Fondation. Les sédiments archéens et partiellement du Protérozoïque inférieur qui forment la base de la plate-forme est-européenne sont des strates de roches primaires sédimentaires, volcano-sédimentaires et volcaniques métamorphisées à des degrés divers. Les formations archéennes se caractérisent par des plissements très vigoureux et spécifiques liés à l'écoulement plastique de la matière à hautes pressions et températures.

Une caractéristique du socle est l'orientation subméridienne des principaux éléments structurels et leur disposition principalement symétrique: les complexes de granulite et de gneiss-amphibolite les plus anciens prédominent dans la région géostructurale occidentale de la Baltique-Biélorussie-Ouest de l'Ukraine et dans l'est de la Volga-Oural. Ils sont séparés par la superceinture de roches vertes de granit de l'Archéen supérieur supérieur du Protérozoïque précoce de Carélie-Kursk-Krivoy Rog.

La fondation de la plate-forme n'est exposée que sur les boucliers baltique et ukrainien, tandis que dans le reste de l'espace, en particulier dans les grandes antéclisses, elle a été exposée par des forages et a été bien étudiée géophysiquement.

Au sein de la plate-forme est-européenne, les roches les plus anciennes sont connues avec un âge allant jusqu'à 3,5 milliards d'années ou plus, qui forment de grands blocs dans le sous-sol, qui sont encadrés par des zones plissées plus jeunes de l'Archéen supérieur et du Protérozoïque précoce.

Formations archéennes. Sur le bouclier baltique en Carélie et sur la péninsule de Kola, les dépôts les plus anciens, représentés par des gneiss et des granulites âgés de 2,8 à 3,14 milliards d'années, remontent à la surface.

Sur le Bouclier ukrainien, les complexes rocheux archéens les plus anciens sont répandus, représentés par deux complexes: le premier est constitué d'amphibolites, de métabasites, de jaspilites, c'est-à-dire de roches de composition basique primaire, métamorphisées dans des conditions de faciès amphibolite, parfois granulite. Le second - granite-gneiss, granites, migmatites, gneiss, anatectites * - roches généralement acides, avec par endroits des vestiges d'une ancienne fondation.

Sur l'antéclise de Voronej, les roches les plus anciennes sont des gneiss et des gneiss granitiques. Ils sont recouverts de métabasites.

Les formations archéennes les plus anciennes ont été tracées sous le couvert de la plaque russe. Ils sont métamorphosés au faciès des granulites et des amphibolites, composent de grands massifs et blocs, et se caractérisent par des dômes de granite-gneiss largement développés.

Formations du Protérozoïque inférieur relativement faiblement développé dans les fondations de la plate-forme, y compris sur les boucliers. Elles se distinguent nettement des strates archéennes les plus anciennes, composant des zones plissées linéaires ou des creux isométriques.

Sur le Bouclier baltique au-dessus des complexes archéens avec une nette discordance se trouve la séquence essentiellement volcanique du Protérozoïque inférieur avec des conglomérats dans la partie supérieure, jusqu'à 2,5 km d'épaisseur.

Sur le Bouclier ukrainien, le Protérozoïque inférieur est représenté par la série de Krivoy Rog, qui forme d'étroites synclinories superposées aux complexes archéens, larges de 10 à 50 km. La série de Krivoy Rog est subdivisée en séquence terrigène inférieure (quartzite-grès, conglomérats, phyllites, schistes graphitiques) ; celui du milieu est du minerai de fer, composé de jaspilites et de schistes de type flysch* alternant rythmiquement ; la partie supérieure est majoritairement terrigène (conglomérats, graviers, quartzites). L'épaisseur totale de la série atteint 7 à 8 km, ses dépôts sont pénétrés par des granites âgés de 2,1 à 1,8 milliards d'années.

Les analogues des formations décrites sur l'antéclise de Voronezh sont également des gisements de la série à trois chaînons de Koursk avec une séquence de minerai de fer dans la partie médiane, formant des zones de synclinor étroites orientées dans la direction méridienne.

La formation des séquences de l'Archéen supérieur et du Protérozoïque inférieur discutées ci-dessus s'est partout accompagnée de la mise en place répétée d'intrusions multiphases complexes allant de l'ultrabasique à l'acide. En de nombreux endroits, elles occupent la quasi-totalité de l'espace, si bien que les roches hôtes ne subsistent que sous forme de reliques du sommet des intrusions.

Minéraux associés au fond de teint, sont mieux étudiés à l'intérieur de boucliers ou d'antéclises, où ils ne sont recouverts que d'une mince couche de sédiments ou directement exposés à la surface.

Fer. Le bassin de minerai de fer métamorphogénique de Koursk est situé sur le versant sud-ouest de l'antéclise de Voronej et est associé aux jaspilites du Protérozoïque inférieur du groupe de Koursk. Les minerais les plus riches (Fe 60%) sont la croûte d'altération des quartzites ferrugineux et sont composés d'hématite et de martite. Les quartzites ferrugineux eux-mêmes avec une teneur en Fe de 25 à 40% peuvent être suivis sur des centaines de kilomètres sous forme de couches jusqu'à 1,0-0,5 km d'épaisseur. Les réserves colossales de minerais riches et pauvres font de l'ensemble de ces gisements le plus important au monde.

Le bassin de minerai de fer de Krivoy Rog, qui a commencé à être exploité dès le XIXe siècle, est de type similaire à celui de Koursk et est associé à des gisements de neuf horizons de quartzites ferrugineux du Protérozoïque inférieur qui ont subi une altération ou un traitement hydrothermal pour former de riches minerais d'hématite-martite (Fe jusqu'à 65%). Cependant, les gisements de Krivoy Rog sont des dizaines de fois inférieurs à ceux de Koursk en termes de réserves.

Le même type de dépôts protérozoïques est connu sur la péninsule de Kola (Olenegorsk, Kostamuksha). Les gisements de minerai de fer magmatique - Enskoe, Kovdorskoe, Afrikanda (péninsule de Kola) - alimentent l'usine métallurgique de Cherepovets en matières premières. Ces dernières années, des quartzites ferrugineux ont également été découverts sur l'antéclise biélorusse.

Cuivre et nickel. Un certain nombre de gisements de sulfures de cuivre-nickel (Pechenga, Monchegorsk et autres) sont associés aux corps basiques et ultrabasiques du Protérozoïque inférieur sur la péninsule de Kola. Les gisements de nickel sont également associés à la croûte altérée des roches hypermafiques du Bouclier ukrainien.

Étain et molybdène . Les granites protérozoïques de la péninsule de Kola et du Bouclier ukrainien sont associés à des gisements hydrothermaux et métasomatiques de contact d'étain et de molybdène, dont le plus important est Pitkyaranta (Carélie).

Mica. Sur le Bouclier baltique, des gisements de mica sont connus, qui sont situés dans des pegmatites protérozoïques.

Graphite. Un certain nombre de gisements de graphite sont en cours de développement sur le Bouclier ukrainien dans les gneiss de graphite archéens près de la ville d'Osipenko.

Résultats. Un examen de la structure du socle de la plate-forme est-européenne montre la complexité de sa structure interne, qui est déterminée par le "squelette" de blocs hétérogènes archéens précoces, enveloppés par des zones relativement étroites et étendues, principalement archéennes tardives et beaucoup moins souvent Pliage du Protérozoïque ancien. Ces zones, formant des systèmes plissés, bien qu'elles diffèrent les unes des autres par un certain nombre de traits, ont beaucoup en commun dans la nature du développement, dans le type de strates volcanogènes et sédimentaires, et dans les structures. Les processus qui ont « soudé » tous les massifs archéens ont entraîné le remaniement de ces derniers, y produisant des complexes polymétamorphiques et des diaphtorites*. Au tournant du Protérozoïque inférieur et supérieur, les régions occidentales de la plaque russe ont subi le broyage et l'intrusion de granites rapakivi, tandis qu'un puissant volcanisme acide d'ignimbrite* s'est manifesté au nord-ouest du Bouclier baltique, en Suède.

Couverture de plate-forme. La couverture réelle (orthoplate-forme) de la plate-forme est-européenne commence à partir du Protérozoïque supérieur - Riphéen et se subdivise en deux étapes. L'étage inférieur est composé de dépôts du Riphéen et du Vendien inférieur, l'étage supérieur est composé de dépôts du Vendien-Cénozoïque.

Étage inférieur (Riphean - Bas Vendien)

A l'époque de Riphean, au nord-est de la partie formée de la plate-forme russe (synéclise de Pechora), ainsi qu'au sud-est (synéclise caspienne et à l'ouest (synéclise polono-allemande) de celle-ci, de nouvelles régions géosynclinales ont été posées. Elles des dépôts clastiques accumulés, des roches oolithiques et carbonatées sidéritiques d'origine algale, des strates spilto-kératophyriques * et de type flysch *. Tous ces dépôts à l'époque du plissement du Baïkal ont été fortement écrasés et recoupés par de nombreuses intrusions de roches granitoïdes. la partie épicarélienne de la plate-forme russe, a finalement formé sa fondation.

Simultanément à la formation des régions géosynclinales de Riphean dans la partie épicarélienne de la plate-forme russe, Palchemsky, Polessky (Volyn-Orsha) et d'autres aulacogènes se sont activement formés.Un peu plus tard (vendien), une très grande zone commence à s'affaisser dans la partie centrale de la plate-forme, donnant lieu aux synéclises de Moscou et de la Baltique. Ces zones d'affaissement sont des lieux d'accumulation de diverses formations effusives-sédimentaires d'origine continentale et marine. Déjà dans le Riphean, la transgression se développe sur la plate-forme russe.

Complexe Riphéen. Les gisements du Riphean sont largement développés sur la plate-forme est-européenne et sont associés à de nombreux et divers aulacogènes (Fig. 1.5).

Figure 1.5 Aulacogènes riphéens de la plate-forme est-européenne (d'après R.N. Valeev) : 1 - zones de soulèvements ; 2 - aulacogènes : 3 - manifestations de magmatisme piège ; 4 - Aulacogènes hercyniens ; 5 - géosynclinaux de cadrage. Les nombres dans les cercles indiquent les aulacogènes. 1 - Ladoga, 2 - Kandalaksha-Dvinsky, 3 - Keretsko-Leshukovsky. 4 - Pré-Timansky. 5 - Vyatsky, 6 - Kamsko-Belsky, 7 - Sernovodsko-Abdulinsky, 8 - Buzuluksky, 9 - Russie centrale, 10 - Moscou, 11 - Pachelmsky, 12 - Dono-Medveditsky, 13 - Volyn-Polessky, 14 - Botnica-Baltic , 15 - Pripyat-Dneprovsko-Donetsk, 16 - Kolvo-Denisovsky

Les dépôts du Riphean inférieur sont courants à l'est de la plate-forme (par exemple, dans l' aulacogène de Pachelma ), ainsi que dans le Volyn – Orsha et à l'extrême ouest de la plate-forme.

Les parties inférieures des sections des strates du Riphean inférieur sont composées de dépôts terrigènes grossiers de couleur rouge accumulés dans des conditions continentales. Ils sont représentés par des conglomérats, des graviers, des grès inéquigranulaires, des siltstones et des mudstones. Au sommet des sections, il y a assez souvent des membres de roches plus minces, principalement des grès glauconitiques, des mudstones, des couches intermédiaires de dolomies, de calcaires et de marnes. La présence de stromatolites et de glauconite indique la nature marine peu profonde de l'accumulation de ces dépôts. Des roches volcaniques sont connues par endroits dans le Riphean inférieur : des horizons de cendres basaltiques, de tufs et de couvertures de basalte, et des intrusions de gabbro-diabase ont été pénétrés dans les zones occidentales de la plate-forme à cette époque. L'épaisseur des dépôts du Riphean inférieur est de plusieurs centaines de mètres, souvent d'un kilomètre.

Les dépôts du Riphéen moyen sont assez arbitrairement distingués dans les coupes et sont présents à l'est de la plate-forme (dans le Pachelma et d'autres aulacogènes) et dans l'aulacogène de Volyn-Orsha. Les dépôts du Riphéen moyen sont représentés par des roches terrigènes de couleur rouge : grès rouges, roses, violets, bruns, siltstones, mudstones avec intercalations calcaires et dolomitiques.

L'épaisseur des dépôts du Riphean moyen atteint 1,4 km dans l'aulacogène de Moscou, et dans d'autres endroits, elle ne dépasse pas 0,5-0,7 km. Dans les régions occidentales de la plate-forme au Riphean moyen, des épanchements de laves basaltiques et alcalino-basaltiques et des éruptions explosives se sont produites, comme en témoignent les intercouches de tufs et de brèches de tuf. L'activité volcanique s'est accompagnée de l'intrusion d'intrusions litées de gabbro-diabases.

Les gisements du Riphean supérieur sont largement développés dans les régions orientales et centrales de la plate-forme (dans le Pachelma et d'autres aulacogènes) et dans le sud-ouest de la plate-forme. Les fonds des sections sont représentés par des roches terrigènes de couleur rouge et panachée - grès, siltstones, mudstones, formées dans un cadre continental. Les parties médiane et supérieure des sections des strates du Riphean supérieur sont généralement composées de grès verts, gris, à certains endroits presque noirs, souvent de la glauconite, des siltstones, des mudstones. À certains endroits, par exemple dans l'aulacogène de Pachelma, des membres de dolomites et de calcaires apparaissent. L'essentiel des dépôts du Riphean supérieur s'est accumulé dans un bassin marin très peu profond. L'épaisseur des dépôts du Riphean supérieur atteint 0,6 à 0,7 km, mais le plus souvent, elle est de quelques centaines de mètres.

Résultats. Ainsi, à l'époque de Riphean, il y avait des aulacogènes sur la plate-forme est-européenne qui traversaient le socle surélevé de la plate-forme et étaient remplis de strates de dépôts panachés de couleur rouge, continentaux, marins peu profonds et lagunaires. Au début du Riphean, des aulacogènes se sont développés près du géosynclinal de l'Oural. Les dépôts continentaux ont dominé dans la première moitié du Riphean. La formation d'aulacogènes à l'époque riphéenne s'est accompagnée de trap et de magmatisme alcalin. Les zones de magmatisme intrusif, effusif et explosif * les plus intenses gravitaient vers les marges est et ouest de la plate-forme, qui se distinguaient par la plus grande fragmentation du socle. Les dépôts du Riphean sont caractérisés par une complication générale de l'ensemble des faciès au fil du temps, mais au début du Riphean précoce, moyen et tardif, des séquences continentales plus grossières se sont accumulées. Au cours du Riphean précoce et moyen, des sédiments uniformes se sont formés, avec une large distribution de sables et de grès oligomictiques. Ce n'est qu'au Riphean supérieur que des dépôts de composition plus différenciée ont commencé à se déposer, parmi lesquels se sont développés des grès polymictiques, des siltstones et, moins souvent, des dolomies et des marnes. Dans les eaux peu profondes de l'époque de Riphean, il y avait une végétation abondante. À l'époque de Riphean, le climat est passé de chaud, aride à froid. La plate-forme dans son ensemble était très élevée, ses contours étaient stables, tout comme les creux géosynclinaux qui l'encadraient, alimentés par l'érosion des roches de la plate-forme. Une telle position élevée stable n'a été rompue qu'à l'époque vendienne, lorsque la nature des mouvements tectoniques a changé et qu'un refroidissement s'est installé.

L'étage supérieur de la plate-forme couvre (Vendien - Cénozoïque)

Dans la première moitié du Vendien, une restructuration structurale a eu lieu, qui s'est traduite par la mort des aulacogènes, leur déformation par endroits et l'apparition de vastes dépressions douces - les premières synéclises. Dans l'histoire de la formation de l'étage supérieur de la couverture de la plate-forme, plusieurs jalons sont définis, caractérisés par un changement du plan structurel et de l'ensemble des formations. Il existe trois complexes principaux :

1) Vendien-Dévonien inférieur ;

2) Dévonien moyen-Trias supérieur ;

3) Jurassique inférieur - Cénozoïque.

Le temps de formation de ces complexes correspond généralement aux stades de développement calédonien, hercynien et alpin, et les limites entre eux, au cours desquelles un changement de plan structural s'est produit, correspondent aux époques de plissement correspondantes.

Complexe Vendien-Dévonien inférieur.

Les événements qui se sont développés sur la plate-forme russe dans la première moitié du Paléozoïque étaient en grande partie dus aux processus qui ont eu lieu dans la région géosynclinale de Rügen-Poméranie du géosynclinal grampien (Caledonides). L'affaissement de ce dernier s'est accompagné de l'affaissement d'une importante partie nord-ouest de la plate-forme, où des transgressions se sont développées au Cambrien, à l'Ordovicien et au Silurien, en provenance de la zone Grampienne. Lorsque, à la fin de la période silurienne, des structures montagneuses plissées se sont élevées dans la région de Grampian, la plate-forme russe a également connu un soulèvement général et sa partie nord-ouest a été complètement libérée de la mer. Par la suite, il s'agissait d'une zone de soulèvements stables, et si la sédimentation s'y produisait, alors, en règle générale, dans des conditions continentales ou lagunaires. Au Dévonien inférieur, à l'ouest de la plate-forme, le thalweg de Lvov-Ljubljana et la synéclise baltique ont commencé à descendre. La révérence ne s'est pas propagée au territoire de la Biélorussie.

La zone baltique-pridnestrovienne de subsidence péricratonique * de l'étage calédonien comprendra les structures suivantes du second ordre: la synéclise baltique, le rebord masurien de l'antéclise biélorusse, la dépression Podlasie-Brest, le horst Lukovsky-Ratnovsky, la dépression Volyn , etc.

Dépôts vendiens répandue sur la plate-forme est-européenne. Les dépôts vendiens de la plaque russe sont représentés par des roches terrigènes : conglomérats, grès, grès, siltstones et mudstones. Les roches carbonatées sont moins courantes : marnes, calcaires et dolomies. Les grès et les siltstones sont de couleur verte, gris verdâtre, noire, brun rouge, rose.

Dans la première moitié du Vendien inférieur, le plan structural de la plaque ressemblait à celui du Riphéen supérieur, et les dépôts s'accumulaient au sein des aulacogènes, n'occupant qu'une surface légèrement plus grande et composant des creux allongés ou isométriques. Au milieu du Vendien ancien, les conditions de sédimentation et le plan structural commencent à changer. Des creux étroits ont commencé à s'élargir, les dépôts ont semblé "éclabousser" au-delà de leurs limites et, dans la seconde moitié du Vendien inférieur, de vastes dépressions se sont principalement développées. Au nord-ouest de la plate-forme, un creux baltique sublatitudinal apparaît, délimité à l'est par la selle lettone. Dans les régions ouest et sud-ouest de la plate-forme, un vaste creux s'est formé, composé d'un certain nombre de dépressions séparées par des soulèvements. Les zones orientales de la plate-forme, adjacentes à l'Oural, ont connu un affaissement. Le reste de la plate-forme a été surélevé. Au nord, il y avait le bouclier baltique, qui à l'époque s'étendait loin au sud, jusqu'à la Biélorussie. Au sud se trouvait le bouclier ukrainien-Voronezh. Dans la seconde moitié du Vendien ancien, un refroidissement brutal du climat s'est produit, comme en témoignent les tillites dans les dépôts vendiens de plusieurs régions, qui ont ensuite cédé la place à des sédiments carbonates-terrigènes panachés et de couleur rouge.

Au Vendien supérieur, les zones de sédimentation se sont encore élargies et les dépôts recouvrent déjà de larges surfaces de la plate-forme en une couverture continue (Fig. 1.6). D'énormes creux doux - des synéclises - commencent à se former. La partie supérieure des dépôts vendiens est représentée principalement par des roches terrigènes de couleur grise : grès, siltites, argiles, mudstones, etc., pouvant atteindre des dizaines de mètres d'épaisseur. Tous ces dépôts sont étroitement liés aux sédiments du Cambrien inférieur.

Une caractéristique importante des gisements vendiens est la présence de roches volcaniques. Dans les dépressions de Brest et de Lvov et en Volyn, les couvertures basaltiques sont largement développées, et moins souvent, les couches de tufs basaltiques. Les sédiments du Vendien supérieur contiennent en de nombreux endroits des horizons matures de tufs basaltiques et de cendres, qui témoignent d'une activité volcanique explosive.

L'épaisseur des dépôts vendiens est généralement de quelques centaines de mètres, et ce n'est que dans les zones orientales de la plate-forme qu'elle atteint 400-500 m.

Dépôts du système cambrien représenté principalement par la division inférieure.

Les dépôts du Cambrien inférieur sont courants dans la synéclise baltique , qui s'est ouverte loin à l'ouest au Cambrien précoce , séparant les structures du bouclier baltique des structures du soulèvement biélorusse. Les affleurements cambriens ne se trouvent que dans la région dite du glint 6 (falaise de la côte sud du golfe de Finlande), mais sous le couvert de formations plus jeunes, ils ont été tracés par des forages plus à l'est, jusqu'à Timan. Une autre zone de développement des dépôts cambriens à la surface est la région du creux du Dniestr (Fig. 1.6).

Les dépôts du Cambrien inférieur sont représentés par des faciès marins d'une mer épicontinentale peu profonde de salinité normale. La section la plus caractéristique du Cambrien est exposée dans la falaise abrupte de la côte méridionale du golfe de Finlande, où au-dessus des couches laminaritiques du Vendien supérieur se trouvent en concordance des grès supralaminaritiques datant du Cambrien. Ils sont selon

Figure 1.6 Les principales structures de la plate-forme est-européenne au stade de développement calédonien (d'après M. V. Muratov) : 1 - zones de surrections stables. Déviations : 2 - au Vendien supérieur ; 3 - au Cambrien 4 - à l'Ordovicien; 5 - dans la période silurienne; 6 - géosynclinaux entourant la plate-forme ; 7 - manifestations du volcanisme basaltique à l'époque vendienne ; 8 - épaisseur totale des dépôts, km; 9 - graben; 10 - faibles déformations pliées. I - auge de la Baltique ; II - Creux du Dniestr

sont remplacées par une épaisseur des dites « argiles bleues ». Des sables, des grès et des argiles en couches avec des restes d'algues Eophyton se trouvent au-dessus.

La section du Cambrien inférieur se termine par des sables gris croisés et des grès avec des interlits d'argile. L'épaisseur des dépôts du Cambrien inférieur pénétrés par les forages dans le thalweg de la Baltique ne dépasse pas 500 m.

Ainsi, au Cambrien, une mer peu profonde n'existait qu'à l'ouest de la plate-forme, puis principalement au début de cette période. Mais le thalweg de la Baltique s'est étendu vers l'ouest vers la Lituanie, Kaliningrad et la mer Baltique, où l'épaisseur du Cambrien

les dépôts augmentent. Des conditions marines existaient également dans le creux du Dniestr, tandis que le reste de la plate-forme était une terre soulevée. En conséquence, il y a eu une forte réduction du bassin marin vers la fin du Cambrien inférieur - début du Cambrien moyen et une rupture de la sédimentation, qui retombe sur le Cambrien moyen et en partie sur le Cambrien supérieur. Malgré les soulèvements qui ont eu lieu au Cambrien supérieur, à l'Ordovicien et au Silurien, le plan structurel est resté pratiquement inchangé.

Début de l'Ordovicien dans le creux latitudinal de la Baltique, l'affaissement se produit à nouveau et de l'ouest la mer transgresse vers l'est, s'étendant approximativement jusqu'au méridien de Yaroslavl, et au sud - jusqu'à la latitude de Vilnius. Des conditions marines existaient également dans le creux du Dniestr. Dans la Baltique, l'Ordovicien est représenté par des dépôts terrigènes marins dans la partie inférieure, carbonatés terrigènes au milieu et carbonatés dans la partie supérieure. Ils contiennent une faune exceptionnellement riche et diversifiée de trilobites, de graptolites, de coraux, de tabulés, de brachiopodes, de bryozoaires et d'autres organismes qui existaient dans les mers chaudes et peu profondes. Les sections les plus complètes de l'Ordovicien sont décrites dans le flanc nord de l'avant-fosse de la Baltique en Estonie, où toutes les étapes de ce système sont identifiées. L'épaisseur des dépôts ordoviciens ne dépasse pas 0,3 km.

Au sud-ouest, dans la fosse du Dniestr, la section ordovicienne est représentée par une fine séquence (quelques dizaines de mètres) de grès et de calcaires glauconitiques. Le reste de la plate-forme a été soulevé pendant la période ordovicienne.

Pendant la période silurienneà l'ouest de la plate-forme, le thalweg de la Baltique a continué d'exister, de taille encore plus réduite (Fig. 5). A l'est du soulèvement transversal (selle lettone), la mer n'a pas pénétré. Au sud-ouest, des gisements siluriens sont également connus en Transnistrie. Elles sont représentées exclusivement par des roches carbonatées et carbonate-argileuses : calcaires de diverses couleurs, marnes en couches minces, moins souvent argiles, dans lesquelles se trouve une faune abondante et diversifiée. L'épaisseur des dépôts siluriens en Estonie ne dépasse pas 0,1 km, mais augmente vers l'ouest (dans le nord de la Pologne - plus de 2,5 km). En Podolie et dans la région de Lviv, l'épaisseur du Silurien atteint 0,5-0,7 km. A en juger par la nature similaire de la faune dans les cuvettes de la Baltique et du Dniestr, ces bassins marins étaient reliés quelque part au nord-ouest, sur le territoire de la Pologne.

Le Silurien est dominé par les dépôts de la haute mer peu profonde, et les faciès côtiers ne se sont développés que le long des marges orientales du bassin maritime. Au fil du temps, la zone de soulèvements, qui couvrait la majeure partie de la plate-forme, s'est étendue et la mer, se retirant vers l'ouest au Silurien supérieur, a presque complètement quitté ses limites.

Au début du Dévonien La plaque russe était caractérisée par un haut standing, seules ses régions extrêmes ouest et est, où se trouvent de minces gisements de cet âge, légèrement affaissées.

Résultats. Ainsi, au cours du Vendien, du Cambrien, de l'Ordovicien, du Silurien et du Dévonien inférieur, la plate-forme est-européenne dans son ensemble était dominée par des soulèvements qui, à partir du Cambrien, couvraient progressivement une superficie croissante. L'affaissement était le plus stable dans la partie occidentale de la plate-forme, dans les dépressions de la Baltique et de la Pridnestrovié. À la fin du Silurien et au début du Dévonien dans la région de la Baltique, la formation de failles inverses, de grabens à certains endroits et de soulèvements d'inversion de plate-forme orientés dans la direction sublatitudinale est apparue. A cette époque, qui correspond à l'ère calédonienne du développement des régions géosynclinales entourant la plate-forme, le climat est chaud ou tiède, ce qui, associé à des bassins marins peu profonds, contribue au développement d'une faune abondante et diversifiée.

Complexe Dévonien moyen-Trias supérieur.

Au cours du Dévonien moyen un nouveau plan structurel commence à se former, qui a été conservé dans ses grandes lignes presque jusqu'à la fin du Paléozoïque et a caractérisé la phase hercynienne du développement de la plate-forme, au cours de laquelle l'affaissement a prévalu, en particulier dans sa moitié orientale.

Au Paléozoïque supérieur, la plate-forme russe s'est développée en lien étroit avec la région géosynclinale de l'Oural. L'affaissement de ce dernier s'est accompagné d'un affaissement important, principalement de la partie orientale de la plate-forme, et ici, plus tôt que dans d'autres zones de la plate-forme, de larges transgressions se sont développées et une sédimentation intensive a eu lieu (Fig. 1.7 ; 1.8). Lorsque, à la fin du Paléozoïque, des structures montagneuses plissées se sont élevées dans la région géosynclinale de l'Oural, la plate-forme russe a également connu un soulèvement.

Au Dévonien ancien, la plate-forme soulevée à la fin de la tectogenèse calédonienne est encore un continent. L'abaissement clairement exprimé de la plate-forme commence à partir de l'Eifelian. Il couvre la moitié est de la plate-forme, une grande transgression se développe ici. Cette mer a laissé des strates productrices de pétrole de la province pétrolifère Volga-Oural à l'est de la plate-forme. Dans les parties centrales, c'était moins profond; pas de carbonate, mais les dépôts clastiques sont répandus ici. A l'ouest, des gisements de gypse à dominante rouge continentale et lagunaire se développent. A la fin du Dévonien, la mer ne subsistait plus qu'au sud-est de la plate-forme (Fig. 1.8).

Les mouvements tectoniques à cette époque se distinguaient par une différenciation significative (Fig. 1.7). Le Bouclier Baltique a connu des mouvements ascendants. Au sud de la plate-forme du Dévonien moyen, l'aulacogène Dniepr-Donetsk s'est formé, divisant le bouclier sarmate en une moitié sud-ouest (bouclier ukrainien) et une moitié nord-est (antéclise de Voronej). La synéclise caspienne, les creux du Dniepr-Donetsk, de Pripyat et du Dniestr ont connu l'affaissement maximal. La partie nord-est du bouclier sarmate - dans les contours de l'antéclise Volga-Oural moderne avec la synéclise de Moscou - était également recouverte d'affaissement. La partie ouest de la plate-forme s'est également fortement affaissée.

Les dépôts dévoniens sont très répandus sur la plaque russe, exposés en surface dans la Baltique et en Biélorussie (champ dévonien principal), sur les pentes nord de l'antéclise de Voronezh (champ dévonien central), le long de la marge sud-est du bouclier baltique, en Transnistrie et le long des marges sud du Donbass. Ailleurs, le Dévonien, sous couvert de dépôts plus jeunes, comble la fosse Dnieper-Donetsk, la synéclise de Moscou, les dépressions des régions occidentales de la plaque, et se développe partout dans l'antéclise Volga-Oural. Le Dévonien est extrêmement diversifié en termes de faciès, et l'épaisseur maximale des dépôts dépasse 2 km.

À partir de l'Eifelian et surtout de l'âge de Givetian du Dévonien moyen, la situation paléogéographique a radicalement changé, des zones importantes de la plaque russe ont commencé à connaître un affaissement. Les transgressions s'étendant principalement d'est en ouest, les faciès de haute mer prédominent dans les régions orientales, et les faciès lagunaires et lagono-continentaux prédominent dans les régions occidentales (Fig. 1.8).

Dans la zone du champ du Dévonien principal, des dépôts des étages Eifelien, Givetien, Frasnien et Famennien sont présents. Les dépôts des stades eifélien et givétien avec érosion reposent sur des roches plus anciennes et sont représentés par une strate de couleur rouge de grès et d'argiles, et dans la partie médiane - des marnes et des calcaires à lentilles de sel. La majeure partie de l'étage frasnien est composée de calcaires, de dolomies et de marnes. Les sommets du Frasnien et de tout le Famennien sont représentés par des dépôts sablo-argileux, panachés par endroits.

Dans le domaine du Dévonien central, les dépôts sablo-argileux-carbonates de l'Eifel reposent directement sur les roches du socle. Au-dessus se trouvent de minces gisements d'argile et de carbonate du Givétien

gradins, remplacés par des galets bigarrés du Frasnien, des grès, des argiles. La partie supérieure du Frasnien et tout le Famennien sont représentés par des calcaires carbonatés, plus rarement des marnes à minces interlits argileux. L'épaisseur totale du Dévonien dans le champ central atteint 0,5 km.

A l'est, dans la région Volga-Oural, la coupe de l'ensemble des dépôts du Dévonien moyen-supérieur diffère de ceux décrits ci-dessus par des faciès plus profonds, purement marins. Les dépôts de l'étage givétien, qui s'érodent sur de minces dépôts eiféliens, sont représentés principalement par

Figure 17 Les principales structures de la plate-forme est-européenne au stade de développement hercynien (selon M.V. Muratov): 1 - zones de soulèvements stables, 2 - les zones de subsidence modérée et faible ; 3 - les zones d'affaissement énergétique ; 4 - géosynclinaux; 5 - Calédonides ; 6 - manifestations du volcanisme dévonien ; 7 - épaisseur totale des dépôts, km; 8 - graben; 9 - les faibles déformations pliées. I - Synéclise polono-lituanienne; II - dépression de Lvov ; III - auge Dniepr-Donetsk; IV - Synéclise de Moscou ; V - Dépression de la Russie orientale; VI - Synéclise caspienne

calcaires argileux bitumineux sombres. Les dépôts frasniens sus-jacents dans les parties inférieures sont composés de sables, d'argiles et de grès, souvent saturés d'huile. L'Étage Famennien est composé de dolomies, moins souvent de marnes et de calcaires.

Figure 1.8 Colonnes stratigraphiques reflétant les caractéristiques de la sédimentation sur la plate-forme est-européenne au Dévonien (d'après V.M. Podobina)

Les dépôts dévoniens de l'aulacogène Dniepr-Donetsk ressuscité sont particulièrement intéressants, où ils forment une séquence épaisse dans sa partie centrale, se calant rapidement sur les côtés. Le Dévonien moyen (commençant par le Givetien) et les parties inférieures du Dévonien supérieur sont représentés par une strate saline de plus de 1 km d'épaisseur. En plus des sels minéraux, il contient des couches intermédiaires d'anhydrites, de gypse et d'argiles. L'étage Famennien est composé de dépôts très variés et facialement variables : argiles carbonates-sulfatées, marnes, grès, etc. A l'extrême ouest, dans le graben de Pripyat à l'étage Famennien, on trouve des lentilles et des séquences de sels potassiques. Des gisements de pétrole ont été découverts dans des gisements intersalés du Dévonien. L'épaisseur totale des dépôts dévoniens dépasse 2 km.

La formation de l'aulacogène Dniepr-Donetsk s'est accompagnée de volcanisme. Ainsi, dans la région de la selle de Braginsko-Loevskaya, des forages ont mis au jour des basaltes à olivine et alcalins, des trachytes et leurs tufs, d'environ 1,8 km d'épaisseur. La manifestation du volcanisme basaltique alcalin a également eu lieu dans la partie nord-est du creux de Pripyat. L'âge frasnien est l'époque de la fragmentation de la fondation de l'aulacogène.

Les volcanites du Dévonien supérieur sont également connues de la périphérie sud du Donbass. Des forages ont également découvert des basaltes du Dévonien supérieur dans l'antéclise Volga-Oural.

Au Dévonien supérieur sur la péninsule de Kola, des intrusions annulaires de roches alcalines ont été introduites (Lovozero, Khibiny et autres massifs).

Résultats. La période dévonienne sur la plate-forme est-européenne a été marquée par une restructuration importante du plan structurel, la fragmentation de sa partie orientale et l'initiation de nombreux aulacogènes. L'ère du Dévonien précoce était une époque de soulèvements presque universels. Au cours de l'Eifélien, un affaissement local s'est produit. La transgression amorcée au Givétien a atteint son maximum au Famennien inférieur, après quoi le bassin marin s'est contracté, est devenu peu profond et un schéma complexe de répartition des faciès s'est créé avec une prédominance de lagunes. Des mouvements tectoniques différenciés se sont accompagnés de magmatisme alcalin, basique, alcalino-ultrabasique et piège. Au début du Dévonien supérieur, des grabens étroits (1 à 5 km) mais étendus (100 à 200 km) se sont formés dans le Cis-Oural, indiquant la fragmentation de la croûte.

Au Carbonifère approximativement le même plan structurel a été conservé, qui s'était développé à la fin du Dévonien. Les zones de déviation maximale étaient situées dans le bassin de la Russie orientale, gravitant vers le géosynclinal de l'Oural. Les dépôts carbonifères sont très répandus sur la plaque, n'étant absents que sur les boucliers baltique et ukrainien, dans la Baltique, sur les antéclisses de Voronezh et de Biélorussie. Dans de nombreux endroits où ces dépôts sont recouverts de roches plus jeunes, ils ont été pénétrés par des forages. Parmi les plus grandes structures négatives de la période carbonifère, on peut nommer la fosse Dnieper-Donetsk ; à l'ouest de la plate-forme, la dépression polono-lituanienne s'est formée et à l'est, la dépression de la Russie orientale. Timan a connu un soulèvement relatif. Au sud-est de la plate-forme, la dépression caspienne a continué de s'affaisser.

Les dépôts carbonifères des régions centrales de la plaque russe sont caractérisés principalement par des roches carbonatées, seuls dans le visa inférieur sont houillers et dans la partie inférieure du stade de Moscou - des strates sablo-argileuses, fixant l'érosion. L'épaisseur carbonifère maximale atteint 0,4 km dans la synéclise de Moscou, et à l'est et au sud-est les plaques dépassent 1,5 km.

La section du Carbonifère à l'ouest de la plaque, dans le bassin houiller de Lvov-Volynsk, diffère de celle décrite ci-dessus en ce que les calcaires sont communs dans le visa inférieur et les charbons apparaissent dans le visa supérieur et au stade bachkirien. du Carbonifère moyen, avec la strate houillère atteignant 0,4 km, et l'épaisseur totale du Carbonifère - 1 km.

Résultats. Pour le Carbonifère, il faut souligner l'orientation méridienne bien exprimée des principaux creux. Les régions orientales de la plaque russe ont coulé beaucoup plus intensément que les régions occidentale et centrale, et les conditions d'un bassin marin ouvert, bien que peu profond, y ont prévalu. Les vagues de soulèvements qui ont eu lieu à la fin de la tournée - visa précoce, visa tardif, au début de l'époque bachkirienne et au début de Moscou n'ont interrompu que brièvement l'affaissement constant de la plaque. L'ère du Carbonifère supérieur a été caractérisée par des soulèvements lents, à la suite desquels la mer est devenue peu profonde et des dolomies, du gypse et des anhydrites se sont accumulés dans un climat chaud et sec. Mais c'est l'époque du Viséen ancien qui a été la plus caractéristique, caractérisée par un relief assez disséqué, un faciès extrêmement complexe et un climat humide qui a contribué à l'accumulation de charbon et de bauxite dans le nord.

Pendant la période permienne le plan structurel de la plate-forme dans son ensemble hérite de celui de la période carbonifère. Dans la seconde moitié du Permien, des soulèvements se produisent sur la plate-forme, induits par des mouvements orogéniques dans le géosynclinal oural de fermeture. La zone d'accumulation des précipitations acquiert une orientation méridienne encore plus claire, gravitant clairement vers l'Oural. Le long de la bordure orientale de la plate-forme avec les structures montagneuses croissantes de l'Oural, dans le Permien, le creux marginal Cis-Oural a été posé, au cours de son développement, pour ainsi dire, «roulé» sur la plate-forme. Comme au Carbonifère, l'épaisseur maximale des dépôts permiens est observée à l'est. Les sédiments marins permiens sont caractérisés par une faune assez pauvre, ce qui est dû à l'augmentation ou à la diminution de la salinité des bassins de cette époque. Les dépôts permiens sont répandus dans la plate-forme et sont exposés à l'est, au sud-est et au nord-est. Dans le bassin caspien, les dépôts permiens sont connus dans les dômes de sel. A l'ouest de la plaque russe, le Permien est connu dans les dépressions polono-lituaniennes et Dnieper-Donets.

La période permienne sur la plate-forme est-européenne a été caractérisée par un cadre paléogéographique complexe, une migration fréquente de bassins marins peu profonds, d'abord de salinité normale, puis d'eau saumâtre, et, enfin, par la prédominance de conditions continentales à la fin du Permien supérieur, lorsque presque toute la plate-forme a émergé sous le niveau de la mer et uniquement à l'est et au sud-est, la sédimentation s'est poursuivie. Les dépôts du Permien, en particulier du Permien supérieur, sont étroitement liés à la mélasse de l'avant-fosse marginale Cis-Oural.

La partie inférieure du système permien diffère lithologiquement de la partie supérieure et est représentée principalement par des roches carbonatées, fortement gypseuses au sommet de la section. L'épaisseur des dépôts du Permien inférieur ne dépasse pas quelques centaines de mètres et n'augmente qu'à l'est.

Le Permien supérieur est partout composé de roches terrigènes, seulement dans les régions du nord-est, l'étage kazanien est représenté par des calcaires et des dolomies. L'épaisseur des dépôts du Permien supérieur est également de quelques centaines de mètres, mais elle augmente fortement à l'est et dans le bassin caspien.

Le climat de la période permienne était chaud, parfois subtropical, mais généralement caractérisé par une sécheresse considérable. Au nord, les conditions d'un climat humide de latitudes tempérées prévalaient.

Dans le Permien, il y a eu une manifestation de magmatisme sur la péninsule de Kola, où se sont formés des massifs complexes de syénites néphéliniques - Khibiny et Lovozero.

Dépôts triasiques sont étroitement liés aux dépôts de l'étage tatarien du Permien supérieur. Les soulèvements à la fin du Permien ont de nouveau été remplacés par des affaissements, mais la sédimentation au Trias inférieur a eu lieu sur une zone beaucoup plus petite. La dépression de la Russie orientale s'est scindée en plusieurs dépressions isolées. L'antéclise Volga-Oural a commencé à prendre forme. Les dépôts du Trias inférieur se trouvent dans des endroits avec érosion sur des roches plus anciennes; ils sont le plus largement distribués en surface dans la partie nord-est de la synéclise de Moscou. Ils se sont développés dans les dépressions caspienne, Dnieper-Donetsk et polono-lituanienne. Partout, à l'exception de la mer Caspienne, le Trias inférieur est représenté par des dépôts continentaux panachés composés de grès, d'argiles, de marnes et rarement de calcaires lacustres. Le matériau clastique a été apporté de l'est, des montagnes paléo-ourales qui s'effondrent, ainsi que des boucliers baltes et ukrainiens et des antéclisses croissantes de Voronezh, Volga-Oural et biélorusses. L'épaisseur des fleurs panachées dans le nord-est est de 0,15 km et dans la dépression du Dniepr-Donetsk, elle passe à 0,6 km.

Au Trias moyen, la quasi-totalité du territoire de la plate-forme était couverte de soulèvements, à l'exception du bassin caspien. Il existe des preuves de la présence de dépôts du Trias moyen dans la dépression du Dniepr-Donetsk.

Le Trias supérieur sous forme de minces dépôts argileux avec des couches intercalaires de grès est connu dans la dépression du Dniepr-Donetsk et dans la Baltique.

Résultats. Les principales caractéristiques de l'étape hercynienne du développement de la plate-forme est-européenne sont les suivantes.

1. La durée de l'étape hercynienne est d'environ 150 millions d'années et couvre la période allant du Dévonien moyen au Trias supérieur inclus.

2. L'épaisseur totale des dépôts varie de 0,2-0,3 à 10 km

et plus (dans le bassin caspien).

3. Le début de l'étape s'est accompagné d'une restructuration du plan structural, de vigoureux mouvements tectoniques, d'un écrasement du socle et d'une large manifestation de volcanisme alcalino-basaltique ultrabasique - alcalin et piège.

4. Le plan structurel a peu changé au cours de l'étape hercynienne et les zones de soulèvements se sont progressivement développées vers la fin de l'étape. De manière générale, les plongeons ont prévalu sur la plate-forme, notamment en début d'étape, ce qui la distingue nettement de la Calédonienne.

5. A partir du milieu de l'étage, l'orientation des creux était méridienne et les zones de creux ont été repoussées vers l'est, ce qui est dû à l'influence du géosynclinal hercynien de l'Oural.

6. À la fin de l'étape, la plaque russe s'est formée dans les limites proches des frontières modernes et les structures principales ont été formées.

7. Les parties inférieures de la coupe du complexe hercynien sont composées principalement de dépôts terrigènes, parfois salins. Au milieu de la section, les strates carbonatées sont répandues, au sommet elles sont à nouveau remplacées par des dépôts terrigènes, de couleur rouge, moins souvent salins. À la fin de l'étape hercynienne, la croissance des dômes de sel a commencé dans les dépressions ukrainienne et caspienne.

8. Pendant toute l'étape, le climat est resté chaud, tantôt humide, tantôt plus aride.

Plate-forme Europe de l'Est, plate-forme russe

Plateforme Europe de l'Est

Plateforme Europe de l'Est, plate-forme russe, plate-forme européenne, l'une des plus grandes zones relativement stables de la croûte terrestre, l'une des anciennes plates-formes (pré-Riphean). Il occupe une partie importante de l'Europe de l'Est et du Nord, des montagnes scandinaves à l'Oural et des Barents aux mers Noire et Caspienne. La bordure de la plate-forme au N.-E. et S. court le long de la crête de Timan et le long de la côte de la péninsule de Kola, et dans le sud-ouest. - le long de la ligne traversant la plaine d'Europe centrale près de Varsovie et allant ensuite à S.-3. à travers la mer Baltique et la partie nord de la péninsule du Jutland.

Jusqu'à la dernière décennie, à V. p. dans le nord-est. attribué la zone de la plaine de Pechora, la crête de Timan, les péninsules de Kanin et Rybachy, ainsi que la partie adjacente du fond de la mer de Barents; sur S.-Z. la plate-forme comprenait la partie nord de l'Europe centrale (la plaine d'Europe centrale, le territoire du Danemark, la partie orientale de la Grande-Bretagne et le fond de la mer du Nord). Ces dernières années, l'interprétation de la nature tectonique de ces zones a changé en raison du fait que l'âge du sous-sol en leur sein a été déterminé comme Protérozoïque supérieur. Certains chercheurs (M. V. Muratov et autres) ont commencé à attribuer ces zones à la zone de pliage du Baïkal des ceintures pliées adjacentes et à les exclure ainsi des limites de l'ancienne plate-forme (pré-Riphean). Selon un autre avis (A. A. Bogdanov et autres), la même fondation pré-Riphean de la plate-forme n'a été que partiellement retravaillée par le plissement du Baïkal, et sur cette base, les zones nommées continuent d'être considérées comme faisant partie du V. p.

L'ancien socle cristallin plissé pré-riphéen (carélien, plus de 1600 millions d'années) et la couverture sédimentaire (épikarélienne) qui le recouvre tranquillement se distinguent dans la structure du V. p. La fondation ne dépasse qu'au nord-ouest. ( Bouclier Baltique) et Yu.-Z. (bouclier ukrainien). Sur le reste de la plus grande zone, attribuée sous le nom de la plaque russe, la fondation est recouverte d'une couverture de dépôts sédimentaires.

Dans les parties ouest et centrale de la plaque russe, situées entre les boucliers baltique et ukrainien, le socle est relativement élevé et peu profond, formant les antéclisses biélorusse et de Voronej. Ils sont séparés du bouclier baltique par la synéclise baltique (s'étendant de Riga dans une direction sud-ouest), et du bouclier ukrainien par un système de dépressions en forme de graben du Dniepr-Donetsk aulacogène, comprenant les grabens de Pripyat et du Dniepr et se terminant par la structure plissée de V. Donetsk. Au sud-ouest de l'antéclise biélorusse et à l'ouest du Bouclier ukrainien, le long de la limite sud-ouest de la plate-forme, s'étend la dépression marginale Bug-Podolsk.

La partie orientale de la plaque russe est caractérisée par un sous-sol plus profond et une épaisse couverture sédimentaire. Ici se détachent deux synéclises - Moscou, qui s'étend au nord-est. presque jusqu'à Timan, et la mer Caspienne bordée de failles (au sud-est). Ils sont séparés par l'antéclise Volga-Oural de construction complexe. Sa fondation est divisée en corniches (Tokmovsky, Tatarsky, etc.), séparées par des grabens aulacogènes (Kazan-Sergievsky, Verkhnekamsky). De l'est, l'antéclise Volga-Oural est encadrée par la profonde dépression marginale de Kama-Ufimskaya. Entre les antéclisses Volga-Oural et Voronezh se trouve le grand et profond Pachelma aulacogène, qui se confond avec la synéclise de Moscou au nord. Au sein de ce dernier, en profondeur, tout un système de dépressions en forme de graben a été trouvé, avec une orientation nord-est et nord-ouest. Les plus grands d'entre eux sont les aulacogènes de Russie centrale et de Moscou. Ici, la fondation de la plaque russe est submergée à une profondeur de 3-4 kilomètres, et dans la dépression caspienne, la fondation est la plus profonde (16-18 kilomètres).

La structure du socle du V. p. comprend des roches sédimentaires et ignées fortement métamorphisées froissées en plis, qui dans de vastes zones se sont transformées en gneiss et schistes cristallins. On distingue des zones au sein desquelles ces roches sont d'âge archéen très ancien, âgé de plus de 2500 millions d'années (massifs du Belomorsky, Ukrainien-Voronezh, sud-ouest de la Suède, etc.). Entre eux se trouvent les systèmes de plis caréliens, composés de roches du Protérozoïque inférieur et moyen (2600-1600 Ma). En Finlande et en Suède, ils correspondent aux systèmes de plis du Svecofennien, et dans l'ouest de la Suède et le sud de la Norvège, un peu plus récent, le Dalslandien. Dans l'ensemble, la fondation de la plate-forme, à l'exception de la marge ouest (les systèmes de plis dalslandien et gothique), a été formée par le début du Protérozoïque supérieur (précédemment 1600 Ma).

La couverture sédimentaire comprend des sédiments du Protérozoïque supérieur (Riphean) à Anthropogène. Les roches les plus anciennes de la couverture (Riphéen inférieur et moyen), représentées par des argiles compactées et des quartzites sableux, sont présentes dans les dépressions de Bug-Podolsky et Kama-Ufimsky, ainsi qu'en Finlande (Iotnium), en Suède et en Norvège (sparagmite) et autres endroits. Dans la plupart des dépressions profondes et des aulacogènes, les strates sédimentaires commencent par des dépôts du Riphéen moyen ou supérieur (argiles, grès, laves diabasiques, tufs), dans l'aulacogène du Dniepr-Donetsk - avec des roches du Dévonien moyen (argiles, grès, laves, sel gemme), dans la synéclise caspienne, l'âge de la couverture sédimentaire des parties inférieures est inconnu. Les strates sédimentaires de la couverture sont perturbées par endroits par de légers coudes, des soulèvements en dôme (voûtes) et allongés (houles) ainsi que des failles normales.

Il y a deux grandes périodes dans l'histoire de VP. Au cours du premier d'entre eux, qui couvrait l'ensemble de l'Archéen, du Protérozoïque inférieur et moyen (3500-1600 Ma), la formation d'un socle cristallin a eu lieu, au cours du second - le développement proprement dit de la plate-forme, la formation d'une couverture sédimentaire et d'une structure moderne (du début du Protérozoïque supérieur à l'Anthropogène) .

Minéraux du sous-sol : minerais de fer (bassin de Krivoy Rog, anomalie magnétique de Koursk, Kiruna), nickel, cuivre, titane, mica, pegmatites, apatite, etc. La couverture sédimentaire contient des gisements de gaz et de pétrole combustibles (antéclise Volga-Oural, dépression de Pripyat, synéclise caspienne), gisements de sels minéraux et potassiques (Kama Cis-Oural, dépression de Pripyat, etc.), charbon fossile (Lviv, Donetsk, bassin de la région de Moscou), phosphorites, bauxites, gisements de matériaux de construction (calcaire, dolomie, argile, etc.), ainsi que des gisements d'eaux douces et minérales.

Litt. : Shatsky N.S., Les principales caractéristiques de la structure et du développement de la plateforme est-européenne, « Izv. Académie des sciences de l'URSS. Série géologique, 1946, n° 1 ; tectonique européenne. Note explicative à la carte tectonique internationale de l'Europe, M., 1964 ; Tectonique de l'Eurasie. (Note explicative de la carte tectonique de l'Eurasie, échelle 1:5000000), M., 1966 ; Bogdanov A. A., Histoire tectonique du territoire de l'URSS et des pays voisins, « Bulletin de l'Université d'État de Moscou. Série IV. Géologie, 1968, n° 1 ; Nalivkin D.V., Géologie de l'URSS, M., 1962.

M. V. Muratov.

Plate-forme d'Europe de l'Est. Schéma tectonique.

source : Grande Encyclopédie soviétique

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La plate-forme est-européenne correspond à l'un des plus grands blocs continentaux d'Eurasie et appartient à la ceinture des anciennes plates-formes laurasiennes, qui comprend également les plates-formes sibériennes et nord-américaines. C'est un bloc continental en forme de losange d'environ 3000 km de diamètre, dont la base s'est formée il y a environ 1,6 milliard d'années.

Deux types principaux peuvent être distingués dans les relations avec les structures de plissement et de poussée inéquiennes entourant la plate-forme. Ainsi, l'Oural et les Carpates sont séparés de la plate-forme par leurs creux avant superposés aux bords abaissés de la plate-forme, et les Calédonides scandinaves et les structures pliées du Baïkal du Timan chevauchent directement les complexes autochtones de la plate-forme le long du système de poussée, et les crêtes peuvent atteindre plus de 200 km. Or, traditionnellement, dans les deux cas, il est d'usage de considérer l'avant des poussées au-delà des limites de la plate-forme. Dans les parties restantes de son périmètre, la plate-forme est-européenne borde de jeunes plaques - l'Europe centrale à l'ouest, la Scythe-Turan au sud, et ces limites sont également représentées par des failles, en partie subverticales, en partie chevauchées. Le coin sud-est de la plate-forme est occupé par le bassin caspien avec une croûte de type subocéanique, qui est traditionnellement incluse dans la plate-forme. La frontière dans cette section de la plate-forme est généralement tracée le long de la zone de dislocation enterrée de South Emben. La dépression est un bassin océanique relique rempli de sédiments jusqu'à 20 km d'épaisseur. et son inclusion dans la plate-forme de l'Europe de l'Est, dans ce cas, est très conditionnelle. À l'ouest, la limite moderne de la plate-forme acquiert un caractère plus clair - elle longe la poussée paléozoïque de la zone plissée Donetsk-Caspienne, contourne la crête de Donetsk et, en se tournant vers l'ouest, traverse la mer d'Azov et la Mer Noire et quais avec la zone de décrochement Teyser-Tornquist.

Le socle cristallin précambrien est exposé principalement le long de la périphérie nord-ouest de la plate-forme est-européenne - le bouclier baltique, et également au sud - dans le bouclier ukrainien. De plus, les structures du socle cristallin de la plate-forme comprennent des massifs submergés - le Voronezh et la Volga-Oural, dont la plupart sont recouverts de sédiments de plate-forme jusqu'à 1,5 km d'épaisseur. Ces unités tectoniques ont une structure prononcée en grands blocs. Ainsi, dans la structure du bouclier ukrainien, cinq sont distingués, et la Baltique - six blocs, séparés par des failles profondes ou des coutures le long desquelles ils ont été soudés. Chacun des blocs a une structure interne individuelle et souvent une composition matérielle qui n'est pas en harmonie avec les unités tectoniques adjacentes. Sur le bouclier baltique, les blocs de Mourmansk, de Kola, de la mer Blanche, de Carélie, de Svekofensky et de Svekonorwegian se distinguent. Le bouclier ukrainien est également formé de plusieurs blocs : Volyn-Podolsky, Odessa-Belotserkovsky, Kirovograd, Prydniprovsky, Pryazovsky. On peut supposer que des blocs similaires forment la structure des massifs de Voronej et Volga-Oural.

Les formations du socle les plus anciennes (AR 1) sont des zones de granulite-gneiss composées principalement de roches du faciès granulite du métamorphisme. Apparemment, parmi eux se trouvent des massifs protocontinentaux formés sur la croûte originelle de type océanique, dont les reliques sont des tonalites, des roches ultramafiques et d'autres roches d'un âge isotopique de 3700 à 3100 Ma. Les blocs de Mourmansk et de la mer Blanche du Bouclier Baltique devraient être inclus dans le groupe des blocs essentiellement de granulite. Les roches les plus typiques de leurs constituants sont les gneiss à biotite à haute teneur en alumine ; les roches sédimentaires « matures » métamorphisées et les roches volcaniques métamorphisées de composition mafique, y compris les amphibolites et les charnockites (gneiss hypersthéniques). Les champs de développement des métamorphites décrites sont caractérisés par de grands dômes de granite-gneiss. Ils sont arrondis ou allongés dans une direction, des dizaines de kilomètres de diamètre. Plagiogranite-gneiss et migmatites affleurent au cœur des dômes.

Sur le territoire des blocs de Kola et de Carélie du Bouclier baltique, ainsi que sur la majeure partie du Bouclier ukrainien, des ceintures de roches vertes sont "pressées" entre des dômes de granit-gneiss similaires. La composition des ceintures de roches vertes est assez similaire pour la plupart des plates-formes anciennes. Les parties inférieures, en règle générale, sont composées de strates d'effusives basiques de composition spilite-diabase, parfois fortement métamorphisées. La structure en coussin indique l'effusion de ces roches mafiques dans des conditions sous-marines. Les parties hautes de la coupe sont souvent représentées par des effusifs acides - kératophyres, felsite, avec des intercalaires de grès quartzite et de graviers. Selon les caractéristiques pétrochimiques, ces métavolcanites correspondent dans la plupart des cas aux basaltes MOR et aux komatiites basaltiques, cependant, des roches volcaniques calco-alcalines métamorphisées de composition basalte-andésite-dacite sont parfois largement présentes dans les ceintures de roches vertes. La position structurelle des ceintures de roches vertes témoigne sans équivoque en faveur du fait qu'elles ne sont rien de plus que les coutures de la collision de divers blocs de la croûte la plus ancienne. Les contacts stratigraphiques avec les complexes granulite-gneiss environnants ne sont observés nulle part, ils sont soit ombragés lors du métamorphisme conjoint ultérieur, de la granitisation et de la déformation des deux complexes, soit tectoniques. Dans ce dernier cas, les ceintures de roches vertes sont soit des synclinaux étroits très comprimés délimités par des failles, soit des vestiges assez isométriques de nappes tectoniques chevauchant le socle de granulite-gneiss, qui sont conservés dans les interstices des dômes. La datation géochronologique isotopique nous permet de considérer que la formation des zones granito-pierres vertes sur le territoire de la plate-forme est-européenne s'est produite dans l'intervalle de 3100 à 2600 millions d'années. Il n'y a pas de point de vue univoque sur la nature géodynamique des ceintures de roches vertes. Ils sont associés à l'affaissement et au remaniement de la croûte sialique primaire au-dessus de la diapira du manteau ascendant, ou ils voient une analogie avec les failles modernes qui ont "fissuré" la croûte protocontinentale de granulite-gneiss, ou ils sont comparés au système moderne d'arcs insulaires et mers marginales.

Le bloc svécofennien présente des caractéristiques structurelles absolument individuelles dans la structure composite du bouclier baltique. C'est un représentant typique des zones de gneiss-schistes. Les traits distinctifs les plus significatifs sont : l'absence de fondation archéenne ; large développement de strates de schiste et de gneiss-schiste du début du Protérozoïque, ainsi que de grands plutons granitoïdes, pénétrés il y a 1850 à 1700 millions d'années. Un rôle important dans les sections de schiste appartient aux métavolcaniques de composition basique et felsique. Dans leur structure, les complexes qui composent le bloc svécofennien s'apparentent à la série gravuaco-volcanique des ceintures plissées du Phanérozoïque qui se sont formées dans des mers marginales séparées par des arcs insulaires. Ainsi, le bloc svécofennien peut être interprété comme s'étant formé à la suite d'une tectonique d'accrétion. Les granites, omniprésents sur le territoire du bloc, sont un indicateur de processus de collision, à la suite desquels les svécophénides ont été obduits et poussés sur le socle carélien avec la formation d'une zone de poussée étendue (près de 1500 km de long) de Carélie occidentale, " coupant" les contours du superterrane kola-carélien archéen-protérozoïque. Les affleurements du complexe ophiolitique du Protérozoïque inférieur (1,9 Ga) gravitent autour de la zone de ce chevauchement, indiquant la formation de la ceinture svécofennienne sur la croûte de type océanique. Sur la périphérie ouest du bloc Svecofennien, se développe la ceinture volcano-plutonique de Gotha (Trans-Scandinave), composée de magmatites d'origine mantellique. Les plus remarquables dans la ceinture sont les laves felsiques terrestres, y compris les rhyolites, les dacites, les ignimbrites, ainsi que les laves d'alcalinité accrue entrecoupées d'agglomérats et d'arkoses. Les effusifs sont associés à des batholites granitiques. L'âge des laves et des granits qui les traversent est estimé à 1750-1540 millions d'années. La composition et la structure de cette ceinture volcano-plutonique du Protérozoïque sont très similaires aux ceintures marginales continentales de type andin. Compte tenu de cette analogie, on peut supposer que la ceinture gothique au Protérozoïque occupait une position marginale et s'est formée au-dessus de la zone de subduction.

La composition et la structure de l'unité tectonique la plus à l'ouest du bouclier baltique, le bloc svékonorvégien, sont également très particulières. En termes de structure, d'histoire de développement et de temps de cratonisation finale, cet élément tectonique est proche de la ceinture orogénique du Grenville de l'Amérique du Nord et est considéré comme son prolongement vers l'est. L'époque de formation des roches les plus anciennes de la zone svékonorvégienne correspond à l'intervalle de 1,75 à 1,9 milliard d'années. Ils ont subi d'importants remaniements à l'époque de l'orogenèse gothique (au niveau de 1,7-1,6 milliard d'années) et dalsladien - sveconovergien (1,2-0,9 milliard d'années). La structure interne du bloc se distingue par sa grande complexité et représente en fait un collage de cratoniques, d'îles en arc, etc. terranes. Les séquences volcano-sédimentaires et terrigènes métamorphisées du Protérozoïque précoce-moyen sont les plus largement développées à des degrés divers.

En général, les affleurements des complexes du Protérozoïque inférieur des boucliers baltique et ukrainien gravitent vers les zones de suture délimitant les blocs archéens et, contrairement à ces derniers, ont une composition et une structure plus diversifiées.

A l'est du bloc de Kola, près de la zone de suture, les dépôts du Protérozoïque inférieur remplissent le synclinorium de Keivsky et sont représentés par une série du même nom, recouvrant en discordance des gneiss archéens. Le Groupe de Keivy est rempli de sédiments typiques d'une marge continentale passive : à la base se trouvent des conglomérats avec des fragments de roches archéennes, puis une épaisse séquence de schistes argileux élevés et de paragneiss, et au sommet des grès arkoses, ainsi que des intercouches de dolomites, dont les stramotalites. L'âge des granites traversant la série est de 1900-2000 millions d'années.

Le Protérozoïque de la zone de suture des blocs de Kola et de la mer Blanche (zones de Pechenga et Imadra-Varzug) est similaire en structure et en composition aux ceintures ophiolitiques du Phanérozoïque. L'essentiel de la coupe est constitué d'effusifs de compositions basiques, dans une moindre mesure intermédiaires et ultrabasiques. De nombreuses laves ont une structure en coussin. Parmi les laves, il y a des horizons de conglomérats, d'arkoses et de quartzites contenant des fragments de gneiss et de granites archéens. La section est saturée de corps ultramafiques, de gabbro, de gabbronorite et d'anorthosite. L'âge probable des roches est de 1900-1800 millions d'années, l'âge du métamorphisme est de 1800-1700 millions d'années.

Les complexes du Protérozoïque inférieur de la zone de suture de Carélie orientale situés entre les blocs de Carélie et de la mer Blanche sont géodynamiquement associés à des processus de subduction. Ces formations sont décrites comme faisant partie du complexe sumien. L'âge des dépôts est de 2400 millions d'années. En général, le complexe est formé de deux types de dépôts - volcanogènes (série Tungut), caractérisés par une série continue allant des basaltes aux andésites en passant par les rhyolites, et détritiques (série Sarioli). Le sumium du bloc carélien a subi des plissements, du métamorphisme et a été pénétré par des plagiogranites d'un âge d'environ 2000 Ma.

Dans les parties internes des blocs archéens du tournant de ~ 2,3 Ga (plissement de Seletska), on note l'apparition de sédiments essentiellement terrigènes de la couverture protoplateforme. La section de ce complexe est représentée par trois strates : jatulium - conglomérats de quartz, graviers, grès interstratifiés avec de rares couvertures de basaltes ; suisariy - schistes argileux, phyllites, dolomites avec intercouches de basaltes tholéiitiques; Vepsien - conglomérats et grès à sills de gabbro-diabase.

Sur le Bouclier ukrainien, la célèbre série Krivoy Rog, contenant de riches gisements de minerais de jespelite, appartient au Protérozoïque inférieur. Il est localisé principalement le long de la zone de Krivoy Rog à la frontière entre les blocs du Dniepr et de Kirovograd, ainsi que le long de la zone d'Orekhovo-Pavlograd, qui limite les blocs du Dniepr et d'Azov, formant des synclinoria de failles étroites. Un analogue complet de la série Krivoi Rog est la célèbre série Koursk du massif de Voronezh. L'âge absolu de ces gisements se situe entre 2500 et 1880 Ma. La coupe est représentée par trois strates de bas en haut : essentiellement détritique (quartzite-grés, conglomérat, phyllite, schiste graphiteux) ; type flysch (alternance rythmique de jespelites et de cherts) ; terrigènes (conglomérats, graviers, quartzites). L'épaisseur totale est de 7 à 8 km, tous les gisements sont pénétrés par des granites âgés de 2,1 à 1,8 milliards d'années

La fondation de la plate-forme est-européenne est brisée par des creux étroits et profonds (jusqu'à 3 km ou plus) en forme de graben (aulacogènes) - des rayons morts d'anciens systèmes de rift. Dans l'histoire du développement de la plate-forme, trois époques principales de formation de graben sont décrites : Riphean, Devonian et Permian (Oslo graben).

Les aulacogènes de Riphean sont les plus nombreux. Ils forment un réseau presque rectangulaire de directions nord-est et nord-ouest et divisent la fondation de la plate-forme en une série de blocs correspondant à peu près à des boucliers et à des massifs submergés. Le plus long (au moins 2000 km) est le système de grabens d'orientation nord-est, s'étendant de l'extrémité ouest du bouclier ukrainien jusqu'à la jonction du Timan avec l'Oural et se compose de deux aulacogènes indépendants : Orsha-Volyn-Kresttsovsky à l'ouest et Sredne-russe à l'est. Du lieu de leur jonction au sud-est, le paleorift Pachelma part, et au nord-ouest, moins clairement défini, le Ladoga. Les grabens de Kandalaksha et de Mezen s'approchent de l'aulacogène moyen-russe presque à angle droit par rapport au nord. À l'extrême est de la plate-forme, sur l'arc Volga-Oural, se trouve l'aulacogène Kaltasinsky. Les complexes de remplissage des grabens sont dominés par des strates clastiques grossières de couleur rouge du Riphéen moyen formées en raison de l'érosion des soulèvements à proximité. Souvent, des couvertures de lave épaisses (jusqu'à 400 m) de basaltes, de tufs, de brèches volcaniques et de seuils de dolérite apparaissent à la base de la section. Parmi les complexes ignés, les séries bimodales alcalino-ultrabasiques avec carbonatites sont caractéristiques. Plus haut dans la coupe, les formations volcano-terrigènes riphéennes sont remplacées par des sédiments marins peu profonds vendiens dont les strates passent des grabens aux blocs de socle adjacents, ce qui indique que de larges zones de la plate-forme ont été impliquées dans l'affaissement, la formation des bassins sédimentaires, et, par conséquent, le début de l'accumulation de la couverture de la plate-forme.

La deuxième époque de rifting continental est associée à l'émergence de l'aulacogène Pripyat-Dniepr-Donetsk, ainsi qu'à une série de grabens le long de la marge orientale de la plate-forme. La formation du rift Dniepr-Donetsk séparant les massifs ukrainien et de Voronej s'est produite à la fin du Dévonien moyen-supérieur et s'est accompagnée d'un magmatisme intense : épanchements de basaltes alcalins, intrusion d'intrusions alcalines-ultrabasiques. Le Dévonien supérieur est caractérisé par des évaporites, qui marquent l'affaissement du paléorift et sa connexion avec le bassin marin. Au Carbonifère, cette région était un lieu d'accumulation d'épaisses strates de charbons paralliques (Donbass), et à la fin du Permien, sa partie orientale a subi d'intenses déformations du fait de la convergence des boucliers ukrainien et de Voronej. La sédimentation terrigène au sein de l'aulacogène s'est poursuivie tout au long du Paléozoïque supérieur et au Mésozoïque.

La majeure partie de la plate-forme, à l'exception des boucliers, est recouverte par la couverture sédimentaire du Phanérozoïque. Sa formation s'est déroulée en trois étapes, directement liées à l'étirement du sous-sol et au développement des océans environnants.

Le complexe vendien-paléozoïque inférieur comprend : une bande qui traverse mais en diagonale la plate-forme est-européenne et sépare le Bouclier baltique des massifs cristallins méridionaux (synéclise de Moscou) ; une bande le long de la ligne Teiseira-Tornquist (synéclise baltique) et une bande s'étendant le long du Timan (synéclise Mezen). Les bassins sédimentaires de cette époque se sont formés soit au-dessus des aulacogènes riphéens, soit le long des marges passives du continent est-européen. La composition du complexe de plate-forme Vendien-Paléozoïque inférieur est représentée par des sédiments sablo-argileux peu profonds et dans la partie supérieure (Ordovicien-Silurien) - des sédiments carbonatés avec des évaporites. D'une importance non négligeable est le large développement des tillites, caractéristique du Vendien ancien, qui indique une glaciation en nappe.

Le complexe du Paléozoïque moyen-supérieur hérite par endroits de dépressions antérieures, comme dans la synéclise de Moscou, mais le volume principal de la couverture est concentré sur les marges est et sud-est de la plate-forme et dans la région de l'aulacogène Dniepr-Donetsk. Au sud et au sud-est de la plate-forme, le complexe commence principalement avec le Dévonien moyen. La formation de structures d'extension - grabens dévoniens - est associée aux périodes initiales de sa formation. La coupe la plus complète (de l'Ordovicien moyen au Carbonifère inférieur) est caractéristique de la marge orientale de la plate-forme, où elle est impliquée dans les dislocations de charriage des nappes du versant occidental de l'Oural. Dans sa composition, il peut être comparé avec confiance aux sédiments des marges continentales passives. Les plus remarquables pour le complexe considéré sont les sédiments carbonatés, y compris les faciès récifaux, nombreux au Dévonien précoce et tardif, au Carbonifère et au Permien précoce. Le Dévonien supérieur est caractérisé par la distribution de faciès argileux saturés en carbone organique. Leur accumulation est associée aux eaux stagnantes. Au Permien, en raison de la croissance de l'Oural et de la poussée des crêtes sur la plate-forme, le bassin sédimentaire s'est progressivement asséché et des strates salifères se sont formées. Le résultat de ce processus a été la formation de l'avant-fosse marginale Cis-Oural, remplie d'une puissante molasse de couleur rouge, produit de la destruction des montagnes de l'Oural.

Le complexe méso-cénozoïque ne se développe que le long de la périphérie sud de la plate-forme: dans le bassin caspien, dans le creux Pripyat-Dniepr et le bassin de la mer Noire. La mer n'a pénétré au-delà de cette bande que dans des langues étroites au Jurassique supérieur et au Crétacé inférieur, formant de fines strates de sédiments. Le complexe est dominé par des strates terrigènes ; la craie à écrire s'est accumulée uniquement pendant la période de transgression maximale du Crétacé supérieur. L'épaisseur du complexe est faible, ne dépassant qu'occasionnellement 500 m.

5.1. caractéristiques générales

Géographiquement, il occupe les territoires des plaines de la Russie centrale et de l'Europe centrale, couvrant un vaste territoire allant de l'Oural à l'est et presque jusqu'à la côte de l'océan Atlantique à l'ouest. Les bassins de la Volga, du Don, du Dniepr, du Dniestr, de Neman, de Pechora, de la Vistule, de l'Oder, du Rhin, de l'Elbe, du Danube, de la Daugava et d'autres fleuves sont situés sur ce territoire.

Sur le territoire de la Russie, l'EEP occupe les hautes terres de la Russie centrale, caractérisées par un relief principalement plat, avec des altitudes absolues allant jusqu'à 500 m. Ce n'est que sur la péninsule de Kola et en Carélie qu'un relief montagneux se manifeste avec des altitudes absolues allant jusqu'à 1 200 m.

Les limites de l'EEP sont: à l'est - la région plissée de l'Oural, au sud - les structures de la ceinture plissée méditerranéenne, au nord et au nord-ouest - les structures des Calédonides scandinaves.

5.2. Éléments structurels de base

Comme toute plate-forme, WEP a une structure à deux niveaux.

Le niveau inférieur est le sous-sol archéen-protérozoïque précoce, le niveau supérieur est la couverture riphéenne-cénozoïque.

La fondation sur l'EEP se trouve à des profondeurs de 0 à (selon les données géophysiques) 20 km.

La fondation vient à la surface dans deux régions : 1) en Carélie et sur la péninsule de Kola, où elle est représentée Bouclier de la Baltique, qui occupe également le territoire de la Finlande, de la Suède et de certaines parties de la Norvège ; 2) dans le centre de l'Ukraine, où il est représenté Bouclier ukrainien. La zone de la fondation à des profondeurs allant jusqu'à 500 m dans la région de Voronezh s'appelle Massif cristallin de Voronej.

L'aire de répartition de la couverture de la plate-forme de l'âge Riphéen-Cénozoïque s'appelle Poêle russe.

Les principales structures de la plaque russe sont les suivantes (Fig. 4).

Riz. 4. Principales structures de la plate-forme est-européenne

1. Bordure de plate-forme. 2. Limites des structures principales. 3. Limite sud de la plaque scythe. 4. Aulacogènes précambriens. 5. Aulacogènes paléozoïques. Les chiffres dans les cercles indiquent les noms des structures non étiquetées sur le schéma: 1-9 - aulacogenes (1 - Belomorsky, 2 - Leshukonsky, 3 - Vozhzhe-Lachsky, 4 - Russie centrale, 5 - Kazhimsky, 6 - Kaltasinskiy, 7 - Sernovodsko-Abdulinsky, 8 - Pachelma, 9 - Pechoro-Kolvinsky); 10 – graben de Moscou ; 11 - Dépression d'Izhma-Pechora; 12 - Dépression de Khoreyver ; 13 – Avant-fosse Ciscaucasie ; 14-16 - selles (14 - Letton, 15 - Zhlobin, 16 - Polissya).

Les zones d'occurrence relativement profondes (plus de 2 km) du socle correspondent à des structures négatives en pente douce - synéclises.

Moscou occupant la partie centrale du plateau ; 2) Timano-Pechora (Pechora), situé au nord-est de la plaque, entre les structures de l'Oural et la crête de Timan ; 3) Caspienne, situé au sud-est de la plaque, occupant l'interfluve de la Volga et de l'Emba, sur les pentes de l'antéclise Volga-Oural et Voronezh.

Les zones par rapport à la position élevée de la fondation correspondent à des structures positives en pente douce - antéclisses.

Les plus importantes d'entre elles sont : 1) Voronej, situé au-dessus du massif cristallin du même nom ; 2) Volga-Oural, situé dans la partie orientale de la plaque, délimité à l'est par les structures de l'Oural, au nord par la crête de Timan, au sud par la synéclise caspienne, au sud-ouest par l'antéclise de Voronezh, à l'ouest par la Synéclise de Moscou.

Au sein des synéclises et des antéclisses, on distingue les structures d'ordres supérieurs, telles que les remparts, les voûtes, les dépressions et les auges.

Les synéclises de Timan-Pechora, de la Caspienne et l'antéclise Volga-Oural correspondent aux provinces pétrolifères et gazières du même nom.

Entre le bouclier ukrainien et le massif cristallin de Voronej (et l'antéclise du même nom) se situe Dniepr-Donetsk (Pripyat-Donetsk) aulacogène - il s'agit d'une structure étroite d'un affaissement du socle en forme de graben et d'une épaisseur accrue (jusqu'à 10-12 km) des roches de couverture, qui s'étend vers l'ouest-nord-ouest.

5.3. Structure de la fondation

La fondation de la plate-forme est formée par des complexes archéens et du Protérozoïque inférieur de roches profondément métamorphisées. Leur composition primaire n'est pas toujours déchiffrée sans ambiguïté. L'âge des roches est déterminé selon la géochronologie absolue.

Bouclier Baltique. Il occupe la partie nord-ouest de la plate-forme et borde les structures plissées des Calédonides scandinaves le long de failles profondes de type charriage. Au sud et au sud-est, la fondation plonge par paliers sous la couverture riphéo-cénozoïque de la plaque russe.

complexes archéen inférieur (AR1) dans différents blocs du Bouclier baltique sont représentés par divers gneiss, schistes cristallins, quartzites ferrugineux (magnétite), amphibolites, marbres, migmatites. Parmi les gneiss, on distingue les variétés suivantes : amphibole, biotite, à haute alumine (avec kyanite, andalousite, sillimanite). Les protolithes probables des amphibolites et des gneiss amphiboliques sont des roches de type mafique (basaltoïdes et gabbroïdes), les gneiss alumineux sont des roches sédimentaires de type sédiments argileux, les quartzites à magnétite sont des dépôts ferrugineux-siliceux (de type jaspéroïde), les marbres sont gisements carbonatés (calcaires, dolomies). L'épaisseur des formations AR 1 n'est pas inférieure à 10-12 km.

Les formations AR 1 forment des structures de type dôme de gneiss, dans les parties centrales desquelles se trouvent de grands massifs de granites à oligoclase et microcline, auxquels sont associés des gisements de pegmatite.

complexes archéen supérieur(AR2) forment des zones étroites de synclinor dans les formations AR 1. Ils sont représentés par des gneiss et des schistes à haute teneur en alumine, des conglomérats, des amphibolites, des roches carbonatées et des quartzites à magnétite. L'épaisseur des formations AR 2 est d'au moins 5-6 km.

Éducation Protérozoïque inférieur(PR 1) d'une épaisseur d'au moins 10 km sont d'étroites structures graben-synclinales incisées dans le substrat archéen. Ils sont représentés par des conglomérats, des grès, des siltstones, des mudstones, des basaltoïdes subalcalins métamorphisés, des quartzite-grès, des graviers, localement des dolomites, mais aussi des shungites (roches métamorphisées à haute teneur en carbone telles que les schistes).

Les formations PR 1 sont recoupées par des intrusions contemporaines de gabbronorites à minéralisation cuivre-nickel, de roches alcalines ultramafiques à carbonatites contenant des minerais d'apatite-magnétite à phlogopite, ainsi que de granites rapakivi plus jeunes (Riphean) (massif de Vyborg) et de syénites néphéliniennes du Dévonien. Ces derniers sont représentés par des massifs zonés concentriquement en couches: le Khibiny avec des gisements de minerais d'apatite-néphéline et le Lovozero avec des gisements de tantale-niobates.

Le plus profond du monde a été foré sur le bouclier baltique Puits super profond de Kola (SG-3) avec une profondeur de 12 261 m (la profondeur de conception du puits est de 15 000 m). Le puits a été foré dans la partie nord-ouest de la péninsule de Kola, à 10 km au sud de la ville de Zapolyarny (région de Mourmansk), près de la frontière russo-norvégienne. Le forage du puits a commencé en 1970 et s'est terminé en 1991.

Le puits a été foré dans le cadre du programme de forage profond et ultra-profond réalisé en URSS par décision du gouvernement.

Le but du forage SG-3 était d'étudier la structure profonde des structures précambriennes du Bouclier Baltique, typiques des fondations des plates-formes anciennes, et d'évaluer leur teneur en minerai.

Les tâches de forage du puits étaient:

1. Étude de la structure profonde du complexe nickelifère protérozoïque de Pechenga et de la base cristalline archéenne du bouclier baltique, élucidation des caractéristiques de la manifestation des processus géologiques à grande profondeur, y compris les processus de formation du minerai.

2. Élucidation de la nature géologique des limites sismiques dans la croûte continentale et obtention de nouvelles données sur le régime thermique de l'intérieur, des solutions d'eau profonde et des gaz.

3. Obtenir les informations les plus complètes sur la composition matérielle des roches et leur état physique, ouvrir et étudier la zone limite entre les couches "granite" et "basalte" de la croûte terrestre.

4. Amélioration de l'existant et création de nouvelles technologies et moyens techniques de forage et levés géophysiques intégrés de puits ultra-profonds.

Le puits a été foré avec carottage complet, dont la récupération a été de 3 591,9 m (29,3 %).

Les principaux résultats de forage sont les suivants.

1. Dans l'intervalle 0 – 6842 m, des formations métamorphiques PR 1 ont été découvertes, dont la composition est approximativement la même que celle discutée ci-dessus. À des profondeurs de 1 540 à 1 810 m, des corps ultramafiques contenant des minerais de sulfure de cuivre-nickel ont été mis au jour, ce qui a réfuté l'idée de sortir du complexe minéralisé de Pechenga et élargi les perspectives du gisement de minerai de Pechenga.

2. Dans l'intervalle 6 842–12 261 m, des formations métamorphiques AR ont été découvertes, dont la composition et la structure sont approximativement les mêmes que celles décrites ci-dessus. A plus de 7 km de profondeur, plusieurs horizons de roches à magnétite-amphibole, analogues des quartzites ferrugineux des gisements d'Olenegorsk et de Kostomuksha, ont été découverts dans des gneiss archéens. Des gabbroïdes minéralisés en titanomagnétite ont été découverts à une profondeur d'environ 8,7 km. Dans l'intervalle de 9,5 à 10,6 km, un intervalle de 800 mètres avec des teneurs élevées (jusqu'à 7,4 g / t) en or, ainsi qu'en argent, molybdène, bismuth, arsenic et certains autres éléments associés aux processus d'hydrogénation, a été établi dans les formations archéennes -déconsolidation géochimique des roches archéennes.

3. La limite géophysique (surface) de Konrad (la limite des couches de « granite » et de « basalte ») supposée à des profondeurs d'environ 7,5 km n'a pas été confirmée. La limite sismique à ces profondeurs correspond à la zone de déconsolidation des roches dans les formations archéennes et à proximité de la limite Archéen-Protérozoïque inférieur.

4. Tout au long de la section du puits, des arrivées d'eau et de gaz contenant de l'hélium, de l'hydrogène, de l'azote, du méthane, des hydrocarbures lourds sont établies. Des études de la composition isotopique du carbone ont montré que dans les strates archéennes, les gaz sont de nature mantellique, tandis que dans le Protérozoïque, ils sont de nature biogénique. Ce dernier peut indiquer l'origine possible de processus biologiques, qui ont ensuite conduit à l'émergence de la vie sur Terre, déjà au début du Protérozoïque.

5. Les données sur les variations du gradient de température font partie des données fondamentalement nouvelles. Jusqu'à une profondeur de 3 000 m, le gradient de température est de 0,9-1 o/100 m. Plus profond, ce gradient passe à 2-2,5 o/100 m. En conséquence, à une profondeur de 12 km, la température était de 220 o au lieu des 120-130 o attendus.

Actuellement, le puits de Kola fonctionne en mode géolaboratoire, étant un terrain d'essai pour tester l'équipement et la technologie pour le forage profond et ultra-profond et l'exploration géophysique des puits.

Bouclier ukrainien. C'est un grand rebord de la fondation, ayant la forme d'un ovale irrégulier. Au nord, il est délimité par des failles, le long desquelles il entre en contact avec l'alagogue du Dniepr-Donetsk, et au sud, il s'enfonce sous les dépôts de la couverture de la plate-forme.

Les roches métamorphiques AR 1 , AR 2 et PR 1 participent à la structure du bouclier.

complexes archéen inférieur(AR1) sont représentés par des plagiogneiss, des gneiss à biotite-plagioclase, à amphibole-plagioclase, à haute teneur en alumine (sillimanite et corindon), des schistes cristallins, des amphibolites, des migmatites et des quartzites.

Dans la structure des complexes archéen supérieur(AR2) impliquait une variété de gneiss, d'amphibolites, de schistes chloriteux, de quartzites ferrugineux et de hornfels. Ces formations forment d'étroites zones de synclinor incisées dans le substrat de l'Archéen inférieur. L'épaisseur des formations AR est d'au moins 5-7 km.

Aux formations Protérozoïque inférieur(PR 1) fait référence Série Krivoï Rog, contenant des gisements de minerai de fer du bassin de Krivoy Rog.

Cette série a une structure à trois chaînons. Dans sa partie inférieure, on trouve des métagrès arkosiques, des quartzites et des phyllites. La partie médiane de la série est principalement composée de jaspilites interstratifiées, de cummingtonite, de séricite et de schistes chloriteux. Cette partie de la série contient les principaux gisements industriels de minerai de fer du bassin de Krivoï Rog ; le nombre de couches de minerai dans les différentes parties du bassin varie de 2 à 7. La partie supérieure de la série est composée de quartzite-grès avec des minerais de fer sédimentaires métamorphisés, quartz-carbonés, micacés, biotite-quartz et schistes à deux micas, roches carbonatées, métagrès. L'épaisseur totale des formations de la série Krivoy Rog est d'au moins 5-5,5 km.

Parmi les complexes AR et PR, on trouve de grands massifs d'âge archéen et protérozoïque inférieur : granites (Umansky, Krivorozhsky, etc.), plutons polyphasés complexes, dont la composition varie des gabbro-anorthosites, des labradorites aux granites rapakivi (Korostensky, etc. ), ainsi que des massifs de syénites néphéliniques (Mariupol) à minéralisation en tantale-niobium.

Situé à des profondeurs allant jusqu'à 500 m. Étudié dans le cadre de l'exploration géologique et de l'exploitation des minerais de fer de l'anomalie magnétique de Koursk (KMA).

archéen(RA) sont représentés ici par divers gneiss, amphibolites, cornes ferrugineuses et schistes cristallins.

Éducation Protérozoïque inférieur(PR 1) sont mis en évidence comme Série Koursk et Oskol. Dans le cadre de Série Koursk sont représentés : en partie basse, une alternance de métagrès, de quartzites, de gravelites, en partie haute, une alternance de phyllites, de schistes à deux mica, à biotite, des horizons de quartzites ferrugineux, auxquels sont confinés les gisements de KMA. L'épaisseur des formations de la série Koursk est d'au moins 1 km. recouvrant série oskol 3,5-4 km d'épaisseur est formé de schistes carbonés, de métagrès, de métabasaltes.

Parmi les séquences AR et PR, on retrouve des massifs de roches intrusives contemporaines représentées par des granites, des gabbronorites à minéralisation cuivre-nickel et des granosyénites.

5.4. Structure de cas

Dans la structure de la couverture de la plaque russe, on distingue 5 complexes structuraux-stratigraphiques (de bas en haut): Riphéen, Vendien-Cambrien, Paléozoïque inférieur (Ordovicien-Dévonien inférieur), Paléozoïque moyen-supérieur (Dévonien moyen-Permien) , Mésozoïque-Cénozoïque (Trias-Cénozoïque).

Complexe de Riphean.

Les séquences de Riphean sont réparties dans les parties centrale et marginale de la plate-forme. Les sections les plus complètes du Riphean sont situées dans l'ouest de l'Oural, ce qui sera discuté lors de l'examen de cette région. Le Riphean de la partie centrale de la plate-forme est représenté par les trois divisions.

Riphean inférieur(R1). Dans sa partie inférieure, des grès de quartz et de quartz-feldspath de couleur rouge se présentent avec des horizons de basaltes de type piège. En haut de la section, ils sont remplacés par des mudstones sombres avec des couches intermédiaires de marnes, de dolomies et de siltstones. Encore plus haut se trouve une épaisse strate de dolomies avec des intercouches de mudstones. L'épaisseur est d'environ 3,5 km.

Riphéen moyen(R2). Il est représenté principalement par des grès de couleur grise avec des intercalaires de dolomies et de basaltes de type piège d'une épaisseur totale d'environ 2,5 km. Dans la section stratifiée, on trouve des corps stratifiés de dolérites et de gabbrodolérites.

Riphean supérieur(R3). À sa base se trouvent des grès de quartz et de quartz-feldspath, au-dessus - des mudstones rouges et des siltstones avec des intercouches de dolomies, encore plus haut - une alternance de mudstones, de siltstones, de grès et de dolomites ; la section se termine par des dolomites. L'épaisseur totale est d'environ 2 km.

Complexe Vendien-Cambrien.

Wend(V). Il est représenté principalement par des formations terrigènes et volcanogènes.

La partie inférieure est dominée par des grès de couleur rouge, des siltites, des argiles rubanées et des tillites. [ Les tillites sont des dépôts morainiques métamorphisés.]. La présence de tillites est le trait le plus caractéristique des parties inférieures de la coupe vendienne. Ceci, à son tour, témoigne de la manifestation d'une glaciation intense à l'époque vendienne (glaciation Valdai), qui, dans sa distribution et son intensité, est comparable à la glaciation quaternaire.

La partie médiane du Vendien est représentée par des grès, des siltstones avec des horizons de basaltes, de trachybasaltes et leurs tufs.

La partie supérieure de la coupe vendienne est représentée par des membres d'une alternance de grès, siltstones, mudstones, dont ceux de couleur rouge, contenant des phosphorites nodulaires. L'épaisseur totale des formations vendiennes est d'environ 1,5 km.

Cambrien (Є ). Les dépôts cambriens d'une épaisseur totale d'environ 600 à 700 m sont répartis principalement dans la Baltique sur le versant sud du bouclier baltique. Ils sont représentés par des dépôts terrigènes, comprenant des argiles, des grès quartzeux à glauconite, et de petits nodules de phosphorites.

Paléozoïque inférieur (complexe Ordovicien-Dévonien inférieur).

Ordovicien(O). Les dépôts ordoviciens d'une épaisseur totale ne dépassant pas 500 m sont répartis principalement dans les parties occidentales de la plate-forme. neuf

dépôts Environ 1– des grès glauconiteux à abondantes coquilles de brachiopodes phosphatés ; à certains endroits, ils forment un conglomérat de coquilles, dans lequel la teneur en P 2 O 5 atteint 30%, et ils acquièrent une importance industrielle en tant que matière première de phosphate. La partie supérieure de la coupe O 1 est représentée par des calcaires, des dolomies et des marnes.

dépôts Environ 2-3 formé par des dépôts carbonatés (calcaires, dolomites, marnes), parmi lesquels se trouvent des couches intermédiaires et des horizons de schiste combustible (kukersites) jusqu'à 5 m d'épaisseur, qui sont d'importance industrielle dans la région de Leningrad et en Estonie et sont élaborés (schiste estonien ou de Leningrad bassin).

silure(S). Les dépôts du Silurien inférieur et supérieur d'épaisseur normale ne dépassant pas 250 m (avec des augmentations locales jusqu'à 900 m) sont principalement des dépôts de carbonate formant de grandes masses récifales. Les calcaires organogènes prédominent parmi les dépôts carbonatés ; les dolomies et les marnes sont également présentes. A certains endroits, tout en haut de la coupe silurienne, des argiles bentonitiques sont présentes.

Dévonien inférieur(D1). Les dépôts du Dévonien inférieur d'une épaisseur totale allant jusqu'à 1,6 km sont représentés par des unités alternées de grès, de siltstones, de calcaires dolomitiques argileux, de mudstones.

Complexe du Paléozoïque moyen-supérieur (Dévonien moyen-Permien).

Dévonien moyen et supérieur(D2-D3). Les gisements D 2 et D 3 sont largement répandus sur la plate-forme. Ils viennent à la surface dans la Baltique, où ils forment le champ principal du Dévonien, et dans l'antéclise de Voronezh - le champ du Dévonien central. Sur le reste de la plaque russe, ils sont découverts par de nombreux puits forés dans le cadre de l'exploration pétrolière et gazière.

Dans le domaine du Dévonien central, les gisements D 2 dans le volume des étages eifélien et givétien sont représentés par des grès bigarrés dans la partie inférieure de la coupe (appelés « anciens grès rouges »), qui sont recouverts par des membres de marnes interstratifiées. , argiles, dolomies, gypse et grès. Les dépôts D 3 (étages Fransien et Famennien) sont représentés par des calcaires et des dolomies avec des intercalaires d'argiles panachées. L'épaisseur totale des dépôts du Dévonien moyen et supérieur ne dépasse pas 150–200 m.

Dans le domaine du Dévonien principal, les dépôts D 2 sont principalement des grès interstratifiés avec des calcaires et des dolomies, tandis que les dépôts D 3 sont principalement composés de carbonate (calcaire-dolomie). L'épaisseur totale de ces dépôts ne dépasse pas 450 m.

Dans l'aulacogène du Dniepr-Donetsk, les formations du Dévonien moyen-supérieur atteignent une épaisseur de 3,3 km. Ils sont représentés ici par une alternance complexe avec des remplacements de faciès par des grès, des siltstones, des mudstones, des calcaires, des dolomies, des anhydrites, du gypse, des bancs de sel gemme. Cette section contient des lits, des couvertures et des coulées de basaltes de type piège, de trachybasaltes et de leurs tufs.

La formation de massifs de syénites néphéliniques (Khibiny et Lovozero) sur le Bouclier baltique appartient au Dévonien moyen-supérieur. De plus, le niveau D 3 -C 1 comprend la formation de kimberlites de la côte sud de la mer Blanche, appartenant à la province diamantifère d'Arkhangelsk.

Carbone(C). Les dépôts carbonifères sont répandus sur la plate-forme.

Deux types de la section des dépôts carbonifères peuvent être distingués: 1) terrigène-carbonate (région de Moscou) et 2) terrigène houiller (Donetsk).

Le premier type de section appartient à la synéclise de Moscou, le second à l'aulacogène Dniepr-Donetsk.

Les dépôts carbonifères de la synéclise de Moscou sont disposés comme suit.

Stade Tournaisien C 1 t Il est représenté par des calcaires alternant avec des intercalaires et des packs d'argiles panachées et de conglomérats calcaires.

Viséen Stade C 1 v. Dans sa partie inférieure, il y a des sables de quartz, interstratifiés avec des argiles réfractaires enrichies en alumine, couches de lignite. L'épaisseur des couches houillères est généralement de 20 à 30 m, atteignant à certains endroits 70 m.Les charbons ont une importance industrielle et sont développés par des mines dans les régions de Tula, Kalouga et Moscou. Au nord-ouest de la synéclise de Moscou (région de Leningrad), le gisement de bauxite de Tikhvin se situe à ce niveau.

La partie supérieure de l'étage Viséen est composée de sables légers avec des intercalaires argileux contenant de rares concrétions de phosphorite, des intercalaires minces (jusqu'à 1 m) de charbons bruns et de calcaires. La section de l'étage Viséen se termine par des calcaires.

Serpoukhovien C 1 s représenté principalement par le calcaire.

L'épaisseur totale des dépôts du Carbonifère inférieur est d'environ 300 m.

Carbone moyen C 2. A sa base se trouvent des sables croisés de couleur rouge, qui sont remplacés dans la section par des calcaires, des dolomies et des marnes. Épaisseur 100-150 m.

Carbone supérieur C 3également formé par des calcaires, des dolomies, des marnes. L'épaisseur est d'environ 150 m.

Les dépôts carbonifères de l'aulacogène Dniepr-Donetsk ont ​​une structure fondamentalement différente. Ils sont représentés exclusivement par des gisements terrigènes houillers d'une épaisseur totale de 10-11 km. La coupe distingue 15 suites régionales, dont 5 suites appartiennent au Carbonifère inférieur, 7 au moyen et 3 au supérieur. Ces gisements sont représentés par des grès, des mudstones, des siltstones, des lits de houille et des lentilles interstratifiés au rythme complexe. Les roches sont généralement de couleur gris foncé ou noire. Cette section contient également des interlits calcaires minces (quelques cm, jusqu'à 1 m). Au total, environ 300 couches de charbon et intercouches ont été identifiées dans la section du Donbass, dont la moitié est d'importance industrielle. L'épaisseur de travail habituelle des veines de charbon est de 1 à 1,2 m.Les charbons du Donbass sont de haute qualité; de haut en bas, ils passent du gaz à l'anthracite. Les formations de la partie supérieure du Carbonifère moyen et de la partie inférieure du Carbonifère supérieur sont les plus saturées en carbone.

Permanente (R). Les dépôts permiens sont répartis principalement sur la marge orientale de la plate-forme, dans la Cis-Oural, où ils sont le plus étudiés.

Les dépôts permiens sont également caractérisés par deux types de coupes, qui sont séparées par la dorsale de Timan.

Au nord de la dorsale de Timan, les dépôts permiens sont essentiellement continentaux terrigènes, houillers. Leur épaisseur varie de 1 à 7 km. Le bassin houiller de Pechora (Vorkouta) est confiné à ces gisements. Les strates charbonnières sont représentées par une alternance complexe de grès, de mudstones, de siltstones, d'une petite quantité de calcaires, de veines de charbon. Il y a jusqu'à 150-250 filons et couches intermédiaires de charbon dans les strates houillères. La composition du charbon varie du brun à l'anthracite. L'épaisseur de travail habituelle des veines est de 1,5 à 3,5 m, atteignant parfois 30 m.Les dépôts du Permien inférieur et de la partie inférieure du Permien supérieur sont les plus saturés en charbon.

Au sud de la crête de Timan, la section des dépôts permiens est plus diversifiée et est représentée comme suit. À la base du Permien inférieur se trouve une séquence de conglomérats variés, de grès, de siltites, de mudstones et de calcaires. Le matériau clastique est constitué de roches qui composent l'Oural montagneux. L'épaisseur de cette strate est d'au moins 500-600 m.

Parallèlement et un peu plus haut dans la coupe, on trouve une épaisse couche de calcaires qui composent de grands massifs récifaux carbonatés. L'épaisseur des calcaires dans les massifs récifaux atteint 1 km.

La limite du Permien inférieur et supérieur est rencontrée par des dépôts panachés d'évaporites, représentés par une alternance complexe de grès, de dolomies, de calcaires, de marnes, de gypse, d'anhydrites, de potassium, de magnésium et de sels gemmes. Toutes ces roches sont en interstratifications étroites et en transitions mutuelles de faciès. L'épaisseur de ces dépôts atteint 5 km. À ce niveau d'âge, les bassins salins de Verkhnekamsk et de Pechora sont situés.

La partie supérieure du Permien supérieur est composée de dépôts carbonates-argileux-sableux panachés cuprifères représentés par une alternance de grès, de marnes, de calcaires, d'argiles, de siltstones, de mudstones et de conglomérats. Dans cette strate, il existe un grand nombre de manifestations et de petits gisements de grès cuivreux, sur la base desquels l'industrie du cuivre de l'Oural est née au XVIIe siècle. L'épaisseur des gisements de cuivre atteint 1 km.

Tous les dépôts de l'âge permien sont caractérisés par des conditions d'accumulation côtières-marines peu profondes, lagunaires, deltaïques, côtières-continentales.

Complexe Mésozoïque-Cénozoïque (Trias-Cénozoïque).

Trias(J). Les dépôts triasiques sont répandus sur la plate-forme et sont représentés par les trois divisions.

Les dépôts du Trias inférieur et moyen ont une certaine dualité dans leur position. D'une part, ils complètent le complexe précédent, et d'autre part, ils amorcent le complexe mésozoïque-cénozoïque. Certains chercheurs considèrent les dépôts du Trias inférieur et moyen comme faisant partie du complexe structurel-stratigraphique du Paléozoïque moyen-supérieur.

dépôts trias inférieur (T1) sont représentés principalement par des dépôts continentaux, composés de grès grossiers panachés à strates croisées avec des intercalaires de conglomérats, siltstones, argiles, marnes ; les argiles et les siltstones contiennent parfois des concrétions de sidérite. L'épaisseur des dépôts T 1 à différents endroits de la plate-forme varie de 200 à 850-900 m.

dépôts trias moyen (T2) sont également représentés par des dépôts sablo-argileux panachés continentaux jusqu'à 800 m d'épaisseur.

Pour Trias supérieur (T3) se caractérisent également par des dépôts sablo-argileux panachés et de couleur grise, contenant parfois des intercalaires de houille brune, jusqu'à 1 000 m d'épaisseur.

Le caractère à prédominance continentale des dépôts triasiques reflète le caractère général de l'évolution de la Terre à cette époque, caractérisée par un régime géocratique.

Yura(J). Les dépôts jurassiques sont représentés par les trois divisions. Les plus courants sont les gisements de la partie supérieure, moins - le milieu et très limités - la partie inférieure. Les dépôts jurassiques sont caractérisés par des conditions d'accumulation à la fois marines et continentales.

Jurassique inférieur (J1) les gisements dans leur partie inférieure sont composés de strates continentales sablo-argileuses, et dans la partie supérieure - d'argiles marines, de calcaires, de grès contenant des intercouches de minerais de fer oolithiques leptochlorite-hydrogoethite. L'épaisseur est d'environ 250 m.

Jurassique moyen (J2) les dépôts dans les parties centrales de la plate-forme sont principalement marins, et ils sont formés de grès avec des couches intermédiaires de calcaires, d'argiles contenant de nombreuses faunes d'ammonites, qui sont les plus courantes dans la région de la Volga. Ici, l'épaisseur des dépôts du Jurassique moyen ne dépasse pas 220-250 M. Dans la partie occidentale de la synéclise caspienne, les dépôts de cette époque sont principalement continentaux - ce sont des strates sablo-argileuses avec des couches de lignite, parfois d'industrie importance. L'épaisseur de ces dépôts est ici augmentée jusqu'à 500 m.

Jurassique supérieur (J3) les dépôts d'épaisseur normale jusqu'à 300 m sont composés principalement d'argiles marines contenant des intercalaires de sables glauconitiques, de nodules de phosphorite, de concrétions de marcassite, ainsi que des horizons de schistes bitumineux ; ces derniers ont une importance industrielle dans un certain nombre de régions et sont en cours de développement.

Craie(K). Les dépôts du Crétacé sont principalement des formations marines.

Crétacé inférieur (K1) sont représentés principalement par des roches sablo-argileuses à glauconite et nodules et couches de phosphorites. L'épaisseur des dépôts dans différentes parties de la plate-forme varie de 100-120 à 500 m.

Crétacé supérieur (K2) les dépôts sont majoritairement carbonatés - ce sont des marnes, des calcaires, de la craie d'écriture. Parmi les roches carbonatées, il y a des horizons de sables glauconitiques, de flacons, de tripoli, d'argiles siliceuses et de phosphorites. L'épaisseur ne dépasse pas 500 m.

Paléogène(P Les dépôts paléogènes ne sont distribués que dans la partie sud de la plate-forme, dans la région nord de la mer Noire, où ils sont représentés à la fois par des dépôts marins et continentaux.

Paléogène inférieur – Paléocène (P1) est formé par une strate de sables de 80 mètres avec des intercalaires d'argiles, de flacons et de sables de glauconite siliceuse.

Paléogène moyen – Éocène (P2) d'une épaisseur totale allant jusqu'à 100 m est composé de sédiments marins dans les parties inférieure et supérieure, constitués de sables de glauconite, de grès, d'argiles et, dans la partie médiane, de sables de quartz carbonifiés avec des intercalaires de lignite.

Paléogène supérieur – Oligocène(P3) jusqu'à 200 m d'épaisseur est représentée par des strates sablo-argileuses contenant des gisements industriels de minerais de manganèse (bassin de manganèse du sud de l'Ukraine).

Néogène(N). Les gisements du Néogène sont également répartis principalement dans la partie sud de la plate-forme.

dépôts Néogène inférieur – miocène (N 1) une certaine séquence s'établit dans le passage du bas vers le haut le long de la section des dépôts continentaux par lagunaires, puis marins. Dans la partie inférieure du Miocène, il y a des dépôts terrigènes houillers continentaux, dans la partie médiane, des argiles lagunaires panachées avec des couches de gypse, et dans la partie supérieure, des calcaires formant de grands massifs récifaux. L'épaisseur totale des dépôts miocènes approche les 500 m.

Néogène supérieur – Pliocène(N 2) est représenté principalement par des dépôts sablo-argileux marins de 200 à 400 m d'épaisseur, contenant des couches de minerais de fer sédimentaires oolithiques (bassin ferrifère de Kertch).

Dépôts quaternaires(Q) sont omniprésents et sont représentés par divers types génétiques : glaciaire, fluvioglaciaire, alluvial, éluvial, délivial, etc. Les dépôts glaciaires et fluvioglaciaires prédominent dans les parties nord de la plate-forme - il s'agit de rochers, de sables et de limons morainiques. Les strates de loess prédominent dans les parties sud de la plate-forme. Les dépôts alluviaux sont confinés aux vallées fluviales, où ils forment des terrasses d'âges différents, l'éluvium se développe sur les bassins versants et le délive se développe sur leurs pentes. Sur la côte de la mer Baltique et de la mer Noire, on connaît des terrasses marines, composées principalement de sables. Des placers marins d'ambre leur sont associés (côte de la mer Baltique, région de Kaliningrad), ainsi que des placers d'ilménite-zircon de la région de la mer Noire (sud de l'Ukraine).

5.5. Minéraux

Divers et nombreux gisements miniers sont répartis sur la plate-forme est-européenne. Parmi eux figurent les matières premières hydrocarbonées (pétrole, gaz naturel, condensat), les combustibles solides (brun, houille, schiste bitumineux), ferreux, non ferreux, métaux rares, minéraux non métalliques. Ils sont situés à la fois dans la fondation et dans la couverture de la plate-forme.

Minéraux dans la fondation.

Métaux noirs. Les plus importants sont les gisements de minerai de fer de la formation de quartzite ferrugineux, localisés dans les complexes archéen et protérozoïque inférieur des boucliers baltique, ukrainien et du massif cristallin de Voronej.

Bouclier Baltique

Sur la péninsule de Kola, dans les formations métamorphiques AR 1 (série Kola), Olénégorsk gisement avec des réserves de minerai de 450 millions de tonnes et une teneur moyenne en fer de 31 %.

En République de Carélie, dans les formations métamorphiques AR 2, Kostomuksha gisement avec des réserves de minerai de 1,4 milliard de tonnes et une teneur moyenne en fer de 32 %.

Sur la péninsule de Kola, dans les roches ultrabasiques alcalines du Protérozoïque inférieur avec carbonatites, Kovdorskoe gisement de minerais d'apatite-magnétite avec phlogopite. Les réserves du gisement sont de 770 millions de tonnes de minerai contenant 28% de fer et 7-7,5% de P 2 O 5 .

Bouclier ukrainien

Dans les complexes métamorphiques du Protérozoïque inférieur (série Krivoy Rog) se trouve Krivoï Rog bassin de minerai de fer (Ukraine) avec des formations de minerai de fer de quartzites ferrugineux. Les réserves de minerai explorées de ce bassin sont estimées à 18 milliards de tonnes avec une teneur en fer de 34 à 56 %.

Massif cristallin de Voronej

Les complexes métamorphiques du Protérozoïque inférieur (groupe de Koursk) abritent le plus grand bassin de minerai de fer de Russie – Anomalie magnétique de Koursk(KMA), situé sur le territoire des régions de Koursk, Belgorod et Orel. La KMA est un ovale géant d'une longueur de 600 km du NW au SE, d'une largeur de 150 à 200 km et d'une superficie d'environ 120 000 km2. Les réserves totales explorées de minerais de fer sont de 66,7 milliards de tonnes avec une teneur en fer de 32-37 à 50-60%.

[Le point commun à tous les gisements de la formation de quartzites ferrugineux est : 1) une grande épaisseur de corps minéralisés, définie comme 10-100 m ; 2) une grande étendue de corps minéralisés - des centaines de mètres, quelques kilomètres; 3) leur composition minérale approximativement homogène est la magnétite, l'hématite, la martite].

Métaux non-ferreux. Les plus significatifs sont Pechenga et Monchegorsk groupes de gisements sulfurés de cuivre-nickel associés à des corps de gabbronorite du Protérozoïque inférieur. Il est situé sur le bouclier baltique (péninsule de Kola). Les principaux minerais sont la pentlandite, la chalcopyrite, la pyrrhotite et la pyrite. Les minerais solides et disséminés sont distingués au niveau des gisements. La teneur en cuivre fluctue entre 0,5 et 1,5%, le nickel entre 0,5 et 5%, les minerais contiennent des métaux du groupe du platine.

métaux rares. Lieu de naissance ( Lovozerskaïa groupe) de métaux rares (tantale-niobates) sont confinés au massif zonal en couches concentriques de syénites néphéliniques du même nom sur la péninsule de Kola. La teneur moyenne en Ta 2 O 5 est de 0,15 %, Nb 2 O 5 de 0,2 %. Le minerai principal est la loparite, qui contient jusqu'à 10 % de Nb 2 O 5 , 0,6-0,7 % de Ta 2 O 5 et jusqu'à 30 % de terres rares du groupe du cérium.

non-métaux. Khibiny groupe de champs (Yukspor, Kukisvumchorr, Koashva etc.) de minerais d'apatite-néphéline est confinée au massif de syénites à néphéline du même nom sur la péninsule de Kola (Baltic Shield). Les gisements de minerai ont une feuille et une forme lenticulaire d'une longueur de 2-3 à 6 km et d'une épaisseur allant jusqu'à 80 M. La teneur en apatite dans le minerai est de 10 à 80%, la néphéline - de 20 à 65%. Les réserves explorées de minerais d'apatite-néphéline sont d'environ 4 milliards de tonnes avec une teneur en P 2 O 5 de 7,5 à 17,5%. Ces minerais sont la principale source de matières premières pour la production d'engrais phosphatés. Les gisements sont de nature complexe. La composition minérale des minerais est l'apatite, la néphéline, le sphène, la titanomagnétite. L'apatite contient également du Sr, TR, F, de la néphéline - Al, K, Na, Ga, Rb, Cs, du sphène - Ti, Sr, Nb, de la titanomagnétite - Fe, Ti, V. Tous ces composants dans l'un ou l'autre moins extraits au cours de la redistribution technologique des minerais d'apatite-néphéline.

Parmi les autres minéraux non métalliques, on notera : les granites rapakivi des massifs de Vyborg (Baltic Shield) et de Korosten (Ukrainian Shield), les labradorites (Korosten massif), utilisés comme matériau de parement ; quartzite décoratif (gisement Shokshinsky sur le bouclier baltique); gisements de topazes nobles, de morions et de citrines dans des gisements de pegmatites associés à des granites du Protérozoïque inférieur en Volhynie (bouclier ukrainien), etc.

Minéraux dans un étui.

Matières premières hydrocarbures. Il existe 3 grandes provinces pétrolières et gazières (OPP) sur la plate-forme est-européenne : Timan-Pechora, confinée à la synéclise du même nom, Volga-Oural (antéclise du même nom), Mer Caspienne (synéclise du même nom) .

Province pétrolière et gazière de Timan-Pechora superficie de 350 mille mètres carrés. km compte environ 80 champs de pétrole, de gaz naturel et de condensats. Ils sont confinés à 8 complexes pétroliers et gaziers (OGK) : rouge terrigène V-O, carbonate S-D 1 , terrigène D 2 -D 3 f, carbonate D 3 , terrigène C 1 , carbonate C 1 v 2 -P 1 , terrigène-carbonate -halogène P 1 -P 2 , terrigène T. Les profondeurs d'occurrence des gisements de pétrole et de gaz vont de 500-600 m à 2,5-3 km. Les gisements les plus connus sont Yaregskoe huile-titane et Vuktylskoe condensat de gaz.

Champ pétrolier et gazier Volga-Oural avec une superficie de 700 000 km2, il y a environ 1 000 gisements. Ils sont confinés aux cinq complexes pétroliers et gaziers suivants : terrigène-carbonate D 2 , carbonate D 3 -C 1 , terrigène C 1 , carbonate C 2 -P 1 , carbonate-argile-sulfate-salin C 3 -P 2 . Des horizons productifs se situent à des profondeurs de 500 à 5 000 m. 920 gisements d'échelles différentes ont été découverts dans la province, dont les plus célèbres sont Romashkinskoe, Bavlinskoe, Orenbourg et etc.

OGP de la Caspienne superficie de 500 mille mètres carrés. km a environ 100 gisements. Il distingue deux groupes d'OGK : subsalifères et suprasalifères. Le groupe subsalifère est représenté par 4 condensats de gaz naturel : terrigène D-C 1 , carbonate D 3 -C 1 , carbonate C 1 -C 2 , terrigène C 2 -P ; Le groupe suprasalifère contient deux condensats de pétrole et de gaz : terrigène P 2 -T et carbonate-terrigène J-K. Les profondeurs des formations productives varient de 300 à 3 300 m.Le champ le plus célèbre est Astrakan.

combustible solide. Sur le territoire de la plate-forme est-européenne, il existe trois grands bassins houillers (Moscou, Donetsk et Pechora) et deux bassins de schiste (Baltique et Timan-Pechora).

Podmoskovny bassin de lignite. La superficie totale de développement des gisements houillers jusqu'à une profondeur de 200 m est de 120 000 km2. Les charbonnages sont des dépôts sablo-argileux de l'étage Viséen C 1 . Ressources géologiques générales - 11 milliards de tonnes, réserves d'équilibre dans la somme des catégories A + B + C 1 - 4,1 milliards de tonnes, C 2 - 1 milliard de tonnes, hors bilan - 1,8 milliard de tonnes.

Donetsk bassin houiller (Donbass). Il est confiné à l'aulacogène Dnieper-Donetsk. Il occupe une superficie de 60 000 km². Les gisements terrigènes C 1 sont houillers. Le bassin a été exploré jusqu'à une profondeur de 1 800 m. Jusqu'à cette profondeur, les réserves totales de charbons conditionnés sont estimées à 109 milliards de tonnes. Les réserves des catégories industrielles s'élèvent à 57,5 ​​milliards de tonnes, dont l'anthracite représente 24%, le charbon à gaz - 48%, le charbon à coke - 17%, le charbon maigre - 11%

Pechorsky (Vorkouta) bassin houiller La superficie est d'environ 300 000 km². Il est situé dans les parties polaires et subpolaires du thalweg Cis-Oural. Les dépôts terrigènes du Permien inférieur et supérieur sont houillers. La composition du charbon varie du brun à l'anthracite. Les réserves et ressources géologiques totales sont estimées à 265 milliards de tonnes, dont les réserves explorées sont de 23,9 milliards de tonnes

baltique piscine en ardoise. La zone de développement du potentiel de schiste industriel est d'environ 5,5 mille km2. Il est situé sur le versant sud du bouclier baltique, principalement sur le territoire de la région de Leningrad et de l'Estonie. Les gisements carbonatés de l'Ordovicien moyen sont productifs, parmi lesquels se trouvent des horizons de schistes combustibles (kukersites) jusqu'à 9 m d'épaisseur, qui sont d'importance industrielle. Les réserves totales explorées des kukersites sont estimées à 9,3 milliards de tonnes.

Timano-Pechora piscine en ardoise. Elle est située au sein de la synéclise du même nom (République des Komis). Il est confiné aux sédiments sablo-argileux marins du Jurassique supérieur, contenant 3 horizons de schistes combustibles d'une épaisseur de 0,5 à 3,7 m. Ayuvinsky domaine, les ressources prévisionnelles de l'ensemble du bassin sont estimées à 29 milliards de tonnes.

Métaux noirs. Les métaux ferreux sont représentés par des gisements de minerais sédimentaires de fer et de manganèse, qui forment de grands bassins minéralogiques, dans les sédiments terrigènes marins du Paléogène et du Néogène.

Kertch (Kertch-Taman) gisement de minerai de fer. Il occupe une superficie de 250 à 300 km² sur la péninsule de Kertch en Ukraine et en partie sur la péninsule de Taman en Russie (régions de la mer Noire). Les minerais sont des strates sablo-argileuses marines du Pliocène (N 2) contenant des couches de minerai de fer brun jusqu'à 25-40 m d'épaisseur.La partie prédominante des minerais a une composition oolithique. Les principaux minerais sont l'hydrogoethite et la leptochlorite. Les réserves explorées de minerais de fer s'élèvent à 1,84 milliard de tonnes avec une teneur moyenne en fer de 37,5 %.

Ukrainien du Sud (Nikopol) bassin de minerai de manganèse. Il est situé sur le versant sud du bouclier ukrainien et couvre une superficie d'environ 5 000 km2. Les gisements les plus connus sont Nikopol, Grand Tokmak. Les gisements sablo-limoneux-argileux marins oligocènes sont productifs, dans lesquels se trouvent des couches de 2 à 3 mètres de minerais sédimentaires de manganèse. On distingue les types de minerais suivants : oxyde (teneur moyenne en manganèse 27,9%), oxyde-carbonate (teneur moyenne en manganèse 25,0%) et carbonate (teneur moyenne en manganèse 22,0%). Les principaux minerais de minerais oxydés sont la pyrolusite, la psilomélane, la manganite, les minerais carbonatés - la rhodochrosite de calcium, la calcite de manganèse. Les réserves de minerais de manganèse dans ce bassin s'élèvent à 2,5 milliards de tonnes.

Métaux non-ferreux. Les gisements de métaux non ferreux dans la couverture de la plate-forme sont représentés par des bauxites.

Les bauxites sont présentées dans Tikhvine dépôts et(région de Leningrad), Onéga du Nord zone de bauxite (région d'Arkhangelsk) et dans Timanskaïa province de bauxite (République des Komis).

Les bauxites de Tikhvin et North Onega sont confinées aux gisements terrigènes C 1 .

Dans la province de minerai de bauxite de Timan, longue de 400 km et large jusqu'à 100 km, Timan moyen et Timan méridional régions de boxite. Les bauxites de la région de Srednetimansky sont d'âge D ​​3 , elles sont associées à des argiles limoneuses et sableuses polychromes hydromicacées et kaolinite-hydromicacées, qui sont des croûtes d'altération sur des calcaires dolomitiques R 3 . Les principaux minerais sont la boehmite, la diaspore, les mineurs sont la chamosite, la goethite, l'hématite. La composition chimique de la bauxite est la suivante : Al 2 O 3 - 36,5-55,2 %, SiO 2 - 2,7-12,3 %, Fe 2 O 3 - 20,2-35 %, module de silicium (Al 2 O 3 : SiO 2), qui détermine la quantité d'alumine libre, varie de 3,5-4 à 20. Le membre contenant de la bauxite de la région de Yuzhno-Timansky a un âge carbonifère précoce et est représenté par des argiles de kaolin avec des couches d'allites et de bauxites de diverses variétés. Les bauxites ont une composition kaolinite-gibbsite-boehmite, kaolinite-boehmite. La composition chimique des bauxites: Al 2 O 3 - 40-70%, SiO 2 - 12-28%, Fe 2 O 3 - 3,6-12,6%, le module de silex varie de 1,5 à 5,5.

non-métaux. Parmi les minéraux non métalliques de grande importance industrielle, il convient de noter les phosphorites, les sels, les pierres précieuses et ornementales.

baltique Le bassin à phosphorite est situé dans la partie nord-ouest de la synéclise de Moscou, sur le versant sud du bouclier baltique, sur le territoire de la région de Leningrad et de l'Estonie. La zone est de 15 000 km². Les sédiments de l'Ordovicien inférieur sont phosphatés, représentés par un conglomérat de coquillages d'épaisseur variable - de 1-2 à 8-10 m, recouvert à certains endroits par un horizon de schiste bitumineux. Le bilan des réserves de phosphorites est de 1,3 milliards de tonnes avec une teneur moyenne de P 2 O 5 12%.

Viatsko-Kama le bassin à phosphorite est situé dans la partie centrale de la plaque russe (région de Kirov). Il occupe une superficie de 1,9 mille km². Les sédiments phosphatés sont du Crétacé inférieur, représenté par du sable de quartz-glauconite, dans lequel sont chargés des nodules de phosphorite dont la taille varie de 10 à 20-30 cm.Les réserves de phosphorite sont de 2,1 milliards de tonnes avec une teneur en P 2 O 5 de 11-15 %.

Verkhnekamski le bassin salin est situé dans l'avant-fosse Cis-Oural, il occupe une superficie de 6,5 mille km2. Les dépôts limites P 1 et P 2 sont productifs, représentés par une formation carbonatée-sableuse-argileuse à évaporites panachées. Des sels de pierre, de potassium et de magnésium sont rejetés dans la piscine. Les principaux minéraux des sels sont l'halite (NaCl), la sylvine (KCl) et la carnallite (MgCl 2 ·KCl 6H 2 O). Les réserves industrielles de sel s'élèvent à 3,8 milliards de tonnes, prospectives - 15,7 milliards de tonnes.

Caspienne le bassin salin occupe une superficie d'environ 600 000 km2, coïncidant essentiellement avec la province pétrolière et gazière de la Caspienne. Environ 1 200 dômes de sel (diapirs) sont connus ici, dans lesquels l'épaisseur des dépôts salins atteint 8-11 km, diminuant à 1,5-2 km ou jusqu'à ce qu'ils soient complètement coincés dans les espaces inter-dômes. Les dépôts de l'étage kungurien P 1 sont majoritairement salins. La composition des sels, avec l'halite et la carnallite, contient également de la polyhalite K 2 MgCa 2 4 2H 2 O et de la bischofite MgCl 2 6H 2 O. Sur le territoire de ce bassin, les eaux (saumure) des lacs Elton et Baskunchak sont également salines . Les réserves totales de sel approchent les 3 milliards de tonnes.

Arkhangelsk la province diamantifère est située au nord de la plate-forme, sur la côte sud de la mer Blanche (région d'Arkhangelsk). Alase-portant sont des pipes de kimberlite avec l'âge D ​​3 -C 1 . Les gisements les plus connus eux. Karpinski, Lomonossovskoe Les réserves de ces derniers avoisinent les 230 millions de carats.

Kaliningradsky La région ambrifère est située sur la côte sud de la mer Baltique. L'ambre industriel est associé à des placers secondaires formés lors du lessivage des sables glauconite-quartz et des siltstones de l'Éocène supérieur (Paléogène moyen) d'une épaisseur de 0,5 à 20 m, qui sont considérés comme des dépôts deltaïques.

L'eau souterraine. Les gisements d'eau souterraine sont situés dans un certain nombre de grands bassins artésiens - Caspienne, Baltique, Pechora, Moscou, Volga-Kama et etc.

En outre, un grand nombre de minéraux communs (mélanges de sable et de gravier, galets, calcaires, marnes, craie, pierre concassée) sont connus dans la couverture de plate-forme, qui sont utilisés comme matériaux de construction dans la construction industrielle, civile et routière, la production de ciment, et à d'autres fins.