Itä-Euroopan alusta muodostaa Euroopan esikambrian perustan ja määrittää sen tärkeimmät rakenteelliset ja geomorfologiset piirteet.

Lava on eri-ikäisten taitettujen rakenteiden välissä. Luoteisosassa sitä rajaavat Caledonides - Atlantin liikkuvan vyöhykkeen taitetut vuoristomuodostelmat. Idässä se rajoittuu Uralin liikkuvan vyöhykkeen Hercynian taitettuihin rakenteisiin. Hercynian taitokset kehystävät alustan lännessä. Välimeren liikkuvan alueen alppimuodostelmat rajoittuvat Itä-Euroopan alustaan ​​etelästä.

Suurimmalle osalle sen rajoista Itä-Euroopan foorumilla on terävät, toissijaiset ääriviivat. Se on nivelletty Caledonidien kanssa, jotka työnnetään alustan yli tektonisella ompeleella. Kaikissa muissa koskettimissa lavan kideperusta on katkaistu vikojen takia. Sen reunat ovat vahvasti veden alla kohti etusyvyyksiä, jotka erottavat alustan viereisistä vuoristorakenteista.

Itä-Euroopan alustan nykyinen tektoninen kohokuvio määräytyy edellä käsitellyn esikambrian, paleotsoisen ja kenozoisen eri ikäisten vaurioiden järjestelmästä. Viat jakavat alustan kiteisen perustan lohkoiksi, jotka määräävät sen hypsometrian.

Tärkeä rooli Itä-Euroopan tasangon laiturin tektoorogeniassa on subtektonisilla maamuodoilla - suolarakenteilla ja ruskohiilen kupolilla, jotka ovat yleisiä monissa maan provinsseissa.

Suuri tekto-orogeeninen merkitys Itä-Euroopan alustalle on myös sisäkkäiset subgeosklinaaliset laskostetut rakenteet, ainoat laatuaan - Donetskin ja Timanin harjut.

Itä-Euroopan alustan perustan rakenteessa erotetaan seuraavat: Ukrainan kidekilpi ja Volyn-Podolskin syneklise eli levy, Baltian kilpi, Voronežin anteklise, Masurian ja Valko-Venäjän anteklise, Dnepri-Donetskin painuma ja Donetskin harju, Mustameri ja Kaspian painuma, Itämeren syneklise, Latvian satula, Orsha-Kresttsovsky-loukku, Moskovan synekliikki, Pachelmsky-loukku, Sursko-Mokshinsky-turvotus, Volga-Ural-anteklise, Zhiguli-kaari, Kaspian taivutus, Omutin Cis-Ural-paalujärjestelmä - Abdulinsky-loukku, Osinskaya-loukku, Omutinsky-loukku, Pre-Timan-kaukalo ja Timan-harju, Pechora-syneklise. Kaikki nämä kiteisen kellarin hypsometrian elementit on tunnistettu Euroopan tektonisessa kartassa vuonna 1964. Ne liittyvät jossain määrin geologisten muodostumien ja nykyaikaisen geomorfologisen pinnan elementtien jakautumiseen.

Näille alueellisille rakenteille on tunnusomaista: jotkut - kilvet - graniittikellarin kohokuvioituina alueina, toiset - ylängöt - alueina, joilla on pääasiassa heijastunut kohokuvio, ja toiset - alangot - alueiksi, joilla on tyypillinen kumulatiivinen kohokuvio. Rakennegeomorfologisten alueiden toisella ja kolmannella luokalla on paksu alustapeite. Tämä osoittaa alaspäin suuntautuvien liikkeiden vallitsevan Itä-Euroopan alustan tektonisessa kehityksessä, alkaen varhaisesta paleotsoicista. He tunnistivat tektonisen kohokuvion, enimmäkseen matalan tasangon, pääpiirteen, mikä erottaa sen muista itäisen pallonpuoliskon manneralustoista.

Itä-Euroopan alustassa erotetaan Ukrainan ja Baltian kidekilvet, jotka sijaitsevat vastaavasti alustan lounais- ja luoteisosissa.

Ukrainan kristallikilpi Krimin ja Karpaattien liikkuvan vyöhykkeen vieressä, jonka sijainti heijastaa sen ulkoreunaa.

Kilpi ulottuu jokilaakson luoteesta kaakkoon. Gorynista Azovinmerelle on melkein 1000 km. Sen leveys on paikoin yli 250 km. Kiteisen kellarin jakauma vastaa yleensä oikeanpuoleisia Dneprin ja Azovin ylänköjä.

Kilven kiteisten kivien pinta nousee: pohjoisessa - Ovruchin harju - jopa 315 m, keskiosassa - Bugin alueella - jopa 320 m ja etelässä - Azovin ylänkö - jopa 327 m m merenpinnan yläpuolella.

Viereisiä syvennyksiä kohti suojan pinta alenee ensin vähitellen, sitten se katkeaa äkillisesti vikojen takia. Maalatuissa osissa kiteisen kellarin lohkot ovat upotettuina 3-5 km:n syvyyteen ja Dnepri-Donetskin syvänteen aksiaalisessa osassa yli 8 km:n syvyyteen. Suojuksen reunaosat ovat levyjen muodossa, jotka on kallistettu syvennyksiin. Morfologisesti ne muistuttavat hyllyjä ja monissa tapauksissa olivatkin. Suurin osa rannikon meriesiintymistä on sen reunojen pinnalla, kuten voidaan nähdä Ukrainan kidekilven läntisellä Podolskin rinteellä.

Kiteisen esikambrian kellarin jyrkkiä haudattuja rinteitä leikkaavat syvät kanjonit ja laaksot, jotka ovat samanlaisia ​​kuin merenpohjan mannerrinteillä. Kuten jälkimmäinen, Ukrainan kidekilven ja muiden kilpien rinteillä olevilla laaksoilla on monimutkainen, ei vielä täysin selvitetty alkuperä. Tässä tapauksessa tektoniikka ja jokien eroosio olivat ratkaisevassa roolissa haudattujen laaksojen muodostumisessa. Jokilaaksoja laskettiin ja kehitettiin tektonisten häiriöiden, pääasiassa vaurioiden, vyöhykkeille. Merellinen hankaus, joka uusiutui toistuvasti kilpen geologisen kehityksen historian aikana, kun sen jyrkät rinteet muodostivat meren rantoja, oli tietty merkitys haudattujen laaksojen muotojen kehittymisessä.

Ukrainan kidekilven denudaatiopinnan ikä on hyvin vanha ja vaihtelee sen eri osissa. Kilven vanhimman lavan kannen jäänteitä edustaa Ovruch-muodostelma. Sen terrigeenivulkanogeenisen sekvenssin täyttää vanhemman prekambrialaisen kellarin tektoninen kouru. Prekambrian lopussa samanlainen kansi oli ilmeisesti jo laajalle levinnyt Itä-Euroopan alustalla. Ovruch-muodostelman esiintymisen perusteella voidaan päätellä, että prekambrian loppuun mennessä Ukrainan kidekilven pinta suurena osana Itä-Euroopan tasoa oli kokonaisuudessaan jo tasoitettu. Denudaatiolinjauksen alku juontaa juurensa myöhäiseen arkeaaniseen aikaan - siihen aikaan, kun alustan kiteinen aavikkotasango alkoi saada lohkorakenteen Krivoy Rog -järjestelmän vikojen muodostumisen vuoksi.

Ovruch-sarjan muodostumisen valmistumisen ja kilpen seuraavan vaiheen välisenä aikana alustan lounaisosa koki merkittäviä nousuja, mikä antoi sille ulkonäön kohonneelta lohkomaalta. Ripheanin jälkeen, erityisesti varhaisessa paleotsoikassa, alustan kiteisessä kellarissa on ollut teräviä muodonmuutoksia. Niiden seurauksena oli syvien vikojen muodostuminen, joka hahmotteli alustan modernin tektooorogenian pääpiirteet. Itä-Euroopan alustan varhaisen paleotsoisen kauden tärkeimpinä rakenneosina pidetään Itämeren kilpiä, Timanin ylänköä, Pachelman pohjaa, Dnepri-Donetskin painumaa, Ukrainan kidekilven länsirinteitä ja sen koko lounais- ja eteläreuna. Näitä ovat myös Välimeren ja Uralin liikkuvien vyöhykkeiden perustaminen laiturin viereen nykyisten rajojen sisällä, Mustanmeren ja Kaspianmeren painuma sekä Moskovan syneklise.

Ukrainan kidekilven länsirinteille ja koko tuolloin syntyneen Volyn-Podolskin syneklise-levyn alueelle laskeutui hyllymeriesiintymiä proterotsoisella ja varhaispaleotsoisella kaudella ja myöhemmin. Elefantti, joka on hieman vinossa lavan ulkoreunaan, säilyttää tämän asennon monille geologiset ajanjaksot. Kilven lännestä ja idästä sidoneet virheet olivat vulkanismin alueita. Tuolloin muodostuneet basaltit osallistuvat paikallisen reliefin rakenteeseen. Dnepri-Donetskin lamasta löydettiin myös huomattavan syvälle haudattuja basalttipeitealueita.

Ukrainan kidekilpi koki koko paleotsoisen, mesotsoisen ja paleogeenisen ajan havaittavia lohkoliikkeitä, jotka tapahtuivat yleisen vajoamisen tai nousun aulassa. Korotetut lohkot edustavat saaria. Laskettujen lohkojen päälle laskeutui sedimenttejä kilven pinnan syvennyksiin. Saatavilla olevat todisteet osoittavat, että jo kambrian aikana kilpikappaleiden liike oli erilaista. Kambrian lavan kannen jäänteet säilyivät suojapinnan syvennyksissä Bugin alueella ja hiilipitoisen - Boltyshin syvennyksessä.

Jurassin ja liitukauden rikkomusten aikakaudesta lähtien Ukrainan kidekilpi on ilmeisesti laskenut ajoittain merenpinnan alapuolelle. Tuon ajan esiintymät ovat säilyneet kellaripinnalla olevissa painoissa ja muinaisissa haudatuissa laaksoissa. Paleogeenin alussa kilven alue oli koko pituudeltaan erittäin kosteaa maata, jota peitti runsas kasvillisuus. Voimakas ruskohiilimuodostelma kerääntyi laajoille matalille alueilleen. Meren sedimentit, jotka ovat laskeutuneet kohokuvioihin, vaikuttivat pinnan yleiseen tasoittumiseen. Neogeenikaudella Ukrainan kidekilven alue oli meren peitossa vain osittain. Rantaviiva on jatkuvasti muuttunut ja lähestyy nykyaikaa. Neogeenin ja kvaternaarin rajalla, Kuyalnik-ajan jälkeen, rannikon sijainnin vaihteluita esiintyi moderni taso merelle tai hieman ylittänyt sen.

Kilven kohokuvion rakenteessa meriympäristö jätti kirkkaita jälkiä porrastetun kumulatiivisen kohokuvion muodossa. Nämä ovat tasaisia ​​pintoja, jotka ovat levinneet laajalle alueelle, ja niitä rajoittavat heikosti näkyvät reunat muinaisten rannikoiden alueella. Selkeimmin ne ovat säilyneet Sarmatian, Pontilaisen, Kimmerin ja Kuyalnikin altaissa, Itämeren suistotasangolla sekä muinaisilla Euxinian-, Karangatian- ja Azovin-Mustanmeren meriterassilla, jotka tunnetaan Mustanmeren alamaalla.

Kilven kohokuvion päällekkäisten elementtien muodostumisen viimeinen vaihe kuuluu kvaternaarikauteen. Kuyalnitsky-altaan tason laskun jälkeen nykyaikaisten jokijärjestelmien kehittäminen saatiin päätökseen. Pleistoseenissa jään etenemisen yhteydessä kilven alueelle muodostui useita hankaus- ja kumulatiivisia pintamuotoja, jotka ryhmiteltiin jäätikön reunan sijainnin mukaan. Erityisen merkittävän paikan ovat moreeniin, fluvioglacial-esiintymiin ja lössiin liittyvät pinnanmuodot. Jäykkyyden jälkeinen geomorfogeneesi ilmeni jokien terassien, laakso-rotkomaisemien ja eolisten paikallisten muotojen muodostumisena.

Kilven moderni geomorfologinen ulkonäkö luotiin erittäin pitkän ajan kuluessa. Se sisältää eri-ikäisiä elementtejä, mm vaihtelevassa määrin on muokattu ja muunnettu sekä muinaisten että nykyaikaisten geologisten tekijöiden avulla. Kilven kohokuvion pääpiirteet luovat: 1) kiteisen kellarin denudaatiomuodot; 2) rakenteelliset tasangot; 3) pinnan vesigeneettiset ja glasigeeniset päällekkäiset muodot.

Ukrainan kidekilven rakenteellinen-denudaatioreljeefisuus riippuu aiemmin mainittujen tekijöiden lisäksi kivien koostumuksesta, esiintymisestä ja rakenteellisista suhteista, joita myöhemmin vauriot häiritsevät ja denudaatio tasoitti.

Kilven rakenteellisista ominaisuuksista ja sen muodostavien sedimentti-metamorfisten ja magmaisten kompleksien stratigrafiasta on monia äärimmäisen ristiriitaisia ​​käsityksiä. Suurin osa yleistävistä materiaaleista ei sisällä tarvittavia historiallis-rakenteellisia ja petrogeneettisiä tietoja, eivätkä ne silti riitä tekto-orogeenisten johtopäätösten tekemiseen.

Kilven denudaatioosassa paljastuvat rakenteelliset ja geomorfologiset elementit, jotka heijastavat jossain määrin sen muodostumisjärjestystä. Kilven vanhimmat muodostelmat ovat spiliitti-keratofyyrisekvenssejä, jotka on kehitetty alemman Dneprin alueen Orekhovo-Pavlogradin alueella. Niiden ikä on 3000-3500 miljoonaa vuotta (Tugarinov, Voitkevich, 1966). Tällä alueella ilmenevät magneettiset poikkeavuudet koostuvat ultramafisista, metaemäksisista, piipitoisista kivistä, joissa on kiilleliuskoja, rautapitoisia kvartsiiteja, joissa on liuskekiveä ja gneissejä. Näihin esiintymiin liittyvät rautamalmipitoisuudet sijaitsevat saarilla anomaliavyöhykkeiden sisällä. Niistä tyypillisimpiä ovat Tokmak-Mogilan, Kamennaya Mogilan ja Pervomaiskin alueet Kamyshevatan, suolan jne. altaassa.

Mafilliset ja niihin liittyvät sedimentti-metamorfiset kivet ovat mielestämme mannerkuoren alkuperäisiä muodostumia, saarimaakeskuksia, jotka ovat samanlaisia ​​kuin nykyaikaiset valtamerten saarikaarien saaret. Piipitoisen rautamuodostelman sijainti keski- ja kaakkoisosissa Kilpi vastaa myös valtamerityyppisen maankuoren saarien tektonisten järjestelmien sijainnin säännönmukaisuuksia.

Nykyaikaisessa kohokuviossa piipitoiset rautamalmikerrokset luovat vakautensa vuoksi ylänköjä - suuria kukkuloita, yleensä pyöristettyjä. Hyvä esimerkki tällainen helpotus voi toimia Tokmak-hautana Azovinmerellä.

Myöhemmät muodostumat ovat sedimentti-metamorfisten kerrostumien rivejä, jotka keskittyvät vanhimpien effuusio-sedimenttimuodostelmien ympärille. Olosuhteissa korkea aste metamorfia persoonallisuuden piirteet sedimenttikerrokset ovat tasoittuneet ja sisään moderni rakennus Kilpiä edustavat pääasiassa gneisset ja migmatiitit. Liuskeet ja kiteiset kalkkikivet ovat toissijaisia. Kitekerrostumien välisten suhteiden säännönmukaisuudet hämärtyvät myöhemmällä kenttien pirstoutumisella lohkoiksi, mafisten laavojen vuodatuksella ja lohkojen denudaatioleikkauksella eri stratigrafisilla tasoilla.

Ukrainan kidekilven tärkein rakenteellinen ja geomorfologinen piirre ovat lukuisat plutonit. Niiden sijainnissa havaitaan tietty kuvio, joka koostuu tunkeutumisten keskittymisestä yleisistä rakenteellisista olosuhteista riippuen. Plutonin tektooorogeniasta erotetaan kolme tyyppiä. Ensimmäinen luokka sisältää suhteellisen pienet granitoidien tunkeutumiset, jotka liittyvät mantereen kuoren muinaisiin muodostumisalueisiin. Tämän tyyppiset tunkeilijat vallitsevat kilven kaakkoisosassa, Dneprin alaosassa ja Azovin alueilla. Muinaisten alueiden väliset tilat ovat gneissien ja migmatiittien peltojen vallassa. Jälkimmäisillä on taitettu, planantikliininen ja plaksikliininen rakenne. G. I. Kalyaev (1965) nosti esiin useita tasaisia ​​antikliinejä kupolien nimen alla. Tärkeimmät ovat: Saksagansky, Demurinsky, Krinichansky, Kamyshevakhsky, Pyatikhatsky turvotus ja Zaporozhye antikliininen nousu. Gneissien ja migmatiittien, mukaan lukien plutonit, rakenteellisella alueella sijaitsee Krivoy Rogin vyöhyke, jota rajoittavat syvät virheet. Viat liittyvät paikalliseen submeridionaaliseen taittumiseen. Poimuja vaikeuttavat joskus mukautuvat granitoidien tunkeutumiset. Tämä on toinen kilpiplutonityyppi.

Toisen tyypin tunkeutumiset, jotka liittyvät taittumiseen, ovat aina huomattavan kokoisia ja koostumukseltaan heterogeenisia. Ne näkyvät selvemmin kilven keskiosassa Bugin keskialueella, Teterevin ja Sluchin altaissa. Ukrainan kidekilven kaakkoisen ja keskiosan sekä Volynin keski- ja pohjoislohkojen väliselle rajalle on ominaista vikatektoniikka. Nämä viat liittyvät kolmannen tyypin voimakkaisiin ristiriitaisiin plutoneihin - Korostenskiin, Novomirgorodskiin ja useisiin muihin pienempiin muodostelmiin. Nämä ovat uusimmat plutonorakenteet kilven sisällä.

Monet suojan tunkeutumiset osallistuvat rakenteeseen moderni helpotus. Kuten joen graniiteista voidaan nähdä. Kamenka, Kivihaudat Azovinmerellä, Korostyshev-graniitit jne., Ne muodostavat kivimäisiä kukkuloita, joita kruunaavat kallioiset kukkulat - hautoja, joilla on tyypillisiä sään muotoja. Kivisten ylänköjen alueet vastaavat yleensä plutonien muotoa ja kokoa.

Volynin kidelohko sijaitsee kilven pohjoisosassa, Teterev-, Sluch-, Ubort- ja Uzha-jokien altaalla, ja sitä rajoittavat virheet. Eteläinen tektoninen raja kulkee kaavamaisesti suuntaan Kiova - Zhytomyr - Chudnov - Slavuta, joka on suunnilleen sama kuin Kirovogradin kompleksin migmatiittien levinneisyys. Annettu raja on myös metsän (Polesskaya) ja metsästeppien raja sekä lössin levinneisyyden pohjoisraja. Tämä todistaa mainitun rakennerajan tektonisesta, vakaasta aktiivisuudesta hyvin pitkän ajan.

Volyn-korttelin kiteisen kellarin pinnalla on epätasainen sedimenttipeite. Pääasiassa gneissien ja migmatiittien levinneisyysalueille rajoittuneissa rakenteellisten ja denudaatiopainamien paikoissa on sedimenttipeite, jossa on kumulatiivista kohokuviota. Sellainen pinta on Krasnoarmeiskaja (Pulinskaja) syvennyksellä, Korostyshevskyn ruskohiilialtaalla jne. Koko korttelin muualla laiturin kannelle on ominaista merkityksetön paksuus, joka vain tasoittaa kiteisten kivien ääriviivojen terävyyttä.

Positiivisia maamuotoja luovat kiteisen kellarin paljastumat. Korotusten ominaisuudet määräytyvät niiden muodostavien kivien koostumuksen ja valmistustavan mukaan denudaatiokertoimesta riippuen. Nämä säännönmukaisuudet säilyvät Ukrainan kidekilven alueella ja yleensä kaikissa kilpissä.

Southern Bugin altaassa, Inguletsissa, Azovin kidemassiivilla ja ilmeisesti muissa paikoissa, joissa kiteinen kellari on katkaistu denudaatiolla magman muodostumiskeskusten tasolla, kiteisten kivien kuputektoniikka, jonka ensimmäisenä totesi V. A. Ryabenko (1963), paljastetaan. Reliefiin kupolit ovat pyöristettyjä kukkuloita, joissa on tasoitetut ulkonemat, jotka kohoavat useita metrejä tai kymmeniä metrejä ympäröivän alueen yläpuolelle. Nämä morforakenteet ilmenevät erityisen selvästi Berdichevin alueella.

Kanjonit ovat yksi Ukrainan kidekilven yleisimmistä maamuodoista. Ne sijaitsevat useimmissa tapauksissa vikavyöhykkeillä. Nämä ovat perinnöllisiä maastoelementtejä. Teterevin, Sluchin, Uzhin, Kamenkan jne. laaksoissa tunnetaan kooltaan merkittäviä ja lukuisia kanjoneita. Suurin graniittikanjoni sijaitsee Dneprin laaksossa Dnepropetrovskin ja Zaporozhyen välissä.

Ukrainan kidekilvessä säämuodot ovat poikkeuksellisen erilaisia. Graniittimassiivien levinneisyydessä vallitsevat sääyksiköiden kasat, joita rajoittavat tektoniset halkeamat. Usein ne ottavat outoja ääriviivoja. Dneprin jäätikön levinneisyysalueella kiteisten kivien pinnalla on kaikkialla jään vaikutuksen jälkiä. Korosten - Shchorsin alueella punaisen Korosten-graniitin paljastumat näyttävät tasoittetuilta areenoilta, joissa on jäätikkönaarmuja ja -arpia, jotka ovat enimmäkseen pitkänomaisia ​​luoteesta eteläkaakkoon. Vesistöalueilla graniittipaljastumat ovat lampaan otsan muotoisia. Niiden jyrkät reunat kohoavat 2-3 m. Korostenin länsipuolella, Barashi-Yablonetsin alueen läheisyydessä, ovat erityisen suuntaa-antavia jäätiköiden muodot. Melko laajalla alueella jatkuvat harmaan graniitin ja gneissin paljastumat ovat muodoltaan tyypillisiä kiharaisia ​​kiviä.

Korostenin lounaispuolella jäätikön tasoittamat granitoidiset paljastumat muodostavat erillisiä pyöreitä kukkuloita, jotka ovat toisinaan hajallaan hiekkatasangolla. Labradoriitin kiville on tunnusomaista kerroksiset erotukset (lohkot), joiden kulmat ovat hieman tasoittuneet. Charnockite-paljastumat ovat omalaatuisia sään muodot. Ne kerääntyvät muodoltaan ja kokoisiksi vaihtelevien fragmenttien muodossa. Emäksiset magmaiset kivet muodostavat rapautuessaan pyöreitä lohkoja, joita esiintyy irtonaisten rapautumistuotteiden joukossa.

Erikoisia geomorfologisia kokonaisuuksia muodostui muinaisen vulkanismin alueilla. Ne vievät merkittävimmät alueet Azovin kidemassion ja Donetskin harjanteen risteysvyöhykkeellä sekä suojavyöhykkeellä ja Volyn-Podolskin levyllä. Azovin massiivin pohjoisella laitamilla, Wet Volnovakhan altaalla ja sen suulla olevassa Kalmius-laakson osassa, vulkaaniset kivet muodostavat harjuja laaksoihin ja jokien rannoille. Monissa paikoissa muinaiset laavat ovat säilyttäneet virtausrakenteita. Rannoilla sijaitsevissa basalttikivissä havaitaan joskus hyvin selvä prismaattinen erottuminen. Gorynin altaassa kilven länsirinteillä basalttipadot näyttävät pieninä kukkuloilla Polissjan tasangon tasoittuneen pinnan taustalla.

Krivoy Rogin rautamalmimuodostelman levinneisyysalue sijaitsee arojen kerääntyvän tasangon sisällä. Tasangon taustalla, kaltevilla osilla, tämän muodostuman kivet muodostavat kiviä, jotka erottuvat tumman värin ja metallisen kiillon ansiosta. Merkittävä niistä on Eagle Rock Krivoy Rogissa - yksi harvoista säilyneistä tämän tyyppisistä muistomerkeistä. Krivoy Rog -sarjan esiintymien alueella maisemat erottuvat rautaoksidien väristä. Tämä heijastuu mm maantieteelliset nimet(esimerkiksi Zhovtiye Vody, Zheltorechensk).

Ukrainan kidekilven geomorfologiassa Ovruch Harjulla on erityinen paikka. Sen rakenteeseen osallistuvat sedimenttivulkanogeeniset kivet, pääasiassa pyrofylliittiliuskeet ja kvartsiitit. Kvartsiittien pohjatasojen varrelta löytyy usein tuulen leikkaamia merkkejä, jotka osoittavat näiden kivien mannermaisen alkuperän. Ovruch-sarja täyttää kiteisen kellarin pinnan syvennyksiä ja siinä on hieman havaittavissa oleva synkliininen esiintyminen. Tämä on tason kannelle tyypillinen plaksincline-tyyppinen rakenne, kouru.

Ovruch Ridge ylittää viereiset tilat yli 100 metrillä ja sitä rajoittavat jyrkät rinteet. Harjanteen korkeimmassa osassa ei ole kambrikauden jälkeisiä kerrostumia. Harjanteen alentuneet alueet ja rinneosat ovat peitetty kvaternaarisilla kerrostumilla, joita edustavat järvimaisemat, usein nauhamaiset savet ja lössikivet, joiden paksuus on 20–30 m. Lukuisat jyrkäseinäiset rotkot, jotka leikkaavat läpi koko lössikerroksen, ovat tärkeitä geomorfologiassa. Ovruch-harjanteesta. Valtavat tulvapuhaltimet sijaitsevat rotkojen suulla. Joissain paikoissa ne sulautuvat reunoihinsa ja muodostavat sen kohoaman reunustavan proluviaalisen terassin. Lähellä harjun lounaisrinnettä Norinin tulvassa paleogeenisen hiekkakiven levittimet ovat jakautuneet pienelle alueelle. Sen valtavat lohkot luovat alkuperäisiä maiseman piirteitä, joita löytyy kaikkialta, missä paleogeeni paljastuu. Hiekkakivilohkoilla on yleensä sileä pinta ja tumma kuori. Ovruchin ympäristön lisäksi paleogeeniset hiekkakivet osallistuvat alueen läheisyydessä olevan kohokuvion rakenteeseen. Orava - Mount Tochilnitsa, Barashi - Mount Lisuha jne.

Kiteisen kellarin hajoamistuotteet olivat materiaalin lähde sedimenttikivien ja niihin liittyvien mineraalipitoisuuksien muodostumiselle. Siitä poistettiin geologisen ajan aikana toistuvasti prosessoituja merkittäviä määriä säätuotteita, joista vain vähäinen osa kiinnitettiin kilpeen. Erityisesti käytännöllisesti arvokkaita mineraalipitoisuuksia on keskittynyt kiteisen kellarin pinnan syvennyksiin - tektonisiin painaumiin, nykyaikaisiin ja haudattuihin laaksoihin sekä kilven rinteisiin ja toistuvasti edenneiden epimannermeren matalien kerrostumien vyöhykkeisiin. alueellaan.

Baltic Shield. Itä-Euroopan alustan luoteisosassa kiteinen kellari on paljastunut laajalla alueella Itämeren altaassa Kuolan niemimaan pohjoisrannikolta Bornholmin saarelle, Itämerellä - etelässä.

Koko Baltic Shieldillä on tektonisia rajoja. Pohjoisessa Varangin vuonosta Valkoiselle merelle kilpeen leikkaa syvä murto, joka rajaa esikambrian kellarin ja kaledonian rakenteita. Prekambrian rakenteiden jäänteitä on säilynyt Rybachyn ja Kildinin saarten muodossa. Kuolan niemimaan ääriviivat vikaalkuperällä. Luoteissuuntaiset virheet ulottuvat kilpestä kaakkoon Itä-Euroopan tasolle. Kantalahden, Onegan ja Mezenin lahden sekä Varangin vuonon synty ja kehitys liittyvät ilmeisesti alaleveysvirheisiin. Itämeren kylpylä on myös tektoninen painauma. Sen alkuperä on samanlainen kuin Itä-Euroopan alustan kellarissa sijaitseva Orsha-Kresttsovskiy -kaukalo, jonka kanssa Itämeren altaa on johdon mukaan syntektoninen muodostuma.

Itämeren kilven lounaisraja on myös vikatektonista alkuperää. Tässä osassa suoja rajoittaa vikaa, joka katkaisee lavan ulkoreunan. Se kulkee kaakosta luoteeseen Torun-Koszalinin suuntaan, Itämeren rannikolla, etelään n. Bornholm, Ystad, Etelä-Skandinavia, Helspnger, noin. Seelanti ja Jyllannin niemimaan kautta Holstebron kaupungin leveysasteella. Øresund, Kattegat ja Oslon salmi sijaitsevat grabeneissa Itä-Euroopan laiturin marginaalisen osan vedenalaisten lohkojen paikalla.

Lännessä Baltic Shield rajoittuu Skandinavian vuoriston Caledonides. Tasaisen kaaren muotoinen tektoninen ommel kulkee koillisesta lounaaseen Varangerfjordin yläjuoksulta Laiswalmiin ja Halgariin Oslon grabenin pohjoisosassa. Jälkimmäisestä Itämeren kilven esikambrian raja jatkuu kilohailin suunnassa länteen, lounaaseen, Buki Fjordin suuntaan. Länsirajan läpi Caledonides-massat työntyvät itään peittäen kilven kiteistä kellaria. Työntörintama on voimakkaasti denudaation leikkaama ja jyrkästi ulkoneva kohokuviossa, ja sillä on suuri rakenteellinen ja geomorfologinen merkitys.

Baltic Shieldissä olevan East European Platformin kiteinen kellarikerros on kohonnut huomattavan korkealle ja monilla alueilla vuoristoinen. Sen pinnan korkeuksien jakautumisessa havaitaan tietty säännöllisyys. Kellari on kohonnut eniten luoteisosassa ja tektonisia ompeleita pitkin Caledonides. Kiteisen kellarin pintamerkit ulottuvat 1139 metrin korkeuteen Finnmarkenin tasangolla, järven luoteisrannikolla. Sturaele-Tresk 2125 m, jokilaakson eteläpuolella. Jungen 580 m, Dalfjell vuoret 945 m, Gausta, Etelä-Norja, 1889 m. Kiteisen kellarin pinta alenee kohti Itämerta.

Etelä-Suomessa kiteisten kivien pinta kohoaa 105 metriin - Etelä-Salpauselkä, 235 metriin - Vazasta itään. Baltic Shieldin itäosa on suhteellisen matalampi pinta läntiseen verrattuna. Korkeusvaihtelut vaihtelevat täällä Valkoisenmeren rannikolla 0:sta 1189 metriin Hiipinän vuoristossa.

Baltic Shieldin itäosan orografisilla elementeillä on johdonmukainen luoteislakko. Tähän suuntaan ulottuvat Kuolan niemimaan Keiva ja "tundra" Panskiye Lujarvik ja muut, Valkoisen meren Kandalakshan ja Onegan lahdet, Windy Belt -harju, järvikaistale - Onega, Segozero, Vygozero, Kuito, Topozero , kohokohdat - Länsi-Karjala ja Manselka. Suurin osa kilven lukemattomien järvien laaksoista on luoteislaajuisia.

Baltic Shieldin kiteisen kellarikerroksen orografia heijastaa jossain määrin sen rakenteeseen osallistuvien kivien rakennetta ja koostumusta.

Ensimmäiset raportit Baltic Shieldin rakenteesta ovat O. I. Mushketovin ja A. D. Arhangelskyn teoksissa. Modernit näkymät sen rakenteesta on käsitelty X. Väyuryusen (1954), K. O. Kratzin (1963), A. A. Polkanovin ja E. K. Gerlingin (1961) teoksissa sekä kansainvälisissä selittävissä huomautuksissa. tektoniset kartat Eurooppa ja Eurasia (Tectonics of Europe, 1964; Tectonics of Eurasia, 1966).

Itämeren kilven rakennekentälle on ominaista eri-ikäisten sedimentti-metamorfisten kivien levinneisyys. Vanhimmat niistä ovat gneissit ja gneissigraniitit, joiden jäännemassiivit ovat säilyneet myöhempien rakennemuodostelmien joukossa. Näiden kivien ikä on 2500-3500 miljoonaa vuotta. Myöhemmät 1900-2000 ja 2000-2500 Ma muodostelmat edustavat biotiittia, sillimaniittistauroliittia, amfiboligneissejä ja amfiboliitteja, joissa on magnetiittikvartsiiteja. Nämä muinaiset kilven muodostelmat liittyvät magmaisiin kiviin - peridotiitteihin, gabro-labradoriitteihin, gabro-diabaaseihin ja graniitteihin.

Itämeren kilven muista sedimentti-metamorfisista kivilajeista yleisiä ovat fylliitit, kiille-, viher-, grafiitti-, savi-, šungiitti- ja muut liuskeet, tuffiliuskat, amfiboliitit ja amfiboliliuskeet, kvartsiitit, konglomeraatit, kalkkikivet ja dolomiitit. Voimakkaasti epämuodostuneita sedimentti-metamorfisia kerrostumia hallitsevat rakenteeltaan ja iältään vaihtelevat magmaiset kivet. Kehittyneimmät niistä ovat graniitit, syeniitit ja kvartsisyeniitit, dioriitit, gabbro, peridotiitit, nefeliinikivet, diabaasit, diabaasituffit jne.

Itämeren kilven prekambria on jaettu useisiin stratigrafisiin sekvensseihin, joita rajoittavat terävät epäyhtenäisyyspinnat.

Itämeren kilven X. Väyrysen (1959, s. 53) mukaan Suomen sisällä paljastuneet geologiset kappaleet "...ovat tyypillisiä syviä kiviä, jotka jäähtyivät monen kilometrin syvyydessä (10-15 km asti). Siten voimme saada jonkinlaisen käsityksen eroosion laajuudesta ja materiaalin määrästä, joka siirtyi tältä maapallon alueelta hitaan tuhoutumisen ja virtaavan veden kuljetuksen seurauksena ennen kuin maan pinta saavutti nykyisen tason.

Päällyskerrokset purettiin paitsi graniittien, myös liuskevyöhykkeiden yli, jotka mutkittelevat graniittialueiden välillä saumoina ja muodostavat joskus myös suurempia alueita. Ne ovat ensisijaisia ​​pintamuodostelmia, mutta niihin on tunkeutunut kaikkialla suurempia tai pienempiä graniittia ja muita tunkeutuvia massoja, jotka ovat samoja syviä kiviä kuin suurissa massiiveissa. Liuskeet muuttuivat gneisseiksi tunkeutuneiden graniitien vaikutuksesta. Tämä osoittaa Baltic Shieldin mannerkuoren saaristomuodostuksen.

Suomen esikambrian päärakennevyöhykkeen kehittämisessä on kuusi vaihetta. H. Väyrysen mukaan siellä, missä graniitteja tunkeutui vanhimpiin, varhaisimpiin arkeaanisiin liuskeisiin, tektoniikka ilmenee plastisina muodonmuutoksina. Taitteiden aksiaaliset tasot ovat pystysuorat tai jyrkästi kaltevat, taitokset ovat isoklinaalisia. Graniitin tunkeumat eivät ole sekantteja, ruiskugneissejä ei myöskään ole muodostunut tänne, graniittisuonet ovat harvinaisia; ne ovat kerroksittain, terävillä kosketuksilla, usein taitettu yhteen liuskeen kanssa. Tästä eteenpäin X. Väyrynen kirjoitti (1959, s. 273), että "maankuori, jolle liuskekerrokset alun perin laskeutuivat, sulai kokonaan niiden alla." Maankuoren sedimenttien paksuus oli vain muutama sata metriä. Myöhemmin, kun paksumpi kuori muodostui, taitto keskitettiin erillisiksi taitehihnoiksi, jotka virtasivat jäykkien alueiden ympäri ja taittohihnojen välissä sijaitseviin graniittialueisiin.

Kiteisen kellarin rakenne näkyy kohokuviossa. Laatokan alueella rakenteet ovat "näiden liuskeiden viimeisintä poimua nuorempia, usein avoimia tai täynnä irtonaisia ​​materiaalihalkeamia ja halkeamia, jotka erottuvat selvästi kohokuviosta" (Väyuryunen, 1959, s. 280) ).

Baltian kilven itäosan rakenne Karjalassa on monikerroksinen. K. O. Kratzin (1963) mukaan lattiat erotetaan toisistaan:

1) graniitti-gneissi-kellari, joka koostuu syvästi muuttuneista arkeaanisista muodostelmista; niiden taustaa vasten varhaiset ja myöhäiset proterotsoiset laskostuneet muodostelmat ulkonevat;

2) emäksisten ja happamien tunkeutumisten tunkeutumat metamorfoosit ja erittäin epämuodostuneet geosynklinaaliset kerrostumat; alempi proterotsoic;

3) kerros kevyesti poimutettuja heikosti metamorfoituneita subgeosynklinaalisia kerrostumia; Keski Proterotsoic;

4) alusta, metamorfoimattomat ylemmän proterotsoisen ja paleotsoisen esiintymät.

Karjalaisia ​​pidetään osana proterotsoikaista laskosaluetta. Sen taitetut rakenteet on leikattu pois denudaatiolla ja ne säilyvät vain synkliinisillä rakennevyöhykkeillä. Viimeksi mainittujen joukkoon kuuluu suhteellisen hyvin tutkittu Laatokan synklinorium. ”Sille on tunnusomaista Sortavala- ja Laatokka-sarjojen paksujen, erittäin sijoiltaan sijoittuneiden kerrosten kehittyminen, joita halkaisevat ultraemäksisten, emäksisten ja granitoidisten kivien tunkeutuminen. Synklinoriumin laskostettuja rakenteita monimutkaistavat nykyaikaiselle pinnalle ulkonevat lohkot, jotka koostuvat vanhimmasta graniitti-gneissikompleksista ja Laatokan jälkeisistä granitoideista.

Laatokan synklinoriumissa on yli tusina muinaisista graniittigneisseistä koostuvaa lohkoa erilaisten gneissien ja amfiboliittien jäännöksillä, joiden koko vaihtelee pienestä suurempiin, 120-150 km 2. …nämä graniittigneissi-massiivit näkyvät jäykinä kupolin muotoisten antikliinien ytiminä niiden päällä olevien taittuneiden liuskekerrostumien rakenteessa” (Kratts, 1963, s. 98, 102). Kohotukset on hitsattu yhteen suhteellisen kapeilla synklinaalisilla vyöhykkeillä, joissa on monimutkaisesti poimutettuja syvään metamorfoituneita geosynkliinisiä kerrostumia ja alemman proterotsoiikan syviä tunkeutumisia. Tämä on tyypillinen muinainen saarirakenne (Bondarchuk, 1969, 1970).

Baltian kilven erittäin sijoiltaan sijoittuneessa prekambrian jaksossa erotetaan kaksi itsenäistä rakenteellista kompleksia, jotka vastaavat laskostumisen pääaikakausia - Belomorian ja Karjalan. Vanhemmat saamelais- ja myöhemmin svekosuomalaiset muodostelmat, merkittävästi uusittuina, ovat paikoin toissijaisia ​​taittamisen aikana. Saamelaisen laskostetun kompleksin iän katsotaan olevan vähintään 2200 miljoonaa vuotta. Se koostuu geosynkliinistä tyyppiä olevista sedimentti-metamorfisista kivistä. Nämä kerrostumat voidaan jäljittää Belomorian ja granuliittimassiivien rakenteessa.

Belomorian rakennevaihe, eli belomoridit, koostuu sarjasta arkealaisia ​​amfiboliteja, gneissejä ja graniittigneissejä, joiden kokonaispaksuus on 6000-8000 m. Nämä kivet ovat rypistyneet luoteeseen ulottuviksi poimuiksi. Belomorideja on säilynyt viereisillä alueilla myöhemmin laskostuneiden massiivien välissä Vienanmeri, ja Etelä-Ruotsissa.

Belomorien alueen belomorideilla on hyvin monimutkainen rakenne. Tässä erottuu (Tectonics of Europe, 1964) Central, Ensko-Lukhsky, synclinorium. Se erottaa Kantalahden ja Primorskyn antiklinorian koillisessa ja Keriysko-Kovdovorzskyn lounaassa. Pääpoimuja vaikeuttavat koilliseen ulottuvat kupolin muotoiset antikliinit ja poikittaissynkliinit. Belomorian vuoriston pohjoisosassa taitokset ovat kaatuneet pääasiassa koilliseen ja eteläosassa luoteeseen. Belomoridien korkeammille osille tyypilliset gneissien taitetut rakenteet korvataan syvyydellä plastisia muodonmuutoksia virrat.

Belomorideen rakenteelle tyypillinen piirre ovat lukuisat ja monipuoliset magmaiset muodostelmat. Belomorideen rakenteessa Belomorian ja granuliittimassiivit erottuvat erityisen hyvin. Karjalaiset rajoittuvat niihin koillisesta ja lounaasta, jonka artikulaatio kulkee vikoja pitkin. Emäksisen ja happaman koostumuksen tunkeutumiset keskittyvät kosketusalueelle. Vetrenoin vyöhykkeen murtumisvyöhykkeillä Pohjois-Karjalassa tunnetaan erilaisia ​​tunkeutumisia. Virheet erottavat myös Belomorian massiivin länsiosan granuliittimassvista. Jälkimmäinen työntyy Lapin karjalaisten yli etelään ja lounaaseen.

karjalaiset- Itämeren kilven proterotsoiset laskostuneet muodostelmat. Niiden rakennetta on tutkittu perusteellisemmin Karjalassa (Kratts, 1963) ja Suomessa (Väyuryunen, 1954). Kilven länsiosassa ilmeisesti svekofennidit ja gotidit syntektonisia karelidien kanssa.

Arkeisen ja proterotsoisen kauden kalliokompleksit osallistuvat karelidien rakenteeseen. Arkeiset esiintymät muodostavat karelidien perustan ja ovat paljastuneet suurelta alueelta. Niitä edustavat gneisset, graniittigneisset, migmatiitit ja amfiboliitit.

Karelidien proterotsoiset muodostelmat jaetaan kolmeen alaryhmään: ala-, keski- ja yläryhmä. Yleisimmät ovat alemmat proterotsoiset kerrokset, joita edustavat voimakkaasti metamorfoituneet kerrostumat. Ne kerätään laajoille synklinaalisille vyöhykkeille, jotka ovat pitkänomaisia ​​luoteeseen. Synklinaaliset vyöhykkeet erottavat antikliiniset nousut, joilla ei ole juuri lainkaan alemman proterotsoiikan kerrostumia. Antikliiniset nousut koostuvat arkeanisista muodostumista, jotka ovat monimutkaisia ​​myöhempien vulkaanisten tunkeutumisten, pääasiassa graniittien, seurauksena.

Keskiproterotsoic koostuu sedimenttisista, heikosti metamorfoituneista konglomeraattikerroksista, hiekkakivistä, kvartsiiteista, karbonaatti-liuske-diabaasimuodostelmista ja liuske-vulkanogeenisista kivistä. Nämä sekvenssit kerätään lempeisiin taitoksiin, jotka usein perivät edellisen proterotsoisen laskoksen iskun.

Yläproterosooiset esiintymät ovat yleisiä Karjalan ASSR:n eteläosassa. Niitä edustavat kvartsiitti- ja hiekkakivikerrosteet ja ne täyttävät pehmeät synklinaaliset kourut. Myöhäisproterosooiset magmamuodostelmat ovat laajalti kehittyneitä, joita hallitsevat rapakivigraniitit, doleriitit ja gabro-emäksiset kivet tasavallan pohjoisosassa.

Luonnehditaan yleiset piirteet Karelidien tektoninen rakenne K. O. Kratzin (1963) mukaan. Arkeaanisista muodostelmista koostuvat Horst-antiklinaaliset nousut hallitsevat alueen nykyaikaista leikkausta. Näiden kohoumien väliin ulottuu kapeita taittuneita synklinaalisia vyöhykkeitä, jotka koostuvat laskoksiksi puristuneista geosynklinaalisista kerroksista.

Karelidien päärakenneosat (idästä länteen) ovat: Karjalan synklinaalivyöhyke, joka on monimutkaisesti nivelletty Belomorian vuoristoon, Keski-Karjalan vuoristo, Itä-Suomen synklinaalivyöhyke, Lapin ylängön vieressä pohjoisessa, mm. Laatokan synkliini etelässä; lounaassa Itä-Suomen synklinaalinen vyöhyke niveltyy Keski-Suomen ja Viipurin vuoristoon; Pohjois-Norlannin karelidien synklinaalinen vyöhyke.

Keski-Suomen synklinaalivyöhykkeen rakenne on hyvin monimutkainen. Plutonien lisäksi suuret virheet ovat tärkeässä roolissa sen tektooorogeniassa.

Länsi-Suomessa ja Ruotsissa proterotsoiset laskosrakenteet erotetaan nimellä svekofennidit ja Etelä-Ruotsissa ja Kaakkois-Norjassa - gotids.

Lounais-Suomessa svekofennidit ja karjalaiset nivelevät Keski-Suomen vuoriston alueella. Jälkimmäinen on Belomorian vuoristoa muistuttava rakennelma.

Svekofennidien rakennetta hallitsevat harmaakiviliuskeet, leptiitit, jotka ovat metamorfoituneita vulkaanisia kiviä, vulkaanisia kiviä, joiden kokonaispaksuus on noin 8000 m. Näiden muodostumien perustaa ei tunneta. Sfekofennideille on ominaista laskostuneet, voimakkaasti puristetut rakenteet ja muoviset virtausrakenteet granitisaatiovyöhykkeissä. Isokliinisten poimujen isku on pääosin luoteista, ja se muuttuu niveltymisalueilla massiivien kanssa.

Idästä länteen ja etelään svekofenniinien päärakenneosat ovat: Pohjois-Norlannin svekofennidien reunavyöhyke, joka niveltyy idässä karelidien kanssa; etelässä se sisältää Skelleften antiklinoriumin, etelässä sitä rajaavat virheet: Keski-Norlannin svekofenniinien synklinaalinen vyöhyke, Etelä-Norlannin svekofenniinien marginaalivyöhyke, lounaassa Värmlannin graniittimassiivin raja ja etelässä mukaan lukien svekofennidien antiklinorium ja järven synklinorium. Melaren, jonka mukaan svekofennidit artikuloituvat gotidien kanssa.

Gotidit miehittävät koko Etelä-Skandinavian esikambrian alueen - Etelä-Ruotsin ja Norjan kaakkoisosan. Itämeren kilven koko tälle osalle on ominaista erittäin monimutkainen eri-ikäinen rakenne ja erilainen voimakkaasti muotoutuneiden kivien koostumus. Sen rakenteessa varsinkin hyvin tärkeä on suuria muinaisia ​​vikoja.

Gotidien rakenteeseen osallistuvat gneisset, graniittigneisset, kiilleliuskat, kiteiset kalkkikivet, kvartsiitit, konglomeraatit jne. Etelä-Skandinavian prekambrian rakenteessa erotetaan erilliset alueet, joita rajaavat virheet ja submeridionaalisen iskujen grabenit . Erityisen tärkeä tekto-orogeeninen merkitys on järven murtumisvyöhykkeellä. Vetter, joka ulottuu Itämerestä Norjan rajoille ja pohjoisempana järvelle. Femunn. Tämän vyöhykkeen itäpuolella sijaitsevat Värmlannin graniittimassiivi, kaakossa Smalandin graniittimassiivi ja sen vieressä etelässä Blekingen antiklinorium, joka koostuu gneisseistä. Vetter Fault Zone -alueen länteen ulottuu lähes pituuspiirin suunnassa Lounais-Ruotsin esigoottilaisia ​​ja harmaita gneissejä. Lännessä näitä rakenteita leikkaa Oslon graben.

Oslon grabenin länsipuolella on laaja graniittigneissien alue Etelä-Norjassa. Sen itäosassa on Kontsberg-Bamblé-massiivi, joka koostuu sedimentti-metamorfisista ja magmakivistä. Siitä lounaaseen on yhtä monimutkainen Granit Telemark -kompleksi. Etelä-Norjan prekambrian pääalueen pohjoisosassa on noin 4000 metrin paksuisia poimutettuja sedimentti-metamorfisia kerrostumia.

Itämeren kilven kiteisen kellarikerroksen tektonisen kohokuvion rakenteessa muinaisen tasanteen kannen koostumuksella ja rakenteella on tärkeä rooli. Sen jäännökset on säilytetty joissakin synklinaalisissa kouruissa kilpen eri osissa. Yleensä laiturin kannen jäännökset koostuvat sedimenttimäisistä, heikosti metamorfoituneista iotnium- ja kambrosilur-kivistä.

Länsi-Onegassa, Satakunnassa ja muissa grabeneissa näitä esiintymiä edustavat Potnian kvartsiittihiekkakivet, liuskeet, aleurit jne. Prekambrian nuorimmat esiintymät tunnetaan järven grabenista. Vättern, jossa niitä edustavat arkosiset hiekkakivet ja niiden päällä olevat liuskeet. Kambrium-Ordovician esiintymät ovat yleisiä Västergötlandin ja Östergötlandin (Vänern- ja Vättern-järvien alueella) grabensissa. Niihin kuuluvat hiekkakivet, kvartsiliuskeet, bitumisiset kalkkikivet jne.

Baltic Shieldin tektooorogeniassa Oslon graben erottuu erillisenä rakennekompleksina. Oslofjordista grabeni ulottuu pohjoiseen, koilliseen Skandinavian vuorten kvartsiittipeitteestä. Grabenin amplitudi Oslovuonon itärannikolla on 2000-3000 m. Se koostuu kambrin-silurian aikaisista hiekka-, liuske- ja kalkkikivistä. Grabenin pohjoisosassa nämä kerrostumat muodostavat itä-koillispoimuja, eteläosassa paleotsoiset esiintymät sisältävät permiläisten alkalikivien tunkeutumista. Sitä ennen paleotsoiset esiintymät tasoittuivat, varhaispermikaudella niiden päälle peittivät mannermaiset kerrostumat ja basalttilevyt. Myöhemmin seurasi patojen ja plutonien tunkeutuminen monsoniittilarvikiittien, syeniittinordmarkiitin jne. Ominaisuudet tämän grabenin rakenteet ovat kaldereita, jotka muodostuvat rengasmurtojen ja lineaarisesti pitkittyneiden porrasvikojen varrella.

skandinaaviset ylängöt. Caledonides. Skandinavian tai Caledonian vuoret ovat muinaisin taittuneita rakennelmia Euraasian mannermaisen maankuoren länsiosassa. Geologisen kehityksen historian aikana laaja Caledonides-alue jaettiin erillisiksi lohkoiksi, joista merkittävä osa upposi Atlantin valtameren tason alapuolelle. Kaledonidien säilyneet alueet edustavat Itä-Euroopan alustan rajaa Atlantin valtameren itärannikolla ja Grönlannissa ja Kanadan kilvet- lännessä. Kaledonian rakenteiden merkittäviä eristyneitä alueita ovat Huippuvuoren, Jan Mayeyn, Karhun saaret, Färsaaret, joiden tektoninen yhteys Kaledonidien reunavuoristorakenteisiin ei ole vielä riittävän selkeä.

Itä-Euroopan alustan Kaledonian rajaa edustavat Skandinavian vuoret ja Kaledonian vuoret (Britiläisillä saarilla). Perinteisesti tähän rajaan kuuluu myös Svalbard Caledonides, joka on nivelletty fragmentin kanssa Prekambrian saaren massiivista - osa Itämeren kilpiä tai hypoteettinen Baronetsin merilevy - osatekijät Itä-Euroopan alustan esikambrian rakenne. Kaledonian muodostumien mantereella ja saarella on samankaltaisia ​​piirteitä tektonisen ja ilmastollisen, erityisesti glasiogeenisen, kohokuvion rakenteessa.

Skandinavian vuoret ovat erottamaton osa Skandinavian ylängön fyysis-maantieteellistä aluetta. Ne ovat suurelta osin menettäneet ensisijaisen tektonisen helpotuksensa. Liitukauden yleinen penepleenoituminen - paleogeeninen aika, murtotektoniikka ja viimeaikaiset liikkeet yhdessä päällekkäisten pintamuotojen kanssa antoivat Skandinavian esikambrian ja kaledonian maisemille paljon yhteistä. Näin ollen, ottaen huomioon rakenteiden, iän ja kehityshistorian erot, katsomme tarkoituksenmukaiseksi tarkastella yhdessä Baltic Shieldin ja sitä ympäröivien vuorten tektooorogeniaa. Skandinavian kaledonidit ulottuvat niemimaan ulkoreunaa pitkin Barentsista Pohjanmerelle yli 1700 km:n etäisyydellä. Kuluneet vuoret muodostavat Atlantin valtameren suunnassa hyllyn, joka on paikoin 250 km leveä ja vajoaa 400 metrin syvyyteen.

Tarkastellaanpa lyhyesti kaledonidien geologista rakennetta. Vuorten perustukset muodostuvat Baltic Crystalline Shieldin prekambrian kivistä. Taitetulla vyöhykkeellä perustus paikoin ulkonee ikkunoiden tai erillisten ryhmien muodossa. Tasanteen kansi koostuu esidevonikauden terrigeenisten esiintymien kerroksista. Näitä ovat karkeiden klastisten kivien sparagmiittikompleksi. Etelä-Norjan itäosassa, Finmarkenissa ja muissa paikoissa kompleksin alaosaa edustavat hiekkakivet ja liuskeet. Sen yläosassa erottuvat tilliitin, kvartsihiekkakiven ja savikivien kerrokset, joiden päällä on myöhäiskambrian fossiileja sisältäviä sedimenttejä.

Maan luoteisosassa ja muinaisella geosynklinaalivyöhykkeellä Kambrian ja Silurian esiintymiä edustavat effuusiiviset ja tunkeutuvat kivet. Etelä-Norjan taittuneilla alueilla sedimenttiesiintymien koostumuksessa erotetaan seuraavat: Oslon facies - Oldred-tyyppiset oksaiset kalkkikivet, liuskeet ja hiekkakivet; Trondheimin alueen meriesiintymät, mukaan lukien liuskeet, joissa on hiekkakiviä, konglomeraatteja ja paksu basaltti (vedenalainen) sekvenssiä, sekä emäksisten ekstruusiokivien sekvenssit; Norland-facies - metamorfiset kivet, pääasiassa kiilleliuskeet, kiteiset kalkkikivet ja dolomiitit.

Ruotsin kaledonideissa seuraavat kivet ovat kiteisessä prekambrian kellarissa (Tectonics of Europe, 1963): Eokambria - kvartsiitit ja liuskekivet; Ordovician - liuskekivet ja liuske, harmaat kivet, kiteiset kalkkikivet, jotka sisältävät vulkaanisia kiviä; Siluri - liuskeet, kalkkikivet, kvartsiitit, konglomeraatit ja paksut vulkaanisten peruskivien kerrokset. Nämä talletukset ovat erittäin hajallaan. Skandinavian ylängön kaledonidien rakenteen määrää monimutkainen taittuvuus-, peite- ja murtotektoniikka. Voimakkaasti laskostuneessa rakenteessa tunnetaan lukuisia magmaisten kivien tunkeutumisia.

Kaledonian tektooorogenian pääpiirteet luovat vaipat. Niiden eturintama ulottuu koko Skandinavian niemimaalle. Vuorten sisämaa muodostaa valtavan Sevan tektonisen peitteen. Sen etuosa erottuu itsenäisenä, graniiteista ja syeniiteistä koostuvana peitteenä. Sevan kannen keskiosa, myös itsenäinen, koostuu liuskekivistä, dolomiittimarmoreista, kvartsiiteista ja arkoosihiekkakivistä. Näitä kiviä ovat basalttipadot ja kynnykset, jotka muodostuivat esipeittovaiheessa. keskiosa Sevan kansi koostuu granaattigneisseistä, voimakkaasti metamorfoituneista kivistä, jotka ovat syntyneet mutakivistä, kalkkikivestä ja amfiboliteista, jotka olivat osa kiteistä kellaria. Näiden sekvenssien päällä on Kambrian-Silurian aikakauden Kölin liuske. Sevan peitteen koko kivimassa on tunkeutunut graniittien, gabbron, basalttien jne. tunkeutumaan. Caledonide-kannet kasautuvat päällekkäin lännestä itään.

Kaledonian orogenian loppuvaiheessa eteläosassa vuoristomaa horst, kaarevia nousuja syntyi ulkopuomien vyöhykkeellä. Niiden itäisiä etuosia häiritsevät normaalit viat ja vaikeuttavat toissijaiset kaatumiset ja päällekkäiset taitokset. Nämä rakenteet näyttävät olevan syntektoisia Etelä-Norjan nuoremmille vaipaille, jotka ovat työnnetty vanhempien, samankaltaisten kaledonialaisten rakenteiden yli.

Skandinavian kaledonideissa erotetaan erilliset tektoniset alueet pohjoisesta etelään rakenteellisten ominaisuuksien mukaan: Varangin niemimaa, Etelä-Porsanger, Porsangerin niemimaan esikambrian ikkunat, Ofotenin synkliini, Lofotein purkaukset, Rombak-ikkuna, Nazafjell-ikkuna, Kvartsiittipeite, Sparagmiittikynnys, Trondheimin antiklinorium , sparagmiittien ja gneissien alueet, Potin kannet ja. Jokainen tektoninen alue erottuu sen muodostavien kerrosten rakenteen ja koostumuksen erityispiirteistä, jotka heijastuvat tavalla tai toisella kohokuviossa.

Kaledonidit miehittävät Huippuvuorilla länsiosa saaristo. Ne on nivelletty itäisen Huippuvuorten esikambrian kellariin tektonisella ompeleella. Saarelle kertyneet sedimenttiesiintymät osallistuvat Huippuvuorten kaledonidien rakenteeseen Koillismaa leveyssuuntaisiin taitoksiin rypistyneillä gneisseillä. Nämä kerrostumat sulautuvat Hekla Hook Formationiksi. Sen koostumuksessa hallitsevat liuskeet, kvartsiitit, dolomiitit, konglomeraatit, tilliitit. Saariston länsiosassa Gegla-Khuk-kerroksen paksuus on noin 16 000 m. Se sisältää paksuja vulkanogeenisiä kerrostumia.

Hekla-Khuk-sarjan kivet on koottu lineaarisesti pitkänomaisiin meridionaalisiin poimuihin, jotka on kaatunut alustalle ja joita monimutkaistavat ylityönnöt. Suuria rakenteita ovat New Frieslandin antiklinorium, joka ulottuu 150 kilometriä, Hinlopenin salmen synklinorium, Cross Fjordin antiklinorium ja muut. Kaikki nämä saariston eteläpuolella olevat esiintymät ovat ylemmän paleotsoisen ja mesotsoisen esiintymän peitossa. Koostumuksessaan tunnetaan alempia hiilipitoisia kerrostumia, joissa on kivihiilen välikerroksia. Länsihuippuvuorilla ne muodostavat suuren kourun (kaakosta luoteeseen). Kourun keskellä on syvennys, joka on täynnä paksukerroksisia tertiaariajan konglomeraatteja, hiekkakiviä ja savea kivihiiltä. Näiden esiintymien paksuus on noin 2000 m. Mesozoic-alueen ansoja ja tulivuoren toiminnan jälkiä on laajalti levinnyt Huippuvuorten saariston itäosassa. Kaledonian kippaus Huippuvuorilla päättyi Silurian. Saarella tunnetaan Caledonian graniittien tunkeutumia.

Brittein saarten kaledonidit miehittävät suurimman osan niistä. Taitetut rakenteet työntyvät pintaan täällä, ja niitä peittää paleotsoisen ja kainosooisen esiintymän kansi. Saarten kaledonidit on puristettu prekambrian kehykseen, luoteeseen - Ernen tasanteen palasella, Keski-Englannissa - Itä-Euroopan tasanteen reunalla. Etelä-Englannissa ja Irlannissa Caledonides rajoittuu Variscides-jokeen.

Aria-tason kiteinen kellarikerros paljastuu Skotlannin luoteisosassa ja Ulko-Hebrideillä. Itä-Euroopan alustan esikambrian kellarikerros voidaan jäljittää Englannin kaakkoisosassa Hercynide-vyöhykkeen pohjoispuolella. Britannian Caledonidien runko oli yksi alusta Prekambriassa, joka ulottui länteen Atlantin valtamerellä mantereen rinteeseen asti. Myöhäisellä prekambrikaudella reunaosaan muodostui ojanmuotoinen subgeosynklinaalinen kouru, nykyrakenteessa sen vallitsevat taittuneet varhaisen paleotsoisen muodostelmat.

Taitettuja kaledonialaisia ​​muodostumia on kehitetty suurimmassa osassa Skotlannin, Pohjois-Irlannin ja Etelä-Skotlannin ylämaan alueita, Penniinien ja Kambrian vuoristossa sekä Irlannin keskitasangolla.

Erilaiset alemman paleotsoic-alueen sedimenttiesiintymät osallistuvat Britannian kaledonidien rakenteeseen. Niiden kokonaispaksuus Brittiläisen Caledonidien aksiaalisessa osassa Etelä-Skotlannin ylämailla on ilmeisesti 20 000 m. Niiden tärkein piirre on hienoa kehitystä migmatiitit ja graniitit. Brittein saarten kaledonideissa (Tectonics of Europe, 1963) erotetaan metamorfiset ja ei-metamorfiset vyöhykkeet. Ensimmäinen sijaitsee maan luoteisosassa. Kaakossa sen erottaa ei-metamorfisesta vyöhykkeestä syvä murto tai lineamentti, johon liittyy Great Boundary Fault. Metamorfiselle vyöhykkeelle on ominaista alppityyppinen tektoniikka, jossa on pitkälle kehittyneet peitteet. Sen rakenne on selkein Skotlannin ylämailla ja Pohjois-Irlannissa. Skotlannin ylämailla metamorfista vyöhykettä edustavat myöhäisen prekambrian iän argilliittikivet, niiden päällä olevat matalan ja syvän veden kerrostumat, joissa on laavaa ja viherkiviä. Näiden muodostumien ikä on myöhäisestä prekambriasta myöhäiseen kambrikauteen.

Metamorfisen vyöhykkeen dislokaatiot tapahtuivat kahdessa vaiheessa: varhaisessa tai keski-ordovikiassa ja keskisilurissa. Poimut ovat läpikäyneet toistuvan murskaamisen, ja niiden päällä on kehittynyt taitoksia ja ihoa. Liike oli suunnattu ulkosivuille - luoteeseen ja kaakkoon. Luoteisosassa on kehittynyt Moin-peite, jonka kaakkoon kulkee suuri Grant Glen Fault.Keulatyöntö sijoiltaan sijoittuneiden massojen alla on 120 km. Metamorfisen vyöhykkeen kaakkoisreunalle on kehitetty suuri Loch Tayn kansi. Tämän kannen makaava siipi paljastuu pitkin eteläinen raja Skotlannin ylämaat. Grampian vuoristossa kehitetään laajoja migmatisaatio- ja graniittitunkeutumisalueita.

Metamorfisen vyöhykkeen eteläosassa Midland Valleyn suuri grabeni on täynnä nuoria sedimenttejä, joiden alle on piilotettu metamorfisten ja ei-metamorfisten vyöhykkeiden risteys.

Kaledonidien ei-metamorfisella vyöhykkeellä erotetaan kolme rakenteellista kerrosta. Alempi Midland-grabenissa, Lounais-Skotlannissa ja Pohjois-Irlannissa koostuu spiliittikompleksista. Keskimmäinen rakennevaihe muodostaa Eteläylängön. Se sisältää Ylä-Ordovician ja Silurian. Sen paksuus on 10 000 m. Sille on ominaista varhaisen devonikauden granodioriittitunkeumat. Heidän massiivinsa ovat esillä Etelä-Skotlannin ylämaan länsiosassa. Ei-metamorfisen vyöhykkeen keskirakennevaiheessa on myös muinaisen punaisen hiekkakiven kerrostumia. Se kerrostettiin Pohjois-Skotlannin, Midland-grabenin ja Orkneysaarten muinaisiin painaumiin, ja siihen liittyi voimakasta andesiitti- ja basalttivulkanismia.

Sedimenttisekvenssit muodostavat sarjan taivutuksia, joita erottavat rinnakkaiset normaalit virheet. Niiden rakennetta monimutkaistavat isokliiniset, kaatuneet taitokset.

Kaledonidien monimutkainen rakenne ja monipuolinen litologinen koostumus määräävät Brittein saarten tektonisen kohokuvion.

Itä-Euroopan alusta. Rajat. Geologinen rakenne.

Rajat

Itä-Euroopan foorumin rajojen asemaa koskevaa ongelmaa ei ole vielä yksiselitteisesti ratkaistu, ja siitä on erilaisia ​​näkemyksiä.

Kartta näyttää laiturin ylimmän pohjapiirroksen, jonka pinta-ala on pienentynyt.

Rajojen luonne on ristiriitainen (lava oli osa Pangeaa), todellisuudessa raja kulkee tektonisten vaurioiden vyöhykkeiden läpi.

Laiturin itärajan sijainti on ehdottomasti tällä hetkellä.

Itäinen alusta kehystää Ural-taittohihnan 2200 km

(Permin marginaalikaukalo), perustus tunkeutuu osaan Uralia, katkaisee tektonisen vaurion, ts. todellisuudessa tämä raja sijaitsee 150 km:ssä siitä itään se on kartalla.

Koillisessa Timan-Pechora-rakenne liittyy alustaan ​​- nuorentunut kellari (Baikal-tektogeneesi): se sisältää muinaisen kellarin jäänteitä - raja vedetään Uralia pitkin rannikolle; tai suljemme tämän rakenteen kokonaan pois (Milanovskin mukaan).

Pohjoisessa Atlantin valtameri - jatkuu / valtameri. kuori, ts. sisältää hyllyn Baltic Shieldille asti Skandinavian kaledonialaisilla rakenteilla, jotka on työnnetty alustalle A = 150-120 km, kuin kartalla luoteeseen.

Kuten länsiraja Karpaattien laskostettu rakenne oletetaan - Cis-Karpaattien marginaalinen etusyvä, raja ei ole todellinen, kulkee länteen kuin kartalla näkyy. Muutti VEP:hen. Tällä alueella supernuori alusta niveltyy supervanhan kanssa ja muodostaa jättimäisen leikkauslevyn. Karpaatit ovat skibian rakennetta.

Etelässä- raja on kaareva, se kulkee vuoristoisen Krimin alueen läpi (lyhyt hylly), sisältää Azovinmeren, kiertää sitten Kaukasuksen, Skyytan laatan, saavuttaa Kaspian laman. Kaspian synekliinin aksiaalisessa osassa ei ole kiteistä kellarikuorta. Siksi otamme vain puolet synekliseistä, yksi puoli, mutta tämä ei ole mahdollista, siksi otamme koko rakenteen. (sedimenttipeitteen paksuus on 20-25 km, ei ole II graniittimetallikerrosta) sisältää ½; sitten se kulkee pitkin koko Pohjois-Kaspian rannikkoa, Etelä-Kaspian ei sisälly, sitten raja saavuttaa Etelä-Uralin.

Geol. Rakenne

Itä-Euroopan alustan geologinen rakenne alkoi 1800-luvun ensimmäisellä puoliskolla. Sen tutkimuksen aikana tunnistettiin ja nimettiin ensimmäistä kertaa tämäntyyppiset muinaisten alustojen tektoniset elementit: kilvet, levyt, antekliinit, synekliinit, aulakogeenit.

1. Kilvet - Baltian, Ukrainan.

Voronežin massiivi (ilman kantta)

2. Kansi - syneclises:

Moskova, Glazov, Mustameri, Kaspianmeri,

Puola-Liettua, Baltia

Anteklise:

Valko-Venäjä, Voronezh, Volga-Ural

3. Välituppi - sarja aulakogeenejä:

Moskova, Abdullinski, Vjatsko-Kama, Lvov, Belomorski (synekliinin juurella)

Dnepri-Donetsk aulakogeeni - sedimenttipeitteen Pz-rakenne

Se sijaitsee Voronežin ja Ukrainan kilpien välissä. Ennen D oli Sarmanin kilpi. Nyt he sanovat, että tämä on intrakratoninen geosynkliini tai repeämä. Rakenteensa mukaan se ei ole samanlainen kuin syneklise ja siksi katsomme sen aulakogeeniksi.

Itä-Euroopan alusta vastaa yhtä Euraasian suurimmista mannerlohkoista ja kuuluu muinaisten Laurasialaisten alustojen vyöhykkeeseen, johon kuuluvat myös Siperian ja Pohjois-Amerikan alustat. Se on noin 3000 kilometriä leveä timantin muotoinen mannerlohko, jonka pohja muodostui noin 1,6 miljardia vuotta sitten.

Tasoa ympäröivien epätasa-ikääntyneiden taitto- ja työntörakenteiden suhteen voidaan erottaa kaksi päätyyppiä. Joten Uralit, Karpaatit erotetaan alustasta niiden etummaisilla kaukaloilla, jotka on sijoitettu tasanteen alennettujen reunojen päälle, ja Skandinavian Caledonides ja Baikalin taitettu Timanin rakenteet ovat suoraan päällekkäin lavan alkuperäisten kompleksien kanssa työntövoimajärjestelmää pitkin, ja Harjanteet voivat olla yli 200 kilometriä. Perinteisesti molemmissa tapauksissa on kuitenkin tapana tarkastella työntövoiman etuosaa alustan rajojen ulkopuolella. Kehänsä muissa osissa Itä-Euroopan taso rajoittuu nuoriin levyihin - lännessä Keski-Eurooppa, etelässä skyytia-turaani, ja näitä rajoja edustavat myös virheet, osittain subvertkaaliset, osittain työntövoimat. Alustan kaakkoiskulman miehittää Kaspianmeren altaan, jossa on merenalainen kuori, joka perinteisesti sisältyy alustaan. Raja tässä laiturin osassa piirretään yleensä pitkin haudattua Etelä-Embenin dislokaatiovyöhykettä. Syvennys on jäänteinen valtameren altaan, joka on täynnä jopa 20 km paksuisia sedimenttejä. ja sen sisällyttäminen Itä-Euroopan foorumiin on tässä tapauksessa hyvin ehdollinen. Lännessä alustan nykyaikainen raja saa selkeämmän luonteen - se kulkee Donetskin ja Kaspian poimuvyöhykkeen paleotsoista työntövoimaa pitkin, kiertää Donetskin harjun ja kääntyen länteen ylittää Azovinmeren ja Mustameri ja telakat, joissa on Teyser-Tornquist-iskuvyöhyke.

Prekambrian kiteinen kellari on paljastunut pääasiassa Itä-Euroopan alustan - Baltic Shieldin - luoteisreunalla ja myös etelässä - Ukrainan kilven sisällä. Lisäksi alustan kiteisen kellarin rakenteet sisältävät upotettuja massiiveja - Voronezh ja Volga-Urals, joista suurin osa on peitetty korkeintaan 1,5 km paksuisilla lavan sedimenteillä. Näillä tektonisilla yksiköillä on selvä suurilohkorakenne. Joten Ukrainan kilven rakenteessa erotetaan viisi ja Itämeren - kuusi lohkoa, jotka erotetaan syvistä vioista tai saumoista, joita pitkin ne juotettiin. Jokaisella lohkolla on yksilöllinen sisäinen rakenne ja usein materiaalikoostumus, joka on epäharmoninen viereisten tektonisten yksiköiden kanssa. Baltic Shieldissä erottuvat Murmanskin, Kuolan, Belomorskyn, Karjalan, Svekofenskyn ja Svekonorjan lohkot. Ukrainan kilpi muodostuu myös useista lohkoista: Volyn-Podolsky, Odessa-Belotserkovsky, Kirovograd, Prydniprovsky, Pryazovsky. Voidaan olettaa, että samanlaiset lohkot muodostavat Voronežin ja Volga-Ural-massiivien rakenteen.

Vanhimmat (AR 1) kellarimuodostelmat ovat granuliittigneissialueita, jotka koostuvat pääasiassa muodonmuutoksen granuliittifaciesen kivistä. Ilmeisesti niiden joukossa on alkuperäiseen valtamerityyppiseen kuoreen muodostuneita protomannermaisia ​​massiiveja, joiden jäännöksiä ovat tonaliitit, ultramafiset kivet ja muut kivet, joiden isotooppi-ikä on 3700-3100 Ma. Baltic Shieldin Murmanskin ja Valkoisenmeren lohkot tulisi sisällyttää olennaisesti granuliittilohkojen ryhmään. Niiden ainesosien tyypillisimpiä kiviä ovat runsaasti alumiinioksidia sisältävät biotiittigneisset; metamorfoituneet "kypsät" sedimenttikivet ja metamorfoituneet tulivuoret, joiden koostumus on mafia, mukaan lukien amfiboliitit ja charnokkiitit (hypersteeniset gneisset). Kuvattujen metamorfiittien kehityskentille on ominaista suuret graniittigneissikupolit. Ne ovat pyöristettyjä tai pitkänomaisia ​​yhteen suuntaan, halkaisijaltaan kymmeniä kilometrejä. Kupolien ytimissä paljastuvat plagiograniittigneisset ja migmatiitit.

Itämeren kilven Kuolan ja Karjalan lohkojen alueella sekä suurimmalla osalla Ukrainan kilpiä viherkivivöitä on "puristettu" vastaavien graniitti-gneissikupolien väliin. Vihreäkivivöiden koostumus on melko samanlainen useimmilla muinaisilla alustoilla. Alaosat koostuvat pääsääntöisesti spiliitti-diabaasikoostumuksen peruseffuusioiden kerroksista, jotka ovat joskus merkittävästi muuttuneet. Tyynyrakenne osoittaa näiden mafisten kivien vuotamisen vedenalaisissa olosuhteissa. Leikkauksen yläosia edustavat usein happamat effuusiot - keratofyyrit, felsiitti, jossa on kvartsiittihiekka- ja sorakivien välikerroksia. Petrokemiallisilta ominaisuuksiltaan nämä metavulkaniitit vastaavat useimmissa tapauksissa MOR-basaltteja ja basalttikomatiiteja, mutta joskus metamorfoituneita kalkki-emäksisiä vulkaanisia kiviä, joiden koostumus on basaltti-andesiitti-dasiitti, esiintyy laajasti viherkivivyöhykkeissä. Viherkivivöiden rakenteellinen sijainti todistaa yksiselitteisesti sen tosiasian puolesta, että ne eivät ole muuta kuin vanhimman kuoren eri lohkojen törmäyksen saumoja. Stratigrafisia kontakteja ympäröivien granuliitti-gneissikompleksien kanssa ei havaita missään, ne joko varjostuvat molempien kompleksien myöhemmän liitoksen muodonmuutoksen, granitisoitumisen ja muodonmuutoksen aikana tai tektonisia. SISÄÄN viimeinen tapaus viherkivivyöhykkeet ovat joko kapeita, voimakkaasti puristettuja synkliinejä, joita rajaavat virheet, tai pikemminkin granuliitti-gneissipohjan yli työntyneiden tektonisten kansien isometrisiä jäänteitä, jotka säilyvät kuppien välisissä tiloissa. Isotooppigeokronologinen ajoitus antaa meille mahdollisuuden ajatella, että graniitti-vihreäkivialueiden muodostuminen Itä-Euroopan alustan alueelle tapahtui 3100 - 2600 miljoonan vuoden välillä. Viherkivivyöhykkeiden geodynaamisesta luonteesta ei ole yksiselitteistä näkemystä. Ne liittyvät primaarisen siaalikuoren vajoamiseen ja uudelleenmuokkaukseen nousevan vaippadiapiirin yläpuolella tai ne näkevät analogian nykyaikaisten repeämien kanssa, jotka "säröivät" protomantereen granuliitti-gneissikuoren, tai niitä verrataan nykyaikaiseen saarikaarien järjestelmään ja marginaaliset meret.

Svecofennian-korttelilla on täysin yksilöllisiä rakenteellisia piirteitä Baltic Shieldin yhdistelmärakenteessa. Se on tyypillinen gneissiliuskealueiden edustaja. Merkittävimmät erottavat piirteet ovat: arkealaisen perustan puuttuminen; varhaisen proterotsoikauden liuske- ja gneissiliuskekerrosteiden laaja kehitys sekä suuret granitoidiset plutonit tunkeutuivat alueelle 1850-1700 miljoonaa vuotta sitten. Merkittävä rooli liuskeleikkeissä on sekä perus- että felsisen koostumuksen metavolkaaniikalla. Svekofennisen lohkon muodostavat kompleksit ovat rakenteeltaan lähellä vuonna syntyneiden fanerotsoisten taittuneiden vyöhykkeiden gravuaco-vulkaanista sarjaa. marginaaliset meret erottaa saaren kaaret. Siten Svekofenninen lohko voidaan tulkita muodostuneen akkretionaalisen tektoniikan seurauksena. Korttelin alueella kaikkialla esiintyvät graniitit ovat indikaattori törmäysprosesseista, joiden seurauksena svekofenidit tunkeutuivat ja työntyivät Karjalan kellariin muodostaen laajennetun (lähes 1500 km pituisen) Länsi-Karjalan työntövyöhykkeen, "leikkaus" pois" Kuolan-Karjalan arkean-proterotsoisen supermeren ääriviivat. Alemman proterotsoisen (1,9 Ga) ofioliittikompleksin paljastumat painoutuvat tämän työntövoiman vyöhykkeelle, mikä osoittaa Svecofennin vyöhykkeen muodostumisen valtameren tyyppiseen kuoreen. Svekofennin lohkon länsireunalle kehittyy Gothan (Trans-Skandinavian) tulivuori-plutoninen vyö, joka koostuu vaippaalkuperää olevista magmatiiteista. Merkittävimpiä vyöhykkeellä ovat maanpäälliset felsic laavat, mukaan lukien ryoliitit, dasiitit, ignimbriitit, sekä lisääntyneen alkaliteetin laavat, jotka ovat välissä agglomeraatteja ja arkooseja. Effusiivit liittyvät graniittisiin batoliitteihin. Laavojen ja niiden läpi murtautuneiden graniittien iäksi arvioidaan 1750-1540 miljoonaa vuotta. Tämän proterotsoisen vulkaani-plutonisen vyöhykkeen koostumus ja rakenne on hyvin samanlainen kuin Andien tyyppiset mannervyöhykkeet. Kun otetaan huomioon tämä analogia, voidaan olettaa, että goottilainen vyö proterotsoiikassa oli marginaaliasemassa ja muodostui subduktiovyöhykkeen yläpuolelle.

Myös Baltic Shieldin läntisimmän tektonisen yksikön, Svekonorjan lohkon koostumus ja rakenne on erittäin yksilöllinen. Tämä tektoninen elementti on rakenteeltaan, kehityshistorialtaan ja lopullisen kratonisoitumisajan osalta lähellä Pohjois-Amerikan Grenvillen orogeenista vyötä, ja sitä pidetään sen itäisenä jatkeena. Svekonorjan vyöhykkeen vanhimpien kivien muodostumisaika vastaa 1,75-1,9 miljardin vuoden väliä. Niitä muokattiin merkittävästi goottilaisen (1,7-1,6 miljardin vuoden tasolla) ja Dalsladian - Sveconovergian (1,2-0,9 miljardia vuotta) orogenian aikakaudella. Sisäinen rakenne Lohko on huomattava monimutkaisuudestaan ​​​​ja edustaa itse asiassa kollaasia kratonisista, saarikaareista jne. terranes. Varhaisen ja keskiproterotsoiikan muodonmuutoksen muuttuneet vulkaani-sedimentti- ja terrigeeniset sekvenssit ovat laajimmin kehittyneet vaihtelevassa määrin.

Yleisesti ottaen Itämeren ja Ukrainan kilpien varhaisproterotsoisten kompleksien paljastumat vetoavat kohti arkealaisia ​​lohkoja rajaavia ompeluvyöhykkeitä, ja toisin kuin jälkimmäisessä, niillä on monimuotoisempi koostumus ja rakenne.

Kuolan korttelin itäpuolella, lähellä ompelualuetta, alemman proterotsoisen esiintymän täyttävät Keivsky-synklinoriumin ja niitä edustaa samanniminen sarja, epämuodostavasti päällä arkealaisia ​​gneissejä. Keivy-sarja on täytetty passiiviselle mantereen marginaalille tyypillisillä sedimenteillä: pohjassa on konglomeraatteja, joissa on arkealaisten kivien fragmentteja, sitten paksu sekvenssi korkeasavista liusketta ja paragneisseja, ja yläosassa - arkoosihiekkakiviä sekä välikerroksia. dolomiiteista, mukaan lukien stramotaliitit. Sarjan läpi murtautuneiden graniittien ikä on 1900-2000 miljoonaa vuotta.

Kuolan ja Valkoisenmeren lohkojen (Petsingin ja Imadra-Varzugin vyöhykkeiden) ompelevyöhykkeen proterotsoiikki on rakenteeltaan ja koostumukseltaan samanlainen kuin fanerotsoisen ofioliittivyöhykkeen. Suurin osa osiosta koostuu päälauseista, in alempi tutkinto keskikokoiset ja ultraemäksiset koostumukset. Monilla laavoilla on tyynyrakenne. Laavojen joukossa on horisontteja konglomeraatteja, arkooseja ja kvartsiiteja, jotka sisältävät arkealaisten gneissien ja graniittien fragmentteja. Osa on kyllästetty ultramafisilla, gabbro-, gabbronoriitti- ja anortosiittikappaleilla. Kivien todennäköinen ikä on 1900-1800 miljoonaa vuotta, muodonmuutosikä 1800-1700 miljoonaa vuotta.

Karjalan ja Valkomeren lohkojen välissä sijaitsevat Itä-Karjalan ommelvyöhykkeen varhaisproterosooiset kompleksit liittyvät geodynaamisesti subduktioprosesseihin. Näitä muodostumia kuvataan osana sumialaista kompleksia. Esiintymien ikä on 2400 miljoonaa vuotta. Yleensä kompleksin muodostavat kahden tyyppiset kerrostumat - vulkanogeeniset (Tungut-sarja), joille on ominaista jatkuva sarja basalteista andesiitteihin ryoliitteihin ja detrital (Sarioli-sarja). Karjalan korttelin sumium joutui laskostumaan, muodonmuutokseen ja siihen tunkeutuivat plagiograniitit, joiden ikä oli ~2000 Ma.

Sisään sisäosat Arkeaniset lohkot ~ 2,3 miljardin vuoden vaihteesta (Seletskan taittuminen), protoplatform-peitteen oleellisesti terrigeenisten sedimenttien esiintyminen havaitaan. Tämän kompleksin osuutta edustaa kolme kerrosta: jatulium - kvartsikonglomeraatit, sorakivet, hiekkakivet, jotka on kerrostettu harvinaisten basalttien kanssa; suisariy - saviliuskeet, fylliitit, dolomiitit, joissa on toleiiittisen basalttien välikerroksia; Vepsalaiset - konglomeraatit ja hiekkakivet, joissa on gabro-diabaasikynnykset.

Ukrainan kilven kuuluisa Krivoy Rog -sarja, joka sisältää runsaasti jespeliittimalmiesiintymiä, kuuluu varhaiseen proterotsoiikkaan. Se sijoittuu pääasiassa Krivoy Rogin vyöhykkeelle Dneprin ja Kirovogradin korttelin välisellä rajalla sekä Orekhovo-Pavlogradin vyöhykkeellä, joka rajoittaa Dneprin ja Azovin lohkoja muodostaen kapeaa syrjäytyssynklinoriaa. Krivoi Rog -sarjan täydellinen analogi on Voronežin massiivin tunnettu Kursk-sarja. Absoluuttinen ikä näistä esiintymistä sijoittuu 2500-1880 miljoonan vuoden aikavälille. Leikkausta edustaa kolme kerrosta alhaalta ylöspäin: olennaisesti detritaalinen (kvartsiitti-hiekkakivi, konglomeraatti, fyliitti, grafiittiliuske); flysch-tyyppinen (jespeliitin ja kirsun rytminen vuorottelu); terrigeeniset (konglomeraatit, sorakivet, kvartsiitit). Kokonaispaksuus on 7-8 km, kaikkiin esiintymiin on tunkeutunut graniitti, jonka ikä on 2,1 - 1,8 miljardia vuotta

Itä-Euroopan alustan perustan rikkovat kapeat, syvät (jopa 3 km tai enemmän) grabenimaiset kourut (aulakogeenit) - antiikin kuolleet säteet rift-järjestelmät. Alustan kehityshistoriassa hahmotellaan kolme pääaikakautta grabenien muodostumiselle: Riphean, Devonin ja Permi (Oslo graben).

Riphean aulacogens on eniten. Ne muodostavat lähes suorakaiteen muotoisen koillis- ja luoteissuunnan verkoston ja rikkovat alustan perustuksen lohkoiksi, jotka vastaavat karkeasti kilpiä ja upotettuja massiiveja. Pisin (vähintään 2000 km) on koillisgrabenien järjestelmä, joka ulottuu Ukrainan kilven länsipäästä Timanin risteykseen Uralin kanssa ja koostuu kahdesta itsenäisestä aulakogeenista: Orsha-Volyn-Kresttsovsky lännessä ja Sredne -Venäjä idässä. Niiden risteyspaikasta kaakkoon lähtee Pachelman paleorift ja luoteeseen, vähemmän selkeästi määriteltynä, Laatoka. Kantalahden ja Mezenin grabenit lähestyvät Keski-Venäjän aulakogeenia lähes suorassa kulmassa pohjoisesta. Lavan itäpuolella, Volga-Ural-kaarella, on Kaltasinsky aulacogen. Grabens-täytteisiä komplekseja hallitsevat Keski-Riphean punaiset karkeat klastiset kerrokset, jotka muodostuvat läheisten kohoumien eroosion seurauksena. Usein osan pohjalle ilmestyy paksuja (jopa 400 m) basaltteja, tuffeja, vulkaanisia brekkoja ja doleriittikynnyksiä. Magmakomplekseista ovat tunnusomaisia ​​bimodaaliset alkali-ultraemäksiset sarjat karbonaattien kanssa. Korkeammassa osassa Riphean vulkaanis-terrigeeniset muodostelmat korvataan vendin matalamerellisilla sedimenteillä, joiden kerrokset siirtyvät grabeneista viereisiin kellarilohkoihin, mikä viittaa laanteen laajojen alueiden osallistumiseen vajoamiseen, muodostumiseen. sedimenttialtaista ja sen seurauksena alustan kannen kerääntymisen alkuun.

Manner-Riftingin toinen aikakausi liittyy Pripyat-Dneper-Donetsk-aulakogeenin ilmaantumiseen sekä sarjaan grabeneja laiturin itäreunalla. Ukrainan ja Voronežin massiivit erottavan Dneprin ja Donetskin välisen halkeaman muodostuminen tapahtui keski-myöhäisdevonikauden lopussa, ja siihen liittyi voimakasta magmatismia: alkalisten basalttien vuodatuksia, emäksisten ja ultraemäksisten tunkeutumisten tunkeutumista. Ylä-Devonille on ominaista evaporiitit, jotka merkitsevät paleoriftin vajoamista ja sen yhteyttä merialtaaseen. Hiilikaudella tämä alue oli paksujen parallisten hiilen (Donbass) kerääntymispaikka, ja permikauden lopussa sen itäosassa tapahtui voimakkaita muodonmuutoksia Ukrainan ja Voronežin kilpien lähentymisen seurauksena. Terrigeeninen sedimentaatio aulakogeenin sisällä jatkui koko myöhäisen paleotsoicin ja mesotsoicin ajan.

Suurin osa alustasta kilpiä lukuun ottamatta on fanerotsoisen sedimenttipeitteen peitossa. Sen muodostuminen tapahtui kolmessa vaiheessa, jotka liittyvät suoraan kellarin venymiseen ja ympäröivien valtamerten kehitykseen.

Vendi-alempi paleotsoinen kompleksi koostuu: kaistale, joka ylittää, mutta vinosti Itä-Euroopan tasanteen ja erottaa Itämeren kilven eteläisistä kiteisistä massiiveista (Moskovan syneklise); kaistale Teiseira-Tornquist-linjaa pitkin (Baltic syneclise) ja kaistale, joka ulottuu pitkin Timan-jokea (Mezen syneclise). Tämän ajan sedimenttialtaat muodostuivat joko Riphean aulacogenesin yläpuolelle tai Itä-Euroopan mantereen passiivisille reunuksille. Vendi-alapaleotsoisen alustakompleksin koostumusta edustavat matalat hiekka-saviset ja ylemmässä (Ordovician-Silurian) - karbonaattiset sedimentit, joissa on haihtuvia aineita. Ei vähäinen merkitys on varhaiselle vendille ominaisella tilliittien laajalla kehityksellä, mikä viittaa levyjäätiköön.

Keski-yläpaleotsoinen kompleksi perii paikoin aikaisempia painaumia, kuten Moskovan syneklisisissä, mutta pääosan kannen tilavuus on keskittynyt tasanteen itä- ja kaakkoisreunalle sekä Dnepri-Donetskin aulakogeenin alueelle. Laturikompleksin etelään ja kaakkoon suurimmaksi osaksi alkaa keski-devonista. Extensiivisten rakenteiden - devonin grabens - muodostuminen liittyy sen muodostumisen alkuvaiheisiin. Täydellisin osio (keski-Ordovikiasta alahiileen) on ominaista tasanteen itäiselle reunalle, jossa se liittyy Uralin länsirinteen vaippatyöntöihin. Koostumukseltaan sitä voidaan verrata mantereen passiivisten reunojen sedimentteihin. Huomattavimpia tarkasteltavana olevan kompleksin kannalta ovat karbonaattiset sedimentit, mukaan lukien riuttafaciest, joita on lukuisia varhais- ja myöhäisdevonikaudella, hiilellä ja varhaisella permikaudella. Myöhäisdevonille on ominaista savifaciesien jakautuminen, kylläinen orgaaninen hiili. Niiden kerääntyminen liittyy seisoviin vesiin. Permikaudella sedimenttiallas kuivui vähitellen Uralin kasvun ja harjujen työntymisen pohjalle ja muodostui suolaa sisältäviä kerrostumia. Tämän prosessin tuloksena muodostui Cis-Uralin reunasyvennys, joka oli täynnä voimakasta punaista melassia, joka on Ural-vuorten tuhoutumisen tuote.

Meso-Cenozoic kompleksia kehitetään vain alustan eteläisellä reunalla: Kaspian altaalla, Pripyat-Dneprin altaalla ja Mustanmeren altaalla. Meri tunkeutui tämän kaistan ulkopuolelle vain kapein kielillä myöhäisjurakaudella ja varhaisliitulla muodostaen ohuita sedimenttikerroksia. Kompleksia hallitsevat terrigeeniset kerrostumat; kirjoitusliitua kertyi vain myöhäisliitukauden suurimman rikkomuksen aikana. Kompleksin paksuus on pieni, vain satunnaisesti yli 500 m.

ITÄ-EUROOPPA-ALUSTO

Valintahistoria

Vuonna 1894 A. P. Karpinsky nosti ensimmäisen kerran esiin Venäjän levyn ja ymmärsi sen osana Euroopan aluetta, jolle on ominaista tektonisen järjestelmän vakaus paleotsoisen, mesozoisen ja kenozoisen aikana. Hieman aikaisemmin Eduard Suess mainitsi kuuluisassa kirjassaan "Maan kasvot" myös venäläisen levyn ja skandinaavisen kilven. Neuvostoliiton geologisessa kirjallisuudessa laattoja ja kilpiä alettiin pitää maankuoren suurempien rakenteellisten elementtien - alustojen - ainesosina. 1920-luvulla G. Stille käytti termiä "Fennosarmatia" osoittamaan tätä alustaa. Myöhemmin A. D. Arkhangelsky esitteli "Itä-Euroopan alustan" käsitteen kirjallisuudessa osoittaen, että kilvet ja levy (venäläinen) voidaan erottaa sen koostumuksesta. Tämä nimi tuli nopeasti geologiseen käyttöön, ja se näkyy uusimmassa kansainvälisessä Euroopan tektonisessa kartassa (1982).

Kun viime vuosisadan lopulla A. P. Karpinsky ensimmäisen kerran tiivisti kaikki Euroopan Venäjän geologiset tiedot, sen alueella ei ollut yhtään kellariin ulottuvaa kaivoa, ja siellä oli vain muutama pieni kaivo. Vuoden 1917 jälkeen ja varsinkin Suuren isänmaallisen sodan jälkeen alustan geologinen tutkimus eteni nopeaa vauhtia käyttäen kaikkia uusimpia geologian, geofysiikan ja porauksen menetelmiä. Riittää, kun sanotaan, että tällä hetkellä Neuvostoliiton Euroopan osassa on tuhansia kaivoja, jotka ovat tunkeutuneet alustan perustukseen, ja satoja tuhansia matalampia kaivoja. Koko alusta on gravimetristen ja magnetometristen havaintojen peitossa, ja DSS-tietoja on saatavilla useilta alueilta. Viime aikoina satelliittikuvia on käytetty laajalti. Siksi meillä on tällä hetkellä valtava uusi faktageologinen materiaali, jota täydennetään joka vuosi.

Alustan rajat

East European Platformin rajat ovat erittäin terävät ja selkeät (kuva 2). Monissa paikoissa sitä rajoittavat suoraviivaiset työntövyöhykkeet ja syvät murtumat, joita N. S. Shatsky kutsui marginaaliompeleiksi tai marginaalijärjestelmiksi, jotka erottavat alustan sitä kehystettävistä taitetuista rakenteista. Kaikilla paikoilla laiturin rajoja ei kuitenkaan voida vetää riittävän luotettavasti, etenkään siellä, missä sen reunaosuudet ovat syvällä veden alla eikä perustusta ole tunkeutunut edes syvien kaivojen läpi.

Laanteen itäraja jäljitetään myöhäisen paleotsoisen Cis-Uralin esisyvyyden alta alkaen Polyudov Kamenista Ufimskoe-tasangon kautta Karatau-kielekkeelle Ural- ja Sakmara-jokien väliin. Uralin läntisen rinteen herkyniläiset taitetut rakenteet työntyvät kohti laiturin itäreunaa. Polyudov Kamenin pohjoispuolella raja kääntyy luoteeseen, kulkee pitkin Timan Ridgen lounaisrinnettä, edelleen eteläosaan

Riisi. 2. Itä-Euroopan alustan tektoninen kaavio (A. A. Bogdanovin mukaan, lisäyksillä):

1 - ulkonemat esi-Riphean kellarin pinnalla (I - Baltian ja II - Ukrainan kilvet); 2 - kellaripinnan isohypsit (km), hahmottelevat Venäjän levyn tärkeimmät rakenneosat (III - Voronež ja IV - Valko-Venäjän antekliinit; V - Tatari ja VI - Volgan ja Uralin antekliinin Tokmovskin kaaret; VII - Baltia, VIII - Moskova ja IX - Kaspian syneklises, X - Dnepri-Donetsk-loukku, XI - Mustanmeren lama, XII - Dnesterin aallonpohja); 3 - suolatektoniikan kehitysalueet; 4 - epibaikalialainen Timan-Pechora-levy, ulompi ( A) ja sisäinen ( b) vyöhykkeet; 5 - Kaledonidit; 6 - herkynidit; 7 - Hercynian marginaalikaukalot; 8 - alpidet; 9 10 - aulakogeenit; 11 - kalliomassan työntötyöt, peitteet ja työntösuunta; 12 - modernit alustan reunat

Kaninin niemimaalla (Tšekinlahden länsipuolella) ja edelleen Rybachyn niemimaalle, Kildinin saarelle ja Varangin vuonolle. Koko tässä tilassa Riphean ja Vendin geosynklinaaliset kerrokset työntyvät muinaisen Itä-Euroopan alustan yli (kaledonian aikana). Tällaisen rajan piirtämisen puolesta geofysikaaliset tiedot, jotka osoittavat pohjoisen ja napaisen Uralin Riphean kerrosteiden, niin kutsuttujen preuralidien, rakenteiden jatkumista luoteissuunnassa kohti Bolynzemelskaya tundraa, pakottavat ne kallistumaan. Tätä korostavat hyvin raidelliset magneettiset poikkeavuudet, jotka eroavat jyrkästi Venäjän levyn magneettikentän mosaiikkipoikkeavuuksista. Riphean-liuskea kuvaava magneettinen minimi

Timan-kerrostumat miehittää myös Petserian alangon länsiosan, ja sen itäisellä puolella on jo erilainen, raidallinen, vuorotteleva magneettikenttä, samanlainen R.A. Gafarovin ja A.K. Uralin mukaan 1 . Timanista koilliseen, Timan-Pechora-epibaikal-levyn kellari, jota edustavat riphean-vendian (?) effuusiosedimentti- ja metamorfiset kivet, paljastettiin useilla syvilla kaivoilla.

Laanteen luoteisraja, joka alkaa Varangin vuonosta, on piilotettu Itämeren kilven yli työntyneiden Pohjois-Skandinavian kaledonidien alle (ks. kuva 2). Työntöamplitudi on arvioitu yli 100 km:ksi. Bergenin alueella laiturin raja menee Pohjanmereen. Vuosisadamme alussa A. Tornkvist hahmotteli laiturin länsirajaa Bergenin linjaa pitkin - noin. Bonholm - Pomorie - Kuyavsky turvotus Puolassa (tanskalais-puolalainen aulakogeeni), tällä linjalla on useita echelon-muotoisia katkoksia, joissa on jyrkästi laskettu lounaiskylki. Siitä lähtien tätä rajaa on kutsuttu "Tornquist-linjaksi". Tämä on "minimi" alustan raja. Itä-Euroopan alustan raja (Tornquist-linja) alueella noin. Rügen kääntyy länteen jättäen Jyllannin niemimaan alustan sisällä ja kohtaa jossain Pohjanmerellä jatkoa pohjoista rajaa tasanteella, joka seuraa kaatuneen Caledonidesin eturintamaa pitkin Pohjanmerelle Skandinaviassa.

Sventokrzysz-vuorten pohjoiselta laitamilta laiturin raja voidaan jäljittää Karpaattien reuna-syvyyden alta Dobrujaan Tonavan suulle, missä se kääntyy jyrkästi itään ja kulkee Odessasta etelään Sivashin ja meren läpi. Azov, katkeaa Yeyskistä itään, koska Hercynian taittuu laiturin runkoon. Donbassin rakenteet ja ilmestyy uudelleen Kalmykin aroilla. On huomattava, että paikassa, jossa Karpaatit etelässä ja pohjoisessa kääntyvät länteen, alusta rajoittuu Baikalideihin (Rava - Venäjän vyöhyke). Huolimatta alustan rajojen yleisestä suoruudesta Mustanmeren alueella, lukuisat poikittaiset murtumat rikkovat sen.

Lisäksi raja kulkee Astrakhanin eteläpuolella ja kääntyy koilliseen pitkin Etelä-Emba-virhevyöhykettä, joka seuraa kapeaa haudattua Hercynian-loukkua (aulacogen), joka sulautuu Uralin Zilair Synclinoriumiin. Tämä South Emba Hercynian -aulakogeeni katkaisee alustasta sen syvälle upotetun lohkon Ustyurtissa, kuten DSS-tiedot ehdottavat. Aktobe Cis-Uralsista laiturin raja seuraa suoraan etelään länsirannikkoa pitkin Aral-meri Barsakelmes-loukolle asti, missä se kääntyy länteen lähes suorassa kulmassa Mangyshlak-Gissar-siirteen pitkin. On myös mielipide, että Pohjois-Ustyurtin korttelin kellari on Baikal-ikäistä, eli laiturin kaakkoiskulmassa on lähes sama tilanne kuin länsikulmassa, mikä liittyy iän epävarmuuteen. taitettu kellari upotettuna huomattavaan syvyyteen.

Siten Itä-Euroopan alusta näyttää jättimäiseltä kolmiolta, jonka sivut ovat lähellä suoraviivaisia. Lavan tyypillinen piirre on syvien painaumien esiintyminen sen reunalla. Idästä laituri on rajoitettu

Uralin herkynidit; koillisesta - Timan Baikalids; luoteesta - Skandinavian Caledonides; etelästä - pääasiassa Alppien ja Välimeren vyöhykkeen epihercynian skyytin levyn kautta, ja vain Itä-Karpaattien alueella taitetut alpidin ketjut, jotka on asetettu Baikalidesin ja Herkynidien päälle, ovat lähellä alustaa.

Perustuksen ja kannen suhde

Alustan perusta koostuu alemman ja ylemmän arkean ja alemman proterotsoisen metamorfisista muodostelmista, joihin granitoidiset tunkeutumiset ovat tunkeutuneet. Yläproterosooin esiintymät, joissa erotetaan riphean ja vendian, kuuluvat jo tasanteen kanteen. Siksi alustan ikä, joka on määritetty vanhimman peitteen stratigraafisesta sijainnista, voidaan määrittää epi-varhaisproterosooiseksi. B:n, M. Kellerin ja V. S. Sokolovin mukaan alemman proterotsoisen muodostelmien yläosa, jota edustavat yksinkertaisia ​​kouruja muodostavat kevyesti lepäävät hiekkakivien, kvartsiittien ja basalttien kerrokset, voi myös kuulua idän peitteen vanhimpiin esiintymiin. Eurooppalainen foorumi. Jälkimmäiset ovat usein monimutkaisempia vikojen vuoksi ja joissain paikoissa ovat leveitä grabeneja. Alueita, joissa on Baikal-kellari, ei pitäisi sisällyttää muinaiseen alustaan.

Vanhimmassa lavan kannessa on joitakin ominaisuuksia, jotka erottavat sen tyypillisestä paleotsoisesta lavan kannesta. Lavan eri paikoissa vanhimman kannen ikä voi olla erilainen. Laiturin kannen muodostumishistoriassa on kaksi olennaisesti erilaista vaihetta. Ensimmäinen niistä vastaa A. A. Bogdanovin ja B. M. Kellerin mukaan ilmeisesti koko Riphean aikaa ja varhaisen vendin alkua, ja sille on ominaista syvien ja kapeiden grabenin muotoisten painaumien muodostuminen - aulakogeenit, N. S. Shatskyn mukaan huonosti. teloitettiin muodonmuutoksen muuttuneita ja joskus sijoiltaan siirtyneitä Riphean ja Ala-Vendian talletuksia. Kapeiden painaumien syntymisen määräsivät virheet ja nuorimpien laskostettujen kellarialueiden rakenteelliset kuviot. Tätä prosessia seurasi melko energinen vulkanismi. A. A. Bogdanov ehdotti, että tätä alustan kehitysvaihetta kutsuttaisiin aulakogeeniseksi, ja tällä hetkellä muodostuneet kerrostumat tulisi tunnistaa alustan kannen alemmaksi tasoksi. On huomattava, että suurin osa Riphean aulacogenes -lajeista jatkoi "elämistä" fanerozoicissa, joutuessaan alttiiksi taittuneille Cadwig- ja lohkomuodonmuutoksille, ja vulkanismi ilmeni myös paikoin.

Toinen vaihe alkoi Vendianin toisella puoliskolla, ja siihen liittyi merkittävä tektoninen rakennemuutos, joka ilmeni aulakogeenien kuolemana ja laajojen loivasti laskevien painumien muodostumisena - syneklisis-muodossa, joka kehittyi koko fanerozoicissa. Toisen vaiheen kerrostumat, joita yleisesti voidaan kutsua laatoiksi, muodostavat lavan kannen ylätason.

Säätiön helpotus ja moderni alustarakenne

Itä-Euroopan foorumin sisällä ensimmäisen asteen rakenteina Baltia Ja Ukrainan kilvet Ja venäläinen liesi. Keskiproterotsoiikan lopusta lähtien Baltian kilpi on pyrkinyt nousemaan. Ukrainan kilpi paleogeenissa ja neogeenissä peitettiin ohuella tasanteella. Säätiön helpotus

Venäläinen levy on äärimmäisen vahvasti leikattu, jänneväli on jopa 10 km ja paikoin jopa enemmän (kuva 3). Kaspianmeren syvyydessä perustuksen syvyyden arvioidaan olevan 20 tai jopa 25 km! Kellarin kohokuvion dissektoidun luonteen antavat lukuisat grabenit - aulacogenes, joiden pohjat ovat rikkoutuneet diagonaalisten tai rombisten vaurioiden takia, joita pitkin tapahtui yksittäisten lohkojen liikkeitä horstien ja pienempien toissijaisten grabenien muodostuessa. Tällaiset aulakogeenit ovat alustan itäpuolella Sernovodsko-Abdulinsky, Kazansko-Sergievsky, Kirovsky; keskustassa Pachelmsky, Dono-Medveditsky, Moskova, Keski-Venäjä, Orsha-Krestsovsky; pohjoisessa Kandalaksha, Keretsko-Leshukonsky, Laatoka; lännessä Lvov, Brest ja muut. Lähes kaikki nämä aulakogeenit ilmenevät alustan kannen alemman tason kerrostumien rakenteessa.

Venäjän levyn modernissa rakenteessa on kolme suurta ja monimutkaista leveyssuunnassa venyvää anteklisia: Volga-Ural, Voronezh Ja valkovenäläinen(Katso kuva 3). Ne ovat kaikki perustuksen osia, jotka on kohotettu monimutkaisten laajojen holvien muodossa, vikojen häiriintymiä, joita pitkin niiden yksittäiset osat kokivat eri amplitudisia siirtymiä. Paleotsoisen ja mesozoisen peitteen paksuus anteklisessa on yleensä muutamia satoja metrejä. Volga-Ural-anteklise, joka koostuu useista kellarin ulkonemista ( Tokmovski Ja Tataariholvit), erotettu syvennyksistä (esimerkiksi Melekesskaya), täynnä keski- ja yläpaleotsoisia kerrostumia. Antekliset monimutkaistavat valleilla ( Vjatski, Žigulevski, Kamski, Oksko-Tsninski) ja taivutukset ( Buguruslanskaya, Tuymazinskaya jne.). Volga-Ural-anteklise on erotettu Kaspianmeren altaasta "vyöhykkeiksi" kutsutulla kaistaleella. Peri-Kaspian sijoiltaan". Voronežin antekliini on epäsymmetrinen profiili - jyrkät lounais- ja erittäin lempeät koillisraajat. Se erottuu Volgan ja Uralin anteklisesta Pachelma aulacogen, joka avautuu Kaspian altaaseen ja Moskovan syneklisiin. Pavlovskin ja Bogucharin alueella antekliinin perustus on paljastunut pinnalle, ja kaakossa se on monimutkaista Dono-Medveditsky-valli. Valko-Venäjän anteklise, jonka mitat ovat pienimmät, on yhdistetty Baltic Shieldiin Latvialainen ja Voronežin antekliisin kanssa - Bobruisk satulat.

Moskovan syneklisi Se on laaja lautasen muotoinen syvennys, jonka siipien kaltevuus on noin 2-3 metriä kilometriä kohden. Puola-Liettua syneklisi sitä kehystää idästä Latvian satula ja etelästä Valko-Venäjän antekliisi ja se voidaan jäljittää Itämeren vesialueella. Paikoin sitä vaikeuttavat paikalliset nousut ja laman.

Anteklisekaistaleen eteläpuolella on erittäin syvä (jopa 20-22 km) Kaspian masennus, pohjoisessa ja luoteessa selvästi rajattu taivutusvyöhykkeillä; vaikea Dnepri-Donetsk grabenin kaltainen kouru, erotettavissa Tšernihivin kieleke päällä Pripyatsky Ja Dneprin kaukalot. Dnepri-Donetsk-loukkua rajoittaa etelästä Ukrainan kilpi, jonka eteläpuolella on Musta meri lama, joka on täynnä myöhäisiä mesozoisia ja kenozoisia kerrostumia.

Kuva 3. Kaavio venäläisen levyn perustuksen kohokuviosta (käyttämällä V. E. Khainin materiaalia):

1 - Pre-Riphean-perustuksen ulkonemat pintaan. venäläinen liesi: 2- perustuksen syvyys 0-2 km; 3 - perustuksen syvyys on yli 2 km; 4 - tärkeimmät epäjatkuvat rikkomukset; 5 - epibaikal-levyt; 6 - Kaledonidit; 7 - herkynidit; 8 - epipaleotsoiset levyt; 9 - Hercynian esisyvä; 10 - alpidet; 11 - Alppien reunakaukalot; 12 - työntövoimat ja kannet. Ympyröissä olevat numerot ovat tärkeimmät rakenneosat. Suojat: 1- Baltia, 2 - ukrainalainen. Anteklise: 3- valkovenäläinen, 4 - Voronezh. Volga-Ural-antekliisin holvit: 5- tatari, 6 - Tokmovski. Synkliini: 7- Moskova, 8 - Puola-Liettua, 9 - Kaspian. Epibaikal-levyt: 10 - Timan-Pechora, 11 - Mysian. 12 - Uralin taitettu rakenne, 13 - Cis-Ural-kaukalo. Epipaleotsoiset levyt: 14 - Länsi-Siperia, 15 - Skytia. Alpit: 16 - Itä-Karpaatit, 17 - Vuoristoinen Krim, 18 - Suur-Kaukasus. marginaaliset taipumat: 19 - Prekarpaatti, 20 - Länsi-Kuban, 21 - Terek-Kaspian

Ukrainan kilven läntisen rinteen, jolle oli tunnusomaista tasainen taipuminen paleotsoisessa osassa, erotetaan joskus mm. Transnistrian aallonpohja, sulautuvat Lvivin masennus. Jälkimmäinen on erotettu Ratnensky kieleke säätiö alkaen Brestin masennus, jota rajaa pohjoisesta Valko-Venäjän antekliisi.

Alustan perustusrakenne

Arkeiset ja osittain alemman proterotsoisen sedimentit, jotka muodostavat Itä-Euroopan alustan perustan, ovat primaarisia sedimentti-, vulkaani-sedimentti- ja vulkaanisia kiviä, jotka ovat muuttuneet vaihtelevissa määrin. Arkeanisille muodostelmille on ominaista erittäin voimakas ja spesifinen taittuminen, joka liittyy materiaalin plastiseen virtaukseen korkeissa paineissa ja lämpötiloissa. Usein havaitaan rakenteita, kuten gneissikupolia, jonka P. Escola tunnisti ensimmäisenä Laatokan pohjoisosassa. Alustan perustus paljastuu vain Itämeren ja Ukrainan kilpillä, kun taas muualla avaruudessa, erityisesti suurissa antekliseissä, se on paljastunut porareikien avulla ja geofysikaalisesti hyvin tutkittu. Kellarikivien pilkkomisen kannalta absoluuttisen iän määritystiedot ovat tärkeitä.

Itä-Euroopan alustan sisällä tunnetaan vanhimmat kivet, joiden ikä on jopa 3,5 miljardia vuotta tai enemmän, ja jotka muodostavat suuria lohkoja kellarissa, joita kehystävät nuoremmat, myöhäisen arkean ja varhaisen proterotsoisen iän poimutetut vyöhykkeet.

Perustusaukot pintaan. Itämeren kilven pinta on leikattu jyrkästi (jopa 0,4 km), mutta kvaternaarisen jäätikkökerrostumien peitteen aiheuttama altistuminen on edelleen heikkoa. Itämeren kilven esikambrian tutkimus liittyy A. A. Polkanovin, N. G. Sudovikovin, B. M. Kupletskyn, K. O. Kratzin, S. A. Sokolovin, M. A. Gilyarovan ja ruotsalaisen geologin N. Kh. Magnussonin nimiin, suomi - V. Ramsey, P Eskol, A. Simonen, M. Härme ja monet muut. Viime aikoina on julkaistu A. P. Svetovin, K. O. Kratzin ja K. I. Heiskasen teoksia. Ukrainan kilpi on peittänyt Cenozoic esiintymien peitossa ja paljastuu paljon huonommin kuin Itämeren kilpi. Ukrainan kilven esikambriaa tutkivat N. P. Semenenko, G. I. Kaljajev, N. P. Shcherbak, M. G. Raspopova ja muut. Tällä hetkellä Itämeren ja Ukrainan kilpien geologista rakennetta koskevien tietojen merkittävä tarkistus suljetut alueet venäläinen levy.

Arkealaiset muodostelmat. Itämeren kilven Karjalassa ja Kuolan niemimaalla vanhimmat esiintymät nousevat pintaan, ja niitä edustavat gneisset ja granuliitit, joiden ikä (radiometrisesti selvästi nuorempi) on 2,8-3,14 miljardia vuotta. Ilmeisesti nämä kerrokset muodostavat perustan ns belomorid, muodostaen Karjalassa ja Kuolan niemimaan eteläosassa luoteislakkovyöhykkeen ja niemimaan pohjoisosassa Murmanskin vuoriston. Belomorideja koostumuksessa Keret, Hetolambin Ja loukh sviitti Karjalassa ja tundra Ja lebyazhinskaya päällä Kuolan niemimaa joita edustavat erilaiset gneisset, mukaan lukien alumiiniset (Lukh Formation), amfiboliitit, pyrokseeni- ja amfibolikiteet, diopsidikalsifyyrit, komatiitit, drusiitit ja muut primaariset sedimentti- ja vulkaaniset kivet, joilla on perus- ja ultraemäksinen koostumus, ja joissa on lukuisia erimuotoisia tunkeutumisia. Voimakkaasti metamorfoituneet kerrokset muodostavat P. Escolan ensimmäisenä kuvaamia gneissikupuja lähellä Sortovalaa, kaaressa on lievä, lähes vaakasuora kerrostuman kerros ja monimutkainen taittuminen reunoilla. Tällaisten rakennemuotojen syntyminen on mahdollista vain suurissa syvyyksissä korkeissa lämpötiloissa ja paineissa, kun aine saa kyvyn plastiseen muodonmuutokseen ja virtaukseen. Ehkä gneissikuvut "kelluvat" kuin suoladiapiirit. Belomoridien absoluuttiset ikäarvot eivät ole yli 2,4-2,7 miljardia vuotta. Nämä tiedot antavat kuitenkin epäilemättä liian nuoren kivien iän.

Karjalan belomoridien ala-arkeaisilla esiintymillä esiintyy myöhäisarkealaista kerrosta ( lopius), joita edustavat ultraemäksiset (spinifex-rakenteelliset komatiitit), emäksiset ja harvemmin keski- ja felsiset vulkaaniset kivet, jotka ympäröivät ultramafisten ja plagiograniittien massiiveja. Näiden yli 4 km paksujen protogeosynkliinisten kerrostumien suhde kellarikompleksiin ei ole täysin selvä. Oletetut konglomeraatit lobiumin tyvessä ovat todennäköisimmin blastomyloniitteja. Näiden tyypillisesti viherkivikerrostumien muodostuminen on päättynyt rebolsk-taitto 2,6-2,7 miljardin vuoden vaihteessa.

Paragneisset ja runsaasti alumiinioksidia sisältävät liuskeet ovat analogisia Kuolan niemimaalla olevan lopiumin kanssa. luolasarja, sekä eri tavoin metamorfoituneita kiviä tundra sarja(kaakossa), vaikka on mahdollista, että jälkimmäiset ovat vanhempien esiintymien diaftoreesin tuotteita.

Päällä Ukrainan kilpi vanhimmat arkealaiset kalliokompleksit ovat laajalle levinneitä, muodostaen neljä suurta lohkoa, jotka erottuvat alemman proterotsoisen liuske-rautamalmisekvenssien siirroksista, jotka muodostavat kapeita läheisvikojen synkliinivyöhykkeitä. Volyn-Podolsky, Belotserkovsky, Kirovogradsky, Dnepr Ja Azovin lohkot(länestä itään) koostuvat erilaisista arkeanlaisista kerroksista, ja Belotserkovskin ja Dneprin lohkot ovat amfiboliitteja, metabasiitteja, jaspiliteja Konk-Verkhovets, Belozersk sarja, eli primaarisen peruskoostumuksen kiviä, jotka ovat muuttuneet amfiboliitti-, joskus granuliittifacies-olosuhteissa ja muistuttavat Baltic Shield -lopiumin esiintymiä. Loput lohkot koostuvat pääasiassa yläarkeanisista graniittigneisseistä, graniiteista, migmatiiteista, gneisseistä, anatektiiteista - yleensä happamista kivistä, joissa on paikoin muinaisen perustan jäänteitä.

Päällä Voronežin antekliini gneisset ja graniittigneisset ovat vanhimpia kiviä, belomoridien ja dnepridien analogeja. Oboyan-sarja. Niiden päällä ovat metabasiitit. Mihailovski-sarja, ilmeisesti samanlainen kuin Dnepri-ryhmän lopius ja metabasiitit (taulukko 2).

Alemmat proterotsoiset muodostelmat alustat ovat suhteellisen heikosti kehittyneitä kellarissa, myös kilpissä, ja eroavat jyrkästi vanhimmista arkealaisista sarjoista, jotka muodostavat lineaarisia taitettuja vyöhykkeitä tai isometrisiä kouruja. Päällä Baltic Shield arkealaisten kompleksien yläpuolella selkeällä epäyhtenäisyydellä, kerrostumat sumia Ja sariolia. Sumien esiintymät ovat lähempänä orogeenisiä muodostumia, ja niitä edustavat terrigeeniset kivet ja metabasiitit, jotka liittyvät läheisesti yllä sijaitseviin Sariolian konglomeraatteihin, jotka voivat osittain korvata sumialaiset sekvenssit. Äskettäin lopiumin yläpuolella ja sumiumin alapuolella K.I. suomiya, koostuu kvartsiiteista, karbonaateista, pii- ja amfiboliliuskeista ja apo-basalttiamfiboliiteista, jotka vievät stratigrafisen välin 2,6-2,7 - 2,0-2,1 miljardia vuotta, mikä vastaa Pohjois-Laatokan alueen Sortavala-sarjaa ja Suomen "meristä jatuliaa" . Ilmeisesti tämä sisältää myös flyschoid-talletukset. Ladoga sarja, makaa yläpuolella Sortavala.

Sumiy-Sariolian kompleksi on pääosin vulkaaninen kerros, jonka yläosassa on konglomeraatteja ja jonka paksuus on jopa 2,5 km. Pääosin primaariset basaltti-, andesiitti-basalttiset ja harvoin felsisemmät vulkaaniset kivet liittyvät grabeneihin, jotka A. P. Svetovin mukaan vaikeuttavat suurta kaarevaa nousua. Sarioliumkonglomeraatit liittyvät läheisesti sumiumrakenteisiin, joihin Pohjois-Karjalassa tunkeutuu K-Na-graniitti.

Heikkojen vaiheiden jälkeen Seletska taitettava, joka tapahtui 2,3 miljardin vuoden vaihteessa, astuu nykyaikaisen Baltic Shieldin alueelle

taulukko 2

Itä-Euroopan alustan kellarirakenteiden jakosuunnitelma

sen uusi kehitysvaihe, joka muistuttaa jo alustaa. Suhteellisen ohuiden kerrosten kerääntyminen Yatuliya, Suisaria Ja vepsia sitä edeltää säänkestävän kuoren muodostuminen. Jatuliumia edustavat kvartsikonglomeraatit, sorakivet, hiekkakivet, kvartsiitit, joissa on jälkiä aaltoilusta ja kuivuvista halkeamista. Sedimenttiset mannerkivet on peitetty basalttien kanssa. Suisarin esiintymät koostuvat alaosissa saviliuskeista, fylliiteistä, šungiiteista, dolomiiteista; keskiosassa - oliviini- ja toleiiittibasalttien, pikriittien ja yläosassa taas vallitsevat hiekkakivet ja tuffiliuskeet. Vielä korkeampia ovat konglomeraatit ja polymiktiset vepsälaiset hiekkakivet, joissa on gabro-diabaasikynnykset (1,1-1,8 Ga). Kaikkien näiden esiintymien kokonaispaksuus on 1-1,2 km, ja ne kaikki ovat lähes vaakasuorassa rapakivigraniittien (1,67 miljardia vuotta) halkaisijana.

Riisi. 4. Kaaviokaavio Itämeren kilven prekambrian (esiriphean) muodostumien pääkompleksien välisistä suhteista (Karjalassa):

1 - protoplatform-kompleksi (Jatulian, Suisarian, Velsian) PR 1 2 ; 2 - proto-orogeeninen kompleksi (sumium, sariolia) PR 1 1 ; 3 - protogeosynklinaalinen kompleksi (lopiy, suomiy?) AR 1 2 ; 4 - peruskompleksi (Belomoridit ja muinaisemmat) AR 1 1

Näin ollen Karjalassa muodostuu melko selvä esiriphoaisten kivikompleksien sarja (kuva 4). Peruskompleksia edustavat harmaat gneissit ja belomoridien ultrametamorfiset kerrokset (alaarkea). Yläpuolella on vihreän kiven protogeosynklinaalinen Lopian kompleksi (Yläarkeinen), jonka päällä on epäsuotuisasti protorogeeninen Sumiya-Sariolian sekvenssi ja Jatulian, Suisarian ja Vepsan protoplatformesiintymät. Piirretään kuva, joka on lähellä fanerotsoisia geosynkliinejä, mutta ajallisesti pitkälti.

Alemmat proterotsoiset muodostelmat päällä Kuolan niemimaa edustettuna imandra-varzug Ja Pechenga Vihreäkiven metabasiittisarja, jonka pohjassa on säänkestävä kuori, muodostaen kapeita (5-15 km) murtokaukaloita pohjoisessa ja etelässä arkealaisten lohkojen väliin, vaikka on mahdollista, että Murmanskin pohjoislohko on paksu (1 km) alloktoninen levytyöntö pohjoisesta nuorempiin kokoonpanoihin. Esiintymät sijaitsivat varhaisen proterotsoiikan lopussa.

Päällä Ukrainan kilpi Alempi proterotsoic on kuuluisa Krivoy Rog -sarja, muodostaen kapeita, 10-50 km leveitä, arkealaisten kompleksien päälle asetettuja syrjäytyssynklinoria. Krivoy Rog -sarja on jaettu alempaan terrigeeniseen sekvenssiin

Riisi. Kuva 5. Jakovlevsky-esiintymän malmivyöhykkeen geologinen profiili, Voronezh anteclise (S. I. Chaikinin mukaan):

1 - alliitit ja uudelleensijoitetut malmit; 2 - martiitti- ja rautakiillemalmit; 3 - hydrohematiitti-martiittimalmit; 4 - rauta-kiille-martiittikvartsiitit; 5 - hydrohematiitti-martiitti rautapitoiset kvartsiitit, joissa on liuskevälikerroksia; 6 - ryhmittymät: 7 - malmiliuskesarjan fylliitit; 8 - supraoraaliset fylliitit; 9 - ohuinauhoiset fylliitit; 10 - viat

(kvartsiitti-hiekkakivet, konglomeraatit, fylliitit, grafiittiliuskeet); keskimmäinen on rautamalmia, joka koostuu rytmisesti vuorottelevista jaspiliteista ja flysch-maisista liuskeista; ylempi on enimmäkseen terrigeenista (konglomeraatit, sorakivet, kvartsiitit). Sarjan kokonaispaksuus on jopa 7-8 km, sen kerrostumiin tunkeutuu graniitti, jonka ikä on 2,1-1,8 miljardia vuotta.

Kuvattujen muodostelmien analogi päällä Voronežin antekliini talletukset ovat myös kolmiarvoisia Kursk-sarja jonka keskiosassa on rautamalmisekvenssi, joka muodostaa kapeita tahdistusvyöhykkeitä, jotka on suunnattu pituussuunnassa ja hyvin jäljitettävissä magneettisessa poikkeavuuskentässä (kuva 5). Nuorempia terrigeeni- ja metabasiittiesiintymiä esiintyy Voronežin antekliinin itäosassa Vorontsov Ja Losevskaya-sarja, jotka sisältävät jaspiliittien fragmentteja ja suuren joukon ultrabasiitin (Mamon-kompleksi) kerrosmuotoisia tunkeutumisia, joissa on kupari-nikkeli-sulfidi-mineralisaatiota.