Tecno-orogenesi della piattaforma dell'Europa orientale. La storia dello sviluppo delle piattaforme antiche Piattaforma dell'Europa orientale

La piattaforma epicareliana dell'Europa orientale si trova all'interno dell'Europa orientale, settentrionale e centrale. La sua superficie è di 5,5 milioni di km2. Il rilievo della Piattaforma dell'Europa orientale è rappresentato quasi interamente dall'omonima pianura. Solo sulla penisola di Kola ci sono montagne con altezze fino a 1 km. La pianura è erosa dai fiumi appartenenti ai bacini del Mar Baltico, Bianco, Nero e Caspio. Il confine moderno della piattaforma è più facilmente rintracciabile a est con gli Ercinidi degli Urali, a ovest con le Alpi dei Carpazi ea nord con i Caledonidi di Norvegia. Anche il confine della piattaforma con i Baikalid del sollevamento di Timan è stato stabilito in modo inequivocabile. In altre aree, il confine moderno tra il sistema pre-Baikal e quello successivo ripiegato è sovrapposto da rocce sedimentarie della copertura ed è tracciato in modo piuttosto convenzionale.

fondazione della piattaforma. In due punti della piattaforma, un basamento cristallino notevolmente eroso è stato sollevato al livello della superficie del giorno, formando il vasto baltico e i piccoli scudi ucraini. Sul resto della piattaforma, chiamata placca russa, la fondazione è ricoperta da una copertura sedimentaria. Il seminterrato della piattaforma dell'Europa orientale è composto da strutture piegate dell'età archeana e del primo proterozoico: Belomorids e Karelids. Formano blocchi, chiaramente diversi per forma e posizione. I Belomoridi hanno una forma poligonale e contengono formazioni ovali (nuclei nucleari).

. Le rocce sedimentarie che sovrastano il basamento cristallino della piattaforma dell'Europa orientale hanno un'età da Riphea a Quaternaria. Allo stesso tempo, l'intera sezione della copertura è suddivisa da ampie rotture stratigrafiche in più fasi, che hanno distribuzioni differenti. Considera la struttura della copertura piano per piano. Il primo piano più basso della copertura è composto da depositi Riphean e Lower Vendian. Il loro spessore medio è di 0,5-3 km. Questi depositi non sono metamorfosati e sono disturbati solo negli aulacogeni. Sono composti da sedimenti sabbioso-limoso-argillosi di composizione quarzosa o arkose. Ci sono anche formazioni glaciali e vulcanogeniche in una piccola quantità. Il secondo piano della copertura è composto da una sezione continua dall'Alto Vendiano al Basso Devoniano compreso. Gli orizzonti inferiori del secondo stadio (Vendian e Cambriano) sono rappresentati da sedimenti fine-clastici di facies di acque basse e costiere. Si tratta di mudstones, argille, arenarie con alcuni tufi e tuffiti nel Vendian. Più in alto la sezione è composta da carbonati - dolomiti, calcari argillosi, marne. Abbondanza e diversità di resti organici nei sedimenti carbonatici dell'Ordoviciano e del Siluriano. Il Devoniano inferiore è un complesso regressivo in cui i sedimenti marini poco profondi sono sostituiti da quelli delta-continentali d'acqua dolce. Lo spessore totale dei depositi al secondo piano della copertura varia da 200 m a 2 km. Il terzo piano è composto da depositi di età devoniano-triassica.

La sezione inizia alla sommità del Devoniano Inferiore, rappresentato da rocce terrigene continentali, lagunari e marine di acque poco profonde. Il Devoniano superiore è rappresentato da depositi di carbonato. Anche i sali sono ampiamente sviluppati, ci sono coperture di basalti della formazione di trappole. Il tratto carbonifero inizia con uno strato carbonatico, sopra uno strato carbonifero, poi si formano rocce argillose-limose di colore rosso. I depositi del Permiano sono principalmente formazioni lagunari e continentali. Gli orizzonti inferiori del Permiano sono rappresentati da rocce carbonatiche, più in alto sono sostituiti da sedimenti solfati e cloruri, e nella parte superiore dominano i depositi terrigeni.

La sezione del terzo piano della copertura è completata dal sistema Triassico. Questi depositi rappresentano un complesso regressivo di rocce terrigene continentali. Tra questi si notano arenarie, siltiti, argille con intercalazioni di caolinite, minerale di ferro bruno e noduli di siderite.

L'ultimo quarto piano della copertura è composto da depositi giurassico-cenozoici. I giurassici sono rappresentati da depositi carboniferi continentali e marini poco profondi di colore grigio.

Il Paleogene della placca russa è caratterizzato da due tipi di sezioni. Nella parte più meridionale della placca (regioni del Mar Nero e del Caspio), la sezione è composta da depositi argillosi-calcarei densi di acque moderatamente profonde. La sezione più settentrionale è rappresentata da depositi di acque basse e continentali meno densi: arenarie di quarzo-glauconite, argille, sedimenti silicei e lignite. I depositi di Neogene della placca russa sono caratterizzati da una grande variabilità. Questi sono calcari di conchiglia, sabbie glauconite, arenarie, dolomiti, lignite, argille rosse. I depositi quaternari ricoprono la maggior parte della superficie della piattaforma dell'Europa orientale con un mantello di spessore variabile da frazioni di metro a diverse centinaia di metri. È composto da depositi morenici, sabbie a grana grossa incrociate e depositi glaciali, anche il loess è comune.

Scudo baltico, scudo ucraino, monoclino del Baltico meridionale, monoclino del Mar Nero, zona di sollevamento Timan-Pechora, anteclise bielorussa, anteclise Volga-Ural, anteclise di Voronezh, avancorpo Cis-Ural, avvallamento dei Carpazi, avvallamento Ryazan-Saratov, sineclise Pechora, sineclise baltico, Sineclisi ucraina, sineclisi del Caspio, sineclisi di Mosca.

Piattaforma siberiana

La piattaforma siberiana si trova nella Siberia centrale e orientale. La superficie della piattaforma siberiana, in contrasto con la piattaforma dell'Europa orientale, è quasi interamente un altopiano di denudazione con altezze comprese tra 0,5 e 2,5 km. La superficie della piattaforma è erosa dai fiumi appartenenti ai bacini del Mare di Kara e del Mare di Laptev. Il confine moderno orientale della piattaforma è tracciato dalla foce del Lena al Mare di Okhotsk, prima lungo la depressione marginale Pre-Verkhoyansk e poi lungo la sutura marginale di Nelkan. Queste strutture separano la piattaforma dalle Cimmeridi della regione di Verkhoyansk-Chukotka. I confini settentrionale e occidentale sono coperti dalla copertura sedimentaria della placca siberiana occidentale, quindi sono convenzionalmente tracciati lungo la sporgenza di rilievo nella riva destra dello Yenisei e del Khatanga. Il confine meridionale della piattaforma è il più complesso, in quanto complicato dalla tettonica mesozoica e dalle intrusioni granitiche di età diverse. Il confine va dalla baia di Uda lungo il versante meridionale della catena di Stanovoy fino alle sorgenti dell'Olekma lungo la faglia di Tukuringra settentrionale, che separa le piattaforme dalle Ercinidi della cintura mongola-Okhotsk. Quindi, da Vitim, il confine gira bruscamente a nord, raggiungendo quasi il Lena, e di nuovo a sud fino al confine sud-occidentale del Baikal, costeggiando così i Baikalides degli altopiani del Baikal-Patom. Quindi il confine prosegue in direzione nord-ovest fino alla foce del Podkamennaya Tunguska, lasciando i Baikalides del Sayan orientale e la cresta Yenisei a ovest.

fondazione della piattaforma. Il basamento della piattaforma siberiana è composto da rocce archeane e proterozoiche inferiori profondamente metamorfizzate. La fondazione è interrotta da numerose intrusioni paleozoiche e mesozoiche. Rappresentato da quarziti, gneiss e anfiboliti, su cui si trovano con disaccordo marmi e grafite. Sono presenti anche formazioni vulcanogeno-sedimentarie con uno spessore di 2-5 km, formazioni ferruginose-silicee, formazioni terrigene con uno spessore fino a 10 km, contenenti un orizzonte di arenarie rameose.

La struttura della copertura della piattaforma. Una tipica copertura iniziò a formarsi sulla piattaforma siberiana prima che sulla piattaforma dell'Europa orientale, già all'inizio del Tardo Proterozoico. Nella sezione della copertura si distinguono anche più stadi, separati da ampie rotture stratigrafiche.

Il primo piano inferiore della copertura della piattaforma siberiana è composto da depositi rifei. Sovrastano il Proterozoico Inferiore con rottura regionale e disconformità angolare, sono confinati agli aulacogeni e sono rappresentati da depositi terrigeni di sabbia e ghiaia. Più in alto nella sezione le rocce clastiche sono sostituite da quelle carbonatiche. Il secondo piano della copertura è composto da un tratto continuo dai depositi vendiani a siluriani. La base della sezione è composta da rocce terrigene, che sono sostituite da dolomiti e calcari. Il terzo piano della copertura si è accumulato dalla fine del Devoniano medio al Triassico. La parte devoniana della sezione è rappresentata da depositi marini carbonatici terrigeni e continentali di colore rosso, oltre a rocce vulcaniche mafiche e alcaline. Sono presenti anche strati salini. I sistemi Carbonifero e Permiano sono rappresentati da depositi marini carbonatici terrigeno. Sono ricoperti da depositi del Carbonifero medio e del Permiano. La parte superiore del sistema Permiano è costituita da formazioni terrigeno-tufacee.

Il sistema Triassico è rappresentato dalle formazioni vulcanogeniche della formazione della trappola e dalle numerose intrusioni mafiche ad esse associate. Si tratta di coperture di basalti con uno spessore da alcuni a cento metri con intercalari di tufi, tufiti e rocce sedimentarie. Il quarto piano della copertura è rappresentato dai depositi giurassico-cretacei. I depositi giurassici giacciono trasgressivamente su rocce di età diverse. Si tratta per la maggior parte di depositi marini terrigeni di colore grigio, che cambiano in direzione sud del continente

montacarichi. Questi ultimi sono carboniferi. I depositi del Cretaceo si trovano secondo il Giurassico e sono rappresentati principalmente da strati carboniferi continentali. Il magmatismo intrusivo mesozoico è diffuso a sud della piattaforma.La sezione della copertura della piattaforma siberiana è completata da depositi cenozoici del quinto piano. Il Paleogene e il Neogene sugli strati sottostanti si verificano con erosione e sono rappresentati da sottili sedimenti continentali limitati nell'area. Sono rappresentati da sabbie quarzifere e arkose, arenarie e argille a strati incrociati. Lo spessore dei depositi raggiunge diverse centinaia di metri.

I depositi quaternari sono onnipresenti e sono rappresentati da un'ampia varietà di tipi genetici di rocce continentali.

Elementi strutturali di base. Zone di sollevamento di Turukhansk e Ust-Maya, scudo di Aldan, Anabar, Nepa-Botuobinsk, anteclisi di Baikit, Tunguska, Vilyui, sineclisi di Khatanga, Baikal-Patom, depressioni Cis-Verkhoyansk, Yenisei, Baikal, zone piegate di Sayan orientale.

31. Fase tardo paleozoica (ercinica) della storia geologica della Terra.

Il Paleozoico tardo comprende i periodi D-esimo, C-esimo e R-esimo, con una durata complessiva di ca. 170 milioni di anni

Mondo organico e stratigrafia. Tra gli invertebrati marini, il ruolo di primo piano spettava a brachiopodi, cefalopodi (goniatiti), coralli e protozoi. Ci sono gigli di mare e ricci di mare. Verso la fine compaiono le ceratiti. Tra i coralli, i più diffusi sono le forme a quattro raggi, sia coloniali che solitarie, dei più semplici - i foraminiferi. Gli invertebrati terrestri del Paleozoico superiore sono rappresentati da numerosi insetti. Nel Devoniano sono ancora privi di ali: scorpioni, ragni, scarafaggi. Nel periodo del Carbonifero compaiono libellule giganti. L'aspetto e lo sviluppo degli insetti è strettamente correlato allo sviluppo della vegetazione terrestre. L'attivissimo accumulo di biomassa vegetale ha contribuito, da un lato, alla formazione di potenti giacimenti di torba, poi trasformata in carbone, e, dall'altro, ad un aumento del contenuto di ossigeno nell'atmosfera. Quest'ultimo, a sua volta, ha portato all'intensificazione dei processi di ossidazione, in Di conseguenza, molti depositi del Permiano sono di colore marrone. C - la conquista della terra da parte delle piante e la comparsa dei primi anfibi. Nel mezzo del Devoniano, i pesci ossei sostituirono i pesci corazzati. I primi rettili apparvero in R.

Composizione e struttura dei depositi. Strutture di base. I depositi del Paleozoico superiore sono diffusi sia all'interno di piattaforme e strutture montuose caledoniane, sia all'interno delle cinture geosinclinali. La sedimentazione del tardo Paleozoico è caratterizzata da un'ampia percentuale di depositi continentali. Lo spessore dei depositi del Paleozoico superiore su piattaforme antiche è in media di 2-4 km. Le epoche di massima trasgressione sono caratterizzate da sedimenti carbonatici (dolomiti, calcari, strutture di spaccatura); durante le regressioni i carbonati sono stati sostituiti da sedimenti terrigeni ed evaporiti. Una caratteristica comune dei depositi carboniferi è la presenza di una grande quantità di carbone in essi e la loro ampia distribuzione. Pertanto, il periodo carbonifero può essere definito "la prima era di accumulo di carbone" nella storia della Terra. In contrasto con il Paleozoico inferiore, nel Paleozoico tardo, i movimenti tettonici si manifestavano più attivamente sulle piattaforme antiche, il che portava alla formazione di nuove strutture. Una di queste strutture sono gli aulacogeni. Sulla piattaforma siberiana, l'aumento dell'attività tettonica si è manifestata sotto forma di vulcanismo a trappola, che è iniziato alla fine del periodo carbonifero e ha raggiunto il suo massimo alla fine del Permiano, l'inizio del Triassico. La costruzione di montagne è stata accompagnata da un gran numero di intrusioni granitoidi. Al posto degli abbeveratoi e degli ascensori che li separano, sorgono complesse strutture ripiegate sulle montagne, le Ercinidi.

Storia dello sviluppo geologico. A seguito della fase tettonica ercinica a cavallo del Paleozoico e del Mesozoico, si verificò una significativa ristrutturazione nella distribuzione dei continenti e degli oceani. L'ampia distribuzione di Hercynidae all'interno delle regioni Ural-Mongolica e Mediterranea indica la chiusura dell'Oceano Paleoasiatico e della parte occidentale dell'Oceano Tetide. A questo proposito, i continenti epicaledoni si sono rivelati nuovamente scaricati in un unico blocco continentale - Pangea II, composto da due parti. A sud si trova il Gondwana, che è rimasto praticamente invariato. A nord - il nuovo continente Laurasia, che unisce il continente nord-atlantico, le piattaforme siberiane e cinesi.

Paleogeografia e clima. Minerali. In connessione con le epoche delle trasgressioni e delle regressioni, il clima del tardo Paleozoico cambiò piuttosto bruscamente. La presenza di evaporiti e fiori rossi nei depositi del Devoniano Inferiore e del Permiano indica l'esistenza di un clima caldo e secco in questi periodi. Nel Tardo Devoniano e nel Carbonifero, invece, il clima era umido e mite, come testimonia il rapido sviluppo della vegetazione. Nel periodo del Carbonifero fu particolarmente pronunciata la zonazione climatica del Paleozoico superiore, che è chiaramente fissata da rocce e resti fossili di animali e, soprattutto, piante. Tra i minerali sedimentari, il ruolo principale è svolto dai combustibili: petrolio, gas e carbone. I giacimenti di petrolio e gas sono confinati negli strati marini del Devoniano, del Carbonifero e del Permiano. Circa la metà di tutte le riserve di carbone sulla Terra sono del tardo Paleozoico. Gli strati sedimentari del Paleozoico superiore contengono ferro (minerali di siderite), fosforiti, arenarie rameose, bauxiti, sali rocciosi e di potassio, gesso, ecc. I depositi di titanomagnetite, cromite, nichel, cobalto e amianto sono associati a intrusioni nella composizione di base. I depositi di pirite-polimetallici sono associati all'attività vulcanica. Depositi di metalli rari e non ferrosi sono associati ad intrusioni acide: piombo, zinco, stagno, mercurio, ecc.

45. Condizioni per l'accumulo di materia organica e la sua trasformazione in diagenesi.

La materia organica nella crosta terrestre è costituita dai resti sepolti di organismi viventi nel processo di sedimentazione.

La principale fonte di idrocarburi petroliferi sono i composti organici presenti allo stato disperso nelle rocce sedimentarie di origine subacquea, principalmente marina. Ma prima che questi composti formino accumuli di petrolio e gas, devono attraversare un complesso percorso di cambiamenti geochimici, insieme ai sedimenti che li contengono, che si trasformano da limo altamente irrigui depositati sul fondo del mare in rocce sedimentarie litificate.

Nella storia geochimica della trasformazione 0B delle rocce sedimentarie si possono distinguere due fasi principali: la trasformazione biochimica di OM, che inizia durante la sedimentogenesi e termina allo stadio diagenesi, e la trasformazione catalitica termica di 0B (la fase di catagenesi), che si verifica quando le rocce sedimentarie affondano in profondità. Ciascuna di queste fasi ha i propri fattori operativi e le proprie fonti di energia.

(area di piegatura Precambriana)

Nel 1894, A.P. Karpinsky individuò per la prima volta la placca russa, comprendendola come parte del territorio dell'Europa, caratterizzato dalla stabilità del regime tettonico durante il Paleozoico, il Mesozoico e il Cenozoico. Qualche tempo prima, Eduard Suess, nel suo famoso libro The Face of the Earth, aveva individuato anche la placca russa e lo scudo scandinavo. Nella letteratura geologica sovietica, piastre e scudi iniziarono a essere considerati unità costitutive di elementi strutturali più grandi della crosta terrestre - piattaforme. A. D. Arkhangelsky ha introdotto in letteratura il concetto di Piattaforma dell'Europa orientale (EEP), indicando che gli scudi e una targa (russa) possono essere distinti nella sua composizione. Questo nome è entrato rapidamente nell'uso geologico e si riflette nella Carta tettonica internazionale dell'Europa (1982).

Il confine della piattaforma russa è molto chiaro in alcuni punti, ma in altri è disegnato approssimativamente.

Il confine orientale della piattaforma si estende lungo il bordo occidentale delle strutture piegate erciniche che formano gli Urali e il Paikhoi. Le strutture piegate del versante occidentale degli Urali sono spinte verso il bordo orientale della piattaforma (Fig. 1.1). Tra il sistema di piega Ural e la piattaforma si sviluppa l'avancorpo Cis-Ural. Il confine corre lungo la sua linea assiale fino a Mugodzhary A sud-est, tra gli Urali meridionali e il Mar Caspio, il confine della piattaforma russa forma un arco piuttosto ripido, sporgente a sud-est. Si svolge lungo il confine del Paleogene medio-basso fino alla foce del Volga (Astrakhan). Dal delta del Volga, corre a nord della città di Elista fino alla faglia Volgograd-Pyatigorsk, lungo di essa gira a sud ea sud del lago. Manych-Gudilo - di nuovo a ovest; attraversando il Mar d'Azov, passa lungo l'istmo di Perekop; poi, a sud di Odessa fino alla foce del Danubio; inoltre, passando approssimativamente lungo l'asse della depressione dei Carpazi, va in Polonia.

La placca Epilate Proterozoic Timan-Pechora è considerata parte della piattaforma russa. Il confine settentrionale della piattaforma russa corre lungo il Mare di Barents (a nord dell'isola di Kolguev e della penisola di Kanin), a nord della penisola di Rybachy, quindi va in Norvegia.

Il confine nord-occidentale della piattaforma, a partire dal fiordo di Varanger, è nascosto sotto i Caledonidi della Scandinavia settentrionale spinti oltre lo Scudo Baltico. Nella zona di Bergen, il confine della piattaforma va nel Mare del Nord. All'inizio del XX secolo, A. Tornkvist delineò il confine occidentale della piattaforma lungo la linea di Bergen - circa. Rigonfiamento Bonholm - Pomorie - Kuyavsky in Polonia (aulacogene danese-polacco), lungo questa linea ci sono una serie di rotture a forma di scaglione con un fianco sudoccidentale fortemente abbassato. Da allora, questo confine è stato chiamato "Linea Tornquist". Il confine della Piattaforma dell'Europa Orientale (linea Tornquist) nell'area di circa. Rügen gira a ovest, lasciando la penisola dello Jutland all'interno della piattaforma, e si incontra da qualche parte nel Mare del Nord con una continuazione del confine settentrionale della piattaforma, seguendo il fronte del Caledonide sovrastante ed uscendo nel Mare del Nord in Scandinavia.

Figura 1.1. Schema tettonico della piattaforma dell'Europa orientale (secondo A. A. Bogdanov): 1 - sporgenze sulla superficie del basamento pre-rifeo (I - scudi baltici e II - ucraini); 2 - isoipsi della superficie del basamento (km), che delineano i principali elementi strutturali della placca russa (III - Voronezh e IV - anteclisi bielorusse; V - tartaro e VI - archi Tokmovsky dell'anteclise Volga-Urali; VII - Baltico, VIII - Mosca e IX - Sineclisi del Caspio; X - Depressione del Dnepr-Donets; XI - Depressione del Mar Nero; XII - Depressione del Dnestr); 3 - aree di sviluppo della tettonica salina; 4 - placca epibaikalia Timan-Pechora, zone esterne (a) e interne (b); 5 - Caledonidi; 6 - ercinidi; 7 - Abbeveratoi marginali ercinici; 8 - alpi; 9 - depressioni marginali alpine; 10 - aulacogeni; II - spinte, coperture e direzione di spinta degli ammassi rocciosi; 12 - Confini della piattaforma moderna

Dal margine settentrionale dei monti Świętokrzyszskie, il confine della piattaforma può essere tracciato sotto l'avanfossa marginale dei Carpazi, fino alla Dobrugia, alla foce del Danubio, dove svolta bruscamente a est e passa a sud di Odessa.

Non esiste ancora un unico punto di vista sulla struttura alla base della Piattaforma dell'Europa orientale.

Ad esempio, secondo una delle teorie, la crosta terrestre all'interno della piattaforma russa all'inizio dell'Archeano era nella fase di sviluppo pregeosinclinale (nucleare). Nell'Archeano apparvero le prime "protogeosincline", sul cui sito, a seguito delle epoche di piegatura Sami e Mar Bianco, si formarono i Saamidi e i Belomoridi e, alla fine dell'Archeano, sezioni separate di antichi piegati strutture, separate da zone di cedimento, esistevano già sul sito della piattaforma. Queste aree si distinguono all'interno degli scudi baltici e ucraini, nonché nella regione dell'anteclise di Voronezh. La copertura della piattaforma non consente di tracciare queste strutture in altre parti della piattaforma.

Nel primo Proterozoico, le regioni geosinclinali della piattaforma russa si erano già formate a causa della frammentazione dei Saamidi e dei Belomoridi. Gli strati accumulati in essi, che successivamente hanno subito un profondo metamorfismo, sono stati accartocciati in pieghe a causa della piegatura careliana.

Attualmente, lo schema più popolare della struttura di fondazione della Piattaforma dell'Europa orientale (EEP) è lo schema di S.V. Bogdanova (1993), che ha identificato tre grandi segmenti: Fennoscandinavian, Sarmatian e Volga-Ural, separati da zone di sutura (Fig. 1.2). I segmenti Volga-Urali e Sarmati sono composti principalmente dalla crosta dell'Archea, mentre il segmento Fennoscandinavo è composto principalmente dal Proterozoico inferiore. Come hanno mostrato i dati paleomagnetici, Fennoscandia e Sarmatia avevano posizioni geografiche diverse fino a 2,1...2,0 miliardi di anni fa ed erano separate da un bacino con crosta oceanica. La crosta terrestre di Sarmatia, come un unico blocco continentale, fu finalmente formata all'epoca di 2,3 ... 2,8 miliardi di anni fa dalla fusione (3,65 ... 2,8 miliardi di anni fa) di tre domini più antichi e di quelli più giovani sorti allo stesso tempo. All'incrocio tra Fennoscandia e Sarmatia, la subduzione avvenne sotto il continente sarmato. Al tempo di 1,85 miliardi di anni fa, si formò la crosta continentale di Fennoscandia e la subduzione fu sostituita da una collisione di segmenti continentali, il cui collegamento finale in un blocco comune avvenne circa 1,70 miliardi di anni fa.

Le zone di sutura furono successivamente ereditate dai principali aulacogeni Riphean-Early Vendian dei Volyn-Orsha-Krestovets, Central Russian e Pachelma aulacogenes.

La fondazione della piattaforma è composta da formazioni metamorfiche dell'Archeano inferiore e superiore e del Proterozoico inferiore intruse da intrusioni granitoidi. Alla copertura della piattaforma appartengono già i depositi del Proterozoico superiore, in cui si distinguono il Riphean e il Vendian. Pertanto, l'età della piattaforma, determinata dalla posizione stratigrafica della copertura più antica, può essere determinata come Proterozoico Epi-Antico.

Fondazione Piatto Timan-Pechora Baikal. I depositi di Riphean qui fanno parte del seminterrato e non la copertura (come nell'EEP). Strati piegati geosinclinali di questa età sono esposti a Timan e nella penisola di Kanin, dove sono rappresentati da rocce metamorfosate (quarz-sericite e scisti argillosi), siltiti e arenarie varie, dolomiti e calcari marmorizzati. Gli strati piegati sono intrusi da piccole intrusioni di gabbro, granito, sienite, inclusa la nefelina, con un'età di 700-500 milioni di anni. Alla fine del Tardo Proterozoico, quest'area è entrata a far parte della Piattaforma dell'Europa orientale Epi-Early Proterozoic.

Figura 1.2 Schema che mostra alcune caratteristiche della tettonica e della geodinamica della Piattaforma dell'Europa dell'Est (secondo R.G. Garetsky): 1 - affioramenti di fondazione sulla superficie terrestre (scudi baltici e ucraini); 2 - le depressioni più profonde (Caspio) e le sineclisi (Mezen); 3-6 - strutture alloctone marginali: 3 - Baikalid (Timan), 4 - Caledonides, 5 - Hercynides (Urali, basamento della placca scitica), 6 - Alpides (Carpazi); 7 - principali assi tettonici della piattaforma: a - submeridionale, b - sublatitudinale; 8 - confini dei segmenti di fondazione della piattaforma (Fennoscandia, Volga-Uralia, Sarmatia); 9 - Sloboda nodo tettonico-geodinamico; 10 - spinte di strutture alloctone marginali - confine di piattaforma; 11 - Linea Teisseira-Tornquist della zona di sutura transeuropea; 12 - difetti.

La più antica copertura EEP ha alcune caratteristiche che la distinguono da una tipica copertura a piattaforma paleozoica. In diversi punti della piattaforma, l'età della copertina più vecchia può essere diversa. Ci sono due fasi sostanzialmente diverse nella storia della formazione della copertura della piattaforma. Il primo di essi corrisponde all'intero periodo rifeo e all'inizio del primo vendiano ed è caratterizzato dalla formazione di depressioni profonde e strette simili a graben - aulacogeni, piene di depositi rifei e vendiani inferiori debolmente metamorfosati e talvolta dislocati. L'emergere di depressioni strette era predeterminata da faglie e dal modello strutturale delle zone seminterrate piegate più giovani. Questo processo è stato accompagnato da un vulcanismo piuttosto energico. Questa fase di sviluppo della piattaforma è chiamata aulacogena e i depositi formati in questo momento possono essere identificati come il livello inferiore della copertura della piattaforma. La maggior parte degli aulacogeni rifei continuarono a "vivere" nel Fanerozoico, essendo soggetti a spinte piegate e deformazioni a blocchi, e in alcuni punti si manifestò anche il vulcanismo.

La seconda fase iniziò nella seconda metà del Vendiano e fu accompagnata da una significativa ristrutturazione tettonica, espressa nella morte degli aulacogeni e nella formazione di vaste dolci depressioni - sineclisi, che si sviluppò in tutto il Fanerozoico. I depositi del secondo stadio (lastra) costituiscono lo stadio superiore della copertura della piattaforma.

All'interno della piattaforma dell'Europa orientale, gli scudi baltici e ucraini e la placca russa si distinguono come strutture del primo ordine (Fig. 1.3, 1.4). Dalla fine del Proterozoico medio, lo Scudo baltico ha avuto la tendenza a salire. Lo scudo ucraino nel Paleogene e nel Neogene era coperto da una sottile copertura della piattaforma. Il rilievo del basamento della placca russa è estremamente fortemente sezionato, con una campata fino a 10 km, e in alcuni punti anche di più (Fig. 1.3). Nella depressione del Caspio, la profondità del basamento è stimata in 20 o addirittura 25 km. Il carattere sezionato del rilievo del seminterrato è dato da numerosi graben - aulacogenes. Tali aulacogeni includono, ad esempio, Volyn-Orshansky, Pachelmsky, Dnieper-Donetsky e altri. Quasi tutti gli aulacogeni sono espressi nella struttura dei depositi del livello inferiore della copertura della piattaforma.

Nella moderna struttura della placca russa si distinguono tre grandi e complesse anteclisi che si estendono in direzione latitudinale: il Volga-Ural, Voronezh e il bielorusso (Fig. 1.3, 1.4).

La struttura più complessa è caratterizzata dall'anticlisi Volga-Urali, che consiste in diverse sporgenze seminterrate (archi Tokmovsky, Tatarsky e Bashkirsky; Tokmovsky è separato dall'arco Tatarsky dal trogolo di Kazan, e il Tatarsky dal Bashkirsky dal Birsky). Tra le anteclisi Volga-Ural e Voronezh, si può rintracciare la depressione di Ulyanovsk. L'anteclise di Voronezh ha un profilo asimmetrico con un ramo sud-occidentale ripido e un ramo nord-orientale molto dolce. È separato dall'anteclise Volga-Ural dal Pachelma aulacogen,

Figura 1.3. Schema del rilievo del basamento della placca russa (secondo A.A. Bogdanov e V.E. Khain): 1 - sporgenze del basamento pre-rifeo in superficie. Targa russa: 2 - profondità della fondazione 0-2 km; 3 - la profondità della fondazione è superiore a 2 km; 4 - principali violazioni discontinue; 5 - placche epibaiche; 6 - Caledonidi; 7 - ercinidi; 8 - placche epipaleozoiche; 9 - Abbeveratoio marginale ercinico; 10 - Alpidi; 11 - Abbeveratoi marginali alpini; 12 - spinte e coperture. I numeri nei cerchi sono i principali elementi strutturali. Scudi: 1 - Baltico, 2 - Ucraino. Anteclisi: 3 - Bielorusso, 4 - Voronezh. Archi dell'anteclise Volga-Urali: 5 - Tataro, 6 - Tokmovsky. Sineclisi: 7 - Mosca, 8 - Polacco-Lituana, 9 - Caspio. Piatti epibaikal: 10 - Timan-Pechora, 11 - Mysian. 12 - Struttura ripiegata degli Urali, 13 - Abbeveratoio Cis-Urale. Placche epipaleozoiche: 14 - Siberia occidentale, 15 - Scita. Alpi: 16 - Carpazi orientali, 17 - Crimea montuosa, 18 - Grande Caucaso. Trough marginali: 19 - Carpazi, 20 - Kuban occidentale, 21 - Terek-Caspian

Figura 1.4 Schema di zonazione tettonica della piattaforma russa: 1 bordo della piattaforma russa, 2 - bordo delle strutture principali, 3 - bordo meridionale della placca scita, 4 - aulacogeni precambriani, 5 - aulacogeni paleozoici. Numeri nei cerchi: 1 - 9Aulacogeni (1 - Belomorsky, 2 - Leshukonsky, 3 - Vozhe-Lachsky, 4 - Russia centrale, 5 - Kazhimsky, 6 - Koltasinsky, 7 - Sernovodsko-Abdulinsky, 8 - Pachelmsky, 9 - Pechoro-Kolvinsky ) ; 10 – Graben di Mosca; 11, 12 - depressioni (11 - Izhma-Pechora, 12 - Khoreyverskaya); 13 avancorpo ciscaucasico; 14 - 16 selle (14 - Lettone, 15 - Zhlobin, 16 - Polissya)

apertura alla depressione del Caspio e alla sinclissi di Mosca. L'anteclise bielorussa, che ha le dimensioni più piccole, è collegata allo Scudo baltico dal lettone e all'anteclise di Voronezh dalle selle Zhlobin.

A sud della fascia anteclise c'è una sineclise caspica molto profonda (fino a 20-25 km). La sinclise di Mosca è una vasta depressione a forma di disco, con pendenze sulle ali di circa 2-3 m per 1 km. Il sollevamento di Timan separa la sinclisi di Mosca da quella di Pechora. La sinclisi baltica è incorniciata da est dalla sella lettone e da sud dall'anteclise bielorussa e può essere rintracciata all'interno dell'area acquatica del Mar Baltico.

Il complesso abbeveratoio Dnepr-Donetsk simile a un graben è diviso dalla sella Bragin-Loevsky negli abbeveratoi Pripyat e Dnepr. La depressione Dnepr-Donetsk è delimitata dallo scudo ucraino da ovest. Il versante occidentale dello scudo ucraino, caratterizzato da un costante abbassamento nel Paleozoico, è talvolta distinto come la depressione della Transnistria, che passa nella depressione di Lvov a nord. Quest'ultimo è separato dalla sporgenza Ratnovsky del seminterrato dalla depressione di Brest, delimitata a nord dall'anteclise bielorussa.

L'antica piattaforma dell'Europa orientale è un blocco tettonicamente stabile, quasi isometrico, di forma ruvida pentagonale, che a nord-ovest, est, sud e sud-ovest confina con cinture piegate e a ovest, sud-est e nord-est - su aree di piattaforma. Ad est, la piattaforma è incorniciata da una struttura ripiegata degli Urali (ercinico), allungata in direzione longitudinale. A sud, la piattaforma dell'Europa orientale confina con la giovane placca scita situata nella parte settentrionale della cintura piegata del Mediterraneo, che occupa le parti piatte della Crimea e della Ciscaucasia. Il confine dalla foce del Danubio segue ad est, attraversando la parte nord-occidentale del Mar Nero, l'istmo di Perekop e la parte settentrionale del Mar d'Azov. Il confine meridionale della piattaforma segue il bordo settentrionale della continuazione sepolta della struttura del Donbass attraverso il delta del Volga fino alla foce dell'Elba.

La piattaforma dell'Europa orientale (la placca russa secondo E. Suess, la piattaforma dell'Europa orientale secondo A. D. Arkhangelsky, Fenno-Sarmatia secondo G. Stille) occupa vaste distese del continente europeo dalla baia di Bristol (Inghilterra) a ovest fino ai piedi degli Urali a est, dal Mar Nero a sud e al Mar Bianco a nord. Comprende scudi (baltico e ucraino) e la placca russa - enormi sezioni ribassate della piattaforma, coperte da una copertura sedimentaria.

Il confine orientale della piattaforma tra Polyudov Kamen e Aktobe Cis-Urals si estende sotto l'avancorpo ercinico Cis-Ural. A sud-est, il confine della piattaforma non è chiaro; in molte mappe tettoniche è tracciato lungo l'aulacogeno dell'Emba meridionale, ma negli ultimi anni la depressione di Ustyurt settentrionale è stata attribuita alla piattaforma dell'Europa orientale (A. A. Bogdanov, E. E. Fotiadi, V. S. Zhuravlev). In questo caso, il confine sud-orientale della piattaforma corre tra Mangyshlak e la costa occidentale del Lago d'Aral. A sud, la piattaforma confina con le placche epierciniche: Scita e Turan.

Sul meridiano del bacino di Tsimlyansk, il confine meridionale della piattaforma è spostato lungo la più grande faglia meridionale (principale dell'Europa orientale) e il suo segmento occidentale è spostato a sud di almeno 100 km. Quest'area ha una struttura molto complessa della piattaforma dell'Europa orientale, contiene il tardo aulacogeno del Donbass e il cuneo di Sal precambriano della piattaforma dell'Europa orientale sporge profondamente nell'adiacente placca scita. Di conseguenza, il confine meridionale passa attraverso il delta del Volga fino al corso superiore del fiume. Sal, attraverso il Mar d'Azov e l'istmo di Perekop fino alla regione dell'avancorpo ercinico di Predobrudzha.

A sud-ovest, la piattaforma dell'Europa orientale confina con l'avanfossa marginale precarpatica alpina e la placca epiercinica a nord delle Ardenne - Sudeti - Slesia, a nord di Wroclaw e Berlino ea sud di Amburgo. Questa parte della piattaforma precambriana (compresa l'Inghilterra sud-orientale e in parte il fondo del Mare del Nord) è stata identificata da M. V. Muratov come una placca dell'Europa centrale indipendente

A nord-ovest, il confine della piattaforma corre lungo le pendici delle catene di pieghe caledoniane della Scandinavia. Il confine settentrionale della piattaforma è in contatto con il sistema di pieghe del Baikal, che comprende le penisole di Timan, Kanin, Rybachy e Varanger.

I contorni della piattaforma sono netti, spigolosi e sono costituiti da segmenti rettilinei che si estendono per centinaia e migliaia di chilometri e mostrano zone di cucitura complesse.

La piattaforma presenta i seguenti elementi strutturali principali:

I. Scudi - sporgenze della fondazione: baltico, ucraino.

II. Aulacogeni: Pachelma, Orshansky, Kresttsovsky, Mosca, Kazhimsky, Soligalichsky, Abdullinsky, Greater Donbass.

III. Aree di seminterrato relativamente poco profondo - pendii di scudi, anteclisi: bielorusso, Voronezh, Volga-Ural.

IV. Aree di fondazione profonda - sineclisi: Mosca, Glazov, Mar Nero, Caspio, polacco-lituano, Baltico.

V. Principali faglie profonde: La principale faglia dell'Europa orientale.

Piattaforma Crystal Foundation

Il seminterrato della piattaforma dell'Europa orientale è composto da formazioni Archean e Lower Proterozoic profondamente metamorfosate. È esposto nello Scudo baltico, che copre la Carelia e la penisola di Kola sul territorio dell'URSS, nello Scudo ucraino dalla città di Korosten alla città di Zhdanov e sull'anteclise di Voronezh tra le città di Pavlovsk e Boguchary. Sulla placca russa, il seminterrato precambriano è stato scoperto da migliaia di pozzi.

A. A. Polkanov, K. O. Kratz, N. G. Sudovikov, M. A. Semikhatov, L. I. Salop, N. P. Semenenko, M. A. Gilyarova, di geologi stranieri - N. X. Magnusson (Svezia), A. Simonen (Finlandia), X. Skolvol (Norvegia).

Secondo la nuova scala stratigrafica del Precambriano dell'URSS (1977), in essa si distinguono due grandi divisioni: l'Archeano (antico 2600 + 100 milioni di anni) e il Proterozoico (2600 ± 100 milioni di anni - 570 + 20 milioni di anni) . Contrariamente alla scala precedente, la nuova scala divide il Proterozoico in Proterozoico inferiore (2600 ± 100 milioni di anni - 1650 ± 50 milioni di anni) e superiore (1650 + 50 milioni di anni - 570 ± 20 milioni di anni). Grandi divisioni stratigrafiche del Precambriano sono stabilite sulla base dell'identificazione di cicli tettonico-magmatici planetari corrispondenti a stadi importanti nella formazione della crosta continentale. La determinazione dell'età dei cicli e della loro correlazione viene effettuata con il metodo radiogeocronologico. L'area stratotipica per l'Archeano e il Proterozoico inferiore è la parte orientale dello Scudo Baltico - Carelia.

archeo. Le formazioni archeane in Carelia compongono il massiccio di Belomorian e sono esposte nella parte settentrionale della penisola di Kola. Sono rappresentati dai complessi Belomorsky e Lopsky di rocce supercristalline e plutoniche.Rocce supercristalline - gneiss di biotite e gneiss di granito, anfiboliti, gneiss di anfibolite, gneiss di biotite-granato, gneiss di cianite. Le rocce archeane sono intruse da intrusioni basiche, ultrabasiche e felsiche. Le prime intrusioni sono rappresentate da peridotiti e gabbronoriti, collettivamente dette "drusite", che costituiscono evidentemente le antiche cinture ofiolitiche. Successivamente furono intrusi plagioclasi e graniti microclinali, e alla fine dell'Archeano, a seguito del ripiegamento del Dnepr - biotite e graniti a due miche.L'età assoluta delle rocce del Mar Bianco e di Lop è più antica di 2700 milioni di anni.Alcune date si avvicinano a 3000 milioni di anni.L'Archeano della parte settentrionale della penisola di Kola - il complesso di Kola (come il Sea complex) è composto da rocce profondamente metamorfosate: gneiss e am fiboliti. Tra questi ci sono charnockite, scisti di magnetite e quarziti. Le rocce archeane sono soggette a un'intensa migrazione e granitizzazione. L'età assoluta è 2700-3300 milioni di anni. Il pozzo superprofondo di Kola ha portato alla luce l'Archeano ad una profondità (7 km) della presunta transizione dello strato granitico in quello basaltico. È rappresentato da gneiss, gneiss granitici e anfiboliti, il cui numero aumenta dal 10% a una profondità di 7 km al 30% a una profondità di 10 km.

Sullo scudo ucraino, l'Archeano è esposto nei massicci di Dnepr, Podolsk e Konotop, dove è rappresentato da gneiss, migmatiti e anfiboliti dei complessi Dnepr e Belozersky. Le rocce sono granitizzate e migmatizzate, contengono accumuli di grafite e quarziti ferruginose. L'età assoluta è di 2700-3600 milioni di anni.

Sull'anticlisi di Voronezh, il basamento si trova a una profondità ridotta.L'Archeano è composto da formazioni vulcaniche femiche intensamente metamorfizzate, in varia misura granitizzate: gneiss di granato-biotite-plagioclasio, gneiss di anfibolo-biotite-plagioclasio, coperture di metabasite (complessi di Oboyansky e Mikhailovsky ).composizione felsica con un'età assoluta di 2900-2600 milioni di anni.

Le rocce del basamento precambriano sono state esposte da pozzi in molte sineclisi della placca russa, dove la loro composizione è simile a quella delle formazioni a scudo precambriano. Nella parte orientale della placca russa, l'Archeano è stato esposto dal pozzo più profondamente intruso nel pozzo di riferimento Tuimazinskaya del Precambriano, che è passato attraverso le rocce del basamento per oltre 2000 m diabasi. Le rocce ignee, soprattutto nelle zone di maggiore fratturazione, contengono bitume epigenetico e idrocarburi gassosi. A giudicare dalle caratteristiche deformazioni (cataclasi, fratturazione), il pozzo si trova in prossimità di una grande faglia.

Nei depositi precambriani della parte centrale della placca russa (secondo i dati di perforazione) sono state trovate formazioni di un'antica crosta di caolino, il cui spessore nelle sezioni studiate varia da 7 a 7,5 m, e nella regione di Grodno - anche 30,8 m Le rocce della crosta di alterazione sono rappresentate da plagiograniti alterati caolinizzati. Sui blocchi Archean sollevati dell'anomalia magnetica di Kursk è stata stabilita una crosta di agenti atmosferici contenente bauxite. Il grande spessore della crosta atmosferica indica una lunga iato continentale sulla piattaforma dopo la formazione del basamento.

Il rilievo superficiale del basamento cristallino è nettamente sezionato. Nella parte occidentale della piattaforma dell'Europa orientale, il basamento cristallino viene in superficie, come, ad esempio, negli scudi baltici e ucraini e in diversi punti dell'anteclise di Voronezh, oppure giace relativamente poco profondo (0,5-1,0 km). Nella parte meridionale dell'anteclise bielorussa vicino alla città di Slutsk, la fondazione è stata perforata da pozzi a una profondità di soli 18-68 m. Tra lo scudo baltico e l'anteclise bielorussa - nella sinclise baltica, la profondità del seminterrato è di 2,1 km e aumenta significativamente nella direzione sud-ovest. Tra l'anteclise di Voronezh e lo scudo ucraino c'è l'aulacogene del Grande Donbass. La profondità della fondazione sulle ali varia da 1,5 a 3,4 km (regione di Kharkov), e nelle parti centrali supera probabilmente gli 8,0 km. Nella direzione occidentale nella depressione di Pripyat, la fondazione sale bruscamente fino a 0,4 km (Pinsk). A sud dello scudo ucraino si trova la depressione del Mar Nero, che scende dolcemente verso la Crimea e la Dobrugia con una profondità del seminterrato di 1,6 km (Odessa) -2,0 km (Kherson).

Nella parte centrale della piattaforma è presente una grande sinclise moscovita con cedimento del basamento nella parte assiale fino a 3,3 km (Soligalich), sull'ala sud fino a 1,0 km (Kaluga), sull'ala orientale fino a 2,2 km (st .Oparin). Nella parte orientale della piattaforma, il basamento precambriano si trova a una profondità molto maggiore. Entro i limiti dell'anteclise Volga-Ural sulle volte, la profondità della fondazione varia: 1,6 km sull'arco Tokmovsky (città di Gorky), 2,2 km sull'arco Zhiguli-Pugachevsky (città di Syzran), 1,8 km sulla sporgenza di Kotelnichsky , 2, 8 km sulla volta tartara (villaggio baytugan). Negli aulacogeni che separano le volte, la profondità del seminterrato raggiunge i 4,0 km o più. La sinclissi più profonda della piattaforma dell'Europa orientale è quella del Caspio, in cui, secondo dati geofisici, il basamento giace a una profondità di 18-25 km. In questo senso, la sinclisi del Caspio è paragonabile a quella messicana.

Una caratteristica della superficie del seminterrato della Piattaforma dell'Europa orientale è la sua significativa dissezione. In alcune zone l'oscillazione delle altezze della superficie interrata supera i 5 km.

TETTONICA

La piattaforma dell'Europa orientale ha un seminterrato metamorfico Archean e Early Proterozoic. In alcune zone della piattaforma la fondazione affiora in superficie, ma per la maggior parte è ricoperta da una copertura della piattaforma composta da depositi del Proterozoico Superiore, Paleozoico, Mesozoico e Cenozoico. Il loro spessore varia da diverse centinaia di metri a 20 km. 3/4 del territorio della piattaforma dell'Europa orientale è occupato dalla placca russa e 1/4 da scudi: baltico (finno-scandinavo) e ucraino (Azov-Podolsky). Lo Scudo Baltico occupa la maggior parte della penisola scandinava, il territorio della Finlandia, della Carelia e della penisola di Kola. Su gran parte dello scudo, la superficie del basamento, esposta o ricoperta da una sottile pellicola di sedimenti del Quaternario superiore, è elevata di diverse centinaia di metri, e in alcuni punti fino a 0,5-1 km sul livello del mare, ma in alcuni punti è sommerso sotto le formazioni proterozoiche superiori o paleozoiche, formando depressioni separate. In diverse zone dello scudo, il basamento è solcato da corpi intrusivi ultrabasici - alcalini dello scudo centrale riconducibili alla fine del Paleozoico Vendiano, primo e medio. I più grandi sono i massicci alcalini Khibiny e Lavozersky nella parte centrale della penisola di Kola fino a 1 km di altezza. Lo scudo ucraino da nord-est e nord è separato da grandi faglie dell'aulacogeno Dnepr-Donetsk. La maggior parte della parte centrale dello scudo nel Paleocene e nel Miocene ha subito un debole cedimento ed era ricoperta da una sottile copertura di sedimenti continentali e costieri. La struttura dello scudo ucraino è complicata da numerose depressioni arrotondate dell'età mesozoica. La placca russa (circa 4 milioni di chilometri quadrati) è caratterizzata da una complessa struttura tettonica della copertura della piattaforma e da un rilievo irregolare del tetto di fondazione. Gli orizzonti inferiori della copertura sono pieni di numerosi aulacogeni. I depositi, a cominciare dall'Alto Vendiano, si sovrappongono sia ai depositi aulacogeni che alla formazione basale in maniera simile a un mantello, e insieme formano un vero e proprio mantello che ricopre l'intera lastra. I suoi principali elementi strutturali sono ampi elevazioni a volta - anteclisi e depressioni a forma di ciotola - sineclisi. Nel mezzo del Vendian, quando cessò lo sviluppo degli aulacogeni, iniziò a formarsi una copertura a piastre della piattaforma, caratterizzata da una combinazione di aulacogeni più larghi e più piatti. depressioni a forma di piattino di sineclisi e anteclisi associate. In alcuni aulacogeni, nel Devoniano medio e tardo è ripreso un intenso cedimento. Nella struttura del megacomplesso della placca e della copertura della piattaforma, nonché nella posizione degli aulacogeni, si manifesta la zonazione tettonica in più direzioni. Quattro principali zone alternate di alti e bassi:

Zona di sollevamento del Baltico

Zona di subsidenza della Russia centro-baltica

Zona di sollevamento sarmata

Zona di cedimento del Caspio

La tettonica della piattaforma dell'Europa orientale ha da tempo attirato l'attenzione dei geologi. Sulla base dei materiali dello studio tettonico della piattaforma dell'Europa orientale, sono stati stabiliti i principali modelli di sviluppo di tutte le aree della piattaforma. I fondamenti della tettonica delle piattaforme sono ben descritti nelle opere di A.D. Arkhangelsky.

Tettonica del basamento precambriano. Lo spessore medio della crosta terrestre della piattaforma dell'Europa orientale è di 35-40 km (scudo baltico, anteclise Volga-Ural). Lo spessore massimo (50-55 km) è stato rivelato nello scudo ucraino e nell'anteclise di Voronezh, dove si osserva un ispessimento dello "strato di basalto". Lo spessore minimo della crosta (20-24 km) nella sinclisi del Caspio. Nei grandi aulacogeni come il Pachelma e il Grande Donbass si osserva un assottigliamento della crosta terrestre dovuto all'innalzamento dello "strato di basalto". La base della Piattaforma dell'Europa orientale è Archean, lungo le rive del Mar Baltico - Early Proterozoic (Early Proterozoic Svecofene folding area). La struttura del basamento Archeano è più completamente studiata in scudi.

La struttura della parte orientale dello Scudo Baltico è determinata dal massiccio Archean Belomorian, che è composto da gneiss e anfiboliti profondamente metamorfosati e intensamente dislocati, raccolti in pieghe di sciopero nord-occidentale e nord-orientale e complicati da cupole e ovali di gneiss di vari orientamenti. Il massiccio di Belomorian è separato dalle zone di Kola e Carelia da profonde faglie accompagnate da zone di frantumazione e blastomiloniti. La parte centrale del massiccio è sezionata da una grande faglia profonda di attivazione prolungata. Sulla sua continuazione nella parte settentrionale del massiccio si può tracciare una cintura di ofiolite che a sud determinava i contorni del Mar Bianco, compresi i contorni delle baie di Kandalaksha e Dvina. I tubi esplosivi sono noti in questa zona sulla costa orientale del Mar Bianco, nella regione di Arkhangelsk. Lungo le faglie che delineano il massiccio del Belomorsky si registrano movimenti orizzontali alternati sia verso il massiccio che in allontanamento da esso. Plutoni multifase di sieniti nefelina e rocce di apatite-nefelina sono diffusi sullo scudo baltico.

Il pozzo ultra profondo di Kola ha ricevuto nuovi dati sulla presenza del seminterrato. Invece della presunta presenza orizzontale di confini profondi (secondo i dati DSS), il pozzo va in formazioni a forte immersione (45-60°). Il basamento del primo proterozoico forma l'area ripiegata di Svecofene, composta da formazioni dislocate della formazione di leptite. Si distingue diversi sistemi di piegatura tracciati

Scudo baltico in Svezia e Finlandia e separato da grandi massicci di granitoidi. Sul territorio dell'URSS, può essere rintracciato sotto la copertura sedimentaria della piattaforma a sud del Golfo di Finlandia sul territorio dell'Estonia.

Lo scudo ucraino ha una struttura profonda simile, dove si distinguono grandi massicci archeani - Pridneprovsky e Podolsky - con caratteristiche strutture di granito-gneiss a forma di cupola, separate da zone lineari della copertura della protopiattaforma.

Nelle regioni chiuse della placca russa si identifica la stessa complessa struttura interna del basamento. Traccia i massicci Archeani e le zone della copertura della protopiattaforma. Nell'area di Mosca si osserva un nodo strutturale complesso. A nord-ovest si sviluppano zone arcuate che avvolgono lo Scudo Baltico, a sud - le strutture latitudinali e meridionali dello Scudo ucraino.

Sulla continuazione delle strutture dello Scudo baltico, si può tracciare una zona arcuata discontinua di massicci archeani relativamente grandi (Belomorsky, Severodvinsky, Rzhevsky, Minsky). A nord-ovest, tra Leningrado e Varsavia, è stata istituita una zona di massicci archeani relativamente piccoli: Novgorod, Mazovetsky, ecc. Tra Mosca e il Mar d'Azov, i massicci archeani hanno un meridionale (Podolsky, Konotop, ecc.) e orientamento nord-occidentale (Voronezh-Lipetsky, ecc.) . I massicci yachei sono ricoperti da zone lineari della copertura della protopiattaforma.

Nella parte orientale della piattaforma si sviluppano i più grandi massicci archeani - il Caspio, Zhigulevsko-Pugachevsky, Tokmoyesky, Tatarsky - e i sistemi della copertura protopiattaforma che li separano, principalmente con orientamento sublatitudinale. Il più grande di questi è il massiccio del Caspio profondamente sommerso. I pozzi alla periferia della regione di Saratov Volga e della regione di Kuibyshev Trans-Volga hanno portato alla luce scisti e gneiss ad alto contenuto di allumina Archean della facies granulitica del metamorfismo. Il massiccio ha una struttura profonda molto specifica: non c'è “strato granitico” nella sua parte centrale, e si osserva un sollevamento dello “strato basaltico” nelle aree dei massimi di gravità Khobdin e Aralsor (Fig. 11, 12). Uno "strato di granito" assottigliato appare alla periferia del massiccio. La profondità della superficie di Mohorovichi varia da 26 km nella parte centrale a 10 km in periferia.

Tettonica del complesso transizionale e copertura sedimentaria. Il complesso di transizione inizia con la protopiattaforma Early Proterozoic. copertura, ampiamente sviluppata sugli scudi baltici, ucraini e nelle zone chiuse della placca. Ovunque riempie depressioni e graben sulla superficie dei blocchi archeani, forma strutture piegate e sistemi di pieghe di faglia, ed è ricoperto da granitizzazione e metamorfismo. Nella guaina protopiattaforma si distinguono i complessi inferiore e superiore. In Carelia e nella penisola di Kola, il complesso inferiore riempie depressioni simili a graben: Pechenga-Varzug, Kola-Keiv e altri.I graben sono posati direttamente sullo "strato di basalto" e sono caratterizzati da una struttura monoclinale squamosa. Nell'area del Keivsky graben (secondo i dati GSS), lo "strato di basalto" si trova a una profondità di 3-4 km, nel Pechenga graben - 5-7 km, Pechenga-Varzugsky - 12 km. I Graben sono pieni di coglmerati, rocce vulcaniche mafiche e felsiche e penetrati da grandi intrusioni di granitoidi. La formazione del Mar Bianco è associata all'aulacogeno Kandalaksha. La sua area è di 95 mila km², la profondità massima è di 343 m (nel Kandalaksha graben). Il fondo del Mar Bianco ha una struttura complessa. Nella baia di Onega e nello stretto di Gorlo, il fondo del mare è composto da graniti-gneiss della serie del Mar Bianco. Il Kandalaksha graben, fatto di arenarie di Riphe di colore rosso, è tagliato nel letto Archean. Antiche formazioni geologiche sono ricoperte da depositi quaternari con accumuli glaciali alla base. Il complesso superiore è riempito dal graben del lago Onega. Le arenarie e le quarziti di Vep e Petrozavodsk che riempiono il graben si trovano quasi orizzontalmente, sono molto meno metamorfosate e sono intruse da graniti rapakivi alcalini.

Sulla placca russa e nello scudo ucraino, la copertura della protopiattaforma è composta da formazioni di minerale di ferro del primo proterozoico. Esegue graben stretti di grande lunghezza. Le formazioni di minerale di ferro hanno un'elevata suscettibilità magnetica e formano anomalie magnetiche lineari. Il sistema delle anomalie magnetiche di Kursk può essere rintracciato a una distanza di 1000 km tra le città di Kharkov, Voronezh, Orel e Bryansk. I massimi magnetici sono raggruppati in due bande di tendenza nord-ovest larghe fino a 5 km: Belgorod - Bryansk - Smolensk e Stary Oskol - Shchigry - Orel. I depositi di magnetite sono associati a loro nell'URSS. I Graben pieni di formazione di minerale di ferro hanno una crosta ispessita fino a 52 km di spessore. A sud, anomalie magnetiche possono essere rintracciate nello scudo ucraino, dove è stato rivelato il Krivoy Rog-Kremenchug graben, riempito con una formazione di minerale di ferro. Sotto il graben c'è anche una crosta ispessita di 65 km). Nelle zone di faglia che delimitano il graben, c'è un forte sollevamento della superficie di Moho (fino a 30 km). Nello scudo ucraino sono stati trovati anche avvallamenti più piccoli con una crosta ispessita: Shepetovka - Vinnitsa-Odessa, Orekhovo-Pavlogradsky, ecc.

La superficie erosa della copertura della protopiattaforma del proterozoico inferiore è ricoperta in modo non conforme dal complesso transitorio del proterozoico superiore. Il proterozoico superiore riempie anche i graben, che di solito vengono chiamati aulacogeni, ma si sviluppa su un'area più ampia di antiche piattaforme. I graben sono per lo più pieni di formazioni sedimentarie terrigene e carbonatiche. Sono praticamente immuni dal metamorfismo; delle formazioni ignee si trovano solo formazioni a trappola. Pertanto, il complesso transitorio del tardo proterozoico differisce in modo significativo dal primo proterozoico e forma uno stadio strutturale più superiore. Gli aulacogeni del tardo proterozoico ereditano i graben del primo proterozoico o sezionano i massicci dell'Archeano.

Un singolo massiccio del Volga-Ural è stato diviso da una serie di aulacogeni in massicci relativamente piccoli. Significativa importanza nella divisione del massiccio spetta alla Main East European Fault. Il Kazhimsky e altri aulacogeni che sorsero sopra di esso divisero l'unico massiccio nei monti Kotelnichesky e Komi-Permyatsky. Nella parte meridionale, l'aulacogene latitudinale Abdullinsky divideva un unico massiccio negli archi tartari e Zhiguli. Tra i massicci di Voronezh e Volga-Ural sorse il Pachelma aulacogen. L'orientamento dell'aulacogene corrisponde a tre direzioni principali: latitudinale (Abdullinsky, Russia centrale, ecc.), Meridionale (Kazhimsky, Orsha) e diagonale nord-occidentale (Pachelmsky, ecc.).

Alla fine del Riphean, gli aulacogeni si riempiono di sedimenti e nel Vendian inizia la formazione di una copertura sedimentaria. In connessione con il progressivo cedimento di molti aulacogeni, sorgono sineclisi, che durante la formazione della copertura sedimentaria costituiscono le principali strutture di piattaforma. Le anteclisi sono in una certa misura secondarie, perché appaiono come aree in ritardo rispetto alle sineclisi nel processo di immersione. Nella fase di formazione della copertura sedimentaria continua lo sviluppo degli aulacogeni Al di sopra delle faglie che limitano i fianchi degli aulacogeni sorgono strutture sovra-faglia, rigonfiamenti.

La più grande sinclissi della placca russa è quella di Mosca. Entro i suoi limiti, una sezione completa della copertura sedimentaria si sviluppa dalle formazioni rife al Cretaceo superiore. L'aulacogeno della Russia centrale si trova alla base della sinclise di Mosca. È riempito con un potente (più di 3000 m) spessore, depositi Riphean. Nell'aulacogeno della Russia centrale, la superficie del seminterrato precipita in direzione nord-est da 2500 a 4000 m. Le zone marginali dell'aulacogeno sono complicate da rigonfiamenti. Sul lato settentrionale si trova l'onda di Sukhonsky, formata da una serie di sollevamenti isolati a forma di cupola (Sukhonsky, Soligalichsky), situati a forma di scaglione. A nord-est del rigonfiamento di Sukhonsky nella parte più bassa della sinclisi di Mosca, sul fiume Vym nell'area di Syktyvkar, si può rintracciare una zona di elevazioni a cupola di sale (cupole di Seregovskie) composta da sale devoniano in carote. La dimensione delle cupole è di 4x5 km, le ali nord-orientali sono ripide (70-90°), quelle sud-occidentali sono più dolci (30-60°).

Il tettonotipo dell'anteclise è l'anteclise Volga-Ural. È caratterizzato da una grande complessità di struttura, costituito da ampi rilievi e depressioni. Le principali elevazioni dell'arco sono l'arco Tokmovsky vicino alla città di Saransk con la presenza di Precambrian a una profondità di 1,6 km, l'arco tartaro nell'area delle città di Elabuga e Bugulma con la presenza di Precambrian a una profondità di 2,8 km, così come l'arco Zhigulevsko-Pugachevskii, il sollevamento Kotelnichesky e Komi-Permyak con il verificarsi della fondazione a una profondità di oltre 1,8 km.

Nella parte meridionale dell'anteclise, è tagliato dall'aulacogeno Sernovodsko-Abdullinsky, che corrisponde a una zona di seminterrato profondo (-4000 m). È pieno di depositi terrigeni della suite Bavlinskaya, con corpi magmatici di composizione gabbro-diabase. Ai lati dell'aulacogeno nelle parti superiori della copertura sedimentaria ci sono rigonfiamenti e flessioni: Baitugano-Romashkinsky a nord, Buguruslansky e Zhigulevsky a sud. L'onda di Zhigulevsky si estende su una distanza di oltre 300 km dalla città di Kuznetsk a ovest alla regione petrolifera di Kinel-Cherkassky a est. In superficie si esprime come una flessione con ali ripide (70-90°) settentrionali e dolci (fino a 1°) meridionali. A nord-est, la flessione passa in una faglia con un'ampiezza di 700 m lungo la linea di faglia si osserva il contatto del Paleogene. e carbonio superiore. L'onda di Zhiguli è complicata da un numero significativo di sollevamenti locali: Syzran, Yablonevsky, Zolnensky, ecc. L'aulacogeno Kazhimsky si trova nella parte settentrionale dell'anteclise. Sopra il lato occidentale dell'aulacogene, si traccia il rigonfiamento di Vyatka, lungo circa 300-350 km e largo 50-150 km.

Sull'esempio dell'anteclise Volga-Ural, è stata rivelata la genesi dei sollevamenti locali. Sono noti sollevamenti ereditari (Tuymazinsky, Krasnokamsky) e sollevamenti, la cui crescita è avvenuta in diversi periodi dello stadio tettonico ercinico (Bavlinsky, Shugurovsky, Buguruslansky).

Nella parte sud-orientale della placca russa si trova la sinclise del Caspio, un'area di cedimento marginale a lungo termine della piattaforma, un'area classica per lo sviluppo delle cupole di sale. I lati settentrionale e occidentale della sineclise sono complicati da una serie di flessioni ("sporgenza Zhadovsky", "gradino Volgograd", flessione Tokarevskaya, ecc.), Riflettendo una cascata di faglie profonde, lungo le quali la fondazione viene abbassata gradualmente verso l'interno parti della depressione a una profondità di 20-25 km (lungo i dati geofisici). Si può presumere che le parti inferiori della copertura sedimentaria siano state interessate dai processi tettonico-magmatico del Baikal e del Paleozoico inferiore; nel Paleozoico medio e superiore (Devoniano, Permiano) si sviluppano spessi strati salini. Nella struttura paleozoica del bacino del Caspio si ipotizzano grandi volte sepolte (Khobdinsky, Shungaisky) e depressioni che le separano. La tettonica della copertura della piattaforma meso e cenozoica è nota in modo più affidabile.

Le cupole saline più tipiche si sviluppano nella parte sud-orientale del bacino del Caspio, nella zona di Guryev. Le dimensioni delle cupole variano da decimi a centinaia di chilometri quadrati. In pianta hanno una forma diversa: arrotondata, triangolare, ellittica. La profondità del taglio dell'erosione nella sinclisi del Caspio ha rivelato cupole di sale aperte e chiuse. La struttura post-sale è solitamente fortemente disturbata da faglie normali, che, a seconda della forma della cupola, formano sistemi longitudinali, trasversali e radiali. Le più grandi cupole di sale sono Dossorsky, Makatsky, Chelkarsky, Indersky, Sakharno-Lebyazhinsky, Eltonsky.

Nel sud della sinclise del Caspio, un po' a nord di Ustyurt, c'è una fascia di anomalie di gravità positiva: il massimo di South Emben. Si credeva che corrispondesse alla catena ercinica sepolta che collegava gli Urali e il Donbass. È stato ora stabilito mediante perforazione che questo massimo di gravità corrisponde a un grande aulacogeno, in cui si verificano formazioni di piattaforma del Carbonifero sotto i depositi giurassici. I lati dell'aulacogene sono complicati da grandi sollevamenti (arco di Astrakhan, ecc.).

Una struttura simile ha una deviazione del Mare del Nord - il Baltico meridionale, dove si sviluppa anche la tettonica salina con caratteristiche tipicamente pronunciate di diapirismo.

Le anteclisi Voronezh e Volga-Ural sono separate dal Pachelma aulacogen riempito con depositi rifeani di varia composizione e spessore. Al suo posto, nel medio Devoniano - l'inizio del Devoniano superiore, si formò una sinclissi, sovrapposta dalle sue ali alla periferia dei massicci del Volga-Ural e del Voronezh. I difetti che limitano l'aulacogeno sono cicatriziali e, a causa dei movimenti postumi, si sono formati rigonfiamenti sopra di loro: Oksko-Tsninskiy e Kerensko-Chembarskiy. Il rigonfiamento di Oka-Tsninsky è espresso in superficie da una striscia di affioramenti di depositi carboniferi tra il Giurassico, di forma allungata meridionale. Può essere rintracciato dalla città di Shatsk a sud alla città di Kovrov a nord ed è una serie di elevazioni a forma di cupola a forma di scaglione. I sollevamenti separati del moto ondoso Oka-Tsna hanno rami occidentali più ripidi (2-3°) e rami orientali dolci (fino a 1°).

A sud della piattaforma c'è l'aulacogeno del Greater Donbass! Ha avuto origine nell'Alto Devoniano nel corpo dello Scudo Sarmato, dividendo lo Scudo Ucraino, Voronezh e le anteclisi bielorusse. Più attivamente sviluppato nel Carbonifero. Aulacogen ha un orientamento nord-occidentale coerente e si estende per oltre 1000 km con una larghezza di 60-130 km. È limitato da profonde faglie: da nord, il Donetsk-Astrakhansky (la principale spinta settentrionale del Donbass) con un'ampiezza di 3,6 km, da sud - Mayaichsky. Le faglie longitudinali sono combinate con quelle trasversali, che determinano la struttura a blocchi dell'aulacogeno.

Nella moderna struttura della depressione si distinguono diversi segmenti, che differiscono per la natura della sezione, le condizioni di occorrenza e il tempo di cedimento: Donbass, depressione di Dnepr-Donetsk, depressione di Pripyat, depressione di Brest.

Donbass è un sistema di piega composto da pieghe sinclinali larghe e anticlinali strette. La sinclise Dnepr-Donetsk situata a ovest è piena di sedimenti paleozoici, tra i quali vi sono formazioni saline ed effusive nel Devoniano superiore, nonché uno spesso strato di sedimenti mesozoici e paleogeni. In esso si possono rintracciare due zone di cupole di sale: quella settentrionale lungo la linea Romny - Akhtyrskaya e quella meridionale - ma la linea Isachka - Poltavskaya.

A ovest della sinclisi si trova la depressione di Pripyat, separata dalla depressione di Dnepr-Donetsk dalla sporgenza del seminterrato di Chernigov. La perforazione e gli studi geofisici nella depressione di Pripyat hanno rivelato un gran numero di sollevamenti locali di una struttura complessa con rigonfiamento di strati salini.

L'estremo segmento occidentale del Grande Donbass è la depressione di Brest, separata dalla sella Pripyat Polesskaya. In contrasto con gli altri segmenti dell'aulacogeno, la depressione di Brest era intensamente cedevole nel Paleozoico inferiore (lo spessore del Siluriano nelle regioni adiacenti della Polonia è superiore a 1 km). La continuazione orientale dell'aulacogeno del Grande Donbass è il "bastione Karpinsky" sepolto. La parte più elevata del bastione è stata installata nella regione di Buzga, dove le fondamenta si trovano a una profondità di 1 km, poi affonda gradualmente nel Mar Caspio fino a 2,5 km.

La zona aulacogena più attiva attualmente è la depressione del Dnepr-Donetsk, come dimostrano i terremoti: 1858, M = 3,3, I₀ = 5 punti nella regione di Kharkov; 1905, M = 3,0, I₀ = 5 punti nella regione di Chernihiv; 1937, M = 3,0, I₀ = 6 punti nella regione di Donetsk. Le faglie continuano a svilupparsi sui versanti ripidi meridionali delle anteclisi di Voronezh e bielorusso, come dimostrano i terremoti nell'area di Pavlovsk (1825, 1832), M = 3,6-4,0, I₀ = 5-6 punti; Kursk (1944), M = 3,0; I₀ = 5 punti; Orla (1903), M = 3,0; I₀ = 5 punti; Lipetsk (1896), M = 3,6; I₀ = 5 punti; Tambov (1954), M = 4,8.

Fin dall'antichità la faglia ha separato i due blocchi maggiori della piattaforma: quello rialzato occidentale e quello abbassato orientale. Nel periodo Devoniano e nel Giurassico superiore, il magmatismo a trappola si manifestava in depressioni simili a graben lungo la faglia. Nella fase alpina, nell'età di Akchagyl, una grande trasgressione del Mar Caspio si precipitava a nord lungo la faglia. Piccole trasgressioni si sono verificate nel periodo quaternario. Lungo la faglia nella sezione Volgograd - Saratov scorre il Volga, il cui canale ha qui un profilo straordinariamente rettilineo. La parte più attiva della faglia è l'aulacogeno di Kazan-Sergievsky, come evidenziato dai terremoti (1809, M = 4,2; I₀ = 6 punti nella regione di Vyatka; 1865, M = 2,3; I₀ = 4 punti nella regione di Kazan) e l'aulacogeno Kazhimsky, che è associato a un terremoto nell'area di Syktyvkar nel 1939 con М = 4,7, h = 7 km, I₀ = 7 punti. La faglia ha un'estensione enorme ed è abbastanza chiaramente distinta anche sulla placca scita e nel Caucaso.

5.1. caratteristiche generali

Geograficamente, occupa i territori delle pianure della Russia centrale e dell'Europa centrale, coprendo un vasto territorio dagli Urali a est e quasi fino alla costa dell'Oceano Atlantico a ovest. Su questo territorio si trovano i bacini del Volga, del Don, del Dnepr, del Dnestr, del Neman, della Pechora, della Vistola, dell'Oder, del Reno, dell'Elba, del Danubio, del Daugava e di altri fiumi.

Sul territorio della Russia, l'EEP occupa l'altopiano della Russia centrale, caratterizzato da un rilievo prevalentemente pianeggiante, con elevazioni assolute fino a 500 m Solo sulla penisola di Kola e in Carelia si trova un rilievo montuoso manifestato con elevazioni assolute fino a 1.200 m.

I confini dell'EEP sono: a est - la regione ripiegata degli Urali, a sud - le strutture della fascia ripiegata del Mediterraneo, a nord e nord-ovest - le strutture dei Caledonidi scandinavi.

5.2. Elementi strutturali di base

Come ogni piattaforma, WEP ha una struttura a due livelli.

Il livello inferiore è il seminterrato Archean-Early Proterozoic, il livello superiore è la copertura Riphean-Cenozoic.

Le fondamenta dell'EEP si trovano a una profondità compresa tra 0 e (secondo i dati geofisici) 20 km.

La fondazione viene in superficie in due regioni: 1) in Carelia e nella penisola di Kola, dove è rappresentata Scudo baltico, che occupa anche il territorio di Finlandia, Svezia e parti della Norvegia; 2) nell'Ucraina centrale, dove è rappresentata Scudo ucraino. Viene chiamata l'area della fondazione a profondità fino a 500 m nella regione di Voronezh Massiccio cristallino di Voronezh.

Viene chiamata l'area di distribuzione della copertura della piattaforma dell'età rifeo-cenozoica Stufa russa.

Le strutture principali della placca russa sono le seguenti (Fig. 4).

Riso. 4. Strutture principali della piattaforma dell'Europa dell'Est

1. Bordo della piattaforma. 2. Confini delle strutture principali. 3. Confine meridionale della placca scita. 4. Aulacogeni precambriani. 5. Aulacogeni paleozoici. I numeri nei cerchi indicano i nomi delle strutture non etichettate sullo schema: 1-9 - aulacogenes (1 - Belomorsky, 2 - Leshukonsky, 3 - Vozhzhe-Lachsky, 4 - Central Russian, 5 - Kazhimsky, 6 - Kaltasinskiy, 7 - Sernovodsko-Abdulinsky, 8 - Pachelma, 9 - Pechoro-Kolvinsky); 10 – Graben di Mosca; 11 - Depressione di Izhma-Pechora; 12 - Depressione di Khoreyver; 13 – Avampiede ciscaucasico; 14-16 - selle (14 - Lettone, 15 - Zhlobin, 16 - Polissya).

Le aree di presenza del seminterrato relativamente profonde (più di 2 km) corrispondono a strutture negative in leggera pendenza - sincronizza.

Mosca occupare la parte centrale del piatto; 2) Timano-Pechora (Pechora), situata nel nord-est della placca, tra le strutture degli Urali e la cresta del Timan; 3) Caspio, situato nel sud-est della placca, che occupa l'interfluve del Volga e dell'Emba, alle pendici dell'anteclise Volga-Ural e Voronezh.

Le aree rispetto alla posizione sopraelevata della fondazione corrispondono a strutture positive in leggera pendenza - anteclisi.

I più importanti sono: 1) Voronez, posta al di sopra dell'omonimo massiccio cristallino; 2) Volga-Ural, situata nella parte orientale della placca, delimitata a est dalle strutture degli Urali, a nord dalla cresta del Timan, a sud dalla sinclise del Caspio, a sud-ovest dall'anteclise di Voronezh, a ovest dalla Sineclisi di Mosca.

All'interno di sineclisi e anteclisi si distinguono strutture di ordini superiori, come bastioni, volte, depressioni e avvallamenti.

Le sinclisi Timan-Pechora, Caspian e l'anteclise Volga-Ural corrispondono alle province omonime portatrici di petrolio e gas.

Tra lo scudo ucraino e il massiccio cristallino di Voronezh (e l'anteclise con lo stesso nome). Aulacogeno di Dnepr-Donetsk (Pripyat-Donetsk) - si tratta di una struttura stretta di un cedimento seminterrato simile a un graben e di uno spessore maggiore (fino a 10-12 km) delle rocce di copertura, che colpisce ovest-nordovest.

5.3. Struttura di fondazione

La fondazione della piattaforma è formata da complessi Archean e Lower Proterozoic di rocce profondamente metamorfosate. La loro composizione primaria non è sempre decifrata in modo inequivocabile. L'età delle rocce è determinata secondo la geocronologia assoluta.

Scudo baltico. Occupa la parte nord-occidentale della piattaforma e confina con le strutture ripiegate dei Caledonidi scandinavi lungo faglie profonde di natura spinta. A sud e sud-est, le fondamenta precipitano gradualmente sotto la copertura rifeo-cenozoica della placca russa.

complessi arcaico inferiore (AR1) in diversi blocchi dello Scudo Baltico sono rappresentati vari gneiss, scisti cristallini, quarziti ferruginose (magnetite), anfiboliti, marmi, migmatiti. Tra gli gneis si distinguono le seguenti varietà: anfibolo, biotite, alta allumina (con cianite, andalusite, sillimanite). I probabili protoliti di anfiboliti e gneiss anfibolo sono rocce di tipo mafico (basaltoidi e gabbroidi), gli gneiss ad alto contenuto di allumina sono rocce sedimentarie del tipo sedimenti argillosi, le quarziti magnetite sono depositi ferruginoso-silicei (di tipo jasperoid), i marmi sono depositi carbonatici (calcari, dolomiti). Lo spessore delle formazioni AR 1 non è inferiore a 10-12 km.

Le formazioni AR 1 formano strutture del tipo a cupola di gneiss, nelle cui parti centrali sono presenti grandi massicci di oligoclasio e graniti microclinali, a cui sono associati campi di pegmatite.

complessi arcaico superiore(AR2) formano strette zone sinclinali nelle formazioni AR 1. Sono rappresentati da gneiss e scisti ad alto contenuto di allumina, conglomerati, anfiboliti, rocce carbonatiche e quarziti portatrici di magnetite. Lo spessore delle formazioni AR 2 è di almeno 5-6 km.

formazione scolastica Proterozoico inferiore(PR 1) con uno spessore di almeno 10 km sono strette strutture graben-sinclinali incise nel substrato archeano. Sono rappresentati da conglomerati, arenarie, siltiti, mudstones, basaltoidi subalcalini metamorfosati, arenarie di quarzite, pietrisco, dolomiti localmente e anche shungite (rocce metamorfosate ad alto tenore di carbonio come gli scisti).

Le formazioni PR 1 sono intruse da intrusioni coeve di gabbronoriti con mineralizzazione rame-nichel, rocce alcaline ultramafiche con carbonatiti contenenti minerali di apatite-magnetite con flogopite, nonché graniti rapakivi più giovani (Riphean) (massiccio Vyborg) e sieniti nefeline devoniane. Questi ultimi sono rappresentati da massicci stratificati a zone concentriche: il Khibiny con depositi di minerali di apatite-nefelina e il Lovozero con depositi di tantalio-niobati.

Il più profondo del mondo è stato perforato sullo Scudo Baltico Kola Superdeep Well (SG-3) con una profondità di 12.261 m (la profondità di progetto del pozzo è di 15.000 m). Il pozzo è stato perforato nella parte nord-occidentale della penisola di Kola, 10 km a sud della città di Zapolyarny (regione di Murmansk), vicino al confine russo-norvegese. La perforazione del pozzo è iniziata nel 1970 e completata nel 1991.

Il pozzo è stato perforato nell'ambito del programma di perforazioni profonde e ultra profonde effettuate in URSS dalle decisioni del governo.

Lo scopo della perforazione dell'SG-3 era di studiare la struttura profonda delle strutture precambriane dello Scudo Baltico, tipiche delle fondazioni di antiche piattaforme, e di valutarne il contenuto di minerale.

I compiti di perforazione del pozzo erano:

1. Studio della struttura profonda del complesso di Pechenga Proterozoico contenente nichel e della base cristallina Archean dello Scudo baltico, delucidazione delle caratteristiche della manifestazione di processi geologici a grandi profondità, compresi i processi di formazione del minerale.

2. Chiarimento della natura geologica dei confini sismici nella crosta continentale e acquisizione di nuovi dati sul regime termico dell'interno, soluzioni di acque profonde e gas.

3. Ottenere le informazioni più complete sulla composizione materiale delle rocce e sul loro stato fisico, aprendo e studiando la zona di confine tra gli strati di "granito" e "basalto" della crosta terrestre.

4. Miglioramento dell'esistente e creazione di nuove tecnologie e mezzi tecnici per la perforazione e le indagini geofisiche integrate di pozzi ultra-profondi.

Il pozzo è stato perforato con carotaggio completo, il cui recupero è stato di 3.591,9 m (29,3%).

I principali risultati di perforazione sono i seguenti.

1. Nell'intervallo 0 – 6842 m sono state scoperte formazioni metamorfiche PR 1, la cui composizione è approssimativamente la stessa di quella sopra discussa. A una profondità di 1.540-1.810 m, sono stati portati alla luce corpi ultramafici con minerali di rame-nichel solfuro, che hanno confutato l'idea di incunearsi dal complesso Pechenga contenente minerali e ampliato le prospettive per il giacimento di Pechenga.

2. Nell'intervallo 6.842–12.261 m sono state scoperte formazioni metamorfiche AR, la cui composizione e struttura sono approssimativamente le stesse di quelle discusse sopra. A profondità superiori a 7 km, negli gneis archeani sono stati scoperti diversi orizzonti di rocce di magnetite-anfibolo, analoghi delle quarziti ferruginose dei depositi di Olenegorsk e Kostomuksha. Gabbroidi con mineralizzazione di titanomagnetite sono stati scoperti a una profondità di circa 8,7 km. Nell'intervallo di 9,5 - 10,6 km, è stato stabilito un intervallo di 800 metri con un contenuto di oro elevato (fino a 7,4 g / t), nonché argento, molibdeno, bismuto, arsenico e alcuni altri elementi associati ai processi di idrogenazione le formazioni Archeane - deconsolidamento geochimico delle rocce Archeane.

3. Il confine geofisico (superficie) di Konrad (il confine degli strati di “granito” e “basalto”) assunto a una profondità di circa 7,5 km non è stato confermato. Il confine sismico a queste profondità corrisponde alla zona di deconsolidamento delle rocce nelle formazioni Archeane e in prossimità del confine Archeano-Proterozoico Inferiore.

4. In tutta la sezione del pozzo sono previsti afflussi di acqua e gas contenenti elio, idrogeno, azoto, metano, idrocarburi pesanti. Gli studi sulla composizione isotopica del carbonio hanno dimostrato che negli strati Archeani i gas sono di natura mantello, mentre nel Proterozoico sono di natura biogenica. Quest'ultimo potrebbe indicare la possibile origine di processi biologici, che successivamente portarono all'emergere della vita sulla Terra, già nel primo Proterozoico.

5. I dati sulle variazioni del gradiente di temperatura sono tra quelli fondamentalmente nuovi. Fino a una profondità di 3.000 m, il gradiente di temperatura è di 0,9-1°/100 m. Più in profondità, questo gradiente è aumentato a 2-2,5°/100 m. Di conseguenza, a una profondità di 12 km, la temperatura era di 220° invece dei previsti 120-130 o.

Attualmente, il pozzo Kola opera in modalità geolaboratorio, essendo un banco di prova per testare apparecchiature e tecnologie per la perforazione profonda e ultra profonda e l'esplorazione geofisica dei pozzi.

Scudo ucraino. Si tratta di un ampio cornicione di fondazione, avente la forma di un ovale irregolare. Da nord è delimitata da faglie, lungo le quali entra in contatto con l'alagogen Dnepr-Donetsk, ea sud affonda sotto i depositi della copertura della piattaforma.

Le rocce metamorfiche AR 1 , AR 2 e PR 1 partecipano alla struttura dello scudo.

complessi arcaico inferiore(AR1) sono rappresentati da plagiogneis, biotite-plagioclasio, anfibolo-plagioclasio, gneiss ad alto contenuto di allumina (sillimanite e corindone), scisti cristallini, anfiboliti, migmatiti e quarziti.

Nella struttura dei complessi arcaico superiore(AR2) ha coinvolto una varietà di gneiss, anfiboliti, scisti di clorite, quarziti ferruginose e hornfelses. Queste formazioni formano strette zone sinclinali incise nel substrato dell'Archeano antico. Lo spessore delle formazioni AR è di almeno 5-7 km.

Alle formazioni Proterozoico inferiore(PR 1) si riferisce serie Krivoy Rog, contenente giacimenti di minerale di ferro del bacino di Krivoy Rog.

Questa serie ha una struttura a tre membri. Nella sua parte inferiore sono presenti metaarenarie arcosiche, quarziti e filliti. La parte centrale della serie è composta principalmente da jaspilite intercalati, cummingtonite, sericite e scisti di clorite. Questa parte della serie contiene i principali giacimenti industriali di minerale di ferro del bacino di Krivoy Rog; il numero di giacimenti in diverse parti del bacino varia da 2 a 7. La parte superiore della serie è composta da quarzite-arenarie con minerali di ferro metamorfosati sedimentari, quarzo-carbonaceo, micaceo, biotite-quarzo e due-mica scisti, rocce carbonatiche, metaarenarie. Lo spessore totale delle formazioni della serie Krivoy Rog è di almeno 5-5,5 km.

Tra i complessi AR e PR ci sono grandi massicci dell'età Archeana e Proterozoica inferiore: graniti (Umansky, Krivorozhsky, ecc.), Plutoni multifase complessi, la cui composizione varia da gabbro-anorthositi, labradoriti a graniti rapakivi (Korostensky, ecc. ), oltre alle sieniti nefeline dei massicci (Mariupol) con mineralizzazione tantalio-niobio.

Situato a profondità fino a 500 m Studiato in relazione all'esplorazione geologica e allo sfruttamento dei minerali di ferro dell'anomalia magnetica di Kursk (KMA).

Archeano(AR) le formazioni sono qui rappresentate da vari gneiss, anfiboliti, ferruginosi hornfelses e scisti cristallini.

formazione scolastica Proterozoico inferiore(PR 1) sono evidenziati come Serie Kursk e Oskol. Nell'ambito di serie Kursk sono rappresentate: nella parte inferiore, alternando metaarenarie, quarziti, graveliti, nella parte superiore, alternando filliti, due-mica, scisti di biotite, orizzonti di quarziti ferruginose, a cui sono confinati i depositi di KMA. Lo spessore delle formazioni della serie Kursk è di almeno 1 km. Sovrastante serie Oskol Con uno spessore di 3,5-4 km è formato da scisti carboniosi, metaarenarie, metabasalti.

Tra le sequenze AR e PR sono presenti massicci di rocce intrusive coeve rappresentate da graniti, gabbronoriti a mineralizzazione rame-nichel e granosieniti.

5.4. Struttura del caso

Nella struttura della copertura della placca russa si distinguono 5 complessi strutturali-stratigrafici (dal basso verso l'alto): Riphean, Vendian-Cambriano, Paleozoico inferiore (Ordoviciano-Devoniano inferiore), Paleozoico medio-superiore (Devoniano medio-Permiano) , Mesozoico-Cenozoico (Triassico-Cenozoico).

Complesso rifeano.

Le sequenze di Riphean sono distribuite nelle parti centrale e marginale della piattaforma. Le sezioni più complete del Riphean si trovano negli Urali occidentali, di cui si parlerà quando si considera questa regione. Il Riphean della parte centrale della piattaforma è rappresentato da tutte e tre le divisioni.

Basso Riphean(R1). Nella sua parte inferiore sono presenti arenarie quarzifere e quarzo-feldspati di colore rosso con orizzonti di basalti a trappola. Lungo la sezione, sono sostituiti da argille scure con intercalari di marne, dolomiti e siltiti. Ancora più in alto si trova uno spesso strato di dolomiti con intercalari di argille. Lo spessore è di circa 3,5 km.

Medio Riphean(R2). E' rappresentato principalmente da arenarie di colore grigio con intercalari di dolomiti e basalti a tonnara con uno spessore totale di circa 2,5 km. Nella sezione stratificata si trovano corpi stratificati di doleriti e gabbrodoleriti.

Alto Rifeano(R3). Alla sua base si trovano arenarie di quarzo e quarzo-feldspato, in alto - argille rosse e siltiti con intercalari di dolomiti, ancora più in alto - un'alternanza di argille, siltiti, arenarie e dolomiti; la sezione termina con le dolomiti. Lo spessore totale è di circa 2 km.

Complesso vendiano-cambriano.

Venite(V). È rappresentato principalmente da formazioni terrigene e vulcanogeniche.

La parte inferiore è dominata da arenarie di colore rosso, siltiti, argille fasciate e tilliti. [ Le tilliti sono depositi morenici metamorfosati.]. La presenza di tilliti è l'elemento più caratteristico delle parti inferiori del tratto vendiano. Questo, a sua volta, testimonia la manifestazione di un'intensa glaciazione nel tempo vendiano (glaciazione di Valdai), che per distribuzione ed intensità è paragonabile alla glaciazione quaternaria.

La parte media del Vendian è rappresentata da arenarie, siltiti con orizzonti di basalti, trachibasalti e loro tufi.

La parte alta della sezione vendiana è rappresentata da elementi alternati di arenarie, siltiti, argille, anche di colore rosso, contenenti fosforiti nodulari. Lo spessore totale delle formazioni vendiane è di circa 1,5 km.

Cambriano (Є ). I depositi del Cambriano con uno spessore totale di circa 600-700 m sono distribuiti principalmente nel Baltico sul versante meridionale dello Scudo baltico. Sono rappresentati da depositi terrigeni, tra cui argille, arenarie di quarzo con glauconite, e piccoli noduli di fosforiti.

Paleozoico inferiore (complesso Ordoviciano-Devoniano inferiore).

Ordoviciano(o). Depositi ordoviciano con uno spessore totale non superiore a 500 m sono distribuiti principalmente nelle parti occidentali della piattaforma. nove

depositi Circa 1– arenarie glauconite con abbondanti gusci di brachiopodi fosfatati; in alcuni punti formano un conglomerato di conchiglie, in cui il contenuto di P 2 O 5 raggiunge il 30%, e acquisiscono importanza industriale come materia prima fosfatica. La parte superiore della sezione O 1 è rappresentata da calcari, dolomiti e marne.

depositi Circa 2-3 formato da depositi di carbonato (calcari, dolomiti, marne), tra i quali giacciono intercalari e orizzonti di scisti combustibili (kukersites) fino a 5 m di spessore, che sono di importanza industriale nella regione di Leningrado e in Estonia e sono elaborati (scisti estone o di Leningrado bacino).

Siluro(S). I depositi del Siluriano inferiore e superiore di spessore normale non superiore a 250 m (con incrementi locali fino a 900 m) sono prevalentemente depositi carbonatici che formano grandi masse di reef. Tra i depositi carbonatici predominano i calcari organogeni; sono presenti anche dolomiti e marne. In alcuni punti, proprio ai vertici della sezione siluriana, sono presenti argille bentonitiche.

Devoniano inferiore(D1). I depositi del Devoniano inferiore con uno spessore totale fino a 1,6 km sono rappresentati da unità alternate di arenarie, siltiti, calcari argillosi dolomitici, argille.

Complesso del Paleozoico medio-alto (Devoniano-Permiano medio)..

Devoniano medio e superiore(D2-D3). I depositi D 2 e D 3 sono diffusi sulla piattaforma. Vengono in superficie nel Baltico, dove formano il campo del Devoniano principale, e nell'anteclise di Voronezh, il campo del Devoniano centrale. Sul resto della placca russa, vengono scoperti da numerosi pozzi perforati in connessione con l'esplorazione di petrolio e gas.

Nel campo del Devoniano centrale i depositi D 2 nel volume degli stadi eifeliani e di Givetiano sono rappresentati da arenarie variegate nella parte inferiore della sezione (le cosiddette “arenarie rosse antiche”), che sono ricoperte da membri di marne intercalate , argille, dolomiti, gesso e arenarie. I depositi D 3 (stadio Fransiano e Famenniano) sono rappresentati da calcari e dolomiti con intercalari di argille variegate. Lo spessore totale dei depositi del Devoniano medio e superiore non supera i 150–200 m.

Nel campo del Devoniano Principale, i depositi D 2 sono prevalentemente arenarie intercalati con calcari e dolomiti, mentre i depositi D 3 sono prevalentemente di composizione carbonatica (calcare-dolomitica). Lo spessore totale di questi depositi non supera i 450 m.

Nell'aulacogeno Dnepr-Donetsk, le formazioni del Devoniano medio-alto raggiungono uno spessore di 3,3 km. Sono qui rappresentate da una complessa alternanza con sostituzioni di facies con arenarie, siltiti, argille, calcari, dolomiti, anidriti, gesso, salgemma. Questa sezione contiene letti, coperture e flussi di basalti, trachibasalti e loro tufi di tipo a trappola.

La formazione di massicci di sieniti nefeline (Khibiny e Lovozero) sullo Scudo Baltico appartiene al Devoniano medio-tardo. Inoltre, il livello D 3 -C 1 comprende la formazione di kimberliti della costa meridionale del Mar Bianco, appartenenti alla provincia diamantifera di Arkhangelsk.

Carbonio(C). Sulla piattaforma sono diffusi depositi di carbonifero.

Si possono distinguere due tipi della sezione dei depositi carboniferi: 1) carbonatico terrigeno (regione di Mosca) e 2) carbonifero terrigeno (Donetsk).

Il primo tipo della sezione appartiene alla sinclisi di Mosca, il secondo - all'aulacogene di Dnepr-Donetsk.

I depositi carboniferi della sineclise di Mosca sono disposti come segue.

Tappa Tournaisian C 1 tÈ rappresentato da calcari alternati a interfalde e pacchi di argille variegate e conglomerati calcarei.

Fase Visean C 1 v. Nella sua parte inferiore sono presenti sabbie di quarzo, intercalate con argille refrattarie arricchite in allumina, giacimenti di lignite. Lo spessore degli strati carboniferi è solitamente di 20-30 m, in alcuni punti aumenta fino a 70 m I carboni sono di importanza industriale e sono sviluppati dalle miniere nelle regioni di Tula, Kaluga e Mosca. Nel nord-ovest della sinclisi di Mosca (regione di Leningrado), a questo livello si trova il giacimento di bauxite di Tikhvin.

La parte superiore dello stadio Visean è composta da sabbie chiare con intercalari di argille contenenti rari noduli di fosforiti, sottili (fino a 1 m) intercalari di lignite e calcari. La sezione della tappa Visean si conclude con calcari.

Serpuchoviano C 1 s rappresentato principalmente da calcare.

Lo spessore totale dei depositi del Carbonifero Inferiore è di circa 300 m.

Carbonio medio C 2. Alla sua base si trovano sabbie incrociate di colore rosso, che sono sostituite nella sezione da calcari, dolomiti e marne. Spessore 100-150 m.

Carbonio superiore C 3 formato anche da calcari, dolomiti, marne. Lo spessore è di circa 150 m.

I depositi carboniferi dell'aulacogeno Dnepr-Donetsk hanno una struttura fondamentalmente diversa. Sono rappresentati esclusivamente da depositi carboniferi terrigeni con uno spessore totale di 10-11 km. La sezione distingue 15 suite regionali, di cui 5 suite appartengono al Carbonifero Inferiore, 7 al medio e 3 al superiore. Questi depositi sono rappresentati da arenarie, mudstones, siltiti, letti di carbone e lenti intercalati in modo intricato ritmicamente. Le rocce sono generalmente di colore grigio scuro o nero. Questa sezione contiene anche strati intermedi di calcare sottili (pochi cm, fino a 1 m). In totale, nella sezione del Donbas sono stati individuati circa 300 strati di carbone e intercalari, di cui la metà di importanza industriale. Il solito spessore di lavoro dei giacimenti di carbone è di 1-1,2 M. I carboni Donbass sono di alta qualità; dall'alto verso il basso cambiano da gas ad antracite. Le formazioni della parte superiore del Carbonifero medio e della parte inferiore del Carbonifero superiore sono le più sature di carbonio.

Perm (R). I depositi del Permiano sono distribuiti principalmente sul margine orientale della piattaforma, nel Cis-Urali, dove sono maggiormente studiati.

I depositi del Permiano sono inoltre caratterizzati da due tipi di sezione, che sono separati dalla cresta del Timan.

A nord della cresta del Timan, i depositi del Permiano sono essenzialmente continentali terrigeni, carboniferi. Il loro spessore varia da 1 a 7 km. Il bacino carbonifero di Pechora (Vorkuta) è confinato a questi depositi. Gli strati carboniferi sono rappresentati da una complessa alternanza di arenarie, argille, siltiti, una piccola quantità di calcari, giacimenti di carbone. Ci sono fino a 150-250 giacimenti di carbone e intercalari negli strati carboniferi. La composizione del grado del carbone varia dal marrone all'antracite. Il solito spessore di lavoro delle cuciture è di 1,5-3,5 m, a volte raggiungendo i 30 m I depositi del Permiano inferiore e della parte inferiore del Permiano superiore sono i più saturi di carbone.

A sud del Timan Ridge, la sezione dei depositi del Permiano è più diversificata ed è rappresentata come segue. Alla base del Permiano inferiore si trova una sequenza di conglomerati variegati, arenarie, siltiti, argille e calcari. Il materiale clastico è costituito da rocce che compongono gli Urali montuosi. Lo spessore di questo strato è di almeno 500-600 m.

Parallelo e leggermente più alto nella sezione, c'è uno spesso strato di calcari che costituiscono grandi massicci carbonatici della barriera corallina. Lo spessore dei calcari nei massicci della barriera corallina raggiunge 1 km.

Il confine del Permiano Inferiore e Superiore è attraversato da variegati depositi evaporitici, rappresentati da una complessa alternanza di arenarie, dolomiti, calcari, marne, gessi, anidriti, potassio, magnesio e salgemma. Tutte queste rocce sono in stretta intercalazione e facies transizioni reciproche. Lo spessore di questi depositi raggiunge i 5 km. A questo livello di età si trovano i bacini salini di Verkhnekamsk e Pechora.

La parte superiore del Permiano superiore è composta da depositi variegati carbonatico-argillosi-sabbiosi portanti rame rappresentati da un'alternanza di arenarie, marne, calcari, argille, siltiti, argille e conglomerati. In questo strato sono presenti un gran numero di manifestazioni e piccoli depositi di arenarie rameose, sulla base delle quali nel XVII secolo nacque l'industria del rame degli Urali. Lo spessore dei depositi di rame raggiunge 1 km.

Tutti i depositi di età Permiano sono caratterizzati da condizioni di accumulo costiero-marine, lagunari, deltaiche, costiero-continentali poco profonde.

Complesso mesozoico-cenozoico (Triassico-Cenozoico)..

Triassico(T). I depositi triassici sono diffusi sulla piattaforma e sono rappresentati da tutte e tre le divisioni.

I depositi del Triassico Inferiore e Medio hanno una certa dualità nella loro posizione. Da un lato, completano il complesso precedente e, dall'altro, iniziano il complesso mesozoico-cenozoico. Alcuni ricercatori considerano i depositi del Triassico Inferiore e Medio come parte del complesso strutturale-stratigrafico del Paleozoico Medio-Alto.

depositi triassico inferiore (T1) sono rappresentati principalmente da depositi continentali, costituiti da arenarie variegate grossolane a strati incrociati con intercalari di conglomerati, siltiti, argille, marne; argille e siltiti a volte contengono concrezioni siderite. Lo spessore dei depositi T 1 in diversi punti della piattaforma varia da 200 a 850-900 m.

depositi triassico medio (T2) sono rappresentati anche da depositi continentali variegati sabbioso-argillosi fino a 800 m di spessore.

Per Triassico superiore (T3) sono inoltre caratterizzati da depositi sabbioso-argillosi variegati e di colore grigio, talvolta contenenti intercalari di lignite, fino a 1.000 m di spessore.

Il carattere prevalentemente continentale dei depositi del Triassico riflette il carattere generale dello sviluppo terrestre in quel momento, caratterizzato da un regime geocratico.

Yura(J). I depositi giurassici sono rappresentati da tutte e tre le divisioni. I più comuni sono i depositi della sezione superiore, meno - la media e molto limitati - quella inferiore. I depositi giurassici sono caratterizzati da condizioni di accumulo sia marine che continentali.

Giurassico inferiore (J1) i depositi nella loro parte inferiore sono composti da strati continentali sabbioso-argillosi e nella parte superiore da argille marine, calcari, arenarie contenenti intercalari di minerali di ferro oolitica leptoclorito-idrogoethite. Lo spessore è di circa 250 m.

Giurassico medio (J2) i depositi nelle parti centrali della piattaforma sono prevalentemente marini, e sono formati da arenarie con intercalari di calcari, argille contenenti numerosi animali ammoniti, più comuni nella regione del Volga. Qui, lo spessore dei depositi del Giurassico medio non supera i 220-250 m Nella parte occidentale della sinclisi del Caspio, i depositi di questo tempo sono prevalentemente continentali: si tratta di strati sabbioso-argillosi con strati di lignite, a volte di origine industriale importanza. Lo spessore di questi depositi è aumentato qui fino a 500 m.

Giurassico superiore (J3) depositi di spessore normale fino a 300 m sono costituiti principalmente da argille marine contenenti intercalari di sabbie glauconite, noduli di fosforite, concrezioni di marcasite, nonché orizzonti di scisti bituminosi; questi ultimi sono di importanza industriale in diverse regioni e sono in via di sviluppo.

Gesso(K). I depositi del Cretaceo sono prevalentemente formazioni marine.

Cretaceo inferiore (K1) i depositi sono rappresentati principalmente da rocce sabbioso-argillose con glauconite e noduli e strati di fosforiti. Lo spessore dei depositi in diverse parti della piattaforma varia da 100-120 a 500 m.

Cretaceo superiore (K2) i depositi sono prevalentemente carbonatici: si tratta di marne, calcari, gesso per scrivere. Tra le rocce carbonatiche ci sono orizzonti di sabbie glauconite, fiaschi, tripoli, argille silicee e fosforiti. Lo spessore non supera i 500 m.

Paleogene(P I depositi di Paleogene sono distribuiti solo nella parte meridionale della piattaforma, nella regione settentrionale del Mar Nero, dove sono rappresentati sia da depositi marini che continentali.

Paleogene inferiore – Paleocene (P1) è formato da uno strato di sabbie di 80 metri con intercalari di argille, fiasche e sabbie silicee di glauconite.

Medio Paleogene – Eocene (P2) con uno spessore totale fino a 100 m è composto da sedimenti marini nelle parti inferiore e superiore, costituiti da sabbie di glauconite, arenarie, argille e nella parte centrale - sabbie di quarzo coalizzate con intercalari di lignite.

Paleogene superiore – Oligocene(P3) fino a 200 m di spessore è rappresentato da strati sabbioso-argillosi contenenti depositi industriali di minerali di manganese (bacino del manganese dell'Ucraina meridionale).

Neogene(N). Anche i depositi di Neogene sono distribuiti principalmente nella parte meridionale della piattaforma.

depositi Neogene inferiore – Miocene (N 1) si stabilisce una certa sequenza nel passaggio dal basso verso l'alto lungo la sezione dei depositi continentali prima lagunari e poi marini. Nella parte inferiore del Miocene sono presenti depositi terrigeni carboniferi continentali, nella parte media sono presenti argille lagunari variegate con strati di gesso, e nella parte superiore sono presenti calcari che formano grandi massicci di scogliera. Lo spessore totale dei depositi miocenici si avvicina a 500 m.

Neogene superiore – Pliocene(N 2) è rappresentato principalmente da depositi marini sabbioso-argillosi di 200-400 m di spessore, contenenti strati di minerali ferrosi sedimentari oolitici (bacino del minerale ferroso di Kerch).

Depositi quaternari(Q) sono onnipresenti e sono rappresentati da vari tipi genetici: glaciale, fluvioglaciale, alluvionale, eluviale, delluvionale, ecc. Nelle parti settentrionali della piattaforma predominano i depositi glaciali e fluvioglaciali: si tratta di massi, sabbie e argille moreniche. Gli strati di Loess predominano nelle parti meridionali della piattaforma. I depositi alluvionali sono confinati nelle valli fluviali, dove formano terrazze di età diverse, l'eluvium si sviluppa su spazi spartiacque e il deluvium si sviluppa sui loro pendii. Sulla costa del Mar Baltico e del Mar Nero sono noti terrazzi marini, composti principalmente da sabbie. A loro sono associati i placer marini di ambra (la costa del Mar Baltico, la regione di Kaliningrad), così come i placer di ilmenite-zircon della regione del Mar Nero (Ucraina meridionale).

5.5. Minerali

Vari e numerosi giacimenti minerari sono distribuiti sulla piattaforma dell'Europa orientale. Tra questi ci sono le materie prime di idrocarburi (petrolio, gas naturale, condensato), combustibili solidi (marrone, carbon fossile, scisto bituminoso), metalli ferrosi, non ferrosi, rari, minerali non metallici. Si trovano sia nella fondazione che nella copertura della piattaforma.

Minerali nella fondazione.

Metalli neri. I più significativi sono i giacimenti di minerale di ferro della formazione di quarzite ferruginosa, localizzata nei complessi Archean e Lower Proterozoic del Baltico, degli scudi ucraini e del massiccio cristallino di Voronezh.

Scudo baltico

Nella penisola di Kola, nelle formazioni metamorfiche AR 1 (serie Kola), Olenegorsk giacimento con riserve di minerali di 450 milioni di tonnellate e un grado medio di ferro del 31%.

Nella Repubblica di Carelia, nelle formazioni metamorfiche AR 2, Kostomuksha giacimento con riserve di minerali di 1,4 miliardi di tonnellate e un grado medio di ferro del 32%.

Nella penisola di Kola, nelle rocce ultrabasiche alcaline del primo proterozoico con carbonatiti, Kovdorskoe deposito di minerali di apatite-magnetite con flogopite. Le riserve del giacimento sono 770 milioni di tonnellate di minerale contenenti il ​​28% di ferro e il 7-7,5% di P 2 O 5 .

Scudo ucraino

Nel basso proterozoico si trova complessi metamorfici (serie Krivoy Rog). Krivoy Rog bacino del minerale di ferro (Ucraina) con formazioni di minerale di ferro di quarziti ferruginose. Le riserve di minerali esplorate di questo bacino sono stimate in 18 miliardi di tonnellate con un contenuto di ferro del 34-56%.

Massiccio cristallino di Voronezh

I complessi metamorfici del Proterozoico Inferiore (Gruppo Kursk) ospitano il più grande bacino di minerale di ferro della Russia – Anomalia magnetica di Kursk(KMA), situata nel territorio delle regioni di Kursk, Belgorod e Oryol. Il KMA è un ovale gigante con una lunghezza di 600 km da NW a SE, una larghezza di 150-200 km e un'area di circa 120mila kmq. Le riserve totali esplorate di minerali di ferro sono 66,7 miliardi di tonnellate con un contenuto di ferro dal 32-37 al 50-60%.

[Comune a tutti i depositi di formazione di quarziti ferruginose è: 1) corpi minerari di grande spessore, definiti 10-100 m; 2) una grande estensione di giacimenti minerari - centinaia di metri, pochi chilometri; 3) la loro composizione minerale approssimativamente omogenea è magnetite, ematite, martite].

Metalli non ferrosi. I più significativi sono Pechenga e Monchegorsk gruppi di depositi di solfuro rame-nichel associati a corpi di gabbronorite del primo Proterozoico. Si trova sullo Scudo Baltico (Penisola di Kola). I principali minerali minerali sono pentlandite, calcopirite, pirrotite e pirite. Nei depositi si distinguono minerali solidi e disseminati. Il contenuto di rame oscilla tra 0,5-1,5%, nichel - 0,5-5%, i minerali contengono metalli del gruppo del platino.

metalli rari. Luogo di nascita ( Lovozerskaja gruppo) di metalli rari (tantalio-niobati) sono confinati al massiccio zonale a strati concentrici di sieniti nefeline con lo stesso nome nella penisola di Kola. Il contenuto medio di Ta 2 O 5 è 0,15%, Nb 2 O 5 0,2%. Il minerale principale è la loparite, che contiene fino al 10% di Nb 2 O 5 , 0,6-0,7% Ta 2 O 5 e fino al 30% di terre rare del gruppo del cerio.

non metalli. Chibiny gruppo di depositi (Yukspor, Kukisvumchorr, Koashva ecc.) di minerali di apatite-nefelina è confinato nel massiccio delle sieniti nefeline con lo stesso nome nella penisola di Kola (Scudo Baltico). I depositi di minerali hanno una forma a foglio e lenticolare con una lunghezza da 2-3 a 6 km e uno spessore fino a 80 M. Il contenuto di apatite nel minerale è dal 10 all'80%, nefelina - dal 20 al 65%. Le riserve esplorate di minerali di apatite-nefelina sono di circa 4 miliardi di tonnellate con un contenuto di P 2 O 5 dal 7,5 al 17,5%. Questi minerali sono la principale fonte di materie prime per la produzione di fertilizzanti fosfatici. I depositi sono di natura complessa. La composizione minerale dei minerali è apatite, nefelina, sfene, titanomagnetite. L'apatite contiene anche Sr, TR, F, nefelina - Al, K, Na, Ga, Rb, Cs, sfene - Ti, Sr, Nb, titanomagnetite - Fe, Ti, V. Tutti questi componenti in uno o nell'altro almeno estratti durante il ridistribuzione tecnologica dei minerali di apatite-nefelina.

Tra gli altri minerali non metallici si segnalano: i graniti rapakivi dei massicci di Vyborg (Scudo Baltico) e Korosten (Scudo ucraino), le labradoriti (massiccio di Korosten), utilizzate come materiale di rivestimento; quarzite decorativa (deposito di Shokshinsky sullo scudo baltico); depositi di topazi nobili, morioni e citrini nei campi di pegmatite associati ai graniti del primo proterozoico in Volinia (scudo ucraino), ecc.

Minerali in un caso.

Materie prime di idrocarburi. Ci sono 3 grandi province petrolifere e del gas (OPP) sulla piattaforma dell'Europa orientale: Timan-Pechora, confinata nella sinclise omonima, Volga-Urals (anteclise con lo stesso nome), Mar Caspio (syneclise con lo stesso nome) .

Provincia del petrolio e del gas di Timan-Pechora superficie di 350mila mq. km ha circa 80 giacimenti di petrolio, gas naturale e condensati. Sono confinati a 8 complessi portatori di petrolio e gas (OGK): rosso terrigeno V-O, carbonato S-D 1 , terrigeno D 2 -D 3 f, carbonato D 3 , terrigeno C 1 , carbonato C 1 v 2 -P 1 , terrigeno-carbonato -alogeno P 1 -P 2 , terrigeno T. Le profondità di occorrenza dei giacimenti di petrolio e gas variano da 500-600 ma 2,5-3 km. I depositi più famosi sono Yaregskoe olio-titanio e Vuktylskoe condensato di gas.

Giacimento di petrolio e gas del Volga-Ural con una superficie di 700 mila kmq, ci sono circa 1.000 giacimenti. Sono confinati ai seguenti cinque complessi di petrolio e gas: carbonato terrigeno D 2 , carbonato D 3 -C 1 , C 1 terrigeno, carbonato C 2 -P 1 , carbonato-argilla-solfato-salino C 3 -P 2 . Gli orizzonti produttivi si trovano a profondità comprese tra 500 e 5.000 m All'interno della provincia sono stati scoperti 920 giacimenti di diverse scale, i più famosi dei quali Romashkinskoe, Bavlinskoe, Orenburg e così via.

Caspio OGP superficie di 500mila mq. km ha circa 100 depositi. Distingue due gruppi di OGK: portanti subsale e portanti sovrasale. Il gruppo subsale è rappresentato da 4 NGC: terrigeno D-C 1 , carbonato D 3 -C 1 , carbonato C 1 -C 2 , terrigeno C 2 -P; Il gruppo sovrasale contiene due condensati di petrolio e gas: terrigeno P 2 -T e carbonato-terrigeno J-K. Le profondità delle formazioni produttive variano da 300 a 3.300 m Il campo più famoso è Astrachan.

combustibile solido. Sul territorio della Piattaforma dell'Europa orientale sono presenti tre grandi bacini carboniferi (Mosca, Donetsk e Pechora) e due bacini di scisto (Baltico e Timan-Pechora).

Podmoskovny bacino di lignite. L'area totale di sviluppo dei giacimenti di carbone fino a una profondità di 200 m è di 120 mila kmq. Carboniferi sono depositi sabbioso-argillosi dello stadio Visean C 1 . Risorse geologiche generali - 11 miliardi di tonnellate, riserve di equilibrio nella somma delle categorie A + B + C 1 - 4,1 miliardi di tonnellate, C 2 - 1 miliardo di tonnellate, fuori bilancio - 1,8 miliardi di tonnellate.

Donetsk giacimento di carbone (Donbass). È limitato all'aulacogeno di Dnepr-Donetsk. Occupa un'area di 60 mila kmq. C 1 depositi terrigeni sono carboniferi. Il bacino è stato esplorato a una profondità di 1.800 m, fino a questa profondità le riserve totali di carboni condizionati sono stimate in 109 miliardi di tonnellate. Le riserve delle categorie industriali ammontano a 57,5 ​​miliardi di tonnellate, di cui antracite rappresenta il 24%, carbone gassoso - 48%, carbone da coke - 17%, carbone magro - 11%

Pechorsky (Vorkuta) bacino di carbone L'area è di circa 300 mila kmq. Si trova nella parte polare e subpolare della depressione Cis-Ural. I depositi terrigeni del Permiano inferiore e superiore sono carboniferi. La composizione del grado del carbone varia dal marrone all'antracite. Le riserve e le risorse geologiche totali sono stimate in 265 miliardi di tonnellate, di cui le riserve esplorate sono 23,9 miliardi di tonnellate

baltico piscina in ardesia. L'area di sviluppo del potenziale di scisto industriale è di circa 5,5 mila kmq. Si trova sul versante meridionale dello Scudo Baltico, principalmente sul territorio della regione di Leningrado e dell'Estonia. Sono produttivi i depositi carbonatici dell'Ordoviciano medio, tra i quali vi sono orizzonti di scisti combustibili (kukersites) spessi fino a 9 m, che rivestono importanza industriale. Le riserve totali esplorate di kukersite sono stimate in 9,3 miliardi di tonnellate.

Timano-Pechora piscina in ardesia. Si trova all'interno dell'omonima sincronia (Repubblica di Komi). È confinato ai depositi marini sabbioso-argillosi del Giurassico superiore, contenenti 3 orizzonti di scisti combustibili con uno spessore di 0,5-3,7 m. Ayuvinsky campo, le risorse previste dell'intero bacino sono stimate in 29 miliardi di tonnellate.

Metalli neri. I metalli ferrosi sono rappresentati da depositi di minerali sedimentari di ferro e manganese, che formano grandi bacini minerari, in sedimenti terrigeni marini del Paleogene e del Neogene.

Kerch (Kerch-Taman) pozza di minerale di ferro. Occupa un'area di 250-300 kmq nella penisola di Kerch in Ucraina e in parte nella penisola di Taman in Russia (regioni del Mar Nero). I minerali sono strati marini sabbiosi-argillosi del Pliocene (N 2) contenenti strati di minerale di ferro bruno fino a 25-40 m di spessore La maggior parte dei minerali ha una composizione oolitica. I principali minerali minerali sono idrogoethite e leptoclorito. Le riserve esplorate di minerali di ferro ammontano a 1,84 miliardi di tonnellate con un contenuto medio di ferro del 37,5%.

Ucraina meridionale (Nikopol) bacino del minerale di manganese. Si trova sul versante meridionale dello scudo ucraino e copre un'area di circa 5 mila kmq. I depositi più famosi sono Nicopol, Grande Tokmok. I depositi marini sabbiosi-limosi-argillosi marini dell'oligocene sono produttivi, in cui si trovano strati di 2-3 metri di minerali sedimentari di manganese. Si distinguono i seguenti tipi di minerali: ossido (contenuto medio di manganese 27,9%), ossido-carbonato (contenuto medio di manganese 25,0%) e carbonato (contenuto medio di manganese 22,0%). I principali minerali minerali dei minerali di ossido sono pirolusite, psilomelano, manganite, minerali di carbonato - rodocrosite di calcio, calcite di manganese. Le riserve di minerali di manganese in questo bacino ammontano a 2,5 miliardi di tonnellate.

Metalli non ferrosi. I depositi di metalli non ferrosi nella copertura della piattaforma sono rappresentati da bauxite.

Le bauxite sono presentate in Tichvin depositi e(regione di Leningrado), Onega del Nord area di bauxite (regione di Arkhangelsk) e in Timanskaja provincia della bauxite (Repubblica di Komi).

Le bauxiti Tikhvin e North Onega sono confinate in depositi terrigeni C 1.

Nella provincia del minerale di bauxite di Timan, lunga 400 km e larga fino a 100 km, Medio Timan e Sud Timan regioni di boxite. Le bauxiti della regione di Srednetimansky sono di età D 3 , sono confinate in argille limose e sabbiose multicolori idromicacee e caolinite-idromicacee, che sono crosta di agenti atmosferici su calcari dolomitici R 3 . I principali minerali minerali sono boehmite, diaspore, quelli minori sono camosite, goethite, ematite. La composizione chimica della bauxite è la seguente: Al 2 O 3 - 36,5-55,2%, SiO 2 - 2,7-12,3%, Fe 2 O 3 - 20,2-35%, modulo di silicio (Al 2 O 3 : SiO 2), che determina la quantità di allumina libera, varia da 3,5-4 a 20. Il membro portatore di bauxite della regione di Yuzhno-Timansky ha un'età del carbonifero precoce ed è rappresentato da argille caolino con strati di alliti e bauxiti di varie varietà. Le bauxiti hanno una composizione di caolinite-gibbsite-boemite, caolinite-boemite. La composizione chimica delle bauxiti: Al 2 O 3 - 40-70%, SiO 2 - 12-28%, Fe 2 O 3 - 3,6-12,6%, il modulo di selce varia da 1,5-5,5.

non metalli. Tra i minerali non metallici di grande importanza industriale si segnalano fosforiti, sali, pietre preziose e ornamentali.

baltico Il bacino di fosforite si trova nella parte nord-occidentale della sinclisi di Mosca, sul versante meridionale dello Scudo baltico, sul territorio della regione di Leningrado e dell'Estonia. L'area è di 15 mila kmq. I sedimenti dell'Ordoviciano inferiore sono fosfatici, rappresentati da un conglomerato roccioso a conchiglia di spessore variabile - da 1-2 a 8-10 m, in alcuni punti sovrapposto da un orizzonte di scisti bituminosi. Le riserve di bilancio di fosforiti sono 1,3 miliardi di tonnellate con un contenuto medio di P 2 O 5 12%.

Vjatsko-Kama il bacino di fosforite si trova nella parte centrale della placca russa (regione di Kirov). Occupa un'area di 1,9 mila kmq. I sedimenti fosfatici sono il Cretaceo inferiore, rappresentato da sabbia di quarzo-glauconite, in cui sono caricati noduli di fosforite di dimensioni variabili da 10 a 20-30 cm Le riserve di fosforite sono 2,1 miliardi di tonnellate con un contenuto di P 2 O 5 di 11-15 %.

Verchnekamsky il bacino salino si trova nell'avanfossa Cis-Ural, occupa un'area di 6,5 mila kmq. I depositi di confine P 1 e P 2 sono produttivi, rappresentati da una variegata formazione evaporitica carbonatica-sabbiosa-argillosa. Nella piscina vengono rilasciati sali di pietra, potassio e magnesio. I principali minerali dei sali sono alite (NaCl), silvina (KCl) e carnallite (MgCl 2 ·KCl 6H 2 O). Le riserve industriali di sale ammontano a 3,8 miliardi di tonnellate, in prospettiva - 15,7 miliardi di tonnellate.

Caspio il bacino salino occupa un'area di circa 600mila kmq, coincidente, in sostanza, con la provincia del petrolio e del gas del Caspio. Qui si conoscono circa 1.200 cupole saline (diapir), in cui lo spessore dei depositi salini raggiunge 8-11 km, diminuendo a 1,5-2 km o fino a incunearsi completamente negli spazi intercupola. I depositi dello stadio Kungurian P 1 sono prevalentemente salini. La composizione dei sali, insieme ad alite e carnallite, contiene anche polialite K 2 MgCa 2 4 2H 2 O e bischofite MgCl 2 6H 2 O. Sul territorio di questo bacino, anche le acque (salamoia) dei laghi Elton e Baskunchak sono saline . Le riserve totali di sale si stanno avvicinando ai 3 miliardi di tonnellate.

Arkhangelsk la provincia dei diamanti si trova a nord della piattaforma, sulla costa meridionale del Mar Bianco (regione di Arkhangelsk). I portatori di Alase sono tubi di kimberlite con età D 3 -C 1 . I depositi più famosi loro. Karpinsky, Lomonosovskoe e altri Le riserve di quest'ultimo si avvicinano a 230 milioni di carati.

Kaliningradsky La regione dell'ambra si trova sulla costa meridionale del Mar Baltico. L'ambra industriale è associata a placer secondari formatisi durante il lavaggio di sabbie glauconitiche-quarzifere e siltiti dell'Eocene superiore (Paleogene medio) con uno spessore di 0,5-20 m, che sono considerati depositi deltaici.

Le acque sotterranee. I depositi di acque sotterranee si trovano all'interno di una serie di grandi bacini artesiani - Caspio, Baltico, Pechora, Mosca, Volga-Kama e così via.

Inoltre, nella copertura della piattaforma è noto un gran numero di minerali comuni (miscele sabbia-ghiaia, ciottoli, calcari, marne, gesso, pietrisco), che vengono utilizzati come materiali da costruzione nell'edilizia industriale, civile e stradale, nella produzione di cemento, e altri scopi.

Piattaforma dell'Europa orientale (piattaforma russa) - una delle più grandi sezioni relativamente stabili della crosta continentale, una delle antiche piattaforme (pre-rifeane). Occupa il territorio dell'Europa orientale tra le pieghe caledoniane della Norvegia a nord-ovest, le pieghe erciniche degli Urali a est e le pieghe alpine dei Carpazi, della Crimea e del Caucaso a sud. Occupa una parte significativa dell'Europa orientale e settentrionale, dalle montagne scandinave agli Urali e dal Barents al Mar Nero e al Mar Caspio. Il confine della piattaforma a nord-est e a nord corre lungo la cresta del Timan e lungo la costa della penisola di Kola e, a sud-ovest, lungo una linea che attraversa la pianura dell'Europa centrale vicino a Varsavia e poi va a nord-ovest attraverso il Mar Baltico e il sud parte della penisola dello Jutland. Morfologicamente, la piattaforma dell'Europa orientale è una pianura, sezionata dalle valli di grandi fiumi (pianura dell'Europa orientale).

Nella struttura della piattaforma dell'Europa orientale, spiccano un antico basamento cristallino ripiegato pre-rifeo (principalmente careliano, di oltre 1600 milioni di anni) e una copertura sedimentaria (epicareliana) che giace tranquillamente su di esso. La fondazione della piattaforma dell'Europa orientale è composta da rocce sedimentarie e ignee piegate, altamente metamorfosate, su vaste aree convertite in gneiss e scisti cristallini. Ci sono aree all'interno delle quali queste rocce hanno un'età Archeana molto antica - più antica di 2500 milioni di anni (massicci Kola, Belomorsky, Kursk, Bugsko-Podolsky, Pridneprovsky, ecc.). Tra di loro ci sono i sistemi di piega careliana, composti da rocce dell'età proterozoica inferiore (2600-1600 Ma). In Finlandia e Svezia, corrispondono ai sistemi di piega Svecofenniani; Le prime formazioni precambriane all'interno della Svezia sudoccidentale, della Norvegia meridionale, nonché della Danimarca e della Polonia, subirono una profonda elaborazione nell'epoca gotica (circa 1350 milioni di anni) e dalslandiana (1000 milioni di anni). La fondazione sporge solo a nord-ovest (scudo baltico) e sud-ovest (scudo cristallino ucraino) della piattaforma. Sul resto, area più ampia, assegnata sotto il nome di Placca Russa, la fondazione è ricoperta da una copertura di depositi sedimentari.

Nella parte occidentale e centrale della placca russa, che si trova tra gli scudi baltico e ucraino, il basamento è relativamente rialzato e poco profondo, in luoghi sopra il livello dell'oceano, formando l'anteclise bielorussa e l'anteclise di Voronezh. Sono separati dallo scudo baltico dalla sineclise baltica (che si estende da Riga in direzione sud-ovest) e dallo scudo ucraino da un sistema di depressioni simili a graben dell'aulacogeno Pripyat-Dnepr-Donetsk, che termina a est con il Donetsk struttura piegata. A sud-ovest dell'anteclise bielorussa e ad ovest dello Scudo ucraino, lungo il confine sud-occidentale della piattaforma, si estende la zona di cedimento marginale (pericratonico) della Vistola-Dniester. La parte orientale della placca russa è caratterizzata da un basamento più profondo e dalla presenza di una spessa copertura sedimentaria. Qui spiccano due sinclisi: Mosca, che si estende a nord-est quasi fino a Timan, e Caspio (a sud-est) delimitata da faglie. Sono separati da un'anticlise Volga-Ural sepolta in modo complesso. La sua fondazione è divisa in sporgenze (Tokmovsky, Tatarsky, ecc.), Separate da aulacogene grabens (Kazan-Sergievsky, Verkhnekamsky). Da est, l'anticlisi Volga-Urali è incorniciata dalla profonda depressione marginale di Kama-Ufimskaya. Tra le anteclisi Volga-Ural e Voronezh, si estende il profondo aulacogeno di Pachelma Riphean, fondendosi a nord con la sinclisi di Mosca. All'interno di quest'ultimo, in profondità, è stato trovato un intero sistema di depressioni simili a graben rifei, con un attacco a nord-est e nord-ovest. I più grandi sono gli aulacogeni della Russia centrale e di Mosca. Qui, la fondazione della placca russa è sommersa a una profondità di 3-5 km e nella depressione del Caspio la fondazione ha la presenza più profonda (oltre 20 km).

La composizione della copertura sedimentaria della piattaforma dell'Europa orientale comprende depositi dal Proterozoico Superiore (Riphean) ad Antropogenico. Le rocce più antiche della copertura (Basso e Medio Rifeo), rappresentate da argille compattate e quarziti, sono presenti in depressioni marginali, oltre che in Finlandia, Svezia (Iotniano), Carelia e altre aree. Nella maggior parte delle depressioni profonde e degli aulacogeni, gli strati sedimentari iniziano con depositi del Medio o Alto Rifeo (argille, arenarie, lave basaltiche, tufi). Gli strati sedimentari della copertura sono disturbati in alcuni punti da dolci anse, da rilievi a cupola (volte) e allungati (pozzi), nonché da faglie. Il Devoniano e il Permiano si sviluppano nell'aulacogene Pripyat-Dnepr-Donetsk e gli strati salini del Permiano si sviluppano nella depressione del Caspio, che sono disturbati da numerose cupole saline.

I minerali di ferro sono associati alle rocce del seminterrato (bacino del minerale di ferro di Krivoy Rog, anomalia magnetica di Kursk, Kostomuksha in Carelia; "Kiruna" in Svezia, ecc.), minerali