkmale in der Struktur des tektonischen und klimatischen, insbesondere glaziogenen Reliefs auf.

Die skandinavischen Berge sind ein integraler Bestandteil der physikalisch-geografischen Region des skandinavischen Hochlandes. Sie haben ihr primäres tektonisches Relief weitgehend verloren. Allgemeine Peneplenisierung in der Kreide-Paläogen-Zeit, Verwerfungstektonik und rezente Bewegungen, zusammen mit überlagerten Oberflächenformen, gaben den Landschaften der präkambrischen und kaledonischen Teile Skandinaviens viele Gemeinsamkeiten. Unter Berücksichtigung der unterschiedlichen Strukturen, des Alters und der Entwicklungsgeschichte halten wir es daher für sinnvoll, die Tektoorogenese des Baltischen Schildes und der angrenzenden Berge gemeinsam zu betrachten. Die Kaledoniden Skandinaviens erstrecken sich am äußeren Rand der Halbinsel von der Barentssee bis zur Nordsee in einer Entfernung von über 1700 km. In Richtung Atlantik bilden die abgetragenen Berge einen teilweise 250 km breiten und bis zu 400 m tiefen Schelf.

Betrachten wir kurz den geologischen Aufbau der Caledoniden. Die Fundamente der Berge bestehen aus präkambrischen Gesteinen des Baltischen Kristallschildes. In der gefalteten Zone ragt das Fundament an einigen Stellen in Form von Fenstern oder separaten Feldern hervor. Die Plattformabdeckung besteht aus Schichten prädevonischer terrigener Ablagerungen. Dazu gehört der Sparagmit-Komplex aus groben klastischen Gesteinen. Im östlichen Teil von Südnorwegen, Finmarken und anderen Orten wird der untere Teil des Komplexes durch Sandsteine ​​​​und Schiefer repräsentiert. Im oberen Teil sind Schichten aus Tillit, Quarzsandstein und Tongestein zu erkennen, überlagert von Sedimenten mit spätkambrischen Fossilien.

Im Nordwesten des Landes und in der antiken Geosynklinalzone sind die kambrisch-silurischen Ablagerungen durch effusive und intrusive Gesteine ​​vertreten. In den gefalteten Regionen Südnorwegens werden in der Zusammensetzung der Sedimentablagerungen unterschieden: Oslo-Fazies - knorrige Kalksteine, Schiefer und Sandsteine ​​des Oldred-Typs; Meeresablagerungen der Region Trondheim, einschließlich Schiefer mit Sandsteinen, Konglomeraten und einer mächtigen Basalt- (Unterwasser-) Abfolge sowie Abfolgen von basischen Extrusionsgesteinen; Norland-Fazies - metamorphe Gesteine, hauptsächlich Glimmerschiefer, kristalline Kalksteine ​​und Dolomite.

In den Kaledoniden von Schweden liegen die folgenden Gesteine ​​auf dem kristallinen präkambrischen Grundgebirge (Tectonics of Europe, 1963): Eokambrium – Quarzite und Schiefer; Ordovizium - Schiefer und Schiefer, Grauwacken, kristalline Kalksteine, die Schichten aus vulkanischem Gestein enthalten; Silur - Schiefer, Kalksteine, Quarzite, Konglomerate und dicke Schichten aus basischem Vulkangestein. Diese Ablagerungen sind stark disloziert. Die Struktur der Caledoniden des skandinavischen Hochlandes wird durch komplexe Faltungs-, Deck- und Störungstektonik bestimmt. In der stark gefalteten Struktur sind zahlreiche Intrusionen von magmatischen Gesteinen bekannt.

Die Hauptmerkmale der kaledonischen Tektoorogenese bilden Decken. Ihre Front erstreckt sich über die gesamte skandinavische Halbinsel. Das Hinterland der Berge bildet eine riesige tektonische Hülle von Seva. Sein vorderer Teil sticht als eigenständige Abdeckung aus Granit und Syenit hervor. Der mittlere Teil der Seva-Decke, ebenfalls unabhängig, besteht aus Schiefer, Dolomitmarmor, Quarziten und Arkose-Sandsteinen. Zu diesen Gesteinen gehören Basaltgänge und -gänge, die sich in der Pre-Cover-Phase gebildet haben. Hauptteil Die Seva-Deckschicht besteht aus Granatgneisen, hochverwandelten Gesteinen, die aus Tonsteinen, Kalksteinen und Amphiboliten entstanden sind, die Teil des kristallinen Grundgebirges waren. Diese Sequenzen werden vom Köli-Schiefer des Kambrium-Silur-Zeitalters überlagert. Die gesamte Gesteinsmasse der Seva-Deckschicht wird von Graniten, Gabbro, Basalten etc. durchdrungen. Die Caledonid-Deckschichten stapeln sich von Westen nach Osten übereinander.

In den Endphasen der kaledonischen Orogenese im südlichen Teil Bergland horst entstanden im Außenbereich der Überschiebungen bogenförmige Hebungen. Ihre östlichen Vorderteile sind durch normale Störungen gestört und durch sekundäre Überschiebungen und darüber liegende Falten kompliziert. Diese Strukturen scheinen für die jüngeren Decken Südnorwegens syntektoisch zu sein und über ältere, ähnliche kaledonische Strukturen geschoben zu sein.

In den Kaledoniden Skandinaviens werden getrennte tektonische Regionen von Nord nach Süd gemäß den strukturellen Merkmalen unterschieden: die Varanger-Halbinsel, Süd-Porsanger, präkambrische Fenster der Porsanger-Halbinsel, Ofoten-Synklinale, Lofotei-Eruptionen, Rombak-Fenster, Nazafjell-Fenster, Quarzitabdeckung, Sparagmitenschwelle, Trondheimer Antiklinorium, Gebiete mit Sparagmiten und Gneisen, Abdeckungen von Pot und. Jede der tektonischen Regionen zeichnet sich durch die Besonderheiten der Struktur und Zusammensetzung der Schichten aus, aus denen sie sich auf die eine oder andere Weise im Relief widerspiegelt.

Auf Spitzbergen besetzen die Caledoniden westlicher Teil Archipel. Sie sind durch eine tektonische Naht mit dem präkambrischen Grundgebirge Ostspitzbergens verbunden. Auf der Insel abgelagerte Sedimentablagerungen sind an der Struktur der Svalbard Caledonides beteiligt Nordöstliches Land auf Gneisen, die in Breitenfalten zerknittert sind. Diese Ablagerungen verschmelzen zur Hekla-Hook-Formation. In seiner Zusammensetzung überwiegen Schiefer, Quarzite, Dolomite, Konglomerate, Tillite. Im westlichen Teil des Archipels beträgt die Dicke der Gegla-Khuk-Schicht etwa 16.000 m. Sie umfasst dicke vulkanogene Schichten.

Die Gesteine ​​der Hekla-Khuk-Serie sind in linear verlängerten meridionalen Falten gesammelt, die auf die Plattform gekippt und durch Überschiebungen kompliziert sind. Große Strukturen sind das New Friesland Anticlinorium, das sich über 150 km erstreckt, das Hinlopen Strait Synclinorium, das Cross Fjord Anticlinorium und andere. Alle diese Ablagerungen im Süden des Archipels sind von Ablagerungen aus dem Oberpaläozoikum und dem Mesozoikum bedeckt. In ihrer Zusammensetzung sind Ablagerungen des Unterkarbons mit Kohlezwischenschichten bekannt. In West-Spitzbergen bilden sie einen großen Trog (von Südosten nach Nordwesten). In der Mitte des Trogs befindet sich eine Vertiefung, die mit Konglomeraten, Sandsteinen und Tonen des Tertiärs mit dicken Schichten gefüllt ist harte Kohle. Die Mächtigkeit dieser Ablagerungen beträgt etwa 2000 m. Einschlüsse und Spuren vulkanischer Aktivität im Mesozoikum sind im östlichen Teil des Svalbard-Archipels weit verbreitet. Die kaledonische Faltung auf Svalbard endete im Silur. Auf der Insel sind Intrusionen von kaledonischem Granit bekannt.

Die Caledoniden der Britischen Inseln nehmen den überwiegenden Teil davon ein. Faltstrukturen ragen hier an die Oberfläche und sind von einer Decke aus paläozoischen und känozoischen Ablagerungen bedeckt. Die Kaledoniden der Inseln werden im Nordwesten von einem Fragment der Erne-Plattform in den Rahmen des Präkambriums gequetscht, in Mittelengland von der Kante der osteuropäischen Plattform. Im Süden Englands und Irlands grenzen die Caledonides an die Variscides.

Das kristalline Grundgebirge der Aria-Plattform ist im Nordwesten Schottlands und der Äußeren Hebriden freigelegt. Das präkambrische Grundgebirge der Osteuropäischen Plattform kann im südöstlichen Teil Englands nördlich der Hercynide-Zone verfolgt werden. Der Rahmen der Caledonides of Britannia war eine einzelne Plattform im Präkambrium, die sich im Atlantik nach Westen bis zum Kontinentalhang erstreckte. Im späten Präkambrium bildete sich im Randbereich eine grabenförmige subgeosynklinale Rinne, in der modernen Struktur ist sie von gefalteten frühpaläozoischen Formationen besetzt.

Gefaltete kaledonische Formationen sind in den meisten Gebieten der schottischen, nordirischen und südschottischen Highlands, in den Pennines und Cambrian Mountains sowie in der Central Plain of Ireland entwickelt.

Verschiedene Sedimentablagerungen des unteren Paläozoikums sind an der Struktur der Kaledoniden Großbritanniens beteiligt. Ihre Gesamtdicke im axialen Teil der Britischen Kaledoniden im südschottischen Hochland erreicht anscheinend 20.000 m. Ihr wichtigstes Merkmal ist tolle Entwicklung Migmatiten und Graniten. In den Kaledoniden der Britischen Inseln werden heute (Tectonics of Europe, 1963) metamorphe und nicht-metamorphe Zonen unterschieden. Die erste besetzt den nordwestlichen Teil des Landes. Im Südosten ist es von der nicht-metamorphen Zone durch eine tiefe Verwerfung oder ein Lineament getrennt, mit dem die Great Boundary Fault verbunden ist. Die metamorphe Zone ist durch eine alpintypische Tektonik mit hochentwickelten Bedeckungen gekennzeichnet. Seine Struktur ist in den schottischen Highlands und Nordirland am ausgeprägtesten. In den schottischen Highlands wird die metamorphe Zone durch Argillitfelsen aus dem späten Präkambrium dargestellt, die flache und tiefe Wasserablagerungen mit Spilit-Laven und Grünstein-Intrusionen überlagern. Das Alter dieser Formationen reicht vom späten Präkambrium bis zum späten Kambrium.

Die Versetzungen der metamorphen Zone fanden in zwei Phasen statt: im frühen oder mittleren Ordovizium und im mittleren Silur. Die Falten wurden wiederholt gequetscht, wobei sich darüber liegende Falten und Hautschichten entwickelten. Die Bewegung war nach außen gerichtet - nach Nordwesten und Südosten. Im Nordwesten wird die Moin-Decke erschlossen, südöstlich davon verläuft die große Grant-Glen-Verwerfung Die Vorland-Unterschiebung unter den dislozierten Massen beträgt 120 km. Am südöstlichen Rand der metamorphen Zone entwickelt sich eine große Abdeckung von Loch Tay. Der liegende Flügel dieser Abdeckung ist längs freigelegt südliche Grenze Schottisches Hochland. In den Grampian Mountains werden ausgedehnte Migmatisierungsfelder und Granitintrusionen entwickelt.

Im südlichen Teil der metamorphen Zone ist der große Graben des Midland Valley mit jungen Sedimenten gefüllt, unter denen sich die Verbindung von metamorphen und nicht-metamorphen Zonen verbirgt.

In der nicht-metamorphen Zone der Kaledoniden werden drei strukturelle Stockwerke unterschieden. Der untere im Midland-Graben im Südwesten Schottlands und in Nordirland besteht aus einem Spilite-Komplex. Die mittlere Strukturstufe bildet das Southern Highlands. Es umfasst das Obere Ordovizium und Silur. Seine Mächtigkeit beträgt 10.000 m. Es ist durch frühe devonische Granodiorit-Intrusionen gekennzeichnet. Ihre Massive liegen im westlichen Teil der südschottischen Highlands. Die mittlere Strukturstufe der nicht-metamorphen Zone umfasst auch Schichten aus altem Buntsandstein. Es wurde in den alten Senken Nordschottlands, im Midland-Graben und auf den Orkney-Inseln abgelagert, begleitet von intensivem andesitischem und basaltischem Vulkanismus.

Sedimentsequenzen bilden eine Reihe von Biegungen, die durch parallele normale Störungen getrennt sind. Ihre Struktur wird durch isokline, umgestülpte Falten kompliziert.

Die komplexe Struktur und vielfältige lithologische Zusammensetzung der Caledonides bestimmen das tektonische Relief der Britischen Inseln.

Osteuropäische Plattform. Grenzen. Geologische Struktur.

Grenzen

Das Problem der Lage der Grenzen der Osteuropäischen Plattform ist noch nicht eindeutig gelöst und es gibt unterschiedliche Standpunkte dazu.

Die Karte zeigt den obersten Grundriss des Bahnsteigs, der flächenreduziert ist.

Die Art der Grenzen ist nicht übereinstimmend (die Plattform war Teil von Pangaea), in Wirklichkeit verläuft die Grenze durch die Zonen tektonischer Störungen.

Die Position der östlichen Begrenzung der Plattform ist derzeit am eindeutigsten.

Plattform Ost umrahmt den Uralfaltengürtel 2200 km

(Permischer Randtrog), das Fundament durchdringt einen Teil des Urals, wird durch eine tektonische Störung abgeschnitten, d.h. in Wirklichkeit liegt diese Grenze bei 150 km östlich davon das steht auf der karte.

Im Nordosten an die Plattform grenzt die Timan-Pechora-Struktur - ein verjüngter Keller (Baikal-Tektogenese): Sie enthält Relikte eines alten Kellers - die Grenze verläuft entlang des Urals bis zur Küste; oder wir schließen diese Struktur vollständig aus (nach Milanovsky).

Im Norden Atlantischer Ozean - cont. / ozeanisch. Rinde, d.h. umfasst den Schelf bis zum Baltischen Schild mit den kaledonischen Strukturen Skandinaviens, die mit A = 150–120 km auf die Plattform geschoben werden, als auf der Karte nach Nordwesten.

Als westliche Grenze die gefaltete Struktur der Karpaten wird angenommen - das cis-karpatische Randvorbecken, die Grenze ist nicht real, verläuft nach Westen als auf der Karte gezeigt. Zu VEP verschoben. In diesem Bereich artikuliert die superjunge Plattform mit der superalten und bildet ein riesiges Scherblech. Die Karpaten sind eine skibische Struktur.

Im Süden- Die Grenze ist krummlinig, sie verläuft durch die Region der gebirgigen Krim (kurzes Regal), umfasst das Asowsche Meer, geht dann um den Kaukasus herum, die Skythische Platte, erreicht die Kaspische Senke. Im axialen Teil der Kaspischen Syneklise gibt es keine kristalline Grundkruste. Deshalb nehmen wir nur die Hälfte der Syneklise, eine Seite, aber das ist nicht möglich, deshalb nehmen wir die gesamte Struktur. (die Dicke der Sedimentdecke beträgt 20-25 km, es gibt keine II-Schicht aus Granitmetall) umfasst ½; dann geht es entlang der gesamten Küste des nördlichen Kaspischen Meeres, das südliche Kaspische Meer ist nicht enthalten, dann erreicht die Grenze den südlichen Ural.

Geol. Struktur

Der geologische Aufbau der Osteuropäischen Plattform begann in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts. Während seiner Untersuchung wurden zum ersten Mal solche Arten von tektonischen Elementen antiker Plattformen identifiziert und benannt: Schilde, Platten, Anteclisen, Syneklisen, Aulakogene.

1. Schilde - baltisch, ukrainisch.

Woronesch-Massiv (ohne Abdeckung)

2. Cover - syneklises:

Moskau, Glasow, Schwarzes Meer, Kaspisches Meer,

Polnisch-Litauen, Baltikum

Anteclise:

Weißrussisch, Woronesch, Wolga-Ural

3. Zwischenhülle - eine Reihe von Aulakogenen:

Moskau, Abdullinsky, Vyatsko-Kama, Lemberg, Belomorsky (an der Basis der Syneklise)

Dnjepr-Donezk Aulacogen - Pz-Struktur der Sedimentdecke

Es befindet sich zwischen den Schilden Woronesch und Ukraine. Vorher war D ein Sarman-Schild. Jetzt sagen sie, dass dies eine intrakratonische Geosynklinale oder ein Riss ist. Von seiner Struktur her ist es der Syneklise nicht ähnlich und wir ordnen es daher dem Aulacogen zu.

Die Osteuropäische Plattform entspricht einem der größten Kontinentalblöcke Eurasiens und gehört zum Gürtel der antiken laurasischen Plattformen, zu denen auch die sibirischen und nordamerikanischen Plattformen gehören. Es ist ein rautenförmiger Kontinentalblock mit einem Durchmesser von etwa 3000 km, dessen Basis vor etwa 1,6 Milliarden Jahren entstand.

In Bezug auf die die Plattform umgebenden Falt- und Überschiebungsstrukturen mit ungleichmäßigem Alter können zwei Haupttypen unterschieden werden. So sind der Ural, die Karpaten von der Plattform durch ihre vorderen Tröge getrennt, die den abgesenkten Kanten der Plattform überlagert sind, und die skandinavischen Kaledoniden und die gefalteten Strukturen des Baikalsees des Timan überlappen direkt die autochthonen Komplexe der Plattform entlang des Überschiebungssystems und die Kämme können mehr als 200 km erreichen. Traditionell ist es jedoch in beiden Fällen üblich, die Vorderseite der Stöße über die Grenzen der Plattform hinaus zu betrachten. In den übrigen Teilen ihres Umfangs grenzt die osteuropäische Plattform an junge Platten - die mitteleuropäische im Westen, die skythische-Turan im Süden, und diese Grenzen werden auch durch teils subvertikale, teils Überschiebungen dargestellt. Die südöstliche Ecke der Plattform wird vom Kaspischen Becken mit einer subozeanischen Kruste eingenommen, die traditionell in der Plattform enthalten ist. Die Grenze in diesem Abschnitt der Plattform wird normalerweise entlang der vergrabenen South Emben-Versetzungszone gezogen. Die Senke ist ein ozeanisches Becken, das mit bis zu 20 km dicken Sedimenten gefüllt ist. und seine Aufnahme in die osteuropäische Plattform ist in diesem Fall sehr bedingt. Im Westen erhält die moderne Grenze der Plattform einen klareren Charakter - sie verläuft entlang der paläozoischen Überschiebung der Donezk-Kaspischen Faltzone, umrundet den Donezk-Kamm und überquert nach Westen das Asowsche Meer und die Schwarzes Meer und Docks mit der Blattschlupfzone Teyser-Tornquist.

Das präkambrische kristalline Grundgebirge ist hauptsächlich entlang der nordwestlichen Peripherie der osteuropäischen Plattform - dem baltischen Schild - und auch im Süden - innerhalb des ukrainischen Schildes - freigelegt. Darüber hinaus umfassen die Strukturen des kristallinen Untergrunds der Plattform untergetauchte Massive - Woronesch und Wolga-Ural, von denen die meisten mit bis zu 1,5 km dicken Plattformsedimenten bedeckt sind. Diese tektonischen Einheiten haben eine ausgeprägte Großblockstruktur. In der Struktur des ukrainischen Schildes werden also fünf und im Baltikum sechs Blöcke unterschieden, die durch tiefe Fehler oder Nähte getrennt sind, an denen sie gelötet wurden. Jeder der Blöcke hat eine individuelle innere Struktur und oft eine Materialzusammensetzung, die mit benachbarten tektonischen Einheiten disharmonisch ist. Auf dem baltischen Schild fallen auf: Murmansk-, Kola-, Belomorsky-, Karelian-, Svekofensky- und Svekonorwegian-Blöcke. Der ukrainische Schild besteht ebenfalls aus mehreren Blöcken: Volyn-Podolsky, Odessa-Belotserkovsky, Kirovograd, Prydniprovsky, Pryazovsky. Es ist davon auszugehen, dass ähnliche Blöcke die Struktur der Massive von Woronesch und Wolga-Ural bilden.

Die ältesten (AR 1) Grundformationen sind Granulit-Gneis-Gebiete, die hauptsächlich aus Gesteinen der Granulit-Fazies der Metamorphose bestehen. Anscheinend befinden sich unter ihnen auf der ursprünglichen Kruste des ozeanischen Typs gebildete protokontinentale Massive, deren Relikte Tonalite, ultramafische Gesteine ​​​​und andere Gesteine ​​​​mit einem Isotopenalter von 3700 bis 3100 Ma sind. Die Murmansk- und White-Sea-Blöcke des Baltischen Schilds sollten in die Gruppe der im Wesentlichen Granulitblöcke aufgenommen werden. Die typischsten Gesteine ​​ihrer Bestandteile sind tonerdereiche Biotit-Gneise; metamorphosiertes "reifes" Sedimentgestein und metamorphosiertes Vulkangestein mafischer Zusammensetzung, einschließlich Amphibolite und Charnockite (hypersthenische Gneise). Die Entwicklungsfelder der beschriebenen Metamorphite sind durch große Granit-Gneis-Kuppeln gekennzeichnet. Sie sind abgerundet oder in eine Richtung verlängert und haben einen Durchmesser von mehreren zehn Kilometern. In den Kernen der Kuppeln sind Plagiogranit-Gneise und Migmatiten freigelegt.

Auf dem Territorium der Kola- und Karelischen Blöcke des Baltischen Schildes sowie auf den meisten Teilen des Ukrainischen Schildes werden Grünsteingürtel zwischen ähnlichen Granit-Gneis-Kuppeln "gequetscht". Die Zusammensetzung der Grünsteingürtel ist für die meisten alten Plattformen ziemlich ähnlich. Die unteren Teile bestehen in der Regel aus Schichten basischer Effusionen von Spilit-Diabas-Zusammensetzung, die manchmal erheblich metamorphosiert sind. Die Kissenstruktur weist auf die Ausschüttung dieser mafischen Gesteine ​​unter Unterwasserbedingungen hin. Die oberen Teile des Abschnitts werden oft durch saure Ergüsse dargestellt - Keratophyre, Felsit, mit Zwischenschichten aus Quarzit-Sandsteinen und Kiessteinen. In Bezug auf die petrochemischen Eigenschaften entsprechen diese Metavulkanite in den meisten Fällen MOR-Basalten und basaltischen Komatiiten, jedoch sind manchmal metamorphisierte kalkalkalische Vulkangesteine ​​​​aus Basalt-Andesit-Dazit-Zusammensetzung in den Grünsteingürteln weit verbreitet. Die strukturelle Lage der Grünsteingürtel spricht eindeutig dafür, dass sie nichts anderes sind als die Nähte des Zusammenstoßes verschiedener Blöcke der ältesten Kruste. Stratigraphische Kontakte mit den umgebenden Granulit-Gneis-Komplexen sind nirgends zu beobachten, sie sind entweder durch spätere gemeinsame Metamorphose, Granitisierung und Deformation beider Komplexe verschattet oder tektonisch. BEI letzter Fall Grünsteingürtel sind entweder schmale, stark komprimierte Mulden, die von Verwerfungen begrenzt sind, oder vielmehr isometrische Überreste tektonischer Abdeckungen, die über eine Granulit-Gneis-Basis geschoben werden und in den Zwischenkuppelräumen erhalten sind. Isotopen-geochronologische Datierung lässt vermuten, dass die Bildung von Granit-Grünstein-Gebieten auf dem Territorium der Osteuropäischen Plattform im Zeitraum von 3100 - 2600 Millionen Jahren stattfand. Es gibt keinen eindeutigen Standpunkt zur geodynamischen Natur von Grünsteingürteln. Sie werden mit dem Absinken und Umarbeiten der primären sialischen Kruste über dem aufsteigenden Manteldiapir in Verbindung gebracht, oder sie sehen eine Analogie zu modernen Rissen, die die protokontinentale Granulit-Gneis-Kruste „aufgebrochen“ haben, oder sie werden mit dem modernen System der Inselbögen verglichen Randmeere.

Der Svecofennian-Block weist absolut individuelle Strukturmerkmale in der Verbundstruktur des Baltischen Schildes auf. Er ist ein typischer Vertreter von Gneis-Schiefer-Gebieten. Die wichtigsten Unterscheidungsmerkmale sind: das Fehlen einer archaischen Grundlage; breite Entwicklung von Schiefer- und Gneisschieferschichten des frühen Proterozoikums sowie große Granitoidplutonen, die vor 1850 bis 1700 Millionen Jahren eingedrungen sind. Eine bedeutende Rolle in Schieferabschnitten spielt Metavulkanik sowohl von grundlegender als auch von felsischer Zusammensetzung. In ihrer Struktur ähneln die Komplexe, aus denen der Svecofennium-Block besteht, der gravuaco-vulkanischen Reihe von Faltgürteln aus dem Phanerozoikum, die sich dort gebildet haben Randmeere durch Inselbögen getrennt. Somit kann der Svecofennian-Block als Ergebnis einer Akkretionstektonik interpretiert werden. Granite, die auf dem Territorium des Blocks allgegenwärtig sind, sind ein Indikator für Kollisionsprozesse, in deren Folge Svecophenide obduziert und auf den karelischen Keller geschoben wurden, wobei sich eine ausgedehnte (fast 1500 km lange) westkarelische Überschiebungszone "Cutting" bildete off" die Konturen des Kola-Karelian Archaikum-Proterozoikum Superterrane. Die Aufschlüsse des Ophiolitkomplexes aus dem unteren Proterozoikum (1,9 Ga) ziehen sich in die Zone dieser Überschiebung, was auf die Bildung des Svecofennium-Gürtels auf der ozeanischen Kruste hinweist. An der westlichen Peripherie des Svecofennian-Blocks entwickelt sich der Vulkan-Pluton-Gürtel von Gotha (transskandinavisch), der aus Magmatiten mit Ursprung im Mantel besteht. Am bemerkenswertesten im Gürtel sind terrestrische felsische Laven, einschließlich Rhyolithe, Dazite, Ignimbrite, sowie Laven mit erhöhter Alkalität, die mit Agglomeraten und Arkosen durchsetzt sind. Die Ergüsse sind mit Granit-Batholithen assoziiert. Das Alter der durchbrechenden Laven und Granite wird auf 1750-1540 Millionen Jahre geschätzt. Die Zusammensetzung und Struktur dieses vulkanisch-plutonischen Gürtels aus dem Proterozoikum ist den kontinentalen Randgürteln des Andentyps sehr ähnlich. Unter Berücksichtigung dieser Analogie kann davon ausgegangen werden, dass der gotische Gürtel im Proterozoikum eine Randstellung einnahm und oberhalb der Subduktionszone entstand.

Auch die Zusammensetzung und Struktur der westlichsten tektonischen Einheit des Baltischen Schildes, des svekonorwegischen Blocks, ist höchst individuell. Dieses tektonische Element steht in seiner Struktur, Entwicklungsgeschichte und dem Zeitpunkt der endgültigen Kratonisierung in der Nähe des Grenville-Orogengürtels Nordamerikas und gilt als dessen östliche Verlängerung. Die Entstehungszeit der ältesten Gesteine ​​der svekonorwegischen Zone entspricht dem Intervall von 1,75 bis 1,9 Milliarden Jahren. Sie wurden während der Epoche der Gotik (auf dem Niveau von 1,7 bis 1,6 Milliarden Jahren) und der dalsladisch-svekonovergischen (1,2 bis 0,9 Milliarden Jahre) Orogenese erheblich überarbeitet. Interne Struktur Der Block zeichnet sich durch eine beachtliche Komplexität aus und stellt eigentlich eine Collage aus Kratonik, Inselbogen etc. dar. Terraner. Die metamorphosierten vulkanisch-sedimentären und terrigenen Sequenzen des frühen bis mittleren Proterozoikums sind in unterschiedlichem Ausmaß am weitesten entwickelt.

Im Allgemeinen tendieren die Aufschlüsse der frühproterozoischen Komplexe der baltischen und ukrainischen Schilde zu den Nahtzonen, die die archaischen Blöcke begrenzen, und weisen im Gegensatz zu letzteren eine vielfältigere Zusammensetzung und Struktur auf.

Im Osten des Kola-Blocks, in der Nähe der Suturzone, füllen die Ablagerungen des unteren Proterozoikums das Keivsky-Synklinorium und werden durch eine gleichnamige Serie repräsentiert, die diskordant über archäischen Gneisen liegt. Die Keivy-Serie ist mit Sedimenten gefüllt, die typisch für einen passiven Kontinentalrand sind: An der Basis befinden sich Konglomerate mit Fragmenten archaischer Gesteine, dann eine dicke Abfolge von Tonschiefern und Paragneissen und an der Spitze Arkose-Sandsteine ​​​​sowie Zwischenschichten von Dolomiten, einschließlich Stramotaliten. Das Alter der Granite, die die Serie durchbrechen, beträgt 1900-2000 Millionen Jahre.

Das Proterozoikum der Nahtzone der Kola- und Weißmeerblöcke (Pechenga- und Imadra-Varzug-Zonen) ähnelt in Struktur und Zusammensetzung den Phanerozoikum-Ophiolith-Gürteln. Die überwiegende Mehrheit des Abschnitts besteht aus Effusiven der Hauptsache, in geringeren Grades mittlere und ultrabasische Zusammensetzungen. Viele Laven haben eine Kissenstruktur. Unter den Laven gibt es Horizonte von Konglomeraten, Arkosen und Quarziten, die Fragmente von archäischen Gneisen und Graniten enthalten. Der Abschnitt ist mit ultramafischen, Gabbro-, Gabbronorit- und Anorthositkörpern gesättigt. Das wahrscheinliche Alter der Gesteine ​​beträgt 1900-1800 Millionen Jahre, das Alter der Metamorphose 1800-1700 Millionen Jahre.

Die frühproterozoischen Komplexe der ostkarelischen Suturzone, die sich zwischen dem Karelischen und dem Weißen Meeresblock befinden, sind geodynamisch mit Subduktionsvorgängen verbunden. Diese Formationen werden als Teil des Sumian-Komplexes beschrieben. Das Alter der Ablagerungen beträgt 2400 Millionen Jahre. Im Allgemeinen besteht der Komplex aus zwei Arten von Ablagerungen – vulkanogenen (Tungut-Reihe), die durch eine kontinuierliche Reihe von Basalten über Andesiten bis hin zu Rhyoliten gekennzeichnet sind, und Geröll (Sarioli-Reihe). Das Sumium des Karelischen Blocks war Faltung und Metamorphose ausgesetzt und wurde von Plagiograniten mit einem Alter von etwa 2000 Ma durchdrungen.

Im interne Teile Archäische Blöcke aus der Wende von ~ 2,3 Milliarden Jahren (Seletska-Faltung), das Auftreten von im Wesentlichen terrigenen Sedimenten der Protoplattform-Abdeckung wird festgestellt. Der Abschnitt dieses Komplexes wird durch drei Schichten dargestellt: Jatulium - Quarzkonglomerate, Kiessteine, Sandsteine, die mit seltenen Basaltdecken eingebettet sind; Suisariy - Tonschiefer, Phyllite, Dolomite mit Zwischenschichten aus tholeiitischen Basalten; Vepsian - Konglomerate und Sandsteine ​​mit Gabbro-Diabas-Lamellen.

Auf dem Ukrainischen Schild gehört die berühmte Krivoy-Rog-Reihe, die reiche Vorkommen an Jespelit-Erzen enthält, zum frühen Proterozoikum. Es ist hauptsächlich entlang der Zone Krivoy Rog an der Grenze zwischen den Blöcken Dnjepr und Kirowograd sowie entlang der Zone Orekhovo-Pavlograd lokalisiert, die die Blöcke Dnjepr und Asow begrenzt und schmale Verwerfungssynklinorien bildet. Ein vollständiges Analogon der Krivoi Rog-Serie ist die bekannte Kursk-Serie des Woronesch-Massivs. Absolutes Alter dieser Ablagerungen fällt in den Zeitraum von 2500 bis 1880 Millionen Jahren. Der Abschnitt wird von unten nach oben durch drei Schichten dargestellt: im Wesentlichen detritisch (Quarzit-Sandstein, Konglomerat, Phyllit, Graphitschiefer); flyschartig (rhythmischer Wechsel von Jespeliten und Hornsteinen); terrigen (Konglomerate, Kies, Quarzite). Die Gesamtmächtigkeit beträgt 7-8 km, alle Ablagerungen sind von Graniten mit einem Alter von 2,1 - 1,8 Milliarden Jahren durchdrungen

Das Fundament der osteuropäischen Plattform wird durch schmale, tiefe (bis zu 3 km oder mehr) grabenartige Tröge (Aulacogens) - tote Strahlen der Antike - durchbrochen Rift-Systeme. In der Entwicklungsgeschichte der Plattform werden drei Hauptepochen der Grabenbildung skizziert: Riphean, Devon und Perm (Oslograben).

Riphean Aulacogene sind die zahlreichsten. Sie bilden ein fast rechteckiges Netzwerk in nordöstlicher und nordwestlicher Richtung und unterteilen das Fundament der Plattform in eine Reihe von Blöcken, die ungefähr Schilden und untergetauchten Massiven entsprechen. Das längste (mindestens 2000 km) ist das System nordöstlicher Gräben, das sich vom westlichen Ende des ukrainischen Schildes bis zur Kreuzung des Timan mit dem Ural erstreckt und aus zwei unabhängigen Aulakogenen besteht: Orsha-Volyn-Kresttsovsky im Westen und Sredne -Russisch im Osten. Von der Stelle, an der sie sich treffen, geht nach Südosten die Pachelma-Paläorift ab und nach Nordwesten, weniger klar definiert, die Ladoga. Die Kandalaksha- und Mezen-Graben nähern sich dem mittelrussischen Aulakogen fast im rechten Winkel von Norden. Ganz im Osten der Plattform, auf dem Wolga-Ural-Bogen, befindet sich das Kaltasinsky-Aulakogen. Die Grabenfüllungskomplexe werden von rot gefärbten, groben klastischen Schichten des Mittleren Riphean dominiert, die durch Erosion nahe gelegener Hebungen gebildet wurden. An der Basis des Abschnitts treten oft dicke (bis zu 400 m) Lavadecken aus Basalten, Tuffen, vulkanischen Brekzien und Doleritschwellen auf. Unter den magmatischen Komplexen sind bimodale alkalisch-ultrabasische Reihen mit Karbonatiten charakteristisch. Weiter oben im Abschnitt werden die vulkanisch-terrigenen Riphean-Formationen durch vendische seichte Meeressedimente ersetzt, deren Schichten von den Gräben zu den angrenzenden Grundblöcken reichen, was auf die Beteiligung großer Bereiche der Plattform an der Senkung, der Formation, hinweist von Sedimentbecken und damit der Beginn der Akkumulation der Plattformabdeckung.

Die zweite Epoche der Kontinentalspaltung ist mit der Entstehung des Prypjat-Dnjepr-Donezk-Aulakogens sowie einer Reihe von Gräben entlang des östlichen Randes der Plattform verbunden. Die Bildung des Dnjepr-Donezk-Grabens, der das ukrainische und das Woronesch-Massiv trennte, fand am Ende des mittleren bis späten Devons statt und wurde von intensivem Magmatismus begleitet: Ergüsse von alkalischen Basalten, das Eindringen von alkalisch-ultrabasischen Intrusionen. Das Oberdevon ist durch Evaporite gekennzeichnet, die das Absinken des Paläorifts und seine Verbindung mit dem Meeresbecken markieren. Im Karbon war diese Region ein Ort der Ansammlung dicker Schichten paralleler Kohlen (Donbass), und am Ende des Perms erfuhr ihr östlicher Teil infolge der Konvergenz der ukrainischen und Woronesch-Schilde starke Verformungen. Terrigene Sedimentation innerhalb des Aulacogens setzte sich während des gesamten späten Paläozoikums und bis ins Mesozoikum fort.

Der größte Teil der Plattform, mit Ausnahme der Schilde, ist von der Sedimentdecke des Phanerozoikums bedeckt. Seine Entstehung erfolgte in drei Phasen, die in direktem Zusammenhang mit der Dehnung des Grundgebirges und der Entwicklung der umgebenden Ozeane standen.

Der vendisch-unterpaläozoische Komplex setzt sich zusammen aus: einem Streifen, der die osteuropäische Plattform diagonal kreuzt und den baltischen Schild von den südlichen kristallinen Massiven trennt (Moskauer Syneklise); ein Streifen entlang der Teiseira-Tornquist-Linie (baltische Syneklise) und ein Streifen, der sich entlang des Timan erstreckt (Mezen-Syneklise). Sedimentbecken dieser Zeit bildeten sich entweder über den Riphean-Aulakogenen oder entlang der passiven Ränder des osteuropäischen Kontinents. Die Zusammensetzung des Vendian-Unterpaläozoikum-Plattformkomplexes wird durch flache sandig-lehmige und im oberen (Ordovizium-Silur) - Karbonatsedimente mit Evaporiten dargestellt. Von nicht geringer Bedeutung ist die für das frühe Vendian charakteristische breite Entwicklung von Tilliten, die auf eine Blattvergletscherung hinweist.

Der mittel-oberpaläozoische Komplex erbt stellenweise frühere Vertiefungen, wie in der Moskauer Syneklise, aber das Hauptvolumen der Abdeckung konzentriert sich auf die östlichen und südöstlichen Ränder der Plattform und in der Region des Dnjepr-Donezker Aulakogens. Südlich und südöstlich des Bahnsteigkomplexes hauptsächlich beginnt mit dem mittleren Devon. Die Bildung von Erweiterungsstrukturen - devonische Gräben - ist mit den Anfangsperioden ihrer Entstehung verbunden. Der vollständigste Abschnitt (vom mittleren Ordovizium bis zum Unterkarbon) ist charakteristisch für den östlichen Rand der Plattform, wo er an den Deckenschubverschiebungen des Westhangs des Urals beteiligt ist. In seiner Zusammensetzung kann es getrost mit den Sedimenten passiver Kontinentränder verglichen werden. Am bemerkenswertesten für den betrachteten Komplex sind Karbonatsedimente, einschließlich Rifffazies, die im frühen und späten Devon, im Karbon und im frühen Perm zahlreich sind. Das Oberdevon ist durch die Verteilung von gesättigten Tonfazies gekennzeichnet organischer Kohlenstoff. Ihre Anhäufung ist mit stehenden Gewässern verbunden. Im Perm trocknete das Sedimentbecken durch das Wachstum des Urals und das Aufschieben der Rücken auf die Plattform allmählich aus und es bildeten sich salzhaltige Schichten. Das Ergebnis dieses Prozesses war die Bildung des Cis-Ural-Randvordergrundes, gefüllt mit einer kräftigen roten Melasse, einem Produkt der Zerstörung des Uralgebirges.

Der meso-känozoische Komplex entwickelt sich nur entlang der südlichen Peripherie der Plattform: im Kaspischen Becken, im Pripyat-Dnjepr-Trog und im Schwarzmeerbecken. Das Meer drang im späten Jura und in der frühen Kreidezeit nur in schmalen Zungen über diesen Streifen hinaus und bildete dünne Sedimentschichten. Der Komplex wird von terrigenen Schichten dominiert, Schreibkreide hat sich nur während der Zeit der maximalen Transgression in der Oberkreide angesammelt. Die Mächtigkeit des Komplexes ist gering und übersteigt nur gelegentlich 500 m.

OSTEUROPÄISCHE PLATTFORM

Auswahlgeschichte

1894 sonderte A. P. Karpinsky zum ersten Mal die Russische Platte aus und verstand sie als Teil des Territoriums Europas, das durch die Stabilität des tektonischen Regimes während des Paläozoikums, Mesozoikums und Känozoikums gekennzeichnet war. Etwas früher hat Eduard Suess in seinem berühmten Buch „Das Antlitz der Erde“ auch den russischen Teller und den skandinavischen Schild herausgegriffen. In der sowjetischen geologischen Literatur wurden Platten und Schilde als konstituierende Einheiten größerer Strukturelemente der Erdkruste - Plattformen - betrachtet. In den 1920er Jahren verwendete G. Stille den Begriff "Fennosarmatia", um diese Plattform zu bezeichnen. Später führte A. D. Arkhangelsky das Konzept der "osteuropäischen Plattform" in die Literatur ein und wies darauf hin, dass Schilde und eine Platte (russisch) in ihrer Zusammensetzung unterschieden werden können. Dieser Name fand schnell Eingang in die geologische Verwendung und spiegelt sich in der neuesten International Tectonic Map of Europe (1982) wider.

Als A. P. Karpinsky Ende des letzten Jahrhunderts erstmals alle geologischen Daten für das europäische Russland zusammenfasste, gab es auf seinem Territorium keinen einzigen Brunnen, der bis in den Keller reichte, und es gab nur wenige kleine Brunnen. Nach 1917 und insbesondere nach dem Großen Vaterländischen Krieg schritt die geologische Untersuchung der Plattform in rasantem Tempo voran, wobei die neuesten Methoden der Geologie, Geophysik und Bohrungen zum Einsatz kamen. Es genügt zu sagen, dass es derzeit Tausende von Bohrlöchern im europäischen Teil der UdSSR gibt, die in das Fundament der Plattform eingedrungen sind, und es gibt Hunderttausende von flacheren Bohrlöchern. Die gesamte Plattform wird von gravimetrischen und magnetometrischen Beobachtungen abgedeckt, und DSS-Daten sind für viele Bereiche verfügbar. In letzter Zeit wurden Satellitenbilder weit verbreitet verwendet. Daher haben wir derzeit ein riesiges neues faktisches geologisches Material, das jedes Jahr aufgefüllt wird.

Plattformgrenzen

Die Grenzen der osteuropäischen Plattform sind äußerst scharf und klar (Abb. 2). An vielen Stellen wird es durch geradlinige Überschiebungszonen und tiefe Verwerfungen begrenzt, die N. S. Shatsky Randnähte oder Randsysteme nannte, die die Plattform von den gefalteten Strukturen trennen, die sie umrahmen. Allerdings können die Grenzen der Plattform nicht an allen Stellen mit ausreichender Sicherheit gezogen werden, insbesondere dort, wo ihre Randabschnitte tief eingetaucht sind und das Fundament nicht einmal von Tiefbohrungen durchdrungen wurde.

Die östliche Grenze der Plattform wird unter der spätpaläozoischen Cis-Ural-Vortiefe, beginnend bei Polyudov Kamen, durch das Ufimskoe-Plateau zum Karatau-Felsvorsprung bis zum Zusammenfluss der Flüsse Ural und Sakmara verfolgt. Die hercynischen Faltstrukturen des Westhangs des Urals werden zum östlichen Rand der Plattform geschoben. Nördlich von Polyudov Kamen biegt die Grenze nach Nordwesten ab, verläuft entlang des Südwesthangs des Timan-Kamms, weiter zum südlichen Teil

Reis. 2. Tektonisches Schema der Osteuropäischen Plattform (nach A. A. Bogdanov, mit Ergänzungen):

1 - Vorsprünge auf der Oberfläche des prä-Riphean-Kellers (I - Baltische und II - Ukrainische Schilde); 2 - Isohypsen der Kelleroberfläche (km), die die wichtigsten Strukturelemente der russischen Platte umreißen (III - Voronezh und IV - Weißrussische Anteclise; V - Tatar und VI - Tokmovsky-Bögen der Wolga-Ural-Anteclise; VII - Baltikum, VIII - Moskau und IX - Kaspische Syneklise; X - Dnjepr-Donezk-Mulde; XI - Schwarzmeersenke; XII - Dnjestr-Mulde); 3 - Entwicklungsgebiete der Salztektonik; 4 - epibaikalische Timan-Pechora-Platte, äußere ( a) und intern ( b) Zonen; 5 - Caledoniden; 6 - hercynides; 7 - Hercynische Randtäler; 8 - Alpen; 9 10 - Aulakogene; 11 - Überschiebungen, Überschiebungen und Überschiebungsrichtung von Gesteinsmassen; 12 - moderne Bahnsteigbegrenzungen

Kanin-Halbinsel (westlich der Tschechischen Bucht) und weiter zur Rybachy-Halbinsel, Kildin-Insel und Varanger-Fjord. Überall in diesem Raum werden die geosynklinalen Schichten von Riphean und Vendian über die alte osteuropäische Plattform (in der kaledonischen Zeit) geschoben. Für eine solche Grenzziehung zwingen geophysikalische Daten, die auf die Fortsetzung der Strukturen der Riphean-Schichten des nördlichen und polaren Urals, der sogenannten Präuraliden, in nordwestlicher Richtung in Richtung der Bolynzemelskaya-Tundra hindeuten, zur Neigung. Dies wird durch gebänderte magnetische Anomalien deutlich, die sich deutlich von den Mosaikanomalien des Magnetfelds der Russischen Platte unterscheiden. Das magnetische Minimum, das den Riphean-Schiefer charakterisiert

die Timan-Schichten, nehmen auch die westliche Hälfte des Petschora-Tieflandes ein, und ihre östliche Hälfte hat laut R. A. Gafarov und A. K. Ural bereits ein anderes, gestreiftes, wechselndes Magnetfeld, ähnlich 1 . Nordöstlich von Timan wurde das Fundament der epibaikalischen Timan-Pechora-Platte, repräsentiert durch effusiv-sedimentäre und metamorphe Gesteine ​​des Riphean-Vendian (?), durch eine Reihe von Tiefbrunnen freigelegt.

Die nordwestliche Begrenzung der Plattform, ausgehend vom Varangerfjord, ist unter den Kaledoniden Nordskandinaviens verborgen, die über den baltischen Schild geschoben werden (siehe Abb. 2). Die Überschiebungsamplitude wird auf mehr als 100 km geschätzt. Im Bereich Bergen geht die Bahnsteiggrenze in die Nordsee über. Zu Beginn unseres Jahrhunderts skizzierte A. Tornkvist die westliche Grenze der Plattform entlang der Linie von Bergen - ungefähr. Bonholm - Pomorie - Kuyavsky-Dünung in Polen (dänisch-polnisches Aulakogen), entlang dieser Linie gibt es eine Reihe von staffelförmigen Brüchen mit einer stark abgesenkten Südwestflanke. Seitdem wird diese Grenze „Tornquist Line“ genannt. Dies ist die "minimale" Plattformgrenze. Die Grenze der Osteuropäischen Plattform (Tornquist-Linie) im Bereich von ca. Rügen wendet sich nach Westen, verlässt die Halbinsel Jütland innerhalb der Plattform und trifft irgendwo in der Nordsee auf eine Fortsetzung nördliche Grenze Plattform entlang der Vorderseite der Überschiebung Caledonides und hinaus in die Nordsee in Skandinavien.

Von den nördlichen Ausläufern des Sventokrzysz-Gebirges kann die Plattformgrenze unter dem Karpaten-Randvordergrund bis nach Dobruja an der Mündung der Donau verfolgt werden, wo sie scharf nach Osten abbiegt und südlich von Odessa durch den Siwasch und das Meer von verläuft ​​Azov, wird östlich von Yeysk aufgrund des Eintritts der in den Körper der Plattform gefalteten Hercynian-Strukturen von Donbass unterbrochen und taucht in der Kalmückischen Steppe wieder auf. Es sei darauf hingewiesen, dass an der Stelle, an der sich die Karpaten im Süden und im Norden nach Westen wenden, die Plattform an die Baikaliden (Rava - russische Zone) grenzt. Trotz der allgemeinen Geradheit der Grenzen der Plattform in der Schwarzmeerregion wird sie durch zahlreiche Querbrüche unterbrochen.

Weiter verläuft die Grenze südlich von Astrachan und wendet sich nach Nordosten entlang der südlichen Emba-Verwerfungszone, die einen schmalen vergrabenen hercynischen Trog (Aulacogen) nachzeichnet und mit dem Zilair-Synclinorium des Urals verschmilzt. Dieses South Emba Hercynian Aulacogen schneidet seinen tief untergetauchten Block innerhalb von Ustyurt von der Plattform ab, wie die DSS-Daten vermuten lassen. Vom Aktobe Cis-Ural folgt die Plattformgrenze genau nach Süden entlang der Westküste Aralsee bis zum Barsakelmes-Trog, wo er entlang der Mangyshlak-Gissar-Verwerfung fast rechtwinklig nach Westen abbiegt. Es gibt auch die Meinung, dass der Keller im Nord-Ustjurt-Block aus der Baikalzeit stammt, d. H. In der südöstlichen Ecke des Bahnsteigs tritt fast die gleiche Situation auf wie in der westlichen Ecke, was mit der Unsicherheit des Alters des verbunden ist gefalteter Keller bis zu einer beträchtlichen Tiefe untergetaucht.

Somit sieht die osteuropäische Plattform wie ein riesiges Dreieck aus, dessen Seiten nahezu geradlinig sind. Ein charakteristisches Merkmal der Plattform ist das Vorhandensein tiefer Vertiefungen entlang ihrer Peripherie. Von Osten ist der Bahnsteig begrenzt

hercynides des Urals; von Nordosten - Timan Baikaliden; von Nordwesten - die Kaledoniden Skandinaviens; von Süden - hauptsächlich von der epihercynischen skythischen Platte des Alpen-Mittelmeer-Gürtels, und nur im Bereich der Ostkarpaten grenzen gefaltete Alpenketten, die den Baikaliden und Hercyniden überlagert sind, eng an die Plattform an.

Das Verhältnis von Fundament und Deckung

Das Fundament der Plattform besteht aus metamorphen Formationen des unteren und oberen Archaikums und des unteren Proterozoikums, in die Granitoid-Intrusionen eingedrungen sind. Die Ablagerungen des oberen Proterozoikums, in denen Riphean und Vendian unterschieden werden, gehören bereits zur Plattformabdeckung. Daher kann das Alter der Plattform, bestimmt aus der stratigraphischen Position der ältesten Abdeckung, als epi-frühes Proterozoikum bestimmt werden. Laut B, M. Keller und V. S. Sokolov kann der obere Teil der Formationen des unteren Proterozoikums, der durch sanft liegende Schichten aus Sandsteinen, Quarziten und Basalten dargestellt wird, die einfache Mulden bilden, auch zu den ältesten Ablagerungen der Abdeckung des Ostens gehören Europäische Plattform. Letztere sind oft durch Störungen kompliziert und nehmen an manchen Stellen die Form von breiten Gräben an. Gebiete mit einem Baikal-Keller sollten nicht in die antike Plattform aufgenommen werden.

Die älteste Plattformabdeckung weist einige Merkmale auf, die sie von einer typischen paläozoischen Plattformabdeckung unterscheiden. An verschiedenen Stellen auf der Plattform kann das Alter des ältesten Covers unterschiedlich sein. In der Entstehungsgeschichte der Bahnsteigabdeckung gibt es zwei grundsätzlich unterschiedliche Stadien. Der erste von ihnen entspricht laut A. A. Bogdanov und B. M. Keller offenbar der gesamten Riphean-Zeit und dem Beginn des frühen Vendian und ist durch die Bildung tiefer und enger grabenförmiger Vertiefungen gekennzeichnet - Aulacogene, laut N. S. Shatsky, schlecht hingerichtete metamorphosierte und manchmal dislozierte Ablagerungen von Riphean und Lower Vendian. Die Entstehung schmaler Vertiefungen war durch Verwerfungen und das strukturelle Muster der jüngsten gefalteten Kellerzonen vorbestimmt. Dieser Prozess wurde von einem ziemlich energischen Vulkanismus begleitet. A. A. Bogdanov schlug vor, dieses Entwicklungsstadium der Plattform aulakogen zu nennen, und die zu diesem Zeitpunkt gebildeten Ablagerungen sollten als untere Ebene der Plattformabdeckung identifiziert werden. Es sei darauf hingewiesen, dass die meisten Riphean-Aulakogene weiterhin im Phanerozoikum "lebten", indem sie gefalteten Cadwig- und Blockdeformationen ausgesetzt waren und sich stellenweise auch Vulkanismus manifestierte.

Die zweite Phase begann in der zweiten Hälfte des Vendian und wurde von einer signifikanten tektonischen Umstrukturierung begleitet, die sich im Tod von Aulakogenen und der Bildung von riesigen sanft abfallenden Depressionen ausdrückte - Syneklisen, die sich während des gesamten Phanerozoikums entwickelten. Ablagerungen der zweiten Stufe, die allgemein als Platte bezeichnet werden können, bilden die obere Ebene der Bahnsteigabdeckung.

Fundamentrelief und moderner Bahnsteigaufbau

Innerhalb der East European Platform, als Strukturen erster Ordnung, baltisch und Ukrainische Schilde und Russischer Herd. Seit dem Ende des Mittleren Proterozoikums ist der Baltische Schild tendenziell gestiegen. Der ukrainische Schild im Paläogen und Neogen war von einer dünnen Plattformabdeckung bedeckt. Entlastung der Stiftung

Die Russische Platte ist extrem stark zergliedert, mit einer Spannweite von bis zu 10 km, stellenweise sogar noch mehr (Abb. 3). In der Kaspischen Senke wird die Tiefe des Fundaments auf 20 oder sogar 25 km geschätzt! Der präparierte Charakter des Reliefs des Kellers wird durch zahlreiche Gräben - Aulakogene gegeben, deren Böden durch diagonale oder rautenförmige Störungen unterbrochen sind, entlang derer sich einzelne Blöcke mit der Bildung von Horsten und kleineren sekundären Gräben bewegten. Solche Aulakogene befinden sich im Osten der Plattform Sernovodsko-Abdulinsky, Kazansko-Sergievsky, Kirovsky; in der Mitte Pachelmsky, Dono-Medveditsky, Moskau, Zentralrussisch, Orsha-Krestsovsky; im Norden Kandalaksha, Keretsko-Leshukonsky, Ladoga; im Westen Lemberg, Brest und andere. Fast alle diese Aulakogene werden in der Struktur der Ablagerungen der unteren Ebene der Plattformabdeckung ausgedrückt.

In der modernen Struktur der Russischen Platte gibt es drei große und komplexe Anteclis, die sich in Breitenrichtung erstrecken: Wolga-Ural, Woronesch und Belarussisch(Siehe Abb. 3). Sie alle sind Abschnitte des Fundaments, die in Form komplexer ausgedehnter Gewölbe erhöht und durch Verwerfungen gestört sind, entlang derer ihre einzelnen Teile Verschiebungen unterschiedlicher Amplitude erfahren haben. Die Dicke der paläozoischen und mesozoischen Ablagerungen innerhalb der Anteclise beträgt normalerweise einige hundert Meter. Die Wolga-Ural-Anteklise, die aus mehreren Grundvorsprüngen besteht ( Tokmowski und tatarische Gewölbe), getrennt durch Vertiefungen (z. B. Melekesskaya), gefüllt mit Ablagerungen aus dem mittleren und oberen Paläozoikum. Anteclises werden durch Wälle kompliziert ( Vyatsky, Zhigulevsky, Kamsky, Oksko-Tsninsky) und Flexuren ( Buguruslanskaya, Tuymazinskaya usw.). Der Wolga-Ural-Anteklis ist vom Kaspischen Becken durch einen Streifen von Biegungen, die "Zonen" genannt werden, getrennt Perikaspische Versetzungen". Voronezh Anteclise hat ein asymmetrisches Profil - mit steilen südwestlichen und sehr sanften nordöstlichen Ausläufern. Es trennt sich von der Wolga-Ural-Anteclise Pachelma aulacogen, die in das Kaspische Becken und die Moskauer Syneklise mündet. In der Gegend von Pawlowsk und Boguchar ist das Fundament der Anteclise an der Oberfläche freigelegt und im Südosten kompliziert Dono-Medveditsky-Wall. Belarussische Anteclise, das die kleinsten Abmessungen hat, ist mit dem Baltischen Schild verbunden lettisch, und mit der Voronezh-Anteclise - Bobruisk-Sättel.

Moskau Syneklise Es ist eine riesige untertassenförmige Senke mit Neigungen an den Flügeln von etwa 2-3 m pro 1 km. Polnisch-litauische Syneklise Es wird im Osten vom Lettischen Sattel und im Süden vom Weißrussischen Vorgebirge eingerahmt und kann im Wasserbereich der Ostsee verfolgt werden. Stellenweise wird es durch lokale Erhebungen und Vertiefungen erschwert.

Südlich des Anteclise-Streifens gibt es eine sehr tiefe (bis zu 20-22 km) Kaspische Depression, im Norden und Nordwesten deutlich durch Biegezonen begrenzt; schwierig Dnjepr-Donezk grabenähnlicher Trog, trennbar Felsvorsprung von Tschernihiw auf der Pripjatski und Dnjepr-Tröge. Der Dnjepr-Donezk-Trog wird vom Süden durch den ukrainischen Schild begrenzt, der sich südlich davon befindet Schwarzes Meer Depression gefüllt mit spätmesozoischen und känozoischen Ablagerungen.

Abb. 3. Schema des Reliefs des Fundaments der russischen Platte (unter Verwendung des Materials von V. E. Khain):

1 - Vorsprünge des prä-Riphean-Fundaments an die Oberfläche. Russischer Herd: 2- Gründungstiefe 0-2 km; 3 - die Tiefe des Fundaments mehr als 2 km beträgt; 4 - wichtigste diskontinuierliche Verstöße; 5 - epibaikalische Platten; 6 - Caledoniden; 7 - hercynides; 8 - epipaläozoische Platten; 9 - Hercynischer Vorbau; 10 - Alpen; 11 - Alpine Randtäler; 12 - Stöße und Abdeckungen. Die Zahlen in den Kreisen sind die wichtigsten Strukturelemente. Schilde: 1- Ostsee, 2 - Ukrainisch. Anteclise: 3- Belarussisch, 4 - Woronesch. Gewölbe der Wolga-Ural-Anteclise: 5- Tatarisch, 6 - Tokmowski. Syneklise: 7- Moskau, 8 - Polnisch-Litauisch, 9 - Kaspisch. Epibaikalische Platten: 10 - Timan-Pechora, 11 - Mysian. 12 - Gefaltete Struktur des Urals, 13 - Cis-Ural-Trog. Epipaläozoische Platten: 14 - Westsibirisch, 15 - Skythen. Alpen: 16 - Ostkarpaten, 17 - Bergige Krim, 18 - Großer Kaukasus. marginale Abweichungen: 19 - Vorkarpaten, 20 - Westkuban, 21 - Terek-Kaspisch

Der Westhang des Ukrainischen Schildes, der im Paläozoikum durch eine stetige Ablenkung gekennzeichnet war, wird manchmal als gekennzeichnet Transnistrische Mulde, verschmelzen mit Lemberger Depression. Letzteres wird getrennt Ratnensky-Felsvorsprung Stiftung aus Brester Depression, im Norden von der belarussischen Anteclise begrenzt.

Plattform-Gründungsstruktur

Archaische und teilweise untere proterozoische Sedimente, die die Grundlage der Osteuropäischen Plattform bilden, sind Schichten von primären Sedimenten, vulkanisch-sedimentären und vulkanischen Gesteinen, die in unterschiedlichem Maße metamorphosiert wurden. Archaische Formationen zeichnen sich durch eine sehr starke und spezifische Faltung aus, die mit dem plastischen Fließen des Materials bei hohen Drücken und Temperaturen verbunden ist. Strukturen wie Gneiskuppeln, die zuerst von P. Escola in der nördlichen Ladoga-Region identifiziert wurden, werden oft beobachtet. Das Fundament der Plattform ist nur auf dem baltischen und ukrainischen Schild freigelegt, während es im übrigen Raum, insbesondere in großen Anteclisen, durch Bohrlöcher freigelegt und geophysikalisch gut untersucht wurde. Für die Zerstückelung von Grundgesteinen sind die Daten zur Bestimmung des absoluten Alters wichtig.

Innerhalb der Osteuropäischen Plattform sind die ältesten Gesteine ​​mit einem Alter von bis zu 3,5 Milliarden Jahren oder mehr bekannt, die im Grundgebirge große Blöcke bilden, die von jüngeren Faltungszonen des späten Archaikums und frühen Proterozoikums eingerahmt werden.

Fundamentauslässe an die Oberfläche. Die Oberfläche des Baltischen Schildes ist scharf zergliedert (bis zu 0,4 km), aber die Freilegung aufgrund der Bedeckung mit quartären Gletscherablagerungen ist immer noch schwach. Die Untersuchung des Präkambriums des Baltischen Schildes ist mit den Namen von A. A. Polkanov, N. G. Sudovikov, B. M. Kupletsky, K. O. Kratz, S. A. Sokolov, M. A. Gilyarova und dem schwedischen Geologen N. Kh. Magnusson verbunden , Finnisch - V. Ramsey, P B. Eskol, A. Simonen, M. Härme und viele andere. Kürzlich wurden die Arbeiten von A. P. Svetov, K. O. Kratz und K. I. Heiskanen veröffentlicht. Der ukrainische Schild ist von känozoischen Ablagerungen überlagert und viel schlimmer exponiert als der baltische. Das Präkambrium des ukrainischen Schildes wurde von N. P. Semenenko, G. I. Kalyaev, N. P. Shcherbak, M. G. Raspopova und anderen untersucht. Derzeit eine erhebliche Überarbeitung der Daten über die geologische Struktur der baltischen und ukrainischen Schilde und geschlossene Gebiete Russische Platte.

Archaische Formationen. Auf dem Baltischen Schild in Karelien und auf der Kola-Halbinsel kommen die ältesten Ablagerungen an die Oberfläche, vertreten durch Gneise und Granulite mit einem Alter (radiometrisch deutlich jünger) von 2,8-3,14 Milliarden Jahren. Anscheinend bilden diese Schichten die Grundlage der sogenannten belomorid, bildet in Karelien und im Süden der Kola-Halbinsel eine nordwestliche Streikzone und im Norden der Halbinsel das Murmansk-Massiv. Belomoriden in der Zusammensetzung Keret, Hetolambin und Loukh-Suite in Karelien u Tundra und lebjaschinskaja auf der Kola-Halbinsel sind durch verschiedene Gneise vertreten, darunter aluminiumhaltige (Lukh-Formation), Amphibolite, Pyroxen- und Amphibol-Kristallschiefer, Diopsid-Calciphyre, Komatiite, Drusite und andere primäre Sediment- und Vulkangesteine ​​basischer und ultrabasischer Zusammensetzung mit zahlreichen Intrusionen verschiedener Formen. Hoch metamorphosierte Schichten bilden Gneisdome, erstmals beschrieben von P. Escola bei Sortovala, mit einer sanften, fast horizontalen Lagerung von Ablagerungen im Bogen und komplexer Faltung entlang der Ränder. Die Entstehung solcher Strukturformen ist nur in großen Tiefen unter Bedingungen hoher Temperaturen und Drücke möglich, wenn die Substanz die Fähigkeit zur plastischen Verformung und zum Fließen erlangt. Vielleicht „schweben“ Gneisdome wie Salzdiapire. Die absoluten Alterswerte für Belomoriden fallen nicht älter als 2,4-2,7 Milliarden Jahre. Diese Daten geben jedoch zweifellos ein zu junges Alter der Felsen an.

Auf den niederarchaischen Ablagerungen der Belomoriden in Karelien kommt eine Schicht spätarchaischen Alters vor ( lopius), vertreten durch ultrabasische (Komatiite mit Spinifex-Struktur), basische und seltener mittlere und felsische Vulkangesteine, die Massive von ultramafischen und Plagiograniten einschließen. Die Beziehung dieser mehr als 4 km mächtigen protogeosynklinalen Ablagerungen zum Grundgebirge ist nicht ganz klar. Die vermuteten Konglomerate an der Basis des Lobiums sind höchstwahrscheinlich Blastomylonite. Die Bildung dieser typischen Grünsteinablagerungen ist beendet Rebolsk-Faltung um die Wende von 2,6 bis 2,7 Milliarden Jahren.

Paragneise und Tonschiefer mit hohem Tonerdegehalt sind analog zu Lopium auf der Kola-Halbinsel. Höhlenserie, sowie verschiedenartig verwandelte Gesteine Tundra-Serie(im Südosten), wobei letztere möglicherweise Produkte der Diaphthorese älterer Ablagerungen sind.

Auf der Ukrainischer Schild Die ältesten archaischen Gesteinskomplexe sind weit verbreitet und bilden vier große Blöcke, die durch Verwerfungen von den Schiefer-Eisenerz-Sequenzen des unteren Proterozoikums getrennt sind, die schmale Synklinorzonen nahe der Verwerfung bilden. Volyn-Podolsky, Belotserkovsky, Kirowogradsky, Dnjepr und Asow blockiert(von West nach Ost) bestehen aus verschiedenen archäischen Schichten, und die Belotserkovsky- und Dnjepr-Blöcke sind Amphibolite, Metabasiten, Jaspilite Konk-Werchowez, Belosersk Reihe, d. h. Gesteine ​​von primärer Grundzusammensetzung, die unter Bedingungen von Amphibolit-, manchmal Granulit-Fazies umgewandelt wurden und den Ablagerungen des Baltischen Schildlopiums ähneln. Die restlichen Blöcke bestehen hauptsächlich aus oberarchäischen Granitgneisen, Graniten, Migmatiten, Gneisen, Anatektiten - im Allgemeinen saure Gesteine, an einigen Stellen mit Relikten einer alten Gründung.

Auf der Voronezh Anteclise Gneise und Granitgneise sind die ältesten Gesteine, Analoga von Belomoriden und Dnepriden. Oboyan-Serie. Sie werden von Metabasiten überlagert. Michailowski-Reihe, offensichtlich zeitgleich mit lopius und Metabasiten der Dnjepr-Gruppe (Tabelle 2).

Formationen des unteren Proterozoikums Plattformen sind im Untergeschoss relativ schlecht entwickelt, auch auf Schilden, und unterscheiden sich stark von den ältesten archaischen Sequenzen, indem sie linear gefaltete Zonen oder isometrische Mulden bilden. Auf der Baltischer Schildüber den archäischen Komplexen mit einer deutlichen Diskordanz, Schichten sumiya und Sariolie. Die sumianischen Ablagerungen liegen näher an orogenen Formationen und werden durch terrigene Gesteine ​​und Metabasiten repräsentiert, die eng mit den darüber liegenden sariolianischen Konglomeraten verbunden sind und die sumianischen Sequenzen teilweise ersetzen können. Kürzlich, über dem Lopium und unter dem Sumium, hat K.I. suomiya, bestehend aus Quarziten, Karbonaten, Kiesel- und Amphibolschiefern und apobasaltischen Amphiboliten, die ein stratigraphisches Intervall von 2,6-2,7 - 2,0-2,1 Milliarden Jahren einnehmen und der Sortavala-Serie der nördlichen Ladoga-Region und der "marine jatulia" Finnlands entsprechen . Darunter fallen offenbar auch Flyschoid-Ablagerungen. Ladoga-Serie, oben liegend Sortawala.

Der Sumiy-Sariolian-Komplex ist im Wesentlichen eine vulkanische Schicht mit Konglomeraten im oberen Teil, seine Dicke beträgt bis zu 2,5 km. Die überwiegend primären basaltischen, andesit-basaltischen und selten mehr felsischen Vulkangesteine ​​sind mit Gräben verbunden, die laut A. P. Svetov die große bogenförmige Erhebung erschweren. Sariolium-Konglomerate sind eng mit Sumium-Strukturen verbunden, wobei letztere von K-Na-Graniten in Nordkarelien intrudiert werden.

Nach Schwächephasen Seletzka-Faltung, die um die Wende von 2,3 Milliarden Jahren stattfand, tritt die Region des modernen Baltischen Schildes ein

Tabelle 2

Schema der Unterteilung der Kellerformationen der Osteuropäischen Plattform

eine neue Stufe seiner Entwicklung, die bereits an eine Plattform erinnert. Ansammlung relativ dünner Schichten yatuliya, Suisaria und Vepsi vorausgegangen ist die Bildung einer Verwitterungskruste. Jatulium wird durch Quarzkonglomerate, Kiessteine, Sandsteine, Quarzite mit Spuren von Wellen und Trocknungsrissen dargestellt. Kontinentale Sedimentgesteine ​​sind mit Basaltdecken durchsetzt. Suisari-Lagerstätten bestehen im unteren Teil aus Tonschiefern, Phylliten, Schungiten, Dolomiten; im mittleren Teil - Abdeckungen aus Olivin- und Tholeiit-Basalten, Pikriten und im oberen Teil - herrschen wieder Sandsteine ​​​​und Tuffschiefer vor. Noch höher sind Konglomerate und polymikte Vepsi-Sandsteine ​​mit Gabbro-Diabas-Lamellen (1,1-1,8 Ga). Die Gesamtdicke all dieser Ablagerungen beträgt 1-1,2 km, und alle liegen fast horizontal und sind von Rapakivi-Graniten (1,67 Milliarden Jahre) durchschnitten.

Reis. 4. Schematische Darstellung der Beziehungen zwischen den Hauptkomplexen der präkambrischen (prä-riphäischen) Formationen auf dem Baltischen Schild (in Karelien):

1 - Protoplattformkomplex (Jatulian, Suisarian, Velsian) PR 1 2 ; 2 - proto-orogener Komplex (Sumium, Sariolia) PR 1 1 ; 3 - Protogeosynklinaler Komplex (lopiy, suomiy?) AR 1 2 ; 4 - Basiskomplex (Belomoriden und älter) AR 1 1

Somit wird in Karelien eine ziemlich eindeutige Abfolge von prä-Riphean-Gesteinskomplexen festgestellt (Abb. 4). Der Basiskomplex wird durch graue Gneise und ultrametamorphe Schichten der Belomoriden (unteres Archaikum) dargestellt. Darüber befindet sich ein protogeosynklinaler Lopian-Komplex aus Grünstein (oberes Archaikum), der diskordant von der prothorogenen Sumiya-Sariolien-Sequenz und den Protoplattform-Ablagerungen des Jatuliums, Suisarians und Vepsiums überlagert wird. Es zeichnet sich ein Bild ab, das den Geosynklinalen des Phanerozoikums nahe kommt, aber zeitlich sehr ausgedehnt ist.

Formationen des unteren Proterozoikums auf Kola-Halbinsel vorgestellt imandra-varzug und Pechenga Grünstein-Metabasit-Reihe mit einer Verwitterungskruste an der Basis, die schmale (5-15 km) Verwerfungstäler bildet, die zwischen archaischen Blöcken im Norden und Süden eingeschlossen sind, obwohl es möglich ist, dass der nördliche Murmansk-Block eine dicke (1 km) allochthone Plattenüberschiebung ist vom Norden zu jüngeren Formationen. Die Lagerstätten befanden sich am Ende des frühen Proterozoikums.

Auf der Ukrainischer Schild Das untere Proterozoikum ist das berühmte Krivoy Rog-Reihe, die schmale, 10-50 km breite Verwerfungssynklinorien bilden, die den archaischen Komplexen überlagert sind. Die Krivoy-Rog-Reihe ist in die untere terrigene Sequenz unterteilt

Reis. Abb. 5. Geologisches Profil des Erzbandes der Jakowlewski-Lagerstätte, Woronesch-Vorläufer (nach S. I. Chaikin):

1 - Alliten und wieder abgelagerte Erze; 2 - Martit- und Eisenglimmererze; 3 - Hydrohämatit-Martit-Erze; 4 - Eisen-Glimmer-Martit-Quarzite; 5 - eisenhaltige Hydrohämatit-Martit-Quarzite mit Schieferzwischenlagern; 6 - Konglomerate: 7 - Phyllite der Erzschiefer-Suite; 8 - supraorale Phyllite; 9 - dünn gebänderte Phyllite; 10 - Fehler

(Quarzit-Sandsteine, Konglomerate, Phyllite, Graphitschiefer); das mittlere ist Eisenerz, bestehend aus rhythmisch abwechselnden Jaspilithen und flyschartigen Schiefern; der obere ist meist terrigen (Konglomerate, Kies, Quarzite). Die Gesamtmächtigkeit der Serie beträgt bis zu 7-8 km, ihre Ablagerungen werden von Graniten mit einem Alter von 2,1-1,8 Milliarden Jahren durchdrungen.

Ein Analogon der beschriebenen Formationen auf Voronezh Anteclise Einlagen sind ebenfalls trinomial Kursk-Reihe mit einer Eisenerzsequenz im mittleren Teil, die schmale Synklinorzonen bildet, die in meridionaler Richtung orientiert sind und im magnetischen anomalen Feld gut verfolgt werden (Abb. 5). Jüngere terrigene und metabasitische Ablagerungen kommen im Osten der Voronezh-Anteclise vor Woronzow und Losevskaya-Reihe, die Fragmente von Jaspilit und eine große Anzahl von schichtförmigen Intrusionen von Ultrabasit (Mamon-Komplex) mit Kupfer-Nickel-Sulfid-Mineralisierung umfassen.